Narodna in univerzitetna knjižnica v Ljubljani 115706 YU ISSN 0016-7789 Ljubljana 1990 YU ISSN 0016-7789 GEOLOGIJA GEOLOGIJA LETNIK 1988/89 KNflGA 31, 32 Str. 1 do 620 LJUBLJANA 1990 115706 GEOLOGIJA Zaradi zakasnitve pri oddaji člankov uredništvu izhajata 31. in 32. knjiga letnikov 1988 in 1989 z zakasnitvijo v enem delu. Tako smo prišli na tekoče pri izdajanju Geologije in pripravljamo že naslednjo številko za letnik 1990. Slovenska besedila za 31. in 32. knjigo je lektoriral Milan Pritekel]. V drugih jezikih napisani članki niso lektorirani in zanje odgovarjajo avtorji sami. Prevode v angleški jezik sta opravila Simon Pire in Milan Hamrla. Za strokovno vsebino vseh člankov so avtorji odgovorni sami Izdajatelja: Geološki zavod Ljubljana in Slovensko geološko društvo Glavni in odgovorni urednik: Stanko Buser, Geološki zavod Ljubljana, Dimičeva 14, Yu 61000 Ljubljana Uredniški odbor: Stanko Buser, Matija Drovenik, Miran Iskra, Dušan Kuščer, Anton Nosan, Mario Pleničar in Ljubo Žlebnik Naklada 1000 izvodov I - ur- Cena 300 din Tisk in vezava: Tiskarna Ljudske pravice, Ljubljana, Kopitarjeva 2, leto 1990 Financirata: Raziskovalna slmpntíst Slovenije in Geološki zavod Ljubljana GEOLOGIJA Owing to late submission of papers to the Editorial Board, the 1988 and 1989 issues of volumes 31 and 32 respectively were delayed and hence published as a single volume. Further volumes will be issued regularly, and the next one for the year 1990 is already in preparation. The papers in Slovene language of the present 31/32 volume were edited by Milan Pritekelj. Papers in other languages were not edited; the authors alone are responsible for the text. English translations were done by Simon Pire and Milan Hamrla. The authors themselves are liable for the contents of the papers Published by the Geological Survey and the Slovene Geological Society Editor-in-Chief: Stanko Buser, Ljubljana Geological Survey, Dimičeva 14, YU 61000 Ljubljana Editorial Board: Stanko Buser, Matija Drovenik, Miran Iskra, Dušan Kuščer, Anton Nosan, Mario Pleničar and Ljubo Žlebnik Printed in 1000 copies Price US $ 60.00 Printed by the Tiskarna Ljudske pravice, Ljubljana, Kopitarjeva 2, in 1990 Financed by the Research Community of Slovenia and the Ljubljana Geological Survey GEOLOGIJA 31, 32, 1-620 (1988/89), Ljubljana VSEBINA - CONTENTS ¡ r Čebulj, A. Geologi Geološkega zavoda Ljubljana v novih poslovnih prostorih............ 5 New premises for geological staff of the Geološki zavod Ljubljana ............ 7 Paleontologija - Paleontology Jelen, В. Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen.......... 11 The Karnian bivalves (Mollusca) from Lesno brdo, Slovenia, NW Yugoslavia and their paleobiological significance................................ 97 Jurkovšek, B. & Jelen, B. Fosilne školjke iz karnijskih plasti pri Orlah.........................129 Fossil lamellibranchs from the Carnian beds at Orle....................129 Goričan, Š. & Buser, S. Middle Triassic radiolarians from Slovenia (Yugoslavia)..................133 Srednjetriasni radiolariji Slovenije (Jugoslavija)......................164 Jamnik, A., Ramovš, A. & Turnšek, D. Heterastridium conglobatum Reuss, 1865 (?hidrozoj) v norijskem apnencu Kamniških Alp.............................................199 Heterastridium conglobatum Reuss, 1865 (?Hydrozoan) in the Norian Limestone of the Kamnik Apis (Slovenia, NW Yugoslavia) ........................199 Aladžova-Hrisčeva, K. & Pavšič, J. Nummulites and calcareous nannofossils from Lower Eocene beds in the area of Veliko Tâmovo (North Bulgaria).................................209 Kolar-Jurkovšek, T. New ostracod and conodont species from the Triassic strata of Slovenia (NW Yugosla- via) .............................................219 Nova ostrakodna in konodontna vrsta iz triasnih plasti Slovenije (NW Jugoslavija) . . . 222 Stratigrafija - Stratigraphy Ramovš, A. Stopnj e spodnj ega devonij a v Sloveni j i - novi predlog...................225 Stages of the Lower Devonian in Slovenia - the New Proposal...............225 Ramovš, A. Spodnjedevonijski in spodnjekarbonski konodonti v prodnikih spodnjepermijskega konglomerata pri Podlipoglavu, vzhodno od Ljubljane.................233 Lower Devonian and Lower Carboniferous Conodonts in the Pebbles of the Lower Permian Conglomerate at Podlipoglav, east of Ljubljana, Yugoslavia.........233 Ramovš, A. Razvoj ladinijske stopnje v severnih Julijskih Alpah....................241 Ausbildung der Ladin-Stufe (Mitteltrias) in den nördlichen Julischen Alpen.......253 Čar, J. Kotna tektonsko-erozijska diskordanca v rudiščnem delu idrijske srednjetriasne tek- tonske zgradbe .......................................267 Angular tectonic-erosional unconformity in the deposit's part of the Idrija Middle Triassic tectonic structure.................................282 Jurkovšek, B., Šribar, L., Ogorelec, B. & Kolar-Jurkovšek, T. Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp..............285 Pelagic Jurassic and Cretaceous beds in the western part of the Julian Alps .......306 Jelen, B., Mervič, H., Horvat, A. & Pavšič, J. Spremembe mikrofosilnih združb v oligocenu Zasavja...................329 Changes of the microfossil assemblages in the Oligocene of the Zasavje region......329 Jelen, B. Današnji pogled na biostratigrafijo..............................347 Biostratigraphy of today....................................347 Sedimentologija - Sedimentology Delvalle, D. & Buser, S. Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous to the Lower Eocene of SW Slovenia (Yugoslavia).................................351 Koch, R. Diagenetic features of limestones from the Cretaceous / Tertiary boundary of SW Slovenia (Yugoslavia)...................................395 Petrologija - Petrology Hinterlechner-Ravnik, A. Ultramafični vključki v granitu Čme na Koroškem v Sloveniji...............403 Ultramafic xenoliths in the granite at Čma na Koroškem in Slovenia...........403 Pamić, J., Injuk, J. & Jakšić, M. Prilog geokemijskom poznavanju gornjokredne bimodalne vulkanske asocijacije Pože- ške gore u Slavoniji (sjeverna Hrvatska, Jugoslavija)..................415 Some geochemical features of the Upper Cretaceous bimodal volcanic association from the Požeška Gora Mt. in Slavonija (northern Croatia, Yugoslavia)...........431 Limnologi] a - Limnology Schultze, E. Fallstudien zur Paläolimnologie...............................437 Case studies on paleolimnology................................507 Hidrogeologija - Hidrogeology Mencej, Z. Prodni zasipi pod jezerskimi sedimenti Ljubljanskega barja.................517 The gravel fill beneath the lacustrine sediments of the Ljubljansko barje.........549 Breznik, M. Development of the brackish karstic spring Almyros in Greece..............555 Sanacija zaslanjenega kraškega izvira Almyrosv Grčiji..................573 Geofizika - Geophysics Lapajne, J. Generalization of the Kövesligethy equation for non-circular macroseismic fields .... 577 Posplositev Kövesligethyjeve enačbe za nekrožna makroseizmična polja.........577 Geotermija - Geothermics Verbovšek, R. Geo termični model Krško-Brežiškega polja.................. ......581 Geothermal model for the Krško-Brežice Field.......................591 Zgodovina geoloških znanosti - History of geological sciences Faninger, E. Palnstorfova zbirka mineralov in kamnin..........................593 Palnstorfsche Mineralien- und Gesteinssammlung.....................603 Faninger, E. Neue Daten über die Entdeckung des Zoisits ........................609 Novi podatki o odkritju zoisita................................609 Nove knjige - Book reviews H. W. Flügel, F. P. Sassi & P. Grecala Eds.: Pre-Variscan and Variscan events in the Alpine-Mediterranean mountain belts............................617 Miruna Čanović & Ruža Kernend: Mezozoik podine Panonskog basena u Vojvodini.....617 Ulrich Lehmann & Gero Hillmer: Wirbellose Tiere der Vorzeit.................618 Hansgeorg Pape: Leitfaden zur Gesteinsbestimmung......................619 GEOLOGIJA 31, 32, 5-127 (1988/89), Ljubljana Geologi Geološkega zavoda Ljubljana v novih poslovnih prostorih New premises for geological staff of the Geološki zavod Ljubljana Avgust Čebulj Geološki zavod Ljubljana, Dimičeva 14, 61000 Ljubljana Današnji Geološki zavod Ljubljana je bil ustanovljen 6. maja 1946 kot samostojna geološka ustanova pri Ministrstvu za industrijo in rudarstvo, imenovana Geološki zavod za Slovenijo. Od takrat do danes je doživel več sprememb in preimenovanj. Že 8. julija 1948 je bil poimenovan Uprava LR Slovenije za geološke raziskave. Pomem- ben mejnik pa predstavlja leto 1952, ko je zavod po prihodu prvih diplomiranih geologov z ljubljanske Univerze začel normalno delovati. Po odločbi vlade LR Nova zgradba geologov in sodelavcev Geološkega zavoda Ljubljana New building from the front view Foto Miha Dobrin 6 Avgust Čebulj Slovenije z dne 4. julija 1952 se je Uprava LR Slovenije za geološke raziskave združila s Podjetjem za globinsko vrtanje v ustanovo s samostojnim financiranjem, imenovano Geološki zavod LR Slovenije v Ljubljani. Še istega leta se je po večkratnih selitvah ustalil v prostorih na Parmovi 33, katere je zasedal vse do septembra 1989. Leta 1952 je bilo na Geološkem zavodu zaposlenih 187 delavcev, od tega na področju geologije 22. Drugi pomembni mejnik v razvoju Geološkega zavoda predstavlja leto 1974, ko so bile ustanovljene tri temeljne organizacije združenega dela, in sicer: - Geologija, geotehnika in geofizika - Geotehnična in rudarska dela - Rudnik urana Žirovski vrh. Tozd Geologija, geotehnika in geofizika je takrat od Geološkega zavoda Ljubljana prevzel status znanstveno-raziskovalne organizacije s 110 delavci, od tega 56 z visoko izobrazbo. Leta 1979 je spet prišlo do organizacijskih sprememb Geološkega zavoda Ljubljana, ko je bilo ustanovljenih naslednjih šest temeljnih organizacij združenega dela: - Geologija, geotehnika in geofizika - Rudarska dela - Geotehnična dela - Vrtalno-minerska dela - Strojna proizvodnja in vzdrževanje - Komercialna dejavnost in Delovna skupnost skupnih služb. Taka organizacijska oblika obstaja še danes, s tem da naj bi se po zakonu o podjetjih v letu 1990 temeljne organizacije združenega dela preoblikovale v šest samostojnih podjetij, združenih v sestavljeno podjetje Geološki zavod Ljubljana. Tozd Geologija, geotehnika in geofizika pa naj bi preimenovali v Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko, ki je leta 1989 zaposloval 210 delavcev, od tega 114 z visoko, 64 s srednjo in 32 z nižjo izobrazbo. Zaradi izredno hitre rasti števila zaposlenih glede na potrebe gospodarstva smo morali reševati tudi prostorske probleme. Postopoma smo pridobivali poslovne prostore na Linhartovi 9 (Plava laguna), na Parmovi 37, na Glinškovi ploščadi in v Hotimirjevi 19. Skupaj s prostori na Parmovi 33 smo imeli na petih mestih 2693 kvadratnih metrov poslovnih prostorov. Jasno je, da je bilo delo v takih razmerah izredno težko. Odločitev o gradnji skupnih poslovnih prostorov za geologe in sodelavce pa je spomladi leta 1989 pospešila sodna odpoved za poslovne prostore na Parmovi 33, kjer so bili predvsem laboratoriji in knjižnica. Zaradi kratkega roka, ki nam je bil dan za izpraznitev prostorov v Parmovi 33, smo morali že pripravljeni načrt za gradnjo novih poslovnih prostorov, namenjenih celotnemu Geološkemu zavodu Ljubljana, v zelo kratkem roku spremeniti za potrebe tozda Geologija, geotehnika in geofizika. Za celoten objekt namreč ni bilo dovolj sredstev niti ga ne bi bilo moč zgraditi v tako kratkem roku. Od pridobitve gradbenega dovoljenja do vselitve v nove prostore je preteklo samo leto dni. Nova poslovna stavba na Dimičevi 14 s kletjo in šestimi nadstropji ima 4806 kvadratnih metrov površine. V vseh prostorih razen v drugem nadstropju, kjer imata svoje prostore vodstvo Geološkega zavoda in tozd Vrtalno-minerska dela, delajo geologi in njihovi sodelavci. Geologi Geološkega zavoda Ljubljana v novih poslovnih prostorih 7 Večnamenska dvorana v novi zgradbi omogoča tudi strokovna posvetovanja This commodious hall on the 6th floor is suitable for professional meetings, too Foto Miha Dobrin V novi stavbi smo posebno pozornost namenili laboratorijem. V pritličju in delno v kleti so geomehanski laboratoriji in hidrogeološki laboratorij, v prvem nadstropju pa so geološki laboratoriji. Površina vseh laboratorijev je 684 kvadratnih metrov. Prostori so najsodobneje urejeni in ustrezajo vsem predpisom za varno delo. Seveda pa bo potrebno nakupiti sodobno raziskovalno opremo, ki je v starih prostorih niti ni bilo mogoče namestiti. V šestem nadstropju je urejena knjižnica s čitalnico in dvorano z 72 sedeži. V četrtem nadstropju smo uredili modern račnalniški center. Jedro računalniške opreme je računalnik HP-9040A, ki teče pod UNIX operacijskim sistemom. V naš računalniški sistem je povezanih okoli dvajset osebnih računalnikov, nameščenih v kabinetih sodelavcev ter zunanji IBM-PC kompatibilni računalniki. Novi prostori so velika pridobitev ne samo za geologe in sodelavce Geološkega zavoda Ljubljana, ampak za vso slovensko geologijo. The precursor of the present Geološki zavod Ljubljana (Ljubljana Geological sVirvey) was established on May 6, 1946 as an independent geological authority, called the Geological survey of Slovenia and attached to the then Ministry of industry and mininig. The institution evolved gradually and on Jully 8, 1948 changed its name to become the Administration for geological investigations of the Republic Slovenia. Initially understaffed, it experienced a first impetus in 1952 v^hen an influx of young graduated geologists considerably improved the Administration's professional potential. On July 4, 1952, the Slovenian government decreed a merger of the Administration with the Enterprise for deep-drilling activities. The new financially 8 Avgust Čebulj independent institution was officially established as the Geological survey of Ljub- ljana, with headquarters in Ljubljana. The Survey's premises were changed several times until the greater part of the association settled in suitable offices and laboratories located on the Parmova street. No 33. It remained there till September 1989. In 1952 the Survey's staff numbered 187, of which 22 were geological profes- sionals. The next landmark of consequence in evolution of the Ljubljana Geological survey was the year 1974, when its three basic units were set on foot as separate organizations, each one covering a specific domain. These basic units were desig- nated: - Geology, geotechnics and geophysics, - Geotechnical and Mining activities, and - Žirovski vrh Uranium mine. At that time the unit Geology, geotechnics and geophysics had a total staff of 110 of which 56 were University graduates. It soon qualified for and was granted the status of a scientific research organization. However, in 1979 new organizational changes were introduced again, separating the diverse Survey's activities and creating the following six autonomous "basic organizations of associated labour": - Geology, geotehnics and geophysics - Mining - Geotehnical applications - Drilling and blasting - Equipment manufacturing and maintainance - Commerce and joint administration. This organizational form of the Survey exists still today. According to new legislation, expected to come in force in 1990, the same six basic organizations will be constituted as independent enterprises, but acting together as a joint liability com- pany under the common name of Geološki zavod Ljubljana. The basic unit Geology, geotechnics and geophysics will change the name to become the Institute of geology, geotechnics and geophysics. At present (1989) its staff numbers 210 professionals of which 114 are University graduates; the rest of them possess medium (64) and lower (32) qualifications. The quickly increasing employing of new professionals, dictated by the require- ments of the industry, produced growing accomodation problems in the Survey's premises. Additional offices had to be taken at rent. It happened that besides the headquarters on the Parmova street, offices at five detached localities in Ljubljana had to be engaged, covering altogether 2,693 m^ of office room. Such conditions obviously hampered the Survey's work and called for drastic solutions. The decision to build adequate own common premises was taken in spring of 1989, when a law-court notice to clear the headquarters on Parmova No. 33 was served to the Survey. The majority of labs, the library and archives with main offices were situated there. Since time was short, the original plan to erect a building to house the entire Geološki zavod Ljubljana had to be cut down in order to build adequate offices and facilities ma nly for the needs of the Geology, geotechnics and geophysics unit. This solution wa" dictated not only by temporal but also financial considerations. The time span in which all stages of construction were completed came up to just one year. Geologi Geološkega zavoda Ljubljana v novih poslovnih prostorih 9 The new working premises stand on the Dimičeva street No. 14 in Ljubljana. A modern six floor building commands a total space surface of 4,806 m^. Apart from the 2nd floor where the Management of the Geološki zavod Ljubljana and the Drilling and blasting unit are accommodated, all other rooms are occupied by the divisions and departments of the Geology, geotechnics and geophysics unit. Special consideration in new conditions has been paid to laboratories. The testing labs for soil and rock investigations in engineering foundation work are placed on the ground floor, together with the hydrogeological testing station. Geological laboratories, including geophysical lab for geoelectric, thermal and seismic measure- ments, are placed on the 1st floor. Total surface of laboratories amounts to 684 m^. In the modern outfitted rooms all safety standards have been fully taken into account. The old equipment is going to be supplemented by up-to-date measuring instruments and other utensils. The archives and library with a convenient reading-room are situated on the 6th floor where a metting-hall is located too, seating 72 people. A modern EDP center featuring HP 9040a computer running under UNIX mul- tiuser operating system is situated on the 4th floor. It is linked with about 20 individual PC computers in offices as well as with some IBM-PC compatibile outside computers. The newly established geological center is a valuable asset not just for the staff of the Geološki zavod Ljubljana but also for the entire Slovenian geology. GEOLOGIJA 31, 32, 11-127 (1988/89), Ljubljana UDK 562.02:551.761(497.12) = 863 Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen The Karnian bivalves (Mollusca) from Lesno brdo, Slovenia, NW Yugoslavia and their paleobiological significance Bogomir Jelen Geološki zavod Ljubljana, Dimičeva 14, 61000 Ljubljana Kratka vsebina Biostratinomska raziskava je pokazala, da moremo najdišče Lesno brdo obravnavati kot nahajališče fosilne biocenoze. Raziskovanje je potekalo po si- stemskih shemah sestave in delovanja združbe. Za označitev taksonomske in količinske sestave sem uporabil opisne in numerične metode. Vplive na sestavo združbe smo proučevali z geokemičnimi, sedimentološkimi in paleoekološkimi metodami. Da bi spoznal in pojasnil delovanje združbe, sem raziskoval funkcijo organizmov z metodo adaptivne funkcionalne morfologije kot odnosom med obliko organizma, okoljem, načinom življenja in evolucijo. Nastanka novih vrst in podvrst na nahajališču Lesno brdo ne uvrščam v selektivno, ampak v hitro simpatrično adaptivno speciacijo in subspeciacijo. Določen je bil tudi vpliv topo- grafskih in hidrografskih razmer na speciacijo in subspeciacijo ter evolucijsko konvergenco pri rodovih Trigonodus in Myophoria. Paleobiogeografske razlike in podobnosti v južnih Alpah imajo ekološki vzrok. Pogled v biofaciese in biokrono- logijo južnoalpskih nahajališč je opozoril na ekostratigrafijo in diakronost, dvoje pojmov, ki smo ju pri nas doslej premalo upoštevali. Abstract The performed biostratinomic investigation indicated that the locality Lesno brdo should be considered and studied as a locality of fossil biocoenosis. The investigation was carried out according to schemes of the composition and of functioning of the community. For establishing the taxonomical and quantitative composition of the community descriptive and numerical methods were used by the author. The influences on the composition of the community were studied by geochemical, sedimentological and paleoecological methods. To establish and understand the functioning of the community in ones existing ecosystem fossils were investigated by the methodology of adaptive functional morphology as the relations between the shape of the organism, environment, living habit and evolution. The origin of new species and subspecies in the Lesno brdo locality is Raziskava je bila napisana in predložena kot disertacijsko delo junija leta 1982, zato kasnejše reference niso upoštevane. Research work was brought to a conclusion and submitted as a thesis in June, 1982. Consequently, the references published later are left out of consideration. 12 Bogomir Jelen not placed into the selective, but into the fast sympatric adaptive speciation and subspeciation. Also the influence of topographical and hydrographical conditions on speciation and subspeciation, as well as on the evolutional convergence of genera Trigonodus and Myophoria was established. The paleobiogeographical differences and similarities in the region of the Southern Alps have an ecological reason. Insight into biofacies and biochronology of the southern alpine localities drew attention to ecostratigraphy and diacronicity, two notions to which in this country until recently hardly any attention was dedicated. Uvod V delu obravnavam fosilno školjčno favno na Lesnem brdu pri Drenovem griču (si. 1 a), ki so jo v preteklosti omenjali, vendar je ostala doslej neraziskana. V analizo fosilne makrofavne nahajališča sem se vključil: 1. s kartiranjem vseh izdankov na območju, kjer fosilonosne plasti izdanjajo. SI. 1. Položajni skici najdišč Lesno brdo pri Drenovem griču in Mlinše pri Zagorju (a) ter Log pod Mangrtom (b) Fig. 1. Generalized locality maps presenting the sample localities Lesno brdo near Drenov grič, Mlinše near Zagorje (a), and Log pod Mangrtom (b) Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 13 2. z določitvijo najprimernejših golic za vzorčenje glede na možnosti vodoravnih in navpičnih vzporejanj v prostoru, 3. s stratimetričnim snemanjem golic, 4. z natančnim vzorčenjem in biostratinomskim opazovanjem makrofavne, 5. z laboratorijsko preparacijo fosilov in 6. z načrtovanjem nadaljnje raziskave. Po kartiranju golic sem se odločil za stratimetrično snemanje in natančno vzorče- nje makrofavne na štirih golicah: 1. Groznik (Gr) (si. 2b, 3, 8) 2. Zahodni »črni« kamnolom (ZČK) si. 2 a, 4, 8) 3. Vzhodni »čmi« kamnolom (VČK) (si. 2 a, 5, 8) 4. Poskusni vsek (PV) (si. 2 a, 6, 8). 14 Bogomir Jelen SI. 3. Golica Groznik 1 (Gr 1) Fig. 3. Site Groznik 1 (Gr 1) SI. 4. Zahodni »črni« kamnolom (ZČK) Fig. 4. Site zahodni »čmi« kamnolom (ZČK) Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 15 SI. 5. Vzhodni »čmi« kamnolom 1 (VČK 1) Fig. 5. Site vzhodni »čmi« kamnolom 1 (VČK) 1 SI. 6. Golica »poskusni vsek« (PV) Fig. 6. Site »poskusni vsek« (PV) 16 Bogomir Jelen SI. 7. Položaj golic nahajališč Log pod Mangrtom (a) in Mlinše pri Zagorju (b) Fig. 7. Detailed location maps of the collecting sites at Log pod Mangrtom (a) and Mlinše near Zagorje (b) SI. 8. Geološka karta Lesnega brda 11 Holocen, 10 Tuval: klastični člen, 9 Tuval: karbonatni člen, 8 Jul: zgornji klastični člen, 7 Jul: karbonatni člen, 6 Jul: spodnji klastični člen, 5 Cordevol: sivi rožnati grebenski apnenec, 4 Cordevol: grobozmati sivi dolomit, 3 Langobard: tufski peščenjak, 2 Langobard: ploščati čmi apnenec, 1 Karbon in perm: kremenov peščenjak in konglomerat ter skrilavi muljevec Fig. 8. Geological map of Lesno brdo area 11 Holocene, 10 Tuvalian: clastic member, 9 Tuvalian: carbonate member, 8 Julian: upper clastic member, 7 Julian: carbonate member, 6 Julian: lower clastic member, 5 Cordevolian: gray and pink reef limestone, 4 Cordevolian: gray coarse sparry dolomite, 3 Langobardian: tuffaceous sandstone, 2 Langobardian: black platy limestone, 1 Carboniferous and Permian: quartz sandstone and conglomerate, and shale Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 17 18 Bogomir Jelen Podrobnost zaznav in pravilnost rezultatov analize sta odvisni od števila in velikosti vzorcev. V raziskavi fosiliziranih delov organizmov je ta odvisnost večja kot za recentne organizme, ker na značilnost paleontološkega vzorca vplivajo številni geološki dejavniki. Razpad mehkih delov organizma prizadene vse vzorce in enote v vzorcu enako. Trdi deli so lahko preneseni, zbrani na drugem kraju, sortirani ali kaotično razmeščeni, korodirani, polomljeni, raztopljeni, tektonsko zmaličeni ali preraščeni. Zato sem na makrofavni opazoval fizikalne, biološke in kemične tafo- nomske posledice in poskušal v okviru okoliščin dobiti čimvečjo populacijo vzorcev iz vodoravne in navpične smeri in čimveč primerkov fosilov v vzorcu. Stratimetrično snemanje in vzorčenje je potekalo sistematično od vključno corde- volskih do vključno tuvalskih plasti (si. 10-14). Od približno tisoč nabranih je bilo določenih sedemstodevetinšestdeset primerkov makrofavne. Drugi so ostali nedoločeni zaradi tektonske poškodovanosti. Nariv s severovzhoda (si. 8, 9) je močneje prizadel makrofavno v VČK. Poškodovana pa je tudi makrofavna v ZČK in PV. Za primerjalno raziskavo biotopov sem izbral nahajališči Log pod Mangrtom (si. 1 b, 7 a) in Mlinše pri Zagorju ob Savi (si. 1 a, 7 b). Na Lesnem brdu je biofacies, ki se popolnoma razlikuje od megalodontidne favne nahajališča Log pod Mangrtom. Biofacies nahajališča Mlinše pri Zagorju ob Savi je podoben tistemu na Lesnem brdu, toda tam manjka na Lesnem brdu prevladujoča trigonodusna favna. Zamišljeni načrt raziskave je omogočil paleobiološke, paleobiogeografske, pale- obiofacialne in biokronološke ugotovitve podane v naslednjih poglavjih. SI. 9. Geološka profila čez Lesno brdo. Razlaga znakov pri sliki 8 Fig. 9. Geological sections across the Lesno brdo terrain. For explanation see Fig. 8 Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 19 SI. 10. Stratigrafski stolpec Lesnega brda. Razlaga znakov na sliki 8 Fig. 10. Stratigraphie column of the Lesno brdo terrain. For explanation see Fig. 8 20 Bogomir Jelen o Školjčni preseki - Bivalve cross-cuts 3 Številko plasti - Layer number SI. 12. Stratimetrični stolpec golice PV Fig. 12. Stratimetric column of the collecting site PV Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 21 SI. 13. Stratimetrični stolpec golice ZČK. Legenda na si. 12 Fig. 13. Stratimetric column of the collecting site ZČK. For explanation see Fig. 12 22 Bogomir Jelen SI. 14. Stratimetrični stolpec golice VČK. Legenda na si. 12 Fig. 14. Stratimetric column of the collecting site VČK. For explanation see Fig. 12 Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 23 Dosedanje raziskave Prvi, ki je opisoval okamenine z Lesnega brda, je bil Hauer. Leta 1857 je opisal in upodobil vrsto Cardinia problematica, ki jo je kasneje Wöhrmann (1893) uvrstil v Trigonodus problematicus. Kossmat (1902) je tod raziskoval srednjekarnijske premoge. Poleg nove vrste Trigonodus camiolicus, ki jo je Bittner določil, ne pa tudi opisal in upodobil, Kossmat samo našteva naslednje vrste: Pachycardia rugosa, Myophoria keferste- ini, Pema bouei sedaj preimenovana v Bakevellia (Bakevellioides) bouei in Ostrea sp. V kritičnem pregledu karnijske školjčne favne Waagen (1907) odmeri vidno mesto našim okameninam iz okolice Idrije in Lesnega brda. Šele sedaj je prvič opisana in upodobljena na tabli, ki jo je pripravil že Bittner nova vrsta Trigonodus camiolicus Bittner in variacija Trigonodus camiolicus var. lata. Upodobil je tudi zelo lepe primerke vrste Trigonodus problematicus in Myophoria kefersteini z variaci- jama Myophoria kefersteini var. formalis in Myophoria kefersteini var. multiradiata. V tolmaču lista Škofja Loka-Idrija iz leta 1910 Kossmat ponovno navaja vrste: Pachycardia rugosa, Trigonodus camiolicus in Myophoria kefersteini. Rakovec (1955) doda že večkrat citiranim vrstam še vrsto Alectryonia montis caprilis, kasneje popravljeno v Lopha montiscaprilis. Grad inFerjančič (1976) omenjata z Lesnega brda školjčne vrste Pachycardia rugosa, Trigonodus camiolicus in Myophoria kefersteini. Geološka sestava nahajališča Lesno brdo Nad langobardskimi plastmi najdemo mikritni apnenec in sivi zrnati dolomit z apnenčevo algo Diplopora annulata Schafhäutl. Mikrit prehaja v sparit z bioturba- cijo. Korale postajajo navzgor vse pogostnejše. Pri vrhu dobi apnenec rožnati odtenek in gnezda vijoličnega in zelenega skrilavega glinovca. V zgornjih delih dobimo značilno grebensko združbo solitarnih in kolonijskih koral, alg, spužv, ehinodermov, hidrozojev in brahiopodov. Apnenec je nekoliko dolomitiziran. Sledi erozijska di- skordanca. Julijske sedimente na raziskovanem območju lahko razdelimo na tri litološke člene (si. 10): 1. zgornji klastični člen 2. srednji apnenčevo-laporni člen 3. spodnji klastični člen. Spodnji klastični člen leži transgresivno na cordevolskem apnencu in dolomitu. Ta člen začenja s transgresijskim brečastim konglomeratom s prodniki in kosi sivega ter rožnatega cordevolskega apnenca, ki jih veže vijolično glineno vezivo. Brečasti konglomerat je bil odložen na makropaleorelief. Navzgor je v njem prodnikov in kosov vse manj ter preide v rdečkaste, rumenkaste, sivo zelenkaste muljevce in meljevce do drobne peščenjake. V meljevcih so znaki navzkrižne plastnatosti. Spod- nji klastični člen sklene sivi peščeni lapor z vmesno polo biomikritnega apnenca s formaniferami iz rodu Involutina. V spodnjem klastičnem členu so tri plasti antracita (Kossmat, 1902, 102). Srednji apnenčevo-laporni člen obsega temne mikritne in biomikritne glinene apnence (75% karbonata) in apnence (94% karbonata) z vmesnimi plastmi črnega skrilavega laporja ter muljevca. 24 Bogomir Jelen V spodnjem delu je čmi apnenec debeloplastnat (70 do 150 cm), biomikriten s številnimi involutinami, redkimi troholinami in glomospirami ter posamičnimi odlomki apnenčeve alge Clypeina tesici Pantič. V najnižjem delu je plast jalovin- skega premoga. Sledi tankoplastnati (30 do 50 cm) temno sivi mikritni in biomikritni apnenec, v katerem so na začetku pogostni odlomki alge Clypeina besici. V njem sta mikroflora in mikrofavna zamrli. Skrilavi laporji in muljevci črne barve so v milimetrskih plasteh. Na začetku zgornjega dela skladovnice sta se odložili 20 cm debeli plasti drobno- plastnatega rdečkastorjavega peščenega laporja, ki bočno prehajata v skrilavi jalo- vinski premog. Apnenec zgornjega dela je biomikriten, v najvišjem delu tudi spariten s teksturami ptičjega očesa in debelo plastnat (60 do 120 cm). Vsebujejo številne foraminifere iz rodov Involutina in Trocholina ter odlomke alge Clypeina besici. Od vzhoda proti zahodu debelina plasti v zgornjem delu skladovnice pojenjuje, tako da dobimo med debelejšimi skladi ploščasti črni glineni apnenec in tanj še plasti peščenega laporja. Na prehodu v zgornji klastični člen je črni tankoplastnati lapor in črni ploščasti biokritni apnenec z redkimi involutinami in troholinami, odlomki alge Clypeina besici ter školjčnim drobirjem. Debelina apnenčevo-lapome skladovnice proti zahodu pojenjuje. Med skladi apnenca sta v spodnjem delu skladovnice črni lapor in muljevec z redkejšo školjčno favno. V srednjem delu lapor in muljevec vsebujeta redko školjčno favno, a v zgornjem delu bogato školjčno favno (si. 15). Apnenčevo-lapoma skladovnica je nastala v zelo plitvem zatišnem priobalnem delu lagune. Zgornji klastični horizont se začne z zelenim tufskim peščenjakom, ki mu sledi vijoličasti skrilavi muljevec. Navzgor so sivi, sivo zeleni in čmi skrilavi muljevci, sivo zelenkasti apnenčevi in tufski peščenjaki in konglomerati. Zaključi se s črnim skrilavim muljevcem. Zgornji klastični člen skoraj v celoti označujejo sivo zelenkasta obarvanost sedimentov zaradi večje ali manjše količine tufske primesi, često menjavanje sedi- mentacije ter količinsko prevladovanje peščenjakov nad muljevci. Člen je brez fosilne makrofavne. O starosti obravnavanega cikla sedimentov so pisali Grad in Ferjančič (1976, 36), Ramovš (1978, 145) in posredno Ramovš (1973, 384). V svoji razpravi Ra- movš (1973) na podlagi biostrati graf skih opazovanj mikroflore in mikro favne v Slo- veniji omenja mikrofosilno združbo foraminifer iz rodu Trocholina in alg Clypeina besici, značilno za plasti julske podstopnje v Sloveniji. Na julskem ciklu sedimentov je odložen nepopolno ohranjen cikel tuvalskih sedimentov. Na zgomjem julskem klastičnem členu ležita najprej gomoljasti ploščasti onko- idni apnenec s slabo razvitimi ooidi in odlomki alg solenopor ter črni biomikritni apnenec. Navzgor le-ta preide v oosparitni apnenec, ta pa v sivi mikritni apnenec z zelo redkimi foraminiferami cf. Duostomina in nedoločljivimi odlomki apnenčevih alg. Zgoraj ležeči sivi pelmikritni apnenec z iztrebki rakov Parafavreina thoroneten- sis Brönnimann et al. je nejasno debeloskladnat in ponekod pasnat. Pasnatost pogojuje množina peletov (Cigale, 1973, 29). Sedimenti nad pelmikritnimi apnenci so enolični vijolični skrilavi muljevec. Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 25 SI. 15. Odstotki makrofavne nabrane v fosilonosnih plasteh najdišča Lesno brdo Fig. 15. Abundance distribution of macrofavna in the fossiliferous unit of the Lesno brdo locality. Abundance data are expressed as relative percentages 26 Bogomir Jelen Poredkoma jih prekinjata pisani apnenčev peščenjak in apnenčevo kremenov konglo- meratični peščenjak s prodniki kremena. Megalodontidni in pasnati apnenec predlaga Ramovš (1978, 146) za standardni nivo v centralni Sloveniji, s katerim začenja spodnji tuval. Naš megalodontidni apnenec lahko vzporejamo litostratigrafsko, pa najbrž tudi kronološko (vsaj zgornje dele apnenca) z megalodontidnim debeloplastnatim apnen- cem in dolomitiziranim apnencem pri Rablju (Calcare di Conzen) in tanjše plastovi- tim dolomitiziranim apnencem in dolomitiziranim glinenim apnencem z evaporiti v Lombardiji (Fornazione di San Giovanni Bianco). Nad slednjimi so povsod odloženi klastični sedimenti aridne klime, rjavkasto vijolični ali zelenkasti muljevec, med katere je pri nas odložen konglomeratični peščenjak, na drugih dveh krajih pa lapor in glineni apnenec. V tem času je klastična sedimentacija aridne klime značilna za vse južne Alpe (Gaetani, 1979, 6). Prehod tuvalskih klastitov v morske karbonatne sedimente, kakršen je pri Borov- nici (Ramovš, 1978, 147), je tudi v širši okolici Lesnega brda. Sistematika, klasifikacija in taksonomija Izraze sistematika, klasifikacija in taksonomija sem rabil tako, kot jim je pomen določil Simpson (1961, 7-11). Sistematiko definira kot znanstveno raziskavo zna- čilnosti in raznolikosti organizmov ter sorodnih zvez med njimi. Klasifikacijo defi- nira kot urejanje organizmov v skupine glede na sorodnost. Taksonomijo pa definira kot osnovo, načela, proceduro in pravila, skratka teorijo klasifikacije. Klasifikacijske kvantitativne značilnosti Skoraj vsa makrofavna pripada razredu Bivalvia (95,5 %) in le dve razredu Gastropoda (0,5 %). Bivalvia so od skupno sedmih podrazredov zastopane z nasled- njimi štirimi podrazredi: Pteriomorphia, Palaeoheterodonta, Heterodonta, Anomalo- desmata. Manjkata podrazreda Palaeotaxodonta in Cryptodonta, ki živita še danes, in podrazred Rostroconchia, ki je izumrl v zgornjem triasu. Palaeoheterodonta so zastopane z 90,4% celotne favne, Pteriomorphia z 8,4%, Heterodonta z 0,5%. Preostalih 0,3 % pripada podrazredu Anomalodesmata. Pteriomorphia predstavljajo naslednji rodovi: 1. Modiolus (1,4% celotne favne) 2. Septiola (2,6% celotne favne) 3. Pinna (0,3 % celotne favne) 4. Bakevellia (1,6% celotne favne) 5. Amusium (0,5 % celotne favne) 6. Camptonectes (0,1 % celotne favne) 7. Lopha (1,9% celotne favne). Palaeoheterodonta predstavljajo naslednji rodovi: 1. Pachycardia (3,6% celotne favne) 2. Trigonodus (58,8 % celotne favne) 3. Myophoria (27,1% celotne favne) 4. Heminajas (0,4 % celotne favne) 5. Gruenewaldia (0,8 % celotne favne). Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 27 Podrazredu Heterodonta pripadajo: 1. Schafhaeutlia (0,1 % celotne favne) 2. Pseudomyoconcha (0,3% celotne favne) 3. Myophoricardium (0,1 % celotne favne). Problemi sistematike Trigonodidae (Pachycardiidae) in Myophoriidae zavzemajo torej dominantno mesto v klasifikacijski količinski sestavi favne in so osrednjega pomena za študij nahajališča. Družino Trigonodidae (Pachycardiidae) uvršča večina raziskovalcev v naddru- žino Unionacea (si. 16). Sistematsko pa njen položaj ni jasen. O problemih sistema- tike družine Trigonodidae (Pachycardiidae) in naddružine Unionacea sta pisala Newell in Boyd (1975, 82, 136). Položaj družine Myophoriidae v sistemu je jasen (si. 16). Unionacea in Trigoniacea sta konservantni skupini. V geološki preteklosti so predstavniki obeh skupin naselje- vali epirična morja. Unionacea so vedno kazale nagnjenost do sladke vode. Trigoni- acea pa so bile poikilohaline. Danes žive Unionacea izključno v sladkih vodah in Trigoniacea v hladnejši normalno slani morski vodi (Newell & Boyd, 1975, 59). Pojavili sta se nenadoma. Nezanesljive najdbe predstavnikov Trigoniacea so iz srednjega ordovicija, zanesljivo jih imamo v devoniju (Cox et al., 1969 b, N 471). Unionacea so kasnejše. Prve zanesljive najdbe predstavnikov Unionacea so iz triasa, nezanesljive iz permija (Cox et al., 1969 b, N 412). Danes živeče Unionacea so kozmopolitske s številnimi rodovi. Trigoniacea so preživele samo z avstralskim rodom Neotrigonia. Anatomske in morfološke razlike med danes živečimi predstavniki obeh naddru- žin so velike. Primitivni znaki (nespojena robova plašča, radialna razporeditev zob, mikrostruktura lupine) so skupni obema naddružinama. Newell in Boyd (1975, 84) ugotavljata podobnosti med sklepom zgornjetrias- nega in eocenskih predstavnikov Unionacea in mioforiidnim sklepom (si. 17, 18). Predpostavljata možno filogenetsko vez. Sklep v naddružini Unionacea je zelo spremenljiv. Zato bo treba še iskati dokaze za sorodstveno vez. Razlike v tipu škrg (Unionacea so Eulamellibranchiata, Trigoniacea pa Filibranchiata) in razporeditvi odtiskov nožnih mišic (si. 19 a, b) imata za znake specializacije. Predlagata združitev naddružin Unionacea in Trigoniacea v enoten ordo Trigonioida. Družina Trigonodidae (Pachycardiidae) ima veliko oblikovno podobnost z dru- gimi družinami v okviru naddružine Unionacea, še posebno z družino Unionidae. Podobne so si tudi v zgradbi in oblikovanosti sklepa. Skoraj enaki so si sklepi trigonodusov in triasnih unionoid. Že Waagen (1907, 154) je postavil izvor rodov Pachycardia, Trigonodus in Unio zelo blizu in v isti čas. Toda odtisi nožnih mišic pri predstavnikih družine Trigonodidae (Pachycardiidae) niso razporejeni kot pri Uni- onacea (si. 19 a), ampak podobno kot pri Trigoniacea (si. 19 b). Newell in Boyd (1975, 136) sta se odločila in prestavila Trigonodidae (Pachy- cardiidae) v naddružino Trigoniacea (si. 20). Sprememb, ki sta jih v klasifikaciji in sistematiki napravila Newell in Boyd (1975), Vokes (1980) v reviziji školjčnih rodov ni upošteval. Sledil je prejšnji klasifikaciji po Coxu s sodelavci (1969 b), ki jo upoštevam tudi jaz. 28 Bogomir Jelen Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 29 SI. 17. Zgradba sklepa eocenske vrste Unio sp. (Newell & Boyd, 1975) Fig. 17. Hinge of the Eocene Unio sp. (Newell &Boyd, 1975) t - sklepni zobje - hinge teeth SI. 18. Sklep vrste Trigonia sp. (Cox et al., 1969b) Fig. 18. Hinge of the Trigonia sp. (Cox et al., 1969b) t oznaka za zob - hinge teeth aa odtisek sprednje zapiralke - anterior adductor muscle scar pa odtisek zadnje zapiralke - posterior adductor muscle scar ppr zadnji nožni retraktor - posterior pedal retractor muscle scar 30 Bogomir Jelen SI. 19. Razporeditev pritrjališč nožnih mišic pri družini Unionidae (a) in Trigoniidae (b) po Coxu in sodelovcih (1969a) Fig. 19. Pedal musculature in Unionidae (a) and Trigoniidae (b). After Cox et al., 1969a арг sprednji nožni retraktor - anterior pedal retractor pe nožni elevator - pedal elevator pp pedalni protraktor - pedal protractor ppr zadnji nožni retraktor - posterior pedal retractor a odtisek zapiralke - adductor muscle scar SI. 20. Filetična divergence v naddružini Trigoniacea po Newell in Boyd (1975) Fig. 20. Phyletic divergence of the early Trigoniacea according to Newell and Boyd (1975) Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 31 Taksonomija na nivoju vrste, podvrste in populacije Paleobiološka raziskava školjčne favne nahajališča Lesno brdo temelji na takso- nomiji vrste, podvrste in na populaciji. Vrsto so od začetkov biološke znanosti do danes različno definirali. Prevladujejo štirje kriteriji vrste: 1. genetični, 2. fenetični, 3. nomenklaturni in 4. časovni. Glede na izbrani kriterij dobimo: 1. genospecies, populacije, ki izmenjujejo gene 2. taksospecies, fenetično podobne populacije 3. nomenspecies, osebke pod skupnim imenom in 4. paleospecies, vrsto v paleontologiji. Genetični koncept vrste obsega populacije, med katerimi teče izmenjava genov, ki pa so z reprodukcijsko prepreko izolirane od drugih populacij. Genospecies je večdimenzionalen, ker nastopa v prostoru in času (cf. Sneath & Sokal, 1973,363). Fenetični koncept vrste obsega fenetično podobne populacije nekega geograf- skega področja, ki se fenetično razlikujejo od populacij drugih vrst. Fenetični kriterij daje dve možnosti postavitve vrste: 1. vrsta kot najmanjša in najbolj homogena skupina osebkov, 2. fenetična skupina pod nivojem podrodu, ne glede na to, ali jo na stanje taksonomskih znakov lahko delimo naprej. Časovni koncept vrste je zasnovan na filetični postopnosti morfotipov v geolo- škem času. Drugih evolucijskih vektorjev, npr. adaptivne radiacije, časovni koncept ne vključuje, temveč so povsem naravno vključeni v genetični in fenetični koncept vrste. Nomenklaturni koncept vrste se najmanj uporablja. Klasificiranje organizmov na vrste, podvrste in še naprej na populacije izhaja iz zaznave, da je v naravi med organizmi relativna fenetična, geografska ali reproduk- cijska nepovezanost. Podvrsto, ki naj bi v naravi obstajala in imela določljive parametre, je še mnogo težje definirati kot vrsto. Mayrjevo definicijo, da je podvrsta skupek fenetično podobnih populacij vrste na nekem predelu geografskega področja, ki ga vrsta naseljuje in se taksonomsko razlikuje od drugih populacij vrste, je bila odklonjena kot neoperativna (cf. Sneath & Sokal, 1973, 365). Na nivoju podvrst nastopijo znatna prekrivanja stanj taksonomskih znakov. V biologiji uporabljajo tri pojme populacije (cf. Sneath & Sokal, 1973,366): 1. lokalizirane populacije, skupek fenetično podobnih osebkov vrste, ki za časa svojega življenja naseljujejo določen prostor; 2. lokalne populacije, v katerih se osebki križajo; 3. fenetično podobni osebki, ki jih loči od dragih osebkov iste vrste neka fene- tična lastnost. Taksonomsko delo temelji na taksonomskih znakih in njihovih stanjih. Tudi taksonomski znaki so različno definirani, npr.: vsaka lastnost pripadnika taksonu, v katerem se ali pa bi se lahko ločil od pripadnika drugega taksona ali: taksonomski znak je vsaka lastnost, ki se spreminja od organizma do organizma (cf. Sneath & Sokal, 1973, 71). 32 Bogomir Jelen Taksonomske znake v biologiji dele na: 1. morfološke zunanje in notranje, makroskopske in mikroskopske 2. fiziološke 3. kemične 4. vedenjske in 5. ekološke. V paleontologiji so uporabni morfološki, kemični in ekološki taksonomski znaki. Taksonomsko razlikovanje favne nahajališča Lesno brdo Tipološki koncept taksonomskega razlikovanja, ki temelji na vodilnih taksonom- skih znakih holotipa, sem uporabil za taksonomsko razlikovanje tistih morfotipov, pri katerih ni bilo mogoče raziskovati tendenc skupinskih znakov. Drugačen postopek je nastal za taksonomsko raziskavo tendenc skupinskih zna- kov. Nastanek izvedenega taksonomskega postopka je spodbudila ugotovitev mo- derne evolucijske sinteze, da vrsto v paleontologiji določa tudi fenetično-genetični kriterij. Nastali taksonomski postopek je zasnovan na ugotavljanju morfoloških mej, ki naj bi se skladale z mejami ekološke oziroma reprodukcijske izolacije. Na teh izsledkih je temeljila binominalna nomenklatura. Ker sem izhajal iz načela komple- mentarnosti kvalitativne in kvantitativne taksonomske analize, sem skupine z isto morfološko tendenco najprej označil kvalitativno in nato še biometrično. Dobljene skupine morfotipov sem naprej raziskoval z analizo adaptivne funkcionalne morfolo- gije. Le-ta more pokazati neodvisnost morfotipov, tj. ali je eden nujno del okolja drugega in ali so dovolj različni, da bi nanje lahko delovale različne selektivne sile. Zasedba ekološke niše je namreč korak v reprodukcijsko, gensko izolacijo. Nomenklaturno vprašanje vrstnega imena Myophoria kefersteini (Münster, 1837) Z uveljavljanjem prioritetnega pravila se pojavlja vprašanje vrstnega imena Myophoria kefersteini (Münster, 1837). Fantini-Sestinijeva (Univerza v Mi- lanu) je leta 1967 predložila spodaj razloženi problem Mednarodni komisiji za zoološko nomenklaturo. Keferstein je leta 1828 objavil Münstrovo ugotovitev, da je med fosilnim materialom iz nahajališča Rabel j nova vrsta Trigonia kefersteini podobna vrsti Trigonia vulgaris. Münster in Keferstein primerkov nista opisala in upodobila. Vrstno ime kefersteini naj bi zatorej bilo neveljavno. Isto vrsto je leta 1835 upodobil in opisal pod imenom Cryptina raibeliana Boué, ni pa vedel, da jo je ugotovil že Münster. Po nomenklatoričnih pravilih je vrstno ime »raibeliana«. Dve leti kasneje (1837) je Münster upodobil pod imenom Lyrodon kefersteini primerek, ki le malo spominja na tipično vrsto Myophoria kefersteini. Vsi kasnejši avtorji, razen Albertija (1864), so opuščali Bouéjevo poimenova- nje vrste in se oprijeli vrstnega imena kefersteini. Rodovni imeni Trigonia in Lyrodon sta se morali umakniti rodovnemu imenu Myophoria, ker spada ta rod v družino Myophoriidae in ne v družino Trigoniidae. Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 33 Fantini-Sestinijeva se je zavzemala, da bi se ohranilo ime Myophoria kefersteini kot nomen conservandum. Menim, da bi bilo najpravilnejše rodovno in vrstno ime Myophoira raibeliana, če upoštevamo nomenklatorična pravila. Kvalitativna taksonomska analiza (Paleontološki opisi) Klasifikacija nad klasifikacijskim nivojem vrste je prevzeta po Coxu s sodelavci (1969b). Zgradba sklepa školjčnih rodov, ki so osrednjega pomena za študij nahajališča Lesno brdo je prikazana na si. 21. Med paleontološkim! opisi so uporabljeni simboli, ki pomenijo: ap. k. - apikalni kot D - debelina školjke SI. 21. Zgradba sklepa školjčnih rodov, ki so osrednjega pomena za študij nahajališča Lesno brdo. Prirejeno po Waagnu, 1907 Fig. 21. Interval calcareous hinge structure of genera having essential meaning fot the study. Adapted from Waagen, 1907 I Glavni shizodontni zob v obeh lupinah - Main cardinal tooth II Drugi glavni zob desne lupine - Second cardinal tooth of right valve S Sprednji zob leve lupine - Anterior cardinal tooth of left valve s Sprednji zob desne lupine - Anterior teeth of right valve I Letvasti zobje - Posterior lateral teeth 34 Bogomir Jelen G - dolžina grebena hr - hrbtni rob L - dolžina školjke V - višina školjke vš - variacijska širina X ' - aritmetična sredina zzr - zadnji zgornji rob б - kot poševnosti lupine Pri opisih trigonodusnih vrst in podvrst so mere izpuščene, ker bodo statistično obdelane in prikazane v poglavju Biometrija. Phyllum Ameria Subphyllum Mollusca Classis Gastropoda Cuvier, 1797 Ordo Arhaeogastropoda Thiele, 1925 Familia Neritopsidae Gray, 1847 Genus Fossariopsis Laube, 1870 Fossariopsis cf. binodosus (Münster, 1841) Tab. 1, sl. 1 1892 Delphinulopsis binodosa Münster sp. - Kittl, str. 61 (124), tab. 1, sl. 24-25. 1899 Delphinulopsis binodosa (Mstr.) - Kittl, str. 30, tab. 1, sl. 24-25. 1959 Fossariopsis binodosa Münster - Leonardi & Fiscon, str. 28, tab. 2, sl. 21-22b, tab. 9, sl. 28a-b. Material : VČK 36: primerek z manjkajočim vrhom in ustjem. Opis : hišica je ekscentrično trohospiralna. Zavoji se hitro spuščajo. Ustje je na desni strani. Zadnji zavoj se močno razširi in še posebno hitro zniža. Mlajši zavoji so pomaknjeni proti levemu robu hišice. Suture so poglobljene, najbolj sutura zadnjega zavoja. Na spodnjem in zgornjem grebenu zadnjega zavoja so vidni ostanki vozlov. Mere: dimenzij ni mogoče podati zaradi manjkajočih delov hišice. Stratigrafska razširjenost: cordevol, rabeljske plasti (Leonardi & Fiscon, 1959, 91). Geografska razširjenost: Cortina d'Ampezzo, St. Cassian in Esino na južnem Tirolskem (Leonardi & Fiscon, 1959, 91; Kittl, 1899, 31), osrednja Slovenija (Lesno brdo). Familia Purpurinidae Zittel, 1895 Genus Tretospira Wöhrmann & Koken, 1892 Tretospira cf. multistriata Wöhrmann, 1892 Tab. 1, sl. 2 1892 Tretospira mMÍíísíriaía V. Wöhrmann sp. - Wöhrmann & Koken, str. 197, tab. 16, sl. 10-13. Material: Gr 2: dva primerka zadnjega zavoja s sifonalnim kanalom. Gr 3: del zadnjega zavoja. O p i s : hišica ima zelo visok zadnji zavoj z močno izstopajočim zgornjim robom, ki Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 35 poteka skoraj horizontalno na os hišice. Ustje je podaljšano v srednje dolg sifonalni kanal. Zadnji zavoj obkroža približno deset močnejših koncentričnih gub, med katerimi potekajo šibkejše gube. Mere : dimenzij ni mogoče podati zaradi manjkajočih delov hišice. Pripombe: opisana vrsta se loči od vrste Tretospira striata po šibkejši gubi, ki je vstavljena med močnejše gube. Stratigrafska razširjenost: rabeljski skladi (Wöhrmann, 1892, 197). Geografska razširjenost: severne Tiróle, Sehlem in St. Cassian na južnem Tirolskem, Lombardija (Wöhrmann, 1893, 678), osrednja Slovenija (Lesno brdo). Classis Bivalvia Linne, 1758 Subclassis Pteriomorphia Beurlen, 1944 Ordo Mytiloida Ferussac, 1822 Superfamilia Mytilacea Rafinesque, 1815 Familia Mytilidae Rafinesque, 1815 Subfamilia Modiolinae Keen, 1858 Genus Modiolus Lamarck, 1799 Subgenus M. (Modiolus) Lamarck, 1799 Modiolus (modiolus) paronai (Bittner, 1895) Tab. 1, si. 3-4 1895 Modiola Paronai nov. spec. - Bittner, str. 48, tab. 5, si. 19-20. 1966 Modiolus (Modiolus) paronai (Bittner, 1895) - Allasinaz, str. 645, tab. 41, sL 4-5. Material: Gr3: več poškodovanih obeh ali posameznih lupin. VČK 44: prime- rek leve lupine z manjkajočim ventralnoposteriornim krajem lupine. Opis : podolgovata, modiolidna oblika z gladko potekajočim, zmerno izbočenim hrbtnim in hrbtnim zadnjim robom. Zadaj je lupina široka. Višina lupine predstavlja 74 % njene dolžine. Mere (v mm): V L hr V/L hr/L 14,5 19,3 10,2 0,74 0,53 Pripombe: pri vrsti Modiolus (Modiolus) raiblianus predstavlja višina lupine 56-59% njene dolžine, nadalje ima M. (Modiolus) raiblianus večjo in trikotno poste- rodorzalno krilo. Septiola pygmaea je dosti manjša. Stratigraf ska razšir j enost : cordevol, jul (Allasinaz, 1966, 646). Geografska razširjenost: St. Cassian in Cortina d'Ampezzo na južnem Tirolskem, Libija, Argentina (Allasinaz, 1966, 646), osrednja Slovenija (Lesno brdo). Mytiliformes incertae sedis van de Poel, 1959 Genus Septiola Bittner, 1895 Septiola pygmaea (Münster, 1841) 1895 Modiola {Septiola n. subgen.) pygmaea Münst. spec. - Bittner, str. 45, tab. 5, si. 2-5, 7. 1966 Septiola pygmaea (Münster, 1841) - Allasinaz, str. 647, tab. 41, si. 12-14. 36 Bogomir Jelen Material: Gr3: med drobirjem modiolidno oblikovanih lupin je bila določljiva le ena dobro ohranjena leva lupina. Preostali drobir pripada verjetno isti vrsti in vrsti Modiolus (Modiolus) paronai. Opis: zelo majhna mitiloidna oblika, ki je ob vrhu močno konveksna, zadaj sploščena, kratka in lepo zaokrožena. Ventralni rob je rahlo ubočen, zgornji najprej raven, nato pa rahlo izbočen. Višina lupine meri 74 % njene dolžine. Mere (v mm): V L hr V/L hr/L 3,8 5,9 3,1 0,74 0,53 Pripombe: zaradi močne grbavosti ob vrhu ter širokega, ploskega in gladko zaokroženega zadnjega dela lupine, jo težko zamenjamo z drugo vrsto. Podrod Modiola (Septiola) je Bittner (1895, 45) priključil družini Mytilidae. Van den Poel (cf. Allasinaz, 1966, 647) je opazil ligamentni nastavek, kar je podrod približalo rodovom Dreissena, Sinomytilus, Pachymytilus, Coxesia, Septimy- olina in Semuridia, združenim v Mytiliformes incertae sedis. Stratigraf ska razšir j enost : cordevol, jul (Allasinaz, 1966,650). Geografska razširjenost: Schiern na južnem Tirolskem, Lombardija, Ra- belj in zunaj Evrope (Allasinaz, 1966, 650), osrednja Slovenija (Lesno brdo). Superfamilia P inn a cea Leach, 1819 Familia Pinnidae Leach, 1819 Genus Pinna Linne, 1758 Subgenus P. (Pinna) (Poli, 1791) Pinna (Pinna) tommasii Wöhrmann & Koken, 1892 Tab. 1, sl. 5 1892 Pinna Tommasii n.sp. - Wöhrmann & Koken, str. 177, tab. 10. sl. l-2a. 1964 Pina iommasii Woehermann & Koken - Allasinaz, str. 208, tab. 12, sl. 8-10. 1966 Pinna fPinnaj iommasii Woehrmann & Koken-Allasinaz, str. 649, tab. 42, sl. 1-2. Material: Gr3: stisnjeni, slabo ohranjeni levi lupini. Opis : lupina je podolgovato trikotne, strehaste oblike, s topim grebenom, pote- kajočim od vrha nazaj. Greben deli lupino na večji spodnji in manjši zadnji del. Od vrha nazaj se žarkovito širijo drobne linije. Mere : apikalni kot znaša približno 11°. Drugih dimenzij zaradi slabe ohranjeno- sti ni mogoče podati. Pripombe : opisana vrsta se razlikuje od vrste Pinna (Pinna) raibliana Parona, ki ima večji apikalni kot (30-35°) in močnejše, vozlaste radialne linije. Wöhrmann in Koken (1892, 178) poročata pri opisu nove vrste o neornamen- tiranih lupinah. Allasinazova (1966, 650) omenja drobna, pod lupo dobro vidna radialna rebrca, ki jih kažeta tudi naša primerka. Stratigraf ska razširjenost: cordevol, jul (Allasinaz, 1966, 650). Geografska razširjenost: Sehlem na južnem Tirolskem, Lombardija, Ra- bel] in izven Evrope (Allasinaz, 1966, 650), osrednja Slovenija (Lesno brdo). Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 37 Ordo Pterioida Newell, 1965 Subordo Pteriina Newell, 1965 Superfamilia Pteriacea Gray, 1847 Familia Bakevellidae King, 1850 Genus Bakevellia King, 1848 Subgenus B. (Bakevelloides) Tokuyama, 1959 Bakevellia (Bakevelloides) pallium (Stoppani, 1857) Tab. 1, si. 6-7 1893 Gervilleia pallium Stopp. - Wöhrmann, str. 659. 1964b Bakevellia (Neobakevellia) pallium (Stoppani, 1857) - Allasinaz, str. 692, tab. 54, si. 1-11. Material: VČK 44: pet slabo ohranjenih levih in desnih lupin, dobro ohranjena leva lupina. Značilnosti: lupina vrste Bakevellia (Bakevelloides) pallium je oblikovana kot obrnjen trapez. Močno je razvito plosko, trikotno zadnje ušesce. Tudi sprednje ušesce je izrazito in zelo jasno ločeno od trupa lupine. Zadnji rob lupine je široko zaokrožen in je plosk. Široko ligamentno polje (5,1 mm) nosi šest podolgovatih plitvejših ligamentnih brazd, ki so pravokotne na dorzalni rob, zadnje tri teže k zaokroženosti. Pred prvo brazdo ležita dva poševna, glavna sprednja zoba. Zadnji stranski zob leži skoraj horizontalno, nad njim je izrazitejša zobna jamica. Mere (v mm): natančno je mogoče izmeriti le kot poševnosti lupine (б) in dolžino lupine. L б 36,3 57° Pripombe: od drugih vrst tega rodu se razlikuje opisana vrsta po sklepu, številu in obliki ligamentnih brazd ter po kotu poševnosti. Stratigrafska razširjenost: vrsta je zelo pogostna v julskih plasteh (Al- lasinaz, 1964b, 693). Geografska razširjenost: Lombardija (Allasinaz, 1964b, 693), osrednja Slovenija (Lesno brdo). Bakevellia (Bakevelloides) meriani musculosa (Stoppani, 1857) Tab. 1, si. 9-10 1893 Gervilleia musculosa Stopp, in litt. - Wöhrmann, str. 659. 1964b Bakevellia (Neobakevellia) meriani musculosa (Stoppani, 1857) - Allasi- naz, Str. 690, tab. 53, si. 10-15. Material: Gr 11: polovica leve lupine z nepoškodovanim ligamentnim poljem, Gr 13: leva lupina. O p i s : iz ohranjenega dela razberemo, da je bila to ožja podolgovata, dokaj poševna romboidna oblika z majhnim, toda robustnim sprednjim ušescem. Zadnje ušesce je ozko, plosko, brez podaljševanja nazaj. Ozko ligamentno polje (1,5 mm) nosi štiri plitve, nekoliko poševno nazaj postavljene ligamentne brazde. Zadnje ušesce ima izrazit poševen zob. Mere (v mm): V L б 15,1 38° 38 Bogomir Jelen Stratigraf ska razširjenost: je redkejša julska podvrsta (Allasinaz, 1964b, 692). Geografska razširjenost: Lombardija, (Allasinaz, 1964b, 692), osred- nja Slovenija (Lesno brdo). Bakevellia (Bakevelloides) bouei (Hauer, 1857) Tab. 1, sl. 11-12 1889 Gervilleia Bouei v. Hauer sp. - Wöhrmann, str. 207, tab. 7, sl. 16-18. 1893 Gervilleia Bouei v. Hauer sp. - Wöhrmann, str. 659. 1966 Bakevellia (Neobakevellia) bouei (Hauer, 1857) -Allasinaz, str. 653, tab. 42, sl. 10-11. Material: Gr 13: leva in desna lupina z nepoškodovanim ligamentnim poljem. VČK 44: desna lupina. Opis: lupina brez ušesc je ozka, podolgovata, kapljičasta, ima veliko in nazaj štrleče zadnje ušesce in robustno, pravokotniku podobno sprednje ušesce. Liga- mentno polje je izredno široko (10,5mm), v sprednjem delu močno segajoče prek umbonalne votline. Nosi deset globokih, ozkih, dolgih, pravokotno na dorzalni rob postavljenih ligamentnih brazd. Pod vrhom, na spodnjem robu ligamentnega polja, so manjše zobne izbokline. Mere (v mm): zaradi stisnjenosti lupine je mogoče natančno podati le dolžino in kot poševnosti lupine. L б 44 65° Pripombe: zelo značilna je hitra zaključitev umbonalne votline v sprednjem zgomjem koncu, ki ne seže tako daleč v sprednje ušesce kot pri primerku, upodoblje- nem na Allasinazovi (1966, tab. 42, sl. 11) ali pri Wöhrmannu (1889, tab. 7, sl. 17). Stratigrafska razširjenost: pogosta vrsta tuvalske podstopnje (Allasi- naz, 1966, 654). Geografska razširjenost: severne apneniške Alpe (horizont s Sphaeroco- dium). Južne Tiróle (Heiligenkreuz), Lombardija, Rabelj (Wöhrmann, 1893, 652; Allasinaz, 1966, 640). Izlokalnosti Lesno brdo jo omenja že Kossmat (1902,153). Superfamilia Pectinacea Rafinesque, 1815 Familia Pectinidae Rafinesque, 1815 Genus Amusium Röding, 1798 Amusium filosum (Hauer, 1857) Tab. 2, sl. 1 1893 Pecten filosus V. Hauer - Wöhrmann, str. 653. 1972 Entolium filosus (Hauer, 1857) - Allasinaz, str. 310, tab. 30, sl. 8-9. 1966 Ammusium filosum (Hauer, 1857) - Allasinaz, str. 666, tab. 45, sl. 6-12, tab. 46, sl. 1-4, tab. 47, sl. 1. Material: VČK 44: levi, poškodovani lupini in cela lupina. Opis: značilen je dolg, enakomerno in široko zaokrožen ventralni rob, ki daje Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 39 lupini diskoidno obliko. Lupina je skoraj enako visoka kot dolga. Ušesca imajo obliko pravokotnega trikotnika, njihovi pokončni robovi pa se pričenjajo na polovici zadnjega hrbtnega in sprednjega hrbtnega robu. Dorzalni rob je raven. Tam, kjer je ohranjena zunanja plast lupine, vidimo samo koncentrično poteka- joče gube, če pa je odstranjena, se pokažejo drobna radialna rebrca. Mere (v mm): V L hr V/L hr/L ap. k. 27,8 29,8 17,9 0,93 0,59 110° Pripombe: od vrst rodu Entolium se loči opisana vrsta po dorzalnem robu, ki pri rodu Entolium seže na konceh preko vrha. Rod Camptonectes pa ima močno nesimetrično desno lupino in na sprednjem ušescu globoko bisusno zajedo. Stratigrafska razširjenost: vrsta je pogostna v julski in v spodnjem delu tuvalske podstopnje (A 11 a s i n a z, 1966, razpredelnica 1). Wöhrmann (1893,653) jo imenuje »vodilni fosil zgornjega horizonta rabeljskih skladov«. Geografska razširjenost: Lombardija, Schiern, Rabelj, osrednji Apenini, Dinaridi, Madžarska, zunaj Evrope (Allasinaz, 1966, razpredelnica 1), osrednja Slovenija (Lesno brdo). Genus Camptonectes Agasis & Meek, 1864 Subgenus C. (Camptochlamys) Arkell, 1930 Camptonectes (Camptochlamys) zitteli (Wöhrmann & Koken, 1892) Tab. 2, si. 2 1892 Pecten Zitteli n. sp. - Wöhrmann & Koken, str. 173, tab. 8, si. 12-15. 1893 Pecten Zitteli v. Wöhrm. - Wöhrmann, str. 654. 1907 Pecten (Entolium) Zitteli v. Wöhrmann - Waagen, str. 107. 1966 Camptonectes (Camptochlamys) Zitteli (Wöhrmann & Koken, 1892) - Allasi- naz, Str. 660, tab. 44, si. 1-2. Material: Gr3: desna lupina z odtisom sprednjega ušesca. Opis: nesimetrična lupina ima razpotegnjeni sprednji zgornji rob in je enako visoka kot dolga. Ušesci sta veliki, na odtisu sprednjega ušesca se vidi, da je imel globoko bisusno zajedo. Zadnje ušesce ima obliko pravokotnega trikotnika z vijuga- sto zadnjo stranico, ki seže do izteka zgornjega zadnjega robu. Sprednji in zadnji rob se ne razhajata, zato lupina ni tako široka kot pri vrsti Amusium filosum, ampak je bočno stisnjena. Zadnji rob je nekoliko daljši od sprednjega. Drobne koncentrične linije prečkajo šele pod lupo opazne, široke in zaobljene gube. Mere (v mm): V L V/L ap. k. 20,6 20,6 1 90° Pripombe: podrod Camptochlamys ločimo od drugih podrodov po ornamenta- ciji, ki je podobno mrežasto skulpturirana kot pri rodu Chlamys. Naš primerek je enkrat večji od primerkov iz Lombardije. Wöhrmann in Koken (1892, 173, tab. 8, si. 12) zamenjujeta levo in desno lupino. Lupina na si. 12 je leva in ne desna. Stratigrafska razširjenost: julska podstopnja (Allasinaz, 1966, 661). Geografska razširjenost: Schiern, Cortina d'Ampezzo na južnem Tirol- skem, Lombardija, Rabelj (Allasinaz, 1966, 661), osrednja Slovenija (Lesno brdo). 40__ Bogomir Jelen Subordo Ostreina Ferussac, 1822 Superfamilia Ostreacea Rafinesque, 1815 Familia Ostreidae Rafinesque, 1815 Subfamilia Lophinae Vyalov, 1936 Genus Lopha Röding, 1798 Lopha montiscaprilis (Klipstein, 1843) Tab. 1, sl. 8; Tab. 2, sl. 3 1889 Ostrea (Alectryonia) montis caprilis Klipst. - Wöhrmann, str. 220, tab. 6, sl. 1-3. 1893 Ostrea (Alectryonia) montis caprilis Klipst. - Wöhrmann, str. 650. 1901 Ostrea montis caprilis Klipst. - Bittner, str. 74, tab. 6, sl. 14-18. 1966 Lopha montiscaprilis (Klipstein) - Allasinaz, str. 640. 1971 Lopha montíscapriíis (Klipstein, 1843) - Stenzel, str. N1055, sl. J62, 2a-2j. Material: Gr 13, Gr 11, VČK 8, ZČK 22, ZČK 36: 14 levih in desnih lupin, nedoraslih ali nerazvitih osebkov. O p i s : lupina je podolgovata, trikotne, ovalne oblike. Nekateri primerki imajo na površini nesimetrično razporejena vijugasta, visoka in ostra rebra, pri drugih pa so simetrično razporejena. Rebra se od vrha proti zadnjemu delu dihotomno dele. Leva, pritrjena lupina je ob vrhu bolj izbočena kot v preostalem delu, desna, ki služi kot pokrovna lupina, pa je rahlo ubočena. Na vrhu leve lupine je pritrjevalna (kseno- morfna) ploskev. Notranjščina je vidna na majhni levi lupini. Ohranjen je del podolgovatega ligamentnega polja. Na polovici lupine je ob desnem robu večji, okrogel mišični odtisek, razdeljen v dve polji: manjše notranje in večje zunanje. Pripomba : nekateri primerki imajo zelo simetrično razporejene in ravno pote- kajoče gube, kolikor lahko razberemo iz ohranjenega dela. Isto vidimo pri vrsti Lopha calceoformis (Broili) (Stenzel, 1971, N1055, sl. J62, 3a-3c), vendar Sten- zel (1971) meni, da primerki, ki jih je upodobil Broili, zaradi svoje slabe ohranjenosti niso primerni za določitev nove vrste. Stratigrafska razširjenost: cordevolska do tuvalska podstopnja (Le- onardi & Fiscon, 1948,45; Allasinaz, 1966,640). Geografska razširjenost: torerske in karditske plasti v Severnih apneni- ških Alpah, Monte Caprile in Heiligenkreuz na južnem Tirolskem, Cortina d'Am- pezzo (Leonardi & Fiscon, 1948, 45), Rabelj (Wöhrmann, 1893, 650, 651), Bakonski gozd na Madžarskem (veszpremski laporji) (Bittner, 1901, 4), osrednja Slovenija (Lesno brdo). Lopha sp. Tab. 2, sl. 4-5 Material: Gr 13: dobro ohranjena desna lupina. Opis: lupina je enakostranična, sploščena in kratka, z dolgim, rahlo ločnim cikcakastim zadnjim robom. Deset reber je močnih, visokih in ostrih. Potekajo ravno in rahlo navzven. Dihotomne delitve skoraj ne opazimo, cepi se le desno, predzadnje rebrce. V bližini ventralnega roba poteka koncentrična vdrta linija. Na notranji strani sta globoka, umbonalna votlina in visoko nad lupino dvignjen, kratek nastavek za resilium. Pripomba: v dostopni literaturi nisem našel podobne oblike. Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 41 Stratigrafska razširjenost: jul - vrhnji del apnenčevo-lapornoskrilave skladovnice. Geografska razširjenost: osrednja Slovenija (Lesno brdo). Subclassis Palaeoheterodonta Newell, 1965 Ordo Unionoida Stoliczka, 1871 Superfamilia Unionacea Fleming, 1828 Familia Trigonodidae Modeli, 1942 (Pachycardiidae Cox, 1961) Genus Pachycardia Hauer, 1875 Pachycardia rugosa Hauer, 1857 Tab. 2, si. 6-9 1892 Pachycardia Haueri v. Mojs. - Wöhrmann & Koken, str. 187, tab. 6, si. 8-14. 1907 Pachycardia rugosa Hauer- Waagen, str. 6, tab. 25, si. 1-17, tab. 26, si. 1-11. 1966 Pachycardia rugosa Hauer, 1857 - Allasinaz, str. 679, tab. 48, si. 9-10. Material: Gr 17: 28 celih in posameznih lupin. Največkrat manjka zadnji del lupine. O p i s : trikotna, klinasta, navzad razpotegnjena lupina z vzdignjenim, močnim, podvitim, prosogirnim vrhom. Izbočenost je najmočnejša takoj za sprednjim robom ob vrhu. Za izbočenim delom lupine sledi ozek, ventralno pa zelo širok plitek jarek, ki se začne takoj za vrhom. Zadaj se lupina močno zoži in se konča s kratkim ločnim zadnjim robom. Na slabotnem grebenu se lupina pri vrhu ostro prelomi in podvije proti zadnjemu zgornjemu robu. Sprednji rob se v loku hitro spusti in se spoji spredaj s konveksnim, zadaj pa z ubočenim trebušnim robom. Lunula je srčasta, omejena z enako oblikovano zarezo. Leva lupina nosi velik, štrleč, ozek trikotni glavni zob, ki ga loči od manjšega, koničastega sprednjega zoba velika, globoka zobna jamica. V levi lupini je še zadnji letvasti zob, ki je vzporeden s posterodorzalnim robom in se nadaljuje v glavni zob. V desni lupini je glavni zob potisnjen pred vrh in stoji poševno nazaj. Čez veliko zobno alveolo poteka izpod vrha dolg, oster zadnji letvasti zob. Lupino pokrivajo drobna, gosta in ostra koncentrična rebrca. Mere (v mm): V L D zzr V/L zzr/L vš 23,1-36,3 32,5-49,1 27,5 25,1-40,2 0,74-0,76 0,78-0,85 X 29,3 40,5 - 31,8 0,75 0,81 Pripombe: primerki z Lesnega brda imajo nizko postavljen vrh in dolgo lupino. Primerki z Vojskega pri Idriji so visoki in kratki, z močno dvignjenim vrhom, zaradi česar so podobni vrsti Pachycardia haueri Mojsisovics. Waagen (1907,6) je prištel vrsto Pachycardia haueri vrsti P. rugosa. Stratigrafska razširjenost: cordevol, jul (A 11 a s i n a z, 1966,679). Geografska razširjenost: Hauer jo omenja 1. 1857 z Medvedjega brda in iz Podobnika pri Idriji (cf. Waagen, 1907, 6), Kossmat iz Bruš pri Idriji in Drenovega griča (cf. Waagen, 1907, 8; Kossmat, 1902, 152). Zelo pogosta je v Lombardiji, St. Cassianu, v Seiskih Alpah in na schlemskem platoju (Allasinaz, 1966, 679; Wöhrmann & Koken, 1892, 187) in v osrednji Sloveniji. 42 Bogomir Jelen Genus Trigonodus Sandberger in Alberti, 1864 Trigonodus carniolicus Bittner, 1907 Tab. 2, sl. 10-12; Tab. 3, sl. 1-9; Tab. 4, sl. 1-5 1907 Trigonodus carniolicus nov. sp. Bittner in litt. - Waagen,str. 30, tab. 28, sl. 3-5 1966 Trigonodus carniolicus Waagen, 1907 - Allasinaz, str. 680, tab. 49, sl. 4-6 1969b Trigonodus carniolicus Bittner - Cox et al., str. 468, sl. D 59, 4c-4d. Material: Gr3: številne cele, velike lupine, mnoge v življenjskem položaju. Gr 5: redkejše majhne posamezne in cele lupine. ZČK 52: redke, slabo ohranjene lupine. ZČK 54: številne, močno poškodovane lupine. PV 6: številne posamezne in cele lupine. PU 8: redkejše, cele in posamezne lupine. VČK 8: redke manjše lupine. VČK 28: pogoste cele in posamezne lupine. VČK 30: številne, lepo ohranjene cele in posamezne lupine. VČK 36: številne, izredno velike posamezne, stisnjene lupine. VČK 44: zelo številne lupine, cele in posamezne, številne v življenjskem položaju. Opis : robustna, precej izbočena, navzad razpotegnjena trapezoidna lupina z ve- likim ušescem. Vrh je zelo močan in na temenu nekoliko sploščen, pomaknjen precej nazaj na kraj prve tretjine lupine. Na zelo izrazitem grebenu, ki se začenja za vrhom in se končuje na zadnjem robu, se lupina strmo prevesi proti zgornji zadnji strani, ki je izoblikovana v večje trikotno ušesce. Značilen je enakomerno ukrivljen, ne preveč izstopajoč konveksen sprednji rob. Ventralni rob je dolg, rahlo ukrivljen, zadnji pa kratek in slabo zaokrožen. Sklep je močan. Glavni zob leve lupine je trikotna grbina na močnem, distalno odebeljenem, dolgem notranjem letvastem zobu. Zunanji letvasti zob ni ostro ločen od širokega zgornjega zadnjega robu. Vmes ležeča zobna jamica se začenja pod vrhom, nato se razširi in poglobi. Zobna alveola pred glavnim zobom je poševno naprej in navzdol raztegnjen ozki trikotnik. Na njegovi zgornji strani je šibak sprednji stranski zob. Razpotegnjen, kapljičasto oblikovani glavni zob desne lupine stoji poševno navzdol in naprej. Letvasti zob je tudi v tej lupini distalno odebeljen. Lupino prekrivajo goste prirastnice, ki so izrazitejše na grebenu. Pripombe: od drugih vrst tega rodu se loči po zelo grobi obliki, nazaj pomak- njenem, zelo močnem vrhu, večjem ušescu, zelo izstopajočem grebenu, izoblikovanost sprednjega robu, nizkih in topih zobeh in zobni jamici glavnega zoba desne lupine. Stratigrafska razširjenost: cordevol, spodnji jul (Allasinaz, 1966, 681). Na najdišču Lesno brdo nastopa od začetka do vrha julske apnenčevo-lapornoskri- lave skladovnice. Geografska razširjenost: Lombardija (Allasinaz, 1966, 681), osrednja Slovenija (Lesno brdo). Klen (Rakovec, 1955, 28), Podmolnik (Ramovš, v pogo- voru), Glince (Ribičič, 1973, 25). Trigonodus bittneri Waagen, 1907 Tab. 4, sl. 11; Tab. 5, sl. 1-7 1907 Trigonodus bittneri nov. sp. - Waagen, str. 27, tab. 27, sl. 10-13. 1964a Trigonodus bittneri Waagen, 1907 - Allasinaz, str. 212, tab. 13, sl. 7. 1966 Trigonodus bittneri Waagen, 1907 - Allasinaz, str. 680, tab. 49, sl. 1-3. Material: Gr3: dve veliki, dobro ohranjeni levi lupini. Gr 5: cela in leva lupina. Gr 11: cela in leva lupina. ZČK 52: dve desni lupini. ZČK 54: številne posamezne Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 43 lupine. PV 6: zelo številne posamezne dobro ohranjene lupine. VČK 8: pogostejše posamezne lepo ohranjene lupine. VČK 12: redke posamezne lupine. VČK 20: red- kejše cele in posamezne stisnjene lupine. VČK 28: pogoste posamezne lupine. VČK 30: pogoste posamezne stisnjene lupine. VČK 36: pogoste posamezne stisnjene lupine. VČK 44: zelo številne cele in posamezne lepo ohranjene lupine. Opis: dolga, nizka, ovalna do srednje izbočena lupina, s stisnjenim trikotnim ušescem. Vrh štrli močno naprej. Trebušni rob je rahlo izbočen in zelo dolg. Zadaj se lupina močno zoži. Dokaj visoki, ostri zobje kažejo podobnost z zobmi pri vrsti Trigonodus problematicus. Lupina je ornamentirana s slabotnimi prirastnicami, ki so ostreje izražene na primerkih iz plasti P V 6. Pripombe: izbočenost trebušnega robu je nekoliko večja, kot jo opisuje Wa- agen (1907, 28, tab. 27, si. 10, 12, 13), vendar podobna kot pri primerkih, ki jih je upodobila Allasinazova (1966, tab. 49, si. 1-3). Slednji imajo visok zadnji rob, naši pa se končujejo ozko, s čimer so podobni Waagnovim. To vrsto je težko zamenjati z drugimi vrstami zaradi položaja vrha in njegove dolge vitke oblike. Stratigrafska razširjenost: cordevol, (Allasinaz, 1966,680); na naj- dišču Lesno brdo ga dobimo od začetka do vrha julske apnenčevo-lapornoskrilave skladovnice. Geografska razširjenost: Lombardija, Južne Tiróle (Allasinaz, 1966, 680), osrednja Slovenija (Lesno brdo). Trigonodus rablensis (Gredler, 1862) Tab. 5, si. 8-9 1892 Tngfonodws rabZensis Gredler sp. - Wöhrmann & Koken, str. 184, tab. 7, si. 1-8. 1907 Trigonodus Rablensis Gredler - Waagen, str. 20, tab. 27, si. 4, 7-9. Material: ZČK 54: slabše ohranjena leva lupina brez distalnega dela. PV 10: dokaj slabo ohranjena desna lupina. VČK 8: dobro ohranjen proksimalni del lupine. VČK 44: levi in tri desne lupine z manjkajočimi distalnimi deli lupine. Opis : dolga in nizka, nazaj razpotegnjena in sploščena subtrapezoidalna lupina z večjim ušescem na zadnji strani. Na temenu je širok, prosogiren vrh šibkeje izražen kot pri drugih trigonodusih. Tudi greben ni premočno poudarjen. Sprednji rob štrli nekoliko naprej in se na hitro zaokroži. Ventralni rob je zelo dolg. Dorzalni rob poteka skoraj do polovice lupine vzporedno s trebušnim robom. Sklep je šibek. Dolgi in tanki notranji letvasti zob leve lupine se pod vrhom odebeli v glavni zob, ki ima v sredi zarezi. Pred njim ležečo jamico predeli nizek pretin v večji sprednji in manjši zadnji del. V desni lupini je torej glavni zob razdeljen, poleg tega pa se spredaj razdeli tudi visok in oster letvasti zob. Ligament je amfidetičen. Naštete lastnosti sklepa so značilne za vrsto Trigonodus rablensis. Prek lupine se vlečejo tanke prirastnice. Mere (v mm): izmeriti je bilo mogoče le dve lupini. Drugim manjkajo zadnji deli. V L V/L 23,1 43,0 0,53 Pripomba: sploščenost lupine, šibko izražen vrh, zelo dolg dorzalni rob in razmerje V/L (višina obsega 53 % lupine) ga razlikuje od drugih vrst. Stratigrafska razširjenost: rabeljski skladi (Wöhrmann & Koken, 1892, 167; Wöhrmann, 1893, razpredelnica 1, Waagen, 1907, 20). 44 Bogomir Jelen Geografska razširjenost: Lombardija, Južna Tirolska (Wöhrmann, 1893, 666), osrednja Slovenija (Lesno brdo). Trigonodus serianus Parona, 1889 Tab. 5, sl. 10-13 1893 Trigonodus serianus Farona - Wöhrmann, str. 666. 1966 Trigonodus serianus Parona - Allasinaz, str. 682, tab. 49, sl. 9. Material: Gr 11: dobro ohranjena leva lupina. VCK 8: pogostne, celo dobro ohranjene lupine. VČK 44: številnejše, cele in posamezne leve in desne, zelo dobro ohranjene lupine. Opis: majhna romboidna lupina z majhnim ozkim ušescem na zgornji zadnji strani. Sprednji rob je zelo dolg. Poteka poševno navzdol in nazaj. Trebušni rob je kratek in skoraj raven. Zadnji rob je tudi kratek in navpičen. Zmerno izbočena lupina nosi manjši droben kljun, enak onemu pri vrsti Trigonodus problematicus. Na izrazitem grebenu se lupina pri vrhu navpično prevesi na zgornjo zadnjo stran, posteriorno postaja nagib zložnejši. Letvasti zob leve lupine je proksimalno močno lomljen in se od tu nadaljuje v brazdasto odebeljen, na kraju ostro odsekan del - glavni zob. Alveola pred njim je polkrožno oblikovana in zgoraj omejena z dolgim in ostrim sprednjim stranskim zobom. V desni lupini se glavni zob začenja pod vrhom z ozkim kratkim pretinom, ki se na kraju odebeli v pravilno oblikovano konico. Zadnji stranski zob je visok in oster. Prek lupine potekajo dosti jasne prirastnice. Pripombe: pri določevanju sem se opiral na skop opis in eno samo sliko (Allasinaz, 1966, 682, tab. 49, sl. 9). Naši primerki se po obliki ujemajo s primer- kom, ki ga je upodobila Allasinazova, vendar so večji, višji in imajo daljši zadnji zgornji rob. Stratigraf ska razšir j enost : spodnji jul (Allasinaz, 1966,683). Geografska razširjenost: Lombardija (Allasinaz, 1966, 683), osrednja Slovenija (Lesno brdo). Trigonodus problematicus problematicus (Klipstein, 1843) Tab. 3, sl. 10-11; Tab. 4, sl. 6-10 1857 Cardinia problematica - Hauer, str, 545, tab. 1, sl. 7-9. 1893 Trigonodus problematicus Klipst. sp. - Wöhrmann, str. 24, tab. 1, sl. 9-10. 1907 Trigonodus problematicus Klipst, sp. - Waagen, str. 23, tab. 28, sl. 6-8. 1966 Trigonodus problematicus (Klipstein, 1843)- Allasinaz, str. 681, tab. 49, sl. 7-8. Material: Gr3: leva lupina. Gr 5: redkejše manjše cele in posamezne stisnjene lupine. Gr 11: redkejše, poškodovane posamezne lupine. ZČK 52: redkejše, močno poškodovane posamezne lupine. ZČK 54: številnejše močno poškodovane posamezne lupine. PV 6: redkejše posamezne lupine. PU 10: redke, poškodovane posamezne lupine. VČK 8: številnejše posamezne lupine. VČK 12: redkejše, stisnjene posamezne lupine. VČK 20: manjša lupina. VČK 28: številnejše cele in posamezne lupine. VČK 30: cele in posamezne stisnjene lupine. VČK 36: številne, izredno velike in stisnjene posamezne lupine. VČK 44: množica srednje velikih in manjših celih ter posameznih lupin, nekaj v življenjskem položaju. Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 45 Opis: ovalna, srednje izbočena, podolgovata lupina z vrhom, štrlečim precej naprej, skoraj vzporednim s sprednjim robom. Ušesce je ozko in stisnjeno. Sprednji rob je dolg in zavija poševno navzdol in nazaj. Trebušni del lupine je precej konveksen. Na grebenu se lupina strmo prevesi proti zgornji zadnji strani. Zobje so visoki in ostri. Glavna zobna alveola v levi lupini je kratka, zaokrožena in pregrajena v poševni anteroventralni smeri z nizko in tanko pregrado. Zadaj se lupina končuje koničasto. Preko lupine tečejo drobne koncentrične linije prirastnice, izrazitejše na grebenu. Pripombe: od vrste Trigonodus camiolicus to vrsto ločimo po naprej pomak- njenem kljunu, po značilnem dolgem, poševno navzdol in nazaj povijajočem se sprednjem robu, po konveksnem ventralnem robu, po visokih in ostrih zobeh in po glavni zobni alveoli leve lupine, v katero se vleže napihnjeni glavni zob desne lupine. Robustnosti, ki jo ima Trigonodus camiolicus, ni opaziti. Vsi robovi in linije so gladko potekajoči. Stratigrafska razširjenost: cordevol, spodnji jul (Allasinaz, 1966, 682). Na najdišču Lesno brdo ga dobimo od začetka do vrha julske apnenčevo- lapornoskrilave skladovnice. Geografska razširjenost: Heiligenkreuz in St. Cassian na južnem Tirol- skem, Lombardija (Wöhrmann, 1893, 666; Allasinaz, 1966, 682), osrednja Slovenija (Lesno brdo). Trigonodus sandbergeri dalmatinus Waagen, 1907 Tab. 6, si. 1-7 1907 Trigonodus sandbergeri Alberti, var. Dalmatina nov. var. - Waagen, str. 127, tab. 33, sL 6-9. 1964a Trigonodus sandbergeri Dalmatinus Waagen - Allasinaz, str. 214, tab. 13, sL 1-6. Material: ZČK 28: pogostne, močno poškodovane lupine. ZČK 30: pogostne, stisnjene lupine. ZČK 52: redke, popolnoma poškodovane lupine. PV 6: pogostejše, dobro ohranjene lupine. PU 10: redke, slabo ohranjene lupine. VČK 8: redkejše poškodovane lupine. VČK 12: redkejše stisnjene lupine. VČK 20: redkejše, cele, stisnjene lupine. VČK 28: redkejše posamezne lupine. VČK 30: redkejše posamezne lupine. VČK 36: redkejše, izredno velike posamezne stisnjene lupine. VČK 44: številnejše posamezne in cele lupine. Opis : srednje dolga, nizka, trapezoidna lupina s slabše razvitim ušescem v zad- njem delu lupine, z daljšim anteriodorzalnim robom in trebušastim sprednjim robom, ki dajeta lupini značilno oblikovan izstopajoči sprednji del lupine. Ventralni rob je dolg in dokaj konveksen. Zadaj se lupina končuje koničasto. Pripombe: od drugih vrst rodu Trigonodus se loči opisana oblika po krajšem zadnjem delu lupine in po daljšem, značilno izoblikovanem sprednjem delu lupine. Loči se tudi po trebušastem ventralnem robu in po sklepu, ki je gracilno grajen. Stratigrafska razširjenost: ladinij, cordevol (Allasinaz, 1964a, 315). V Lombardiji nastopa skupaj z vrsto Trigonodus bittneri, obe pa imajo tam za značilni cordevolski obliki. Na Lesnem brdu opisano podvrsto dobimo v vsej julski apnenčevo-lapornoskrilavi skladovnici. Geografska razširjenost: Lombardija, Dalmacija (Allasinaz, 1966, 315), osrednja Slovenija (Lesno brdo). 46 Bogomir Jelen Trigonodus ramovsi n.sp. Tab. 7, sl. 1-6 Derivatio nominis: imenovan po slovenskem geologu, mojem učitelju profe- sorju dr. Antonu Ramovšu. Holotypus: tab. 7, sl. 1, 4, inv. št. 3753, Katedra za geologijo in paleontologijo univerze Edvarda Kardelja v Ljubljani. Par at ip : tab. 7, sl. 2-3, inv. št. 3755, v isti zbirki kot holotip. Stratum typicum: PV6. Locus typicus: Lesno brdo pri Drenovem griču. Material: ZČK 52 : leva lupina. PV 6: pogostne cele in posamezne leve ali desne, dokaj dobro ohranjene lupine. PV 8: poškodovana desna lupina. VČK 8: redke posamezne lupine. VČK 38: dobro ohranjena desna lupina. VČK 44: dobro ohranjena leva lupina. Diagnosis: kratka, visoka, trapezoidna lupina z ozkim ušescem na zgornji zadnji strani in z močnim, povitim in visoko stoječim vrhom, kakršen je pri pahikar- dijah. Opis: pri vrhu je lupina močno izbočena. Za vrhom pričenja oster greben, ki poteka poševno proti kratkemu zaobljenemu zadnjemu robu, kjer otopi. Na grebenu se lupina strmo prevesi. Sprednji zgornji rob se takoj spusti navzdol. Skupaj s spred- njim in trebušnim robom sestavlja enakomerno izbočeno dolgo krivuljo, ki se povije v zadnjem trebušnem delu navzgor. Zobje so nizki in topi. Kratek notranji letvasti zob je distalno odebeljen in se povija rahlo navzdol. Glavni zob desne lupine je razdeljen v sprednjega manjšega in zadnjega večjega. Zato imajo leve lupine razde- ljeno glavno zobno jamico. Oba mišična odtiska sta močneje poglobljena. Na lupinah iz PV 6 in 8 so jasno izražene prirastnice, primerek iz VČK 44 je bolj gladek. Primerjava: nova vrsta je na zunaj podobna W a a g n o v i variaciji Heminajas woehrmanni var. neumayri (Waagen, 1907, 44, tab. 28, sl. 13), le da ima veliko močnejši greben, veliko manjše ušesce in drugačno zgradbo sklepa. Pripomba: nova vrsta nima znakov, s pomočjo katerih bi sklepali na njen izvor. Po obliki lupine morda lahko mislimo na bližino vrste Trigonodus serianus. Stratigrafska razširjenost: srednji in zgornji del julske apnenčevo-lapor- noskrilave skladovnice. Geografska razširjenost: Lesno brdo pri Drenovem griču. Trigonodus abdominalis n.sp. Tab. 6, sl. 8-12 Derivatio nominis: abdominalis, lat. trebušast. Vrsta se imenuje po zelo konveksnem in izpostavljenem sprednjem delu lupine. Holotypus: tab. 6, sl. 8-9, inv. št. 3756, Katedra za geologijo in paleontologijo univerze Edvarda Kardelja v Ljubljani. Par at ip : tab. 6, sl. 12, inv. št. 3757, v isti zbirki kot holotip. Stratum typicum: PV 6. Locus typicus: Lesno brdo pri Drenovem griču. Material : ZČK 22: stisnjene, zdrobljene, posamezne redke lupine. ZČK 30: cela lupina. ZČK 34: leva lupina. PV 6: tri leve lupine in ena desna lupina, vse dobro ohranjene. VČK 28: leva in desna lupina, slabo ohranjeni. VČK 30: slabo ohranjena Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 47 leva lupina. VČK 36: zelo velika stisnjena desna lupina. VČK 44: dve dobro ohranjeni desni lupini. Diagnosis : kratka trapezoidna lupina z močno konveksnim, sprednjim delom lupine in submedialno postavljenim vrhom. Opis : v sprednjem delu močno izbočena, nizka trapezoidna lupina z zelo majh- nim trikotnim ušescem na zgornji zadnji strani. Sprednji zgornji rob je daljši kot pri vseh znanih trigonodusih. Zato je drobni, prosogirni koničasti vrh, ki je na temenu izbočen, pomaknjen na sredino lupine. Sprednji rob je ponekod stisnjen, ponekod malo širši in se hitro zavija nazaj. Ventralni rob je skoraj raven. Značilen je zadnji zgornji rob, ki močno poševno odseka lupino, tako da se zadaj konča skoraj koniča- sto. Po vsej dolžini visokega in močnega zaobljenega grebena se lupina globoko, skoraj navpično prevesi in nato zravna v majhnem trikotnem ušescu. Vitki zobje so bili na vseh lupinah trdno zakriti s sedimentom tako, da trigono- dusnega sklepa ni bilo mogoče natančno opazovati. Na lupinah se vidijo šibke prirastnice, ki so na grebenu poudarjene. Primerjava: nova vrsta je po izoblikovanosti lupine nekoliko podobna podvr- sti Trigonodus sandbergeri dalmatinus. Je krajša in konveksnejša v spodnjem delu lupine. Pripombe : razvila naj bi se iz vrste Trigonodus sandbergi dalmatinus tako, da je bila pospešena rast naprej. Temu so morali slediti podaljšani glavni zob desne lupine, sprednji stranski rob leve lupine in obe ustrezni dolgi alveoli. Stratigrafska razširjenost: zgornji del julske apnenčevo-lapornoskrilave skladovnice. Geografska razširjenost: Lesno brdo pri Drenovem griču. Trigonodus extraordinarius n.sp. Tab. 7, si. 7-11 Derivatio nominis: extraordinaris, lat. nenavaden, poimenovan po nena- vadni obliki lupine. Holotypus: tab. 7, si. 8-9, inv. št. 3558, Katedra za geologijo in paleontologijo univerze Edvarda Kardelja v Ljubljani. Par a tip: tab. 7, si. 7, inv. št. 3559, v isti zbirki kot holotip. Stratum typicum: ZČK 54. Locus typicus: Lesno brdo pri Drenovem griču. Material: ZČK 54: dve dobro ohranjeni veliki desni lupini in dve majhni levi lupini. PV 6: desna lupina z manjkajočim repom in krajše lupine. VČK 44: dve močno poškodovani desni lupini. Diagnosis: v dorzoventralno izbočenem loku močno razpotegnjene repate lupine z izrazito naprej štrlečim in navznoter povitim vrhom, ki moli pred lupino. Opis: zelo kratek sprednji zgornji rob se pričenja nizko pod vrhom. Skupaj s sprednjim in trebušnim robom sestavlja enakomerno izbočeno, gladko potekajočo krivuljo. Posteriorno se lupina končuje z navzgor povitim repom. Na zgornji zadnji strani je ostanek ozkega ušesca. Znotraj desne lupine je dobro viden bunkast in grbinast glavni zob, ki je podalj- šan in razširjen v telesno votlino. Notranjost leve lupine je opazna pri krajših oblikah. Njihova glavna zobna alveola je že dokaj razširjena. Notranji letvasti zob je zelo dolg in droben. Po površini teko drobne prirastnice. 48 Bogomir Jelen Primerjava: posebna oblika, ki je ni mogoče primerjati z nobeno, v razpolož- ljivi literaturi opisano vrsto. Pripomba: verjetno se je nova vrsta razvila zaradi poudarjene rasti v dolžino iz vrste Trigonodus bittneri. Stratigrafska razširjenost: najvišji del julske apnenčevo-lapornoskrilave skladovnice. Geografska razširjenost: Lesno brdo pri Drenovem griču. Trigonodus problematicus crassus n.subsp. Tab. 8, sl. 1-6 Derivatio nominis: crassus, lat. debel, imenovan po napihnjenem anteri- oventralnem delu lupine. Holotypus: tab. 8, sl. 3-4, inv. št. 3564, Katedra za geologijo in paleontologijo univerze Edvarda Kardelja v Ljubljani. Par a tip : tab. 8, sl. 1-2, inv. št. 3565 in 3566, v isti zbirki kot holotip. Stratum typicum: VČK 44. Locus typicus: Lesno brdo pri Drenovem griču. Material : VČK 8: primerek leve lupine z manjkajočim zadnjim delom. VČK 30: cela lupina z manjkajočim trebušnim robom. VČK 36: stisnjena leva lupina. VČK 44: dobro ohranjene leve lupine in desna lupina. Diagnosis: lupina, ki je višja od podvrste Trigonodus problematicus problema- ticus. Opis : kratka, visoka, trikotnoovalna lupina z ozkim ušescem. Vrh in izbočenost sta podobna kot pri tipični podvrsti. Sprednji zgornji, sprednji in trebušni rob izoblikujejo široko trebušast anterioventralni del lupine. Zadaj se končujejo skoraj koničasto. Sklep je podoben sklepu pri tipični podvrsti, le da je notranji letvasti rob krajši in da je glavna alveola leve lupine podaljšana navzdol. Prek lupine tečejo slabotne prirastnice, poudarjene na grebenu. Primerjava: po osnovnem izgledu je podvrsta podobna izhodni podvrsti Trigo- nodus problematicus problematicus. Zaradi hitrejše rasti v višino kot v dolžino je lupina višja in ima podaljšan glavni zob desne lupine, ki mu ustreza daljša alveola v levi lupini. Notranji letvasti zob je kratek in rahlo upognjen. Pri hitrejši rasti v višino so se podaljševali: glavni zob leve lupine, glavni zob desne lupine, sprednji zob leve lupine in odgovarjajoče alveole. Stratigrafska razširjenost: zgornji del julske apnenčevo-lapornoskrilave skladovnice; verjetno se pojavi že v osrednjem delu omenjene skladovnice. Geografska razširjenost: Lesno brdo pri Drenovem griču. Ordo Trigonioida Dali, 1889 Superfamilia Trigoniacea Lamarck, 1819 Familia Myophoriidae Bronn, 1849 Genus Myophoria Bronn in Alberti, 1834 Myophoria kefersteini kefersteini (Münster, 1837) Tab. 8, sl. 7-11 1907 Myophoria kefersteini Münst. forma typica - Waagen, str. 59, tab. 30, sl. 6-12, tab. 31, sl. 9. Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 49 1907 Myophoria Kefersteini (var. Okeni Eichw.) - Waagen, str. 66, tab. 30, si. 14-16. 1907 Myophoria Kefersteini var. multiradiata nov. var. - Waagen, str. 66, tab. 31, si. 6-8. 1907 Myophoria Kefersteini - Waagen, str. 66, tab. 31, si. 4-6. 1966 Myophoria kefersteini Kefersteini (Münster & Goldfuss, 1837) - Fan tini- Šestini, str. 1048, tab. 74, si. 1-3 b, tab. 75, si. 1-16, tab. 76, sL 1-10 b, tab. 77, sL 1-16, tab. 78, sL 1-10. Material: Gr 13: številne, posamezne in cele, nekoliko poškodovane lupine. ZČK 54: pogostnejše posamezne in dobro ohranjene lupine. PV 8: redkejše, slabo ohranjene lupine. VČK 8: stisnjena leva lupina. VČK 30: slabo ohranjene posamezne lupine. ZČK 44: številnejše posamezne lupine, cele, dobro ohranjene lupine. O p i s : trikotne, visoke, izrazito kljunaste lupile z močnim grebenom, potekajo- čim od vrha do stika zadnjega in trebušnega roba in s sprednjim šibkejšim ter zadnjim močnejšim rebrom. Na zadnji zgornji strani potekata od vrha do zadnjega robu dve šibkeje izraženi obli rebri. Zadnje, ostrejše se pričenja na konici vrha, sprednje pa nižje. Loči ju širša zajeda. Lupini sta nesimetrični. Leva je bolj izbočena in ornamentirana od desne. V sklepu se opisana oblika močno razlikuje od trigonodusnega sklepa. Notranjega zadnjega letvastega zoba v levi lupini ni. Ima le neznaten zunanji zadnji stranski zob. Glavni zob je močan, trikoten in top. Nad trikotno, spodaj zaokroženo alveolo se vzdiguje laminaren, koničast, sprednji stranski zob. Glavni zob desne lupine visi izpod vrha nazaj in navzdol. Pred njim ležeča alveola se neprekinjeno nadaljuje v poglobljen sprednji mišični odtisek, ki je pri trigonodusih dvignjena nad mišični odtisek. Zadnji, notranji stranski zob je kratek in laminaren. Prek lupine tečejo močne koncentrične prirastnice. Pripombe: od drugih podvrst se razlikuje po razmerju L/V, G/V, G/L. Primerov, ki so omenjeni v literaturi, da se pojavlja večje ali manjše število reberc od dveh, na našem materialu ni opaziti. Samo v enem primeru se je pojavilo tretje anteriorno postavljeno rebrce. Stratigrafska razširjenost: pojavlja se v karniju z največjo razširjenostjo v julu (Fantini-Sestini, 1966,1054). Geografska razširjenost: Lombardija, Rabelj (Fantini-Sestini, 1966, 1054), osrednja Slovenija (Lesno brdo). V Sloveniji je bila vrsta Myophoria kefersteini najdena na mnogih mestih zahodno in severozahodno od Ljubljane, vendar je niso razločevali na podvrste. Myophoria kefersteini gomensis Varisco, 1889 Tab. 9, si. 1-6 1907 Myophoria Kefersteini var. perversa nov. var. - Waagen, str. 68, tab. 31, sL 11. 1966 Myophoria kefersteini gomensis Varisco & Parona, 1889 - Fantini-Se- stini, str. 1054, tab. 74, si. 7-10, tab. 80, si. 1-3, v tekstu sL 15-17. 50 Bogomir Jelen Material: Gr 13: številne lepo ohranjene posamezne lupine. VČK 54: tri dobro ohranjene leve lupine. VČK 30: leva in desna lupina. VČK 36: stisnjena leva lupina. VČK 44: zelo številne posamezne in cele lupine. Opis: Myophoria kefersteini gomensis je podobna vrsti Myophoria kefersteini kefersteini, le da je višja kot daljša, z dolgim sprednjim in zadnjim robom ter kratkim, ventralnim robom. Pripombe: pri podvrstah vrste Myophoria kefersteini ponovno srečamo težnje po različno hitri rasti v različne smeri. Pri podvrsti Myophoria kefersteini gomensis je dokaj enakomerno rast v višino in dolžino, kakršno imamo pri podvrsti Myophoria kefersteini kefersteini, zamenjala hitrejša rast v višino. Ustrezno podobnost bi lahko poiskali pri vrsti Trigonodus ramovsi. Stratigrafska razširjenost: karnij (Fantini-Sestini, 1966, 1057), osrednja Slovenija (Lesno brdo). Geografska razširjenost: Lombardija (Fantini-Sestini, 1966, 1057), osrednja Slovenija (Leseno brdo). Myophoria kefersteini lombardica Waagen, 1907 Tab. 9, sl. 7-9 1907 Myophoria Kefersteini var. lombardica - Waagen, str. 69. 1966 Myophoria kefersteini lombardica Waagen - Fantini-Sestini, str. 1058, tab. 79, sl. 1-6. Material: Gr 13: številne posamezne poškodovane leve in desne lupine. ZČK 28: pogostne posamezne in cele lupine. ZČK 52: leva lupina. ZČK 54: leva lupina. VČK 8: precej pogostne, posamezne, nenavadno dolge manjše lupine. VČK 30: številnejše posamezne lupine. VČK 36: številne posamezne lupine. VČK 44: številne posamezne in cele lupine. Opis: podobna je podvrsti Myophoria kefersteini kefersteini, le da je precej daljša kot visoka. Značilen je dolg trebušni rob, ki je pri nekaterih lupinah bolj in pri drugih manj poševno navzdol usmerjen. Pripombe: lupine s trebušnim robom, usmerjenim prece] poševno navzdol, ]e mogoče zamenjati s podvrsto Myophoria kefersteini gomensis. Od slednjih se razlikuje po kratkem, hitro povijajočim se sprednjem robu, po dolgem ventralnem robu in seveda po razmerju L/V. Hitri rasti nazaj pri podvrsti Myophoria kefersteini lombardica lahko iščemo ustrezajočo enakost pri vrsti Trigonodus extraordinarius. Stratigrafska razširjenost: karnij (Fantini-Sestini, 1966, 1061). Geografska razširjenost: Lombardija (Fantini-Sestini, 1966, 1061), osrednja Slovenija (Lesno brdo). Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 51 Myophoria kefersteini typica Waagen, 1907 Tab. 9, si. 10-13 1907 Myophoria Kefersteini forma typica - Waagen, str. 59, tab. 31, si. 1-2. Material: Gr 11: dobro ohranjena leva lupina. Gr 13: številnejše posamezne lupine. Gr 17: ena cela lupina. ZČK 52: leva in desna lupina. ZČK 54: slabše ohranjeni levi lupini. PV 6: številne, lepo ohranjene posamezne lupine. VČK 8: leva in desna lupina. VČK 28: leva lupina. VČK 30: posamezne lupine. VČK 44: številne dobro ohranjene posamezne lupine. O p i s : kratka, zelo konveksna, spredaj močno izbočena lupina z močno dvignje- nim in ostrim grebenom. Na nekaterih levih lupinah sta rebrci skrajšani - največkrat sprednji. Obe lupini sta enako močno izbočeni. Desna je šibkejše ornamentirana. Pripombe: od drugih podvrst se loči po močno konveksnem sprednjem delu lupine, po mnogo večjem sklepnem kotu ter po izoblikovanosti glavne alveole v levi lupini, ki je potegnjena naprej in navzdol. Ponovno lahko vzporejamo podobnosti sprememb rasti pri dveh različnih rodovih - evolucijsko konvergenco: Myophoria kefersteini typica in Trigonodus abdominalis. Stratigrafska razširjenost: pri Lesnem brdu jo dobimo v srednjem in v zgornjem delu julske apnenčevo-lapornoskrilave skladovnice. Geografska razširjenost: osrednja Slovenija, Kremenski potok pri Ligojni (Waagen, 1907, 59, tab. 31, si. 1-2), Lesno brdo. Heminajas woehrmanni Waagen, 1907 Tab. 10, si. 9-10 1907 Heminajas Wöhrmanni nov. sp. - Waagen, str. 42, tab. 29, si. 2-8. Material: Gr 2: dve slabo ohranjeni lupini. VČK 8: stisnjena desna lupina brez zadnjega dela. Opis: lupina je podolgovata, jajčasta in ima slabo izražen na sprednji rob pomaknjen prosogirni vrh. Ima značilen dolg, v iztegnjenem loku nazaj se povijajoči sprednji rob. Zadnji zgornji rob se pričenja na kljunu in poteka rahlo poševno v posteriorni smeri. V desni lupini je lepo ohranjen velik, za heminajase značilen sprednji stranski zob in velik posterioventralno usmerjen, izpod kljuna viseč glavni zob. Zadnji letvasti zob je kratek in zelo droban. Na površini so drobne prirastnice. Pripombe: od vrst Heminajas geyeri Waagen in Heminajas fissidentata (Wöhr- mann) ga razlikuje značilno oblikovan sprednji rob. Stratigrafska razširjenost: cordevol, jul? (Allasinaz, 1966,686). Geografska razširjenost: Schiern na južnem Tirolskem, Krombach v Sei- skih Alpah, planina Jelenek pri Spodnji Idriji (Waagen, 1907, tab. 29), Lombardija (Allasinaz, 1966, 686), osrednja Slovenija (Lesno brdo). Gruenewaldia decussata (Münster, 1837) Tab. 10, si. 4 p. 1889 Gruenewaldia decussata Münster sp. - Wöhrmann, str. 216, tab. 9, sl. 4-6. 1895 Myophoria decussata Münst. spec. - Bittner, str. 104, tab. 12, si. 1-8. 52 Bogomir Jelen 1966 Gruenewaldia decussata (Münster, 1837)- Allasinaz, str. 698, tab. 53, sl. 16-17, tab. 54, sl. la-lb. Material: Gr 3: dobro ohranjena desna lupina. Gr 13: stisnjena leva lupina. VČK 30: dve slabo ohranjeni desni lupini. VČK 44: slabše ohranjeni levi in desni lupini. O p i s : lupine so majhne, romboidne in močno napihnjene. Ortogirni vrh je močno podvit. Ima globoko zaokrožen žleb, potekajoč po sredini lupine od vrha do trebuš- nega roba. Na sprednji polovici lupine so topa, radialna in koncentrična rebra. Na zadnji polovici je samo eno ostro radialno rebrce. Žleb omejujeta grebena, od katerih je zadnji višji, sprednji pa nižji. Pripombe: mrežasta ornamentacija razlikuje opisano obliko od vrste Lyromi- ophoria woehrmanni Bittner, ki ima na sprednji polovici lupine samo koncentrična rebra. Stratigrafska razširjenost: Schiern na južnem Tirolskem, Krombach v Seiskih Alpah, Lombardija (Allasinaz, 1966, 686), planina Jelenek pri Spodnji Idriji (Waagen, 1907, tab. 29), osrednja Slovenija (Lesno brdo). Geografska razširjenost: Schiern na južnem Tirolskem, Frombach v Sei- skih Alpah, Lombardija (Allasinaz, 1966, 686), planina Jelenk pri Spodnji Idriji (Waagen, 1907, tab. 29), osrednja Slovenija (Leseno brdo). Subclassis Heterodonta Neumayr, 1884 Ordo Veneroida H. Adams & A. Adams, 1856 Superfamilia Lucinacea Fleming, 1828 Familia Fimbriidae Nicol, 1850 Genus Schafhaeutlia Cossmann, 1897 Schafhaeutlia astartiformis (Münster, 1841) Tab. 10, sl. 5 1889 Fimbria (Corbis) astartiformis Münster sp. - Wöhrmann, str. 226, tab. 9, sl. 7-9. 1895 Gonodon astartiformis Münst. spec. - Bittner, str. 12, tab. 3, sl. 1-4. 1966 Gonodon astarti/ormis (Münster, 1841)- Allasinaz, str. 701, tab. 54, sl. 6-7. Material: Gr3: dobro ohranjena lupina brez vidnega sklepa. O p i s : majhna, zaokrožena, v srednjem delu precej izbočena lupina z ortogirnim vrhom. Izbočenost pada na vse strani enako. Ušesci sta le na sprednjem in zadnjem robu, ki sta vseskozi enakomerno zaokroženi. Pripombe: vrsta Schafhaeutlia laubei (Bittner) je precej bolj ploska kot opisana vrsta, sprednji in zadnji rob pa ima neenakomerno zaokrožen. Stratigrafska razširjenost: od karnija do retija (Allasinaz, 1966, 702). Allasinazova (1966) ni dosledna v podajanju stratigrafske razširjenosti vrste Schafhaeutlia astartiformis. V besedilu (str. 702) navaja razširjenost od karnija do retija, v razpredelnici 1 pa od ladinija do norija. Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 53 Geografska razširjenost: Schiern in St. Cassian na južnem Tirolskem (Wöhrmann, 1893, 673), Lombardija, Rabelj, Apenini, Sicilija, Dinaridi, Madžar- ska in zunaj Evrope (Allasinaz, 1966, razpredelnica 1), osrednja Slovenija (Lesno brdo). Superfamilia Carditacea Fleming, 1820 Familia Permophoridae van de Poel, 1959 Subfamilia Myoconchinae Nev^^ell, 1957 Genus Pseudomyoconcha Rossi-Ronchetti, 1966 (1967) Pseudomyoconcha lombardica (Hauer, 1857) Tab. 10, sl. 1-3 1907 Myoconcha lombardica Hauer - Waagen, str. 83, tab. 32, sl. 14-16. 1966 Pseudomyoconcha lombardica (Hauer, 1857)- Rossi-Ronchetti & Alla- sinaz, Str. 1105, tab. 83-88, v tekstu sl. 5-9. Material: Gr 17: dve desni lupini s korodiranim sklepom. O p i s : modiolidna, precej konveksna lupina z močno konveksnim hrbtnim robom in na sprednjem kraju lupine slabo ubočenim trebušnim robom. Izbočenost je naj- večja na zaobljenem grebenu takoj nad venstralnim robom, na katerem se lupina strmo prevesi na ventralno stran. Nagib je zložnejši, vendar znaten proti zadnji zgornji strani. Zadnji rob je visok in rahlo zaokrožen. Mere (v mm): V L V/L 21,0 29,9 0,70 24,0 28,7 0,83 Pripombe: od drugih vrst tega rodu se razlikuje opisana vrsta po neznatnem sprednjem robu in po obliki zadnjega robu. Rossi-Ronchetti in Allasinaz (1966, 1106) poročata o izredni variabilnosti vrste in o pomanjkljivosti znakov za ločitev na podvrste. Stratigrafska razširjenost: julska podstopnja (Allasinaz, 1966, 1112). Geografska razširjenost: je pogosta vrsta v Lombardiji in redkejša na Madžarskem, osrednja Slovenija (Lesno brdo). Superfamilia Crassatellacea Ferussac, 1822 Familia Myophoricardiidae Chaven in Vokes, 1967 Genus Myophoricardium Wöhrmann, 1889 Myophoricardium lineatum Wöhrmann, 1889 Tab. 10, sl. 6-7 1889 Myophoricardium lineatum n.sp. - Wöhrmann, str. 227, tab. 10, sl. 10-14 1895 Myophoricardium lineatum Wöhrm. - Bittner, str. 117, tab. 13, sl. 18-22. 1966 Myophoricardium lineatum Wöhrmann, 1889 - Allasinaz, str. 707, tab. 55, sL 4-11. Material : VČK 30: primerek dobro ohranjene leve lupine s korodiranim skle- pom. Opis: visoka trapezoidna do triangularna, močno konveksna lupina s prosogir- nim, takoj pred središčno črto postavljenim vrhom. Zadnji zgornji rob lupine je močno poševen in raven, sprednji pa nekoliko izbočen in prav tako močno poševen. 54 Bogomir Jelen Ventralni rob poteka horizontalno v rahlem loku. Oba zgornja roba, sprednji zgornji in zadnji zgornji, sta zelo kratka. Zadnji je nekoliko daljši od sprednjega. Zaobljeni greben, na katerem se lupina strmo prevesi na zgornjo zadnjo stran, se pričenja za vrhom in se počasi izgublja v posterioventralni smeri. Od zob sta vidna močno razviti, daljši zadnji notranji stranski zob in sprednji, večji glavni zob. Preko lupine potekajo šibke koncentrične gube. Pripombe: po sklepu se razlikuje od primerka Myophoncardium Lmeatum, ki ga je upodobil Bittner (1895, na tab. 13, sl. 21; ista slika v Treatise on Invert. Paleont. (N) Mollusca 6, 2, sl. E 81, 20) po precej močnem zadnjem, notranjem lateralnem zobu v levi lupini. Razmerje V/L pri našem primerku se ujema z Bittnerjevimi primerki, odstopa pa od podatkov Allasinazove (1966, 708), kajti njeni primerki so nižji in daljši. Stratigrafska razširjenost: cordevol, jul, tuval (Allasinaz, 1966, raz- predelnica 1, na str. 780 jo postavlja samo v jul). Geografska razširjenost: Južne Alpe, Apenini, Balkan (A 11 a s i n a z, 1966, 708), osrednja Slovenija (Lesno brdo). Subclassis Anomalodesmata Dali, 1889 Ordo Pholadomyoida Newell, 1965 Subfamilia Pholamyacea Gray, 1847 Familia Grammysiidae S.A. Müller, 1877 Genus Solenomorpha Cocherell, 1903 Solenomorpha sp. Tab. 10, sl. 8 Material: Gr 2: kameno jedro z ostanki lupine. ZČK 22: ostanek sprednjega dela lupine. Opis: dolgo, nazaj razpotegnjeno kameno jedro je spredaj kijasto oblikovano s sorazmerno dolgim sprednjim zgornjim robom. Ta ostro lomljen preide v zaokro- ženi, nazaj povijajoči se sprednji rob, ki se podaljša v raven ventralni rob. Zgornji zadnji rob je vzporeden z ventralnim. Posteriorni rob manjka. Enako je oblikovan tudi ostanek sprednjega dela leve lupine, na katerem so ostra rebra. Kvantitativna taksonomska analiza (Biometrija) Številčna obdelava kvantitativnih morfoloških podatkov o organizmu ali delu organizma, tudi fosilnega ostanka je biometrija. Na klasifikacijskih nivojih, višjih od vrste, zadostujejo kvalitativni taksonomski znaki. Za taksonomsko razlikovanje rodov je le redkokdaj potrebno uporabiti biome- trično analizo. Postopek taksonomskega razlikovanja sorodnih populacij, podvrst in vrst je drugačen. Zdaj taksonomsko razlikovanje ne temelji več toliko na vodilnih taksonomskih znakih, marveč na tendenci skupinskih znakov. Uporaba številčnih Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 55 metod v raziskavi tendenc skupinskih znakov postane neobhodna. Ker koncept tipologije izgublja pomen, vse bolj opuščajo opise vrst, ki slonijo samo na opazovanju holotipa. Za raziskavo in prikaz tendenc skupinskih znakov so najprimernejše in najuspešnejše številčne metode (I m b r i e, 1956). Biometrična raziskava školjčne favne nahajališča Lesno brdo je po tendencah skupinskih znakov smiselna le za populacijo rodu Trigonodus in vrste Myophoria kefersteini. Populacijo vrste Myophoria kefersteini je biometrično že obdelala Fan- tini-Sestinijeva (1966). V študiji njene detajlne biometrične analize nisem pono- vil. Pri vzorčevanju za statistični vzorec sem se držal napotkov Simpsona s sode- lavci (1960): 1. vsi elementi naj pripadajo vzorčevani populaciji, 2. v vzorcu naj bodo zastopane vse bistvene variacije populacije, 3. variacije naj bodo v vzorcu zastopane s približno isto relativno frekvenco kot v populaciji, 4. elementi naj ne bodo patološko ali po odmrtju spremenjeni. Kljub velikemu vzorcu populacije školjčne favne Lesnega brda (N = 769) je bilo zaradi tektonske poškodovanosti lupin za biometrično raziskavo primernih le malo elementov. Zato sem moral vključiti manjše vzorce (N = 6 do 9). Njihove statistične ocene so grobi približki, ki nas seznanijo s približnim položajem vzorca v celotni populaciji najdišča Lesno brdo. Predstavniki naddružine Unionacea nimajo za vrsto drugih taksonomskih znakov kot obliko lupine. Za naddružino Unionacea je značilna velika morfološka variabil- nost, ki otežuje tipološko taksonomsko raziskavo. Izbrane morfološke znake, s kate- rimi sem biometrično označil populacijo, kaže si. 22. Parameter »v« sem uvedel za poskus. Kvantitativni morfološki podatki so bili biostatistično obdelani na računalniku na Geološkem zavodu Ljubljana. Dobljene statistične ocene parametrov so podane v tabeli 1 in na sliki 23. Na grafičnem prikazu intervala x ± 2s, ki vključuje 95% populacije in 95 % intervala zanesljivosti x ± tSx za vsak parameter (si. 23), ugoto- vimo, da sta za statistično razlikovanje najprimernejši razmerji V/L in l/L oziroma para spremenljivk V-L in 1-L. Stopnja statistične značilnosti razlik med statističnimi ocenami je prikazana v tabelah 2 in 3. SI. 22. Parametri za biometrično označitev populacije trigonodusov Fig. 22. Parameters for biometrie characterization of the genus Trigonodus L-L' L Dolžina - Length V-V' V Višina - Height L-0' 1 Dolžina sprednjega dela lupine - Anterior length V-0' v Višina trebušnega dela lupine - Ventral height aa Odtisek sprednje zapiralke - Anterior adductor muscle scar pa Odtisek zadnje zapiralke - Posterior adductor muscle scar u Vrh - Beak AP Anteriorno-posteriorna os - Antero-posterior axis 56 Bogomir Jelen Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 57 Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 59 Tabela 2. Stopnja značilnosti razlik med statističnimi ocenami x za razmerje V/L in l/L Table 2. Level of significance in mean differences of ratios V/L and 1/L N Število elementov vzorca - Number of elements in the sample, x Aritmetična sredina spremenljivke x - Arithmetic mean of x, s Standardni odklon - Standard deviation, ц 95 % interval zaupanih x - 95 per cent confidence interval of mean, kv Koeficient variacije - Vari- ation coefficient, y Aritmetična sredina spremenljivke y - Arithmetic mean of y, s^ Standardi odklon log X - Standard deviation of log x, Sy Standardni odklon log y - Standard deviation of log y, r Korelacijski koeficient - Correlation coefficient, a Stopnja rasti - Growth ratio, b Začetni index rasti - Initial growth index, Standardni odklon stopnje rasti - Standard deviation of the growth ratio, D^ Koeficient relativne variacije - Coefficient of relative variaton 60 Bogomir Jelen Tabela 3. Stopnja značilnosti razlik med statističnimi ocenami a in b za par spremenljivk V-L in 1-L Table 3. Level of significance in the growth ratio and the initial growth index differences Biostatistično obdelavo sem razložil v drugem članku (Jelen, 1983). Zaradi nekaterih zelo majhnih vzorcev in še neizdelanega matematičnega modela za številčno podajanje nekaterih tipoloških taksonomskih znakov nisem mogel doka- zati statistično značilno razliko povsod, kjer obstajajo razlike v tipoloških taksonom- skih znakih, npr. med Trigonodus bittneri in Trigonodus abdominalis za parameter V/L ter med Trigonodus sandbergeri dalmatinus in Trigonodus extraordinarius za Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 61 par V-L. Boljše razultate statističnega razlikovanja med Trigonodus serianus, Trigo- nodus ramovsi in Trigonodus problematicus crassus pričakujem od matematičnega zapisa tipoloških taksonomskih znakov poteka zgornjega, sprednjega in trebušnega robu ter lege največje debeline lupine, v čemer se med seboj razlikujejo, in od večjih vzorcev. Vrednosti statističnih ocen razmerja v/V in para spremenljivk v-V so se za statistično razlikovanje pokazale nezanesljive. Z določitvijo stopnje značilnosti razlik je kvantitativna taksonomska analiza končana. Slediti mora taksonomsko vrednotenje ugotovljenih značilnih razlik. Taksonomsko vrednotenje fenetično značilnih razlik Taksonomsko vrednotenje fenetično značilnih razlik je potrebno, ker ni korelacije med morfološko različnostjo in stopnjo reprodukcijske izolacije. Biometrična raziskava recentnih sorodnih populacij je pokazala, da jih lahko statistično razlikujemo. S tem preti nevarnost, da vsako populacijo oziroma vsak najmanjši statistično homogen vzorec razlikujemo z binominalno nomenklaturo (Imbrie, 1956). To je v taksonomiji nevretenčarjev vodilo v nered. Pri taksonom- skem delu na nivojih, nižjih od podrodu, je potrebno upoštevati stratigrafske, geografske, ekološke in genetične kriterije. Vzorce fenetično podobnih populacij rodu Trigonodus, ki se med seboj taksonom- sko razlikujejo in sem jim lahko ločil ekološke niše (str. 74) ter jim tako predvidel neodvisnost in tolikšno različnost, da bi nanje lahko delovale različne selektivne sile, sem klasificiral kot vrste. Kako popolna je bila reprodukcijska izolacija med vrstami rodu Trigonodus, bi lahko sklepali po verjetni odsotnosti hibridov. Vzorce populacij vrst Trigonodus problematicus in Myophoria kefersteini, ki se med seboj taksonom- sko razlikujejo, nisem pa jim mogel ločiti ekološke niše (str. 78), sem klasificiral kot podvrste. Na nivoju populacije je bilo niogoče razlikovati le fenetične lokalizirane populacije ekofenotipov nekaterih vrst rodu Trigonodus (str. 78). Ker nastanek novih vrst in podvrst ni bil selektiven, ampak so nastale s hitro simpatrično adaptivno speciacijo in subspeciacijo, znakov selektivnega uveljavljanja izolacijskih mehanizmov nisem našel. Selektivno favoriziranje fenetičnih znakov pa se v kratkem geološkem času še ni moglo pokazati. Biotop in ekologija Raziskovano nahajališče ima močno, politipično populacijo rodu Trigonodus in vrste Myophoria kefersteini (si. 38). Trigonodusna favna zunaj prostora Orle-Podmolnik-Podutik-Lesno brdo doslej še ni bila ugotovljena. Populacije vrste Myophoria kefersteini pa so naseljene še severnejeodomenjenegaprostora(Kossmat, 1910; Ramovš, 1962; Grad&Fer- jančič, 1976; Jelen, 1979). Školjčna biocenoza z vrsto Myophoria kefersteini je tudi pri Rablju in Lombardiji brez trigonodusne favne (Allasinaz, 1966; Fanti- ni-Sestini, 1966). V literaturi zasledimo posamezna spekulativna ugotavljanja biotopa rodov Trigo- nodus, Pachycardia in Myophoria, nikoli pa njegove popolnejše favnistične, sedimen- tološke in geokemične analize. 62 __Bogomir Jelen Rod Trigonodus ima po literaturnih podatkih toleranco od sladke do morske vode (Cox et al., 1969b, N 467). Trigonodus naj bi preferirai zelo plitve brakične vode (Allasinaz, 1964a, 203). Rod Myophoria pa je vprašljivo morski (Cox et al., 1969b, N 472; Newell & Boyd, 1975, 59). Razlike v zgradbi školjčnih populacij z rodovoma Trigonodus in Myophoria v slovenskem prostoru dajejo možnost raziskovati njihov biotop. Raziskava biotopa mora zajeti celotno, integrirano okolje, na katerega se je prilagodila biocenoza in vanjo asimilirani osebek. Raziskava mora torej zajeti fizi- kalni, kemični in biološki vidik biotopa. Geokemična raziskava biotopa Geokemična raziskava biotopa in rezultati so priobčeni v drugem članku (D o 1 e - nec & Jelen, 1987). Sedimentološka raziskava biotopa Analiza mikrofaciesa je dala o biotopu podatke, ki se skladajo z rezultati geoke- mične raziskave biotopa. Število raziskanih vzorcev dà predstavo o okolju, ne pokaže pa dinamike spre- memb v biotopu. Rezultate analize mikrofaciesa kaže tabela 4. Biotop nahajališča Lesno brdo je bil del zaprtega šelfa, s stalnim ali občasnim značajem lagune. Detritični kremen kaže na dotok s kopnega, ki je najverjetneje bil občasen. Do brakičnih razmer je prišlo ob mešanju morske z rečno vodo, verjetno pa tudi s padavinsko vodo. Mikrofacies biotopa Mlinše pri Zagorju prav tako kaže na dotok s kopnega. Glede na verjetnost, da gre za distalnejše dele šelfa, so bile razmere blizu morskim, sodeč po izotopski sestavi kisika in ogljika, prevladujoče. Favnistična raziskava biotopa Favnistična analiza raziskuje zgradbo združbe (sl. 24). Za enoto favnistične analize sem določil rod. Taksonomska in količinska sestava združbe Taksonomsko sestavo predstavita seznam taksonov in tabela prisotnosti - odsot- nosti taksona. Taksonomsko sestavo uravnavata okolje in priložnost, dana organizmu, da pride v združbo. Okolje je prepletanje fizičnih, kemičnih in bioloških razmer (Reyment, 1971, 3): 1. Fizično okolje: geografski položaj, substrat, dinamika medija, topografija, ozračje, temperatura, svetloba, pritisk, stratifikacija (temperature, slanosti). 2. Kemično okolje: slanost, pufri, redoksi potencial, koncentracija H ionov, O2, CO2, N2, S, anioni kislin, sledni elementi, anorganske soli, organske snovi in spojine, kemična aktivnost sedimenta. 3. Biološko okolje: hrana, predacija, kompeticija, parazitizem, simbioza, poselje- nost. Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 63 Količinsko sestavo združbe prikažete rang in relativna številčnost. Rang, ki je mera porazdelitve dominance, pove, kateri takson je v vzorcu in združbi najštevil- nejši, kateri je po številčnosti drugi, tretji itd. Relativna številčnost kot količinska mera dominance poda številčne odnose med taksoni. Za več vzorcev iz istega nahajališča izračunamo srednjo vrednost rangom takso- nov in vsoto relativnih številčnosti. Količinsko sestavo združbe ponovno uravnavata priložnost in razpoložljivi živ- ljenjski viri. Delovanje združbe pogojuje avtekologija taksonov, ki grade združbo. Avtekolo- gija organizmov ima štiri vidike: 1. prehranjevanje, 2. prilagajanje, 3. presnova, 4. razmnoževanje. Glavni pomen za avtekologijo školjk imajo prehrana, substrat in dinamika vode (Stanley, 1970, 7), sl. 25. Indeksi značaja enote v združbi in vzorcev Prisotnost: z njo merimo relativno prisotnost enote v združbah in vzorcih. P - prisotnost v odstotkih nEi - število vzorcev z neko enoto ekologije N - celotno število vzorcev Ekološka toleranca: ekološko toleranco določi število vzorcev, ki vključu- jejo neko enoto. Et = nEi (Walker & Bambach, 1974, 2.18) Et - ekološka toleranca Gostota enot: gostoto enot določi število enot v združbi nahajališča. G - gostota enot Пе - število enot Raznolikost: merilo raznolikosti naj bi bilo število enot v vzorcu. Ker pa je število enot funkcija števila vzorcev, se napaki izognemo z izrazom: d - raznolikost S - število enot v vzorcu N - število primerkov Homogenost: je mera enakomernosti porazdelitve neke pomembne vrednosti (npr. števila primerkov) enot v vzorcu. e^ - homogenost H - Shannonov indeks splošne raznolikosti 66 _____Bogomir Jelen Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 65 66 Bogomir Jelen SI. 25. Vpliv okolja na način življenja školjk (Stanley, 1970) Fig. 25. Presentation of the interrelationship among environmental factors and bivalve shell form (Stanley, 1970) Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 67 Shannonov indeks: imenujejo ga tudi splošni indeks raznolikosti. Ker je neodvisen od velikosti vzorca, je primeren za primerjavo raznolikosti med različno velikimi vzorci. Sestava združbe Vrednosti v tabeli 5 omogočajo pogled v sestavo združbe raziskovanega nahaja- lišča. Združba je ekstremno organizirana. Školjke predstavljajo 99,5 % celotne favne, polži le 0,5 %. Drugih fosilnih metazojev, razen ostankov aktivnosti anelidov pone- kod v apnenčevo-lapornoskrilavi skladovnici in redkih solitamih koral v Gr 2, v nahajališču ni. Porazdelitev rangov (r in koloni A, B) med enote najvišjega dela tabele, ki predstavljajo 86 % celotne favne, je zelo pravilna. Druge enote nimajo pravilne porazdelitve rangov. Dominantnost v relativni številčnosti je tudi ekstremna (kolona C). Prisotnost in s tem ekološka toleranca je največja za prvi dve enoti. Gostota enot in raznolikost (vrste H, I, J) sta v povprečju zelo majhni. Močna in ekstremna organiziranost združbe, visoka dominantnost, prevladujoča prisotnost neke enote, majhna gostota in raznolikost, so značilnosti združb z močnim ekološkim pritiskom (medplimski pas, estuarji, obalne lagune). Vrednosti v kolonah C, D, E za enoti 3 in 4 se ostro ločijo od vrednosti 2. enote. Iste vrednosti za enote od 5 do 18 so zelo nizke in celo zanemarljive. Tudi to jasno kaže na zelo močno kontrolo biotopa, ki ga niso uspele naseliti. Glavni ekološki pritisk, ki je urejal ugotovljeno sestavo združbe, pripisujem brakičnosti. Brakični biotop nahajališča je dokazala masnospektrometrična analiza izotopske sestave kisika in ogljika školjčnih lupin in prikamenine (Dolenec & Je- len, 1987) ter posredno raziskava mikrofaciesa. Če opazujemo vrednosti v vrstah od H do K, ugotovimo zakonitosti razporeditve v navpični in vodoravni smeri. Ekološki pritisk v prostoru ni bil povsod enako močan. V navpični smeri lahko določimo vsaj tri ekološke preobrate: 1. med vzorcema Gr 3 in Gr 5-7, tj. na prehodu spodnjega dela v srednji del apnenčevo-lapornoskrilave skladovnice ; 2. med vzorcema VČK 28 in ZČK 22, tj. na prehodu srednjega dela v zgornji del skladovnice; 3. na prehodu karbonatne sedimentacije v zgornji klastični člen. Ekološki preobrati so se odrazili tudi v množičnosti mikrofavne in mikroflore in na litofaciesu (cf. si. 11-14). Prvi ekološki preobrat je zaostril življenjske možnosti. Plasti do VČK 8 so brez makrofavne (cf. si. 15). Z litofaciesa in biofaciesa sklepam na poglobitev. Drugi ekološki preobrat je nastal postopoma, kot kažejo vrednosti H, I, J, K od VČK 28 navzgor in si. 15. Ponovno poplitvenje ugotavljam po litofaciesu in biofaci- esu. 68 __Bogomir Jelen Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 69 Tretji ekološki preobrat je bil poguben. Regresiji, katere začetke opazimo v mi- krofaciesu tik nad zadnjimi fosilonosnimi plastmi, je sledilo nenadno in vsesplošno izginotje makrofavne. V vodoravni smeri ločim v zgornjem delu apnenčevo-lapornoskrilavega člena tri različke biotopa nahajališča: 1. VČK 30-44: vrednosti v vrstah H, I, J, K so višje kot v ZČK na istem stratigrafskem nivoju. 2. ZČK 28-54: vrednosti v vrstah H, I, J, K so nižje kot v VČK na istem stratigrafskem nivoju. 3. Gr 11-17: od VČK in ZČK se razlikuje po taksonomski in količinski sestavi ter v avtekologiji (str. 78). Na golici Gr je bilo v zgornjem delu skladovnice (Gr 11-17) posebno ekološko območje. Za svojstvenost taksonomske in količinske sestave je vzrok dinamika vodnega okolja. Litofacies (breče, peščeni laporji, mikrobreče, sparitni in onkoidni apnenci in biofacies) kažeta na zelo visok EI (cf. sl. 11). Vrednost izmerjena na vzorcu lupine vrste Pachycardia rugosa, je najnižja na nahajališču Lesno brdo (Dolenec & Jelen, 1987). Zgornji del srednjega dela apnenčevo-lapornoskrilavega člena v ZČK nima školjčne favne. Vrednosti v vrstah H, I, J, K so v zgornjem delu skladovnice nižje kot v VČK. Opirajoč se na litofacies in biofacies, sklepam, da je bila globina vode v ZČK vseskozi večja kot v VČK in pri Gr. Približno izenačila se je šele v najvišjih fosilonosnih nivojih. Z analizo sestave školjčne favne in stratimetričnim snemanjem v navpični in horizontalni smeri sem ugotovil še drugi in tretji ekološki dejavnik, ki sta urejala sestavo školjčne favne - globino in dinamiko vodnega okolja. Za nizke in zanemarljivo nizke vrednosti C, D, E enot od 3 do 18 imam dve razlagi: 1. poskusi naselitve neugodnega biotopa in 2. tafocenoza. Lopha sp. ima med temi enotami najvišjo prisotnost in ekološko tolerantnost. V sistemu sodijo lofe med ostreje, ki žive tudi v nekoliko brakični vodi (Ramovš, 1974, 104). Vse najdene lupine vrste Lopha sp. so nedorasle ali pa zakrnele, ker so osebki naselili biotop, ki je bil na meji njihove fiziološke prilagodljivosti. Bakevellia (Bakevelloides) sp. ima nižjo prisotnost in ekološko toleranco kot Lopha sp. Podobno kot primer vrste Lopha sp., razlagam tudi njeno mesto v združbi s poskusom naselitve neugodnega biotopa. Odsotnost požiralcev sedimenta je značilnost zgradbe združbe nahajališča. Po podobnosti z recentnimi soleni domnevam, da je bila Solenomorpha sp. hiter vrtalec skozi sediment in je zato spadala v prehranjevalno skupino požiralcev sedimenta. Solenomorpha sp. je primer neuspešnega poskusa naselitve neugodnega substrata v ZČK 22. Količina organske snovi v sedimentu je mogla biti tolikšna, da je njen razpad v anaerobnih razmerah zastrupljal sediment s H2S. A Srednja vrednost ranga za vse vzorce - Mean rank abundance for all community collections, B Srednja vrednost ranga za vse vzorce, v katerih je enota prisotna - Mean rank abundance of community collections including an ecologie unit, C Relativna številčnost - Total relative abundance in per cent, D Prisotnost (P) - Presence percentage, E Ekološka toleranca (Et) - Ecologie tolerance, H Gostota enot (G) - Ecologie units density, I Raznohkost (d) - Diversity, J Indeks splošne raznolikosti (H) - Shannon index of general diversity, K Homoge- nost (e) - Homogenety, N Absolutna številčnost enote v vzorcu - Number of specimens of the ecologie unit in a collection, r Rang - Rank number of the ecologie unit in a collection 70 Bogomir Jelen Redukcijske razmere v sedimentu nahajališča, opazne na pogled, je potrdila raziskava mikrofaciesa z ugotovljenimi gnezdi pirita in piritnega pigmenta. Enake geokemične razmere so v sedimentu današnjih lagun, kjer zato ni požiral- cev sedimenta. Vrsta Pachycardia rugosa ima dokaj visoko relativno številčnost, toda nizko vrednost prisotnosti in ekološke tolerance. Njena preferenca jo je omejila na različek biotopa Gr 11-17. Tudi za preostale enote je verjetnejša prva razlaga kot druga, ki je ne smemo izvzeti, še posebno ne zaradi prisotnosti stenohalinega aktivnega plavalca Amusium sp. Nasproti drugim vzorcem so vrednosti za gostoto, raznolikost in homogenost v vzorcih Gr 2 in Gr 3 višje in rangi so drugače razporejeni. To je razumljivo, saj so bili v Gr 2 najdeni stenohalini morski organizmi - solitarne korale. I>elovan}e združbe Združba nahajališča je v načinu prehranjevanja neorganizirana (tabela 6). Nizki in plitvi filtratorji so v celotni favni zastopani s 97%. Neorganiziranost združbe v načinu prehranjevanja je dovolila dovoljna količina hrane, ki ni bila omejeni življenjski vir. Ker so to bili nizki in plitvi filtratorji, je bila suspenzija ob stični ploskvi vode s sedimentom bogata z organsko snovjo. Današnja okolja, kjer prihaja do mešanja slane in sladke vode (delte, estuarji, obalne lagune), imajo veliko biopro- dukcijo in akumulacijo organske snovi. V podrobnostih vendarle opazimo organiziranost združbe na plitve in nizke filtratorje, ki so imeli trofične niše urejene po nivojih, na katerih so filtrirali suspenzijo. Apnenčevo blato in mulj sta bila dolgotrajen substrat raziskovanega nahajališča. Odlagala sta se v mirnejši podplimski coni. Nekateri prostori sedimentacije apnenčevega blata ali mulja so zelo mimi, drugi dinamičnejši. V bolj razgibanih obdobjih pride blato ponovno v suspenzijo. Nizki in plitvi pasivni filtratorji se po podatkih Steel-Petrovičeve (1975, 552) takšnih biotopov izogibajo. Nevarnost resuspenzije zmanjšujeta utrjevanje substrata po organizmih in ob- časna izsuševanja. Tevesz in McCall (1979) poročata o sposobnosti unionoidnih školjk, da se po resuspenziji izvlečejo izpod > lOcm debelega pokrova usedline. Samo s curki vode, iztisnjenih iz plaščne votline, odstranijo z zadnjega dela lupine do 2 cm usedline. Oblika lupine, ki je podobna lupini trigonodusov in pahikardij, omogoča zbrati dovoljno količino vode v plaščni votlini. Ne škoduje jim tudi večja količina sedi- menta, ki se pri resuspenziji nabere v plaščni votlini školjk. Zasute v sedimentu zdržijo dva dni. O podobnih sposobnostih nekaterih morskih školjk iz trofičnih skupin s plitvimi in nizkimi filtratorji poroča Kranz (1974). Organizmi, ki presnavljajo s prostim kisikom, ne morejo živeti v okolju, kjer zaradi mirovanja vodnega stolpca ni kroženja kisika. Zato se je morala školjčna semiinfavna in infavna prilagoditi na pelitski substrat, ki ponovno prehaja v suspen- zijo. Množično školjčno favno sem našel na raziskovanem nahajališču vedno na pre- hodu apnenčeve plasti v muljevec. Revnejša je ali pa manjka v plasteh glinenega Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 71 72 Bogomir Jelen apnenca in apnenca. Izgleda, da je bilo za življenje trigonodusov in mioforij ugodno okolje med povečanim dotokom pelitnega detritičnega materiala in drobnega organ- skega detritusa. Neugodne življenjske razmere so nastopile, ko se je dotok pelitnega detritičnega materiala nadaljeval ali povečal. V debelejših (>5cm) lapornih plasteh so fosili navzgor vse redkejši, v drugi polovici plasti jih sploh več ne najdemo. Dolgotrajni substrat je omogočal adaptivno radiacijo. Fosil kot osebek oziroma paleobiološka enota, nima le pomena za razlago njegove horizontalne biologije, na katero so omejene današnje biološke enote, ampak za biologijo skozi geološki čas - geobiologijo. Fosil moremo obravnavati z vseh vidikov biološke enote, tudi z vidika adaptivne funkcionalne morfologije. Le-ta je določena kot odnos med obliko organizma, oko- ljem in evolucijo (Kauffman, 1969, N 130). Mehkužci, še posebno školjke, sodijo po Kauffmanu (1969, N 130) med najpri- mernejše nevretenčarje za raziskavo adaptivne funkcionalne morfologije iz nasled- njih razlogov: 1. mehki deli so dobro poznani. Njihova spremenljiva anatomija in morfologija sta odraz prilagajanja na različna okolja; 2. funkcionalnost mehkih delov in morfologija sta celoti, tako da z mehkih delov sklepamo na trde in obratno; 3. v obliki lupin današnjih predstavnikov se v popolnosti zrcali način življenja, tako da z recentnih lahko sklepamo na fosilne; 4. ekologijo današnjih predstavnikov dobro poznamo, kar lahko prenesemo v pa- leoekologijo; 5. razvojne linije lahko sledimo nazaj v geološko preteklost. Mnogi današnji rodovi se pojavijo že v mlajšem mezozoiku. To omogoča primerjavo anatomije in morfologije današnjih in fosilnih predstavnikov; 6. pogosten je pojav adaptivne homeomorfije, kar omogoča razlago adaptivne morfologije že izumrlih oblik; 7. školjke so pogost, dobro ohranjen fosil. V nadaljnjem sklepanju na način življenja vrst in podvrst rodov Trigonodus in Myophoria se bom opiral na Stanleyevo (1970) študijo adaptivne funkcionalne morfologije današnjih školjk. Preseki trigonodusov in pahikardij v frontalni ravnini so takšni kot pri semiin- favni in plitvi infavni (si. 26, tab. 2, si. 9, tab. 3, si. 2). Črta največje debeline je postavljena v dorzalno polovico lupine. Imajo robustne, težke, debele lupine, ki služijo semiinfavni in plitvi infavni za stabilizacijo v substratu in jo varujejo pred mehanskimi poškodbami v razgibanih okoljih. Pahikardij e so ornamentirane z ostrimi, dokaj visokimi prirastnicami, ki so dodatno stabilizirale osebek v sub- stratu. Niso pa pri vseh vrstah in osebkih trigonodusov lupine enako robustno in težko grajene. Razlike bom obravnaval drugje. Današnje Unionacea imajo adaptivno morfologijo, ki je taka kot pri trigonodusih. Živijo kot semiinfavna (si. 27) in kot infavna (si. 28). Za trigonoduse predvidevam enak življenjski položaj, ki pa se je v podrobnostih razlikoval od vrste do vrste (si. 31a, 34). Lupina vrse Myophoria kefersteini je oblikovana kot pri infavni. Zakaj je bolj sploščena in zakaj je črta največje debeline višje v dorzalni polovici lupine, bom razložil kasneje. Radialna rebrca in greben so služili za stabilizacijo in za prerivanje skozi sediment. Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 73 Sl. 26. Frontalni preseki lupin nekatere epifavne, semiinfavne in infavne (Stanley, 1970) m - črta največje debeline Fig. 26. Frontal cross-sectional shapes of epifaunal, semiinfaunal and infaunal shell types (Stanley, 1970) m - maximum shell width SL 27. Način življenja vrste Unio pictorum Fig. 27. Living habit of the Unio pictorum Sl. 28. Način življenja podvrste Lampsiiis radiata siliquoidea (Tevesz & McCall, 1979) Fig. 28. Living habit of the Lampsiiis radiata siliquoidea (Tevesz & McCall, 1979) 74 Bogomir Jelen Adaptivno morfologijo današnjih Trogoniacea in odgovarjajoči predvideni živ- ljenjski položaj podvrste Myophoria kefersteini subsp. kažejo sl. 29, 30 in 31b. Neotrigonia živi kot plitva infavna z zadnjim (dihalnim) robom v ravnini stične ploskve sedimenta in vode (Nevv^ell & Boyd, 1975, 59). Oblika školjčnih lupin semiinfavne in plitve infavne se je prilagodila na: 1. način in smer vkopavanja v substrat, 2. hitrost vkopavanja, 3. globino vkopavanja in 4. življenjski položaj. Na sl. 32 so osnovni primeri odnosov med oblikovanostjo lupin in načinom ter smerjo vkopavanja v substrat. K primeru A se približuje lupina vrste Trigonodus ramovsi (tab. 7, sl. 1, 3, 6). Poleg razmerja L/V, ki je blizu 1, ima skupno s školjkami primera A ozko klinasto obliko z zelo visoko postavljeno črto največje debeline. Tako oblikovane školjke prodirajo v substrat navpično navzdol, ko z zasuki naprej in nazaj okoli v središče lupine postavljene osi, režejo v substrat. K primeru C se približuje lupina vrste Trigonodus abdominalis. Sprednji del lupine je močno konveksen in izpostavljen (tab. 6, sl. 8-10), zato se je noga lahko okrepila. Zadnji del lupine je skrajšan, kot je tudi pri drugih, anteriorno podobno oblikovanih lupinah. S skrajšanjem zadnjega dela lupine, se je sklepna os zasukala tako, da je školjka iztegovala nogo verjetno zelo blizu, če že ne na anteriomem robu. K primeru D se približuje oblika vrste Trigonodus extraordinarius (tab. 7, sl. 8, 9). Lupino z velikim razmerjem L/V bi noga, ki se izteguje pravokotno na os sklepa, med vkopavanjem težko vodila, ker je os zasuka postavljena iz središča lupine. Zato se školjka temu izogne in prične iztegovati nogo bliže anteriornoposteriomi smeri. Smer vkopavanja se pomakne zelo blizu anteriorno-posteriorni smeri ali pa je z njo vzporedna. Kot vkopavanja je med 45° in 90°. Druge trigonodusne vrste so imele smer in način vkopavanja kot primer B. Hitrost vkopavanja je odvisna od oblike prečnega preseka lupine (sl. 33), od oblikovanosti sprednjega dela lupine, njene debeline in velikosti lupine. Po naštetem sodim, da sta se vrsti Pachycardia rugosa in Trigonodus carniolicus zelo počasi in delno zakopavali v substrat. Povečanje razmerja L/V pri Trigonodus bittneri, njegov močno naprej postavljen in neznaten vrh in gladko potekajoče linije lupin so vrsti omogočili hitrejše in globlje vkopavanje lupine. Manjše kot druge, so lupine vrst Trigonodus serianus, Trigonodus abdominalis in Trigonodus ramovsi. Med njimi je bila najhitrejša, tudi zaradi oblikovanosti, Trigo- nodus abdominalis. V substrat se je zakopala vsa, do stične ploskve sediment-voda. Hitro se premikajo v substratu vrste z močno navzad podaljšano lupino in okroglim ali diskasto oblikovanim prečnim prerezom. Trigonodus extraordinarius ima zelo podobno oblikovano lupino. Razmerje L/V je pri tej vrsti blizu 2. Lupina je v prečnem prerezu za trigonoduse zelo ozka, vrh je pomaknjen pred sprednji rob in ne izstopa iz iztegnjenega ovalnega obrisa lupine. Domnevam, da se je zakopaval hitreje in globlje kot drugi trigonodusi z navzad podaljšano lupino. Slika 34 prikazuje mojo interpretacijo zgornjih ugotovitev. Današnji predstavniki naddružine Unionacea se zelo počasi vkopavajo v substrat. Do končne lege v substratu potrebujejo več ur do en dan (Tevesz & Mc Call, 1979, 113). V paleobiologi ji je razlaga adaptivno funkcionalne morfologije podvrst neke vrste Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 75 SL 29. Neotrigonia margaritacea v življenjskem položaju (cf. Newell & Boyd, 1975) Fig. 29. Life position of the Neotrigonia margaritacea (cf. Newell & Boyd, 1975) SI. 30. Myophoria kefersteini kefersteini V predvidenem življenjskem položaju Fig. 30. Reconstruction of living habit of the Myophoria kefersteini kefersteini SI. 31. Trigonodus ramovsi (a) in Myophoria kefersteini kefersteini (b) najdeni V življenjskem položaju (VČK 44) Fig. 31. The Trigonodus ramovsi (a) and the Myophoria kefersteini kefersteini (b) found in original life position (VČK 44) 76 Bogomir Jelen SI. 32. Primeri odnosov med oblikovanostjo lupin in načinom ter smerjo vkopavanja v mehki substrat. Prirejeno po Stanleyu, 1970 Fig. 32. Examples of adaptions in burrowing into the soft substratum. Adapted from Stanley, 1970 SI. 33. Oblika prečnega preseka lupin pri (a) školjkah, ki se hitro zakopavajo in (b), ki se izredno počasi in delno zakopavajo (Stanley, 1970) m - črta največje debeline Fig. 33. Relation of the frontal cross-sectional shapes to the burrowing rate; (a) rapid burrower, (b) the very slow, and a partial burrower (Stanley, 1970) m - maximum shell width Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 77 SI. 34. Adaptivna divergenca rodu Trigonodus v ekološke niše Fig. 34. Adaptive divergence of the genus Trigonodus into the ecological nishes 78 Bogomir Jelen težja. Podvrste so populacije vrste, ki se malo razlikujejo v ekoloških nišah. Na mejah niš pa še vedno prihaja do izmenjave genov. Nisem uspel razločiti ekološko nišo podvrste Trigonodus problematicus crassus od niše podvrste Trigonodus problemati- cus problematicus. Nejasne so tudi ekološke niše podvrst vrste Myophoria kefersteini. Populacije le- te imajo tendenco v podaljševanju zadnjega dela lupine (Myophoria kefersteini lombardica), v podaljševanju sprednjega dela lupine (Myophoria kefersteini typica) in višanju lupine (Myophoria kefersteini gomensis) (cf. Fantini-Sestini, 1966), ki je začetek s trigonodusi konvergentne adaptivne radiacije. Morfološki znaki podvrste Myophoria keferesteini subsp.: ozka, klinasta, skoraj lečasta oblika v prečnem preseku lupine, radialna ornamentacija in nesimetričnost leve in desne lupine, jo razen še precej robustne gradnje adaptivno približujejo vagilni plitvi infavni. Neotrigonia margaritacea, njena današnja, odmaknjena sorod- nica sodi med precej aktivno infavno (Gould, 1969, 1125). Priključitev podvrste Myophoria kefersteini subsp. k vagilni infavni je postala verjetna s Stanlyjevo (1970, 78) navedbo, da imajo vse današnje školjke vagline infavne, s poševno postav- ljeno ravnino stika obeh lupin, nesimetrični lupini. Zaenkrat je podmena o podvrsti Myophoria kefersteini subsp. kot poševni vagilni infavni samo druga možnost poleg morfološke adaptacije na hitro poševno vkopava- nje v substrat. Pri obravnavi avtekologije v različkih biotopa raziskovanega nahajališča se bom opiral predvsem na ekofenotipe trigonodusne favne, na katerih se najlepše zrcali okolje. Značilnost naddružine Unionacea je velika ekološka spremenljivost lupin (Cox et al., 1969b, N 413). Skladna z dosedanjimi opazovanji je ugotovitev, da je razgibanost vodnega okolja vplivala samo na tisto školjčno favno, ki sem jo ugotovil kot semiinfavno. V trigono- dusni semiinfavni ločim tri ekofenotipe (tabela 7, sl. 35-37). Avtekologija školjčne favne biotopa Gr 11-17 je bila prilagojena na razgibano vodno okolje. Sesilna in bisusna epifavna {Lopha sp., Bakevellia (Bakevelloides) sp.) in močno stabilizirana semiinfavna (Pachycardia rugosa) sta dominantni. Tudi Pseudomyoconcha lombardica, verjetno z bisusi pritrjena semiinfavna, je bila kot prilagojena. Podrejeno nastopa stabilizirana infavna. Trigonodusna favna se pojavlja količin- sko popolnoma podrejeno v plasti Gr 11, kjer dinamičnost okolja še ni bila izrazita. Močne populacije rodov Trigonodus in Myophoria razlagam s štirimi ekološkimi dejavniki: 1. z brakičnostjo, ki je izključila kompetencijo in nekatere predator j e (ehino- derme) 2. z dovoljno količino hrane 3. s primernim substratom, ki pa ni dovoljeval naselitve epifavne, in 4. z odsotnostjo predatorjev (polžev in ehinodermov). Populacija vrste Myophoria kefersteini je šibkejša od populacije trigonodusov (cf. tabela 5, sl. 38). Upor okolja, mislim brakičnost, je bil zanjo močnejši kot za trigonoduse. Količinska sestava vrst školjčne favne na raziskovanem nahajališču (sl. 38) kaže uspešnost semiinfavne. Bila je uspešnejša pri lovljenju hrane. Hitrost in globina vkopavanja pa nista bila selekcijska faktorja, saj okolje ni bilo turbulentno in substrat stabilen, in ni bilo predatorjev. Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 79 80 Bogomir Jelen Pogoji nastanka in nastajanje opisanih novih vrst in podvrste Runnegar in Newell (1971) ter Newell in Boyd (1975, 59) so pri školjkah opazili lastnost eksplozivnega nastanka novih oblik v zelo kratkem geološkem času, npr. v teku enega milijona let. Naenkratna radiacija se je pojavljala v novih, dovolj stabilnih in izoliranih adaptivnih conah. Nastanka vrst in podvrst na raziskanem nahajališču ne uvrščam v selektivno, ampak v hitro simpatrično adaptivno speciacijo in subspeciacijo. SI. 35. L-V diagram ekofenotipov vrste Trigonodus camiolicus Fig. 35. L-V diagram illustrating the differences in ecophenotypes of the Trigonodus camiolicus Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 81 S prihodom rodu Trigonodus v novo nastalo nezavzeto adapcijsko cono so se mu vrste pričele prilagajati. Stalni tip muljastega substrata je omogočil adaptivno radiacijo. Mogoča pa je bila šele takrat, ko so bile populacije sposobne zavzeti prazne ekološke niše. Slika 39 kaže radialne komponente rasti pri rodu Unionoida. V rodu Trigonodus so geni različno kontrolirali komponente rasti, kot kaže si. 40. Z različno kontrolo rasti je bil izpolnjen naslednji pogoj za zavzetje ekoloških niš, ki so se, kot domnevam, razlikovale v globini, kotu in hitrosti vkopavanja v sediment in trofični podskupini (cf. si. 34). Ker ni bilo drugih ekoloških ekvivalentov, razen rodu Myophoria, ki pa je bil manj uspešen zaradi večjega upora okolja, izrazitejše kompe- ticije za ekološke niše ni bilo. Katere močnejše genetske premike od že obstoječih tendenc kontrole komponent rasti predvidevam, kaže si. 41. Do močnejšega premika (premik v znaku je začetek evolucijskega procesa - O du m, 1971, 240) v kontroli rasti izhodnih znakov in akumulacije le-teh je verjetno prišlo zaradi prekrivanja ekoloških niš populacij izhodnih vrst na istem izoliranem prostoru. Prekrivanje populacij ima po Odumu (1971, 240) dvojno adaptacijsko prednost: SI. 36. L-V diagram ekofenotipov podvrste Trigonodus problematicus problematicus Fig. 36. L-V diagram illustrating the differences in ecophenotypes of the Trigonodus problematicus problematicus 82 Bogomir Jelen 1. omogoči popolno spremembo niše in 2. omogoči genetsko razdvajanje od izhodnega genskega sklada, ker ni več izme- njave genov. Novonastali fenotipi so videti specializirani in ker so zavzeli zelo ozke niše, niso variabilni. Specializacija nastopi običajno zaradi kompeticije med vrstami (O du m, 1971, 218). Geološka opazovanja in raziskava biotopa ne nasprotujejo, temveč podpirajo podmeno o simpatričnem izvoru na raziskovanem nahajališču ugotovljenih novih vrst in podvrste. Med rodovoma Trigonodus in Myophoria opazimo adaptivno oziroma evolucijsko konvergenco (si. 40, 42). Posebno pri školjkah je adaptivna konvergenca pogostna in tako močna, da lahko prestopa taksonomske meje (Stanley, 1970, 96). Pojavi se lahko popolna homeomorfija med nesorodnimi, toda ekološko podobnimi taksoni. Prostor južno od lombardi j skega in slovenskega jarka so naseljevale populacije rodu Trigonodus in vrste Myophoria kefersteini. Severno, pri Rablju, ne najdemo trigonodusne favne in ne opazimo nikakršnih fenotipskih premikov v populaciji vrste Myophoria kefersteini. Paleobiološka, fizikalno-kemična in geostrukturna opazova- nja govore za različne paleotopografske in paleohidrografske razmere južno in severno od obeh jarkov. Spremenljivost fizikalno-kemičnih dejavnikov v ekosistemih južno od slovenskega jarka, pogojena s paleotopografskimi in paleohidrografskimi razmerami, je spodbudila intenzivnejše interakcijske ekološko-genetske procese. SI. 37. L-Vdiagramekofenotipovvrste Trigonodus bittneri Fig. 37. L-V diagram illustrating the differences in ecophenotypes of the Trigonodus bittneri Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 83 84 Bogomir Jelen Primerjava z južnoaipskimi najdišči Z današnjimi paleontološkimi in biostratigrafskimi metodami je julska školjčna favna Alp raziskana samo v Lombardiji in pri Rablju. Za druga pomembnejša alpska najdišča imamo stare podatke: Seiser Alm (B r o i 1 i, 1903; Blaschke, 1905; Wa- agen, 1907; Leonardi, 1967), St. Cassian (Laube, 1865, 1868, 1869; Bittner, 1895; Leonardi, 1967), Cortina d'Ampezzo (Leonardi & Fiscon, 1948; Le- onardi & Fiscon, 1959), Schiern (Wöhrmann & Koken, 1892; Koken, 1913), severna Tirolska (Wöhrmann, 1889), Bajerske Alpe (Schafhäutl, 1851; Wöhrmann, 1889). Iz Dinaridov (Fantič, 1956,1957), Helenidov (A 1 b a n d a k i s, 1968) in Madžar- ske (Bittner, 1901; Frech, 1904) ni na razpolago zadostnih podatkov ali pa so stari. Odločil sem se le za primerjavo z Lombardijo in Rabljem. Kvalitativna primerjava Julska školjčna favna nahajališča Lesno brdo je veliko bolj podobna školjčni favni Lombardije kot rabeljski. Skupne vrste z Lombardijo: Modiolus (Modiolus) paronai (Bittner) Septiola pygmaea (Münster) Pinna (Pinna) tommasii (Wöhrmann & Koken) SI. 40. V rodu Trigonodus so geni različno uravnavali komponente rasti Fig. 40. New genetic controls of growth components in the Trigonodus in relation to the basic type of the control SI. 41. Domnevni genetski premiki v kontroli že obstoječih tendenc rasti Fig. 41. Hypothetical genetic shifts from the old to the new character 86 Bogomir Jelen Bakevellia ( Bakevelloides) pallium (Stoppani) Bakevellia (Bakevelloides) meriani musculosa (Stoppani) Amusium filosum (Hauer) Camptonectes (Camptochlamys) zitteli (Wöhrmann & Koken) Pachycardia rugosa (Hauer) Trigonodus camiolicus Bittner Trigonodus problematicus (Klipstein) Trigonodus bittneri Waagen Trigonodus serianus Parona Trigonodus sandbergeri dalmatinus Waagen Myophoria kefersteini kefersteini (Münster & Goldfuss) Myophoria kefersteini gomensis Varisco & Parona Myophoria kefersteini lombardica Waagen Heminajas woehrmanni Waagen Schafhaeutlia astartiformis (Münster) Pseudomyoconcha lombardica (Hauer) Myophoricardium lineatum Wöhrmann SI. 42. Pri podvrstah vrste Myophoria kefersteini so geni podobno uravnavali komponente rasti kot pri vrstah rodu Trigonodus Fig. 42. The genetic shifts in the growth components' control in the Trigonodus and Myophoria kefersteini are strikingly similar Karnijska školjčna favna na Lesnem brdu in njen paleobiološki pomen 87 Skupne vrste z Rabljem: Pinna (Pinna) tommasii (Wöhrmann & Koken) Bakevellia (Bakevelloides) bouei (Hauer) Amusium filosum (Hauer) Lopha montiscaprilis (Klipstein) Myophoria kefersteini kefersteini (Münster & Goldfuss) Schafhaeutlia astartiformis (Münster) Solenomorpha sp. Z Lombardi jo imamo skupne skoraj vse vrste, skupaj 21, razen dveh: Bakevellia (Bakevelloides) bouei (Hauer) in Lopha montiscaprilis (Klipstein) in vseh novih. Z rabeljsko favno imamo skupnih 7 vrst. Kvantitativna primerjava Podobnost med primerjanimi najdišči podajam številčno s Simpsonovim, Jaccar- dovim in Dicovim koeficientom podobnosti: S - Simpsonov koeficient podobnosti k - število enot skupnih vzorcu A in B B - število enot manjšega vzorca (B>7. haueri« Laube. In den Korallenkörpern sind kleine Nischen mit Trocholinen und Involutinen ausgefüllt. Dieses interessantes Korallen-Niveau konnte an allen vier Lokalitäten gefunden werden. Am Martuljek-Berg (1600 m) wurden im gleichen Horizont zusätz- lich noch sehr kleine Einzelkorallen gesammelt. 254 Anton Ramovš Die beschriebenen fossilreichen Ladinschichten waren bisher in Slowenien und in den Südalpen unbekannt. Auch ähnliche Vergesellschaftungen wurden bis jetzt nicht beschrieben. Vom besonderen Interesse sind auch die gesteinsbildenden Trocholinen und Involutinen. Den oberen Teil dieser etwa 50 m mächtigen Langobard-Folge bildet ein dick- und dünngebankter, teilweise knolliger grauer Kalk, der im oberen Abschnitt häufig verkieselt ist und kleine Hornsteinknollen führt. Im Grenzbereich zum weissen zuckerförmigen Unterkam- (Cordevol) - Dolomit wird der graue Kalk sehr dick- schichtig und schliesslich undeutlich geschichtet. Auch in den östlichen Julischen Alpen kommen Vulkanite und deren Tuffe in kleinen Vorkommen vor. Am Vršič-Pass (1614 m) sind ladinische Konglomeratbrekzien mit Unterperm, - Mittelperm, - Oberperm, - Untertrias- und Mitteltrias-Komponenten charakteri- stisch (Ramovš & Kochansky-Devidé, 1979). Ladinische Gesteine in etwas anderer Ausbildung kommen auch auf dem Mežak- Ija-Plateau und im nordwestlichen Teil des untersuchten Pokljuka-Plateau vor. Dort konnten jedoch Schichten mit zahlreichen Muscheln, Kalke und Mergel mit Trocholi- nen und Involutinen, Korallen »patch reefs« sowie auch Vulkanite und deren Tuffe nicht nachgewiesen werden. Ein Vorkommen von pietra verde wurde gefunden. Vulkanite und deren Tuffe kommen erst im Gebiet von Grabče vor. Viele Ladin-Kalke wurden auf Conodonten untersucht, jedoch keine Probe li- eferte charakteristische und stratigraphisch brauchbare Plattformconodonten. Die damaligen ökologischen Bedingungen waren anscheinend lebensfeindlich bzw. nicht gut geeignet für die Conodonten. Tablai-Tafel 1 1 Trocholina sp. A. Ladinijski lapomi apnenec; vrhnji del Belega potoka, x 140 Ladinischer Mergelkalk; der oberste Abschnitt des Beli potok (des Weissen Baches), x 140 2 Trocholina sp. B. Ladinijski lapomi apnenec; vrhnji del Belega potoka, x 140 Ladinischer Mergelkalk; der oberste Abschnitt des Beli potok, x 140 Ausbildung der Ladin-Stufe (Mitteltrias) in den nördlichen Julischen Alpen 255 256 Anton Ramovš Tabla 2-Tafel 2 1 Trocholina sp. C., Involutina sp. A. Ladinijski lapomi apnenec; vrhnji del Belega potoka, x 140 Ladinischer Mergelkalk; der oberste Abschnitt des Beli potok, x 140 2 Involutina sp. B. Ladinijski lapomi apnenec; vrhnji del Belega potoka, x 140 Ladinischer Mergelkalk; der oberste Abschnitt des Beli potok, x 140 Razvoj ladinijske stopnje v severnih Julijskih Alpah 257 258 Anton Ramovš Tabla 3-Tafel 3 1 Trocholina sp. D. Ladinijski lapomi apnenec; vrhnji del Belega potoka, x 140 Ladinischer Mergelkalk; der oberste Abschnitt des Beli potok, x 140 2 Trocholina sp. E. Ladinijski lapomi apnenec; vrhnji del Belega potoka, x 140 Ladinischer Mergelkalk; der oberste Abschnitt des Beli potok, x 140 3 Myophoria woehrmanni Bittner Leva lupina, x 5 Linke Klappe, x 5 4 Myophoria woehrmanni Bittner Desna lupina, x 5 Rechte Klappe, x 5 5 Pektenidna školjka A. x 2,5 Pectenide Muschel A. x 2,5 6 Pektenidna školjka B. x 2,5 Pectenide Muschel B. x 2,5 7 Pektenidna školjka C. x 2,5 Pectenide Muschel C. x 2,5 3-7 Ladinijski lapomi apnenec iz vrhnjega dela Belega potoka Ladinischer Mergelkalk im obersten Abschnitt des Beli potok Razvoj ladinijske stopnje v severnih Julijskih Alpah 259 260 Anton Ramovš Tabla 4-Tafel 4 1 Pektenidna školjka D. x 5 Pectenide Muschel D. x 5 2 Pektenidna školjka E. x 3 Pectenide Muschel E. x 3 3 Pektenidna školjka F. x 2,5 Pectenide Muschel F. x 2,5 4 Pektenidna školjka G. x 2,5 Pectenide Muschel G. x 2,5 5 Porcelanasti lupini školjke tipa Trigonodus. x 1,5 Porzellanartige Muschelschalen von Typ Trigonodus. x 1,5 1-5 Ladinijski lapomi apnenec iz vrhnjega dela Belega potoka Ladinischer Mergelkalk im obersten Abschnitt des Beli potok Razvoj ladinijske stopnje v severnih Julijskih Alpah 261 262 Anton Ramovš Tabla 5-Tafel 5 Korala »Isastraea esinensis« Stoppani iz ladinijskega apnenca zahodno od Smrajke; a: v črni niši na levi spodnji strani slike so številne troholine in involutine, pogostne prav tako na vrhnjem čmem delu slike, x 5 Koralle »Isastraea esinensis« Stoppani aus Ladin-Kalk westlich von Smrajka; a: in der Nische des kleinen »patch reef« ist der schwarze Kalk mit Trocholinen und Involutinen überfüllt. Die selben Foraminiferen sind auch im obersten schwarzen Abschnitt des Bildes sehr zahlreich, x 5 Razvoj ladinijske stopnje v severnih Julijskih Alpah 263 264 Anton Ramovš Tabla 6-Tafel 6 Ladinijski algalni apnenec iz vrhnjega dela Belega potoka (Teutloporella sp.). x 5,5 Ladinischer Algenkalk im obersten Abschnitt des Beli potok (Teutloporella sp.). x 5,5 Vse slike M. Grm Photo M. Grm Razvoj ladinijske stopnje v severnih Julijskih Alpah 265 266 Anton Ramovš Literatura Buser, S. 1980, Osnovna geološka karta 1:100000. Tolmač lista Celovec (Klagenfurt). Zvezni geološki zavod Beograd, 62, 62 p., Beograd. Buser, S. & Cajhen, J. 1978, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000, Celovec (Klagen- furt). Zvezni geološki zavod Beograd, Beograd. Bohinec, V. 1935, K morfologiji in glaciologiji rateške pokrajine. Geogr. vestnik 11, 100-132, Ljubljana. Diener, C. 1884, Ein Beitrag zur Geologie des Centraistockes der Julischen Alpen. Jb. Geol. Reichsanst. 34, 659-706, Wien. Grafenauer, S. 1980, Petrologija triadnih magmatskih kamnin na Slovenskem. Dela SAZU, IV. razr. 25, 220 p,, 38 tábel, Ljubljana. Kossmat, F. 1913, Die adriatische Umrandung in der alpinen Faltenregion. Mitt. Geol. Ges. Wien 6, 61-165, Taf. (l)III, (2)IV, Wien. Peters, K. 1856, Bericht über die geologischen Aufnahmen in Kärnten, Krain und dem Görzer Gebiete im Jahre 1855. Jb. Geol. Reichsanst. 7, 629-691, Wien. Rakovec, I. 1946, Triadni vulkanizem na Slovenskem. Geogr. vestnik 2, 139-171, Ljub- ljana. Rakovec, I. 1951, K paleogeografiji Julijskih Alp. Geogr. vestnik 23, 109-135, Ljubljana. Ramovš, A. 1985, Geološke raziskave severnih Julijskih Alp in njihov biostratigrafski razvoj. Jeklo in ljudje. Jeseniški zbornik 5, 391—428, Jesenice. Ramovš, A. & Kochansky-Devidé, V. 1979, Ladinijske konglomeratne breče na Vršiču in njih permijski ter triasni mikrofosili. RMZ 26, 155-165, Ljubljana. Rokopisna geološka karta lista Radovljica, 1:75000. Geol. Reichsanst. Wien. Po originalnih kartiranj ih F. Tellerja (1900-1912), F. Kossmata (1913), F. Härtla (1920) in O. Ampfererja (1910) je karto sestavil H. Vetters leta 1933. Teller, F. 1910a, Geologie des Karawankentunnels. Denkschr. Math.-naturwiss. Kl. Akad. Wiss. Wien 82, 143-250, 3 Taf., Wien. Teller, F. 1910b, Jahresbericht des Direktors. Verh. Geol. Reichsanst., 14-16, Wien. Winkler-Hermaden, A. 1936, Neuere Forschungsergebnisse über Schichtfolge und Bau der östlichen Südalpen I. Geol. Rundschau 27, 156-195, Taf. 2-3, Stuttgart. GEOLOGIJA 31, 32, 267-284 (1988/89), Ljubljana UDK 551.761.243.244(497.12) = 863 Kotna tektonsko-erozijska diskordanca v rudiščnem delu idrijske srednjetriasne tektonske zgradbe Angular tectonic-erosional unconformity in the deposit's part of the Idrija Middle Triassic tectonic structure Jože Čar Rudnik živega srebra Idrija, Raziskovalna enota. Kapetana Mihevca 15, 65280 Idrija Kratka vsebina Z najdbo združbe za anizij značilnih foraminifer, med njimi tudi vrsto Mean- drospira dinarica, je bila dokazana anizijska starost dolomita, ki leži v rudiščnem delu idrijskega srednjetriasnega tektonskega sistema na erodiranih paleozojskih in različnih spodnje in srednjetriasnih kamninah. Dolomit z vrsto Meandrospira dinarica je tudi z zgornje strani omejen z izrazito erozijsko površino, ki jo prekrivajo značilne, litološko pisano razvite kamnine ladinijske starosti in corde- volski dolomit. Omenjene strukturne in sedimentacijske razmere dokazujejo v ok- viru idrijske tektonske faze dve erozijski obdobji. V prvem obdobju, odvijalo se je v srednjem aniziju, so bile v območju idrijskega srednjetriasnega tektonskega sistema odstranjene anizijske, vse skitske, permske in del permokarbonskih kam- nin. Sledila je kratkotrajna transgresija in odložitev dolomita z vrsto Meandro- spira dinarica. Drugo erozijsko obdobje je potekalo v zgornjem aniziju ali spod- njem ladiniju. Odstranjen je bil anizijski dolomit, odložen nad erozijsko površino prvega erozijskega obdobja in del starejših kamnin v njegovi podlagi. Na osnovi zgornjih ugotovitev je bilo mogoče podrobno morfološko razčleniti rudiščni del idrijskega srednjetriasnega tektonskega sistema in oceniti velikost premikov. Abstract The finding of the characteristic Anisian Foraminifera with Meandrospira dinarica proves the Anisian age of the dolomite beds within the ore deposit's part of the Middle Triassic Idrija tectonic structure, which overlies the eroded Pale- ozoic and various Lower- and Middle Triassic rocks. The dolomite beds with Meandrospira dinarica exhibits also on its upper side a characteristic erosional surface, upon which characteristic and lithologically variegated rocks of the Ladinian stage and the Cordevolian dolomite came to rest. This structural and sedimentary evidence attest to two erosion episodes in the framework of the Idria tectonic event. During the first period encompassing the Middle Anisian time, the Anisian, Scythian, Permian and part of the Permo-Carboniferous beds of the Middle Triassic Idria tectonic structure were removed. A short-lived transgression with sedimentation of the Meandrospira dinarica dolomite followed. The next erosion period took place during the Upper Anisian or the Lower Ladinian times. The Anisian dolomite which sedimented upon the erosional surface of the first erosion cycle was removed, with part of the underlying older beds included. These findings rendered possible a detailed morphological analysis of the deposit's part of the tectonic structure and the assessment of displacements along faults. 268__Jože Čar Uvod Pogoji za rekonstrukcijo idrijskega srednjetriasnega tektonskega sistema, v kate- rem je nastalo živosrebrno rudišče, so dozoreli pred dobrimi petnajstimi leti. V letih 1970 in 1976 smo dosegli največjo stopnjo odprtosti rudišča v vsej njegovi zgodovini. Zaradi izrednega obsega odkopnih, odpiralnih in raziskovalnih rudarskih del, okoli 150 km stalno vzdrževanih rovov in čez 100 km raziskovalnih vrtin, ki so bile izdelane v letih 1961 do 1977, se je nabralo v arhivu rudniške geološke službe izjemno število podatkov o litološkem razvoju srednjetriasnih kamnin v rudišču in njihovih sedimen- toloških posebnostih. Skorajda nepregledno množico podatkov smo začeli urejati šele po letu 1972. Do leta 1977 smo opravili splošno rekonstrukcijo idrijskega srednjetriasnega tekton- skega sistema, ki je slonela na genetskih, strukturnih, litoloških in sedimentoloških raziskavah. Podali smo morfologijo in obliko tektonskega sistema, opisali glavni potek njegovega nastajanja in določili triasno prostorsko lego vseh znanih rudnih teles v idrijskem rudišču (Placer & Čar, 1977). V naslednjih letih smo preučili še facialne razvoje srednjetriasnih kamnin rudišča in določili njihova sedimentacijska okolja. Ti podatki so predstavljali osnovo za določitev sedimentacijskega modela ter rekonstrukcijo morfologije in razvoja rudiščnega dela idrijskega triasnega tekton- skega sistema. V svoji razpravi objavljam del ugotovitev, ki so zbrane v moji doktorski nalogi (Čar, 1985) in doslej niso bile objavljene. Problematika O diskordantni legi langobardskih kamnin na starejših nagubanih in prelomljenih plasteh v idrijskem rudišču je prvi poročal Berce (1958, 1962, 1963). Predvsem zaradi napačne stratigrafske uvrstitve permokarbonskih klastitov zgornjega dela rudišča v ladinij kot »psevdoziljske plasti«, so bili njegovi sklepi o časovnem obsegu in značaju kotne tektonsko-erozijske diskordance nepravilni. Z ugotovitvijo diskordantne lege langobardskih kamnin na anizijskem dolomitu in različno starih skitskih plasteh v idrijski jami je Mlakar (1967) podal prvo predstavo o litostratigrafskem obsegu kotne tektonsko-erozijske diskordance. So- časno je z litološko razčlenitvijo srednjetriasnih plasti, ki jih je primerjal s številnimi profili na površini, rešil osnovne težave v zvezi z zaporedjem usedanja in relativno starostjo srednjetriasnih kamnin idrijskega rudišča. V isti razpravi je Mlakar (1967) odprl tudi nov problem. Na stiku permokarbonskih klastitov in grödenskega pešče- njaka z bazalnimi langobardskimi kamninami je našel na več krajih v zgornji zgradbi rudišča rumenkast ali siv dolomit v obliki leč ali tankih dolgih plošč. Primerjal ga je z dolomitom, ki leži na zgornjeskitskem laporastem apnencu z vrsto Natiria costata Münster in mu glede na makroskopski videz pripisal anizijsko starost. Prav najdba dolomitnih leč je bila eden poglavitnih vzrokov, da je Mlakar (1967) stik paleozoj- skih klastitov in srednjetriasnih kamnin v zgornji jamski zgradbi označil kot močan, regeneriran srednjetriasni prelom. Pri kasnejših sedimentoloških in strukturnih raziskavah (Čar, 1975; Placer & Čar, 1975, 1977) smo ugotovili, da predstavlja dolg zlepljen kontakt med permo- karbonskimi klastiti in grödenskim peščenjakom na eni ter svetlo sivim dolomitom in različnimi langobardskimi litološkimi členi na drugi strani v zgornji zgradbi idrij- Kotna tektonsko-erozij ska diskordanca... 269 skega rudišča kotno tektonsko-erozijsko diskordanco. Enak dolomit smo našli tudi v delu idrijskega rudišča, ki ga imenujemo Talnina. Tam leži na različno starih erodiranih zgomjeskitskih litoloških členih, pa tudi na anizijskem dolomitu z značil- nim zgornjeskitskim laporastim apnencem v podlagi (Čar, 1975). V dolomitu nismo našli fosilnih ostankov. Soglasno s takratno časovno opredelitvijo srednjetriasne kotne tektonsko-erozijske diskordance na Idrijskem smo menili, da je dolomit lango- bardske starosti (Čar, 1975). S tem smo določili srednjetriasni erozijski diskordanci langobardsko starost, njen litostratigrafski obseg pa naj bi bil permokarbon-lango- bard. Zgornjo časovno mejo srednjetriasne kotne tektonsko-erozijske diskordance v idrijskem rudišču je pet let kasneje opredelil Čadež (1980). Ugotovil je diskor- dantno lego cordevolskega dolomita na permokarbonskem skrilavcu in meljevcu. Podoben strukturni položaj cordevolskih kamnin na Idrijskem je narisan tudi na OGK, list Gorica (Buser, 1968) in opisan v tolmaču k tej karti (Buser, 1973). Na Slaniškem grebenu in Čekovniku leži cordevolski dolomit na erodiranih anizijskih plasteh. Po splošni rekonstrukciji idrijskega srednjetriasnega tektonskega sistema (Pla- cer & Čar, 1977; Čadež, 1980) je nedorečena starost dolomita, ki leži v rudišču na erodiranih različno starih kamninah, postala glavna ovira za nadaljnje poglobljeno spoznavanje strukturnih in genetskih posebnosti idrijskega rudišča. Z določitvijo njegove starosti lahko poleg litostratigrafskega obsega, razvojnih faz in starosti erozijskega obdobja določimo še morfologijo in intenzivnost tektonskih premikov v spodnjem in srednjem triasu na območju rudišča in rekonstruiramo nekatera dogajanja v idrijskem srednjetriasnem tektonskem sistemu. Starost dolomita nad kotno tektonsko-erozijsko diskordanco Da bi ovrgli ali potrdili domnevo o langobardski starosti svetlo sivega zrnatega dolomita nad erozijsko diskordanco v rudišču, smo leta 1976 iz problematičnega dolomita pripravili več zbruskov. Profesor dr. A. Ramovš, ki nam je določil mikrofo- sile (tipkano poročilo z dne 6. 4. 1976 - arhiv RŽS), je v preparatu L III A-6, ki je bil narejen iz dolomitnega klasta drsne blokovne breče iz »talninske« strukture na III. obzorju (za slepim jaškom Gostiša), ugotovil naslednje foraminifere: Meandrospira dinarica Kochansky-Devidé & Pantič (si. 1), Glomospira sinensis Ho, Meandrospira? deformata Salaj, Endothyra cf. salaji Gaždzicki, Textularia sp., Tolypammina? gre- garia Wendt in Erlandina sp. Drugi zbrusek je bil narejen iz dolomitne leče pri slepem jašku Karbon na III. obzorju (L III-B-8). V njem so bile določene: Meandrospira dinarica, Glomospira sp.; Tolypammina sp., Erlandina sp. Na koncu kratkega poročila prof. Ramovš poudarja, da je bila v obeh zbruskih najdena Meandrospira dinarica, ki dokazuje anizijsko starost plasti. Pri kasnejših raziskavah smo pripravili večje število zbruskov iz številnih odprtih presekov dolomita, ki leži jasno diskordantno na paleozojskih kamninah. Tudi te preparate je paleontološko pregledal prof. Ramovš. Za njegovo pomoč se mu prisrčno zahvaljujem. V zbruskih, ki izhajajo iz vseh ključnih delov rudišča, je ugotovil številne dobro ohranjene ostanke za anizij značilne foraminifere vrste Meandrospira dinarica. Od drugih foraminifer je v zbruskih dolomita iz jame našel še naslednje: Glomospira 270 Jože Čar SI. 1. Prekristaljeni foraminiferni biosparitni dolomit z vrsto Meandrospira dinarica, vzorec L III A-6, 25 x Fig. 1. Recrystallized foraminiferous biosparitic dolomite with Meandrospira dinarica, sample L III A-6, 25 x sinensis, Endothyra cf. salaji, Tolypammina gregaria in Glomospira cf. densa. Vse naštete foraminifere sestavljajo za anizij značilno združbo. Z najdbo za anizij značilnih foraminifer, med njimi tudi vrste Meandrospira dinarica je bila nedvoumno dokazana anizijska starost dolomita, ki leži v idrijskem rudišču diskordantno na paleozojskih in različnih spodnje- in srednjetriasnih kamni- nah. Poleg v uvodnem delu zastavljenih, se s to ugotovitvijo odpirajo še naslednja zelo pomembna vprašanja: - kotna tektonsko-erozijska diskordanca v idrijskem srednjetriasnem tektonskem sistemu, kot kaže, ni langobardske, pač pa anizijske starosti, - verjetno je na Idrijskem erozija že v aniziju segala do permokarbonskih plasti in - ali je idrijsko rudišče res langobardske starosti ali pa je morda nastalo vsaj delno že v aniziju? Vsa tri zgornja vprašanja so v nasprotju z dosedanjimi ugotovitvami in ustalje- nimi mnenji o razmerah v srednjem triasu na Idrijskem. Za zanesljiv odgovor na zgornja vprašanja moramo najprej spregovoriti o dopol- njeni predstavi glede zgradbe idrijskega srednjetriasnega tektonskega sistema, nato pa še o nekaterih strukturnih, morfoloških in sedimentoloških posebnostih ob sred- njetriasnih erozijskih površinah v različnih delih rudišča. Ti podatki bodo podkrepili sklepe o diskordantni legi anizijskega dolomita na erodiranih starejših kamninah. Kotna tektonsko-erozij ska diskordanca... 271 Da bi dolomit nad erozijsko diskordanco ločili od anizijskega dolomita v normalni superpozicijski legi z zgornjeskitskimi kamninami, ga bomo pri nadaljnjem razprav- ljanju imenovali »anizijski dolomit nad srednjetriasno erozijsko diskordanco«. Sedi- mentološko smo ga podrobno opisali v posebni razpravi (Čar, 1989). Zgradba idrijskega srednjetriasnega tektonskega sistema Osnove za sedanjo predstavo o prvotni zgradbi idrijskega rudišča je podal Mla- kar (1967). Štiri leta kasneje sta Mlakar in Drovenik (1971) dopolnila predstavo o obsegu in obliki tektonskega jarka ter neizpodbitno dokazala genetsko povezanost jarka in živosrebrnega orudenja. Raziskave v rudišču sta v naslednjih letih nadaljevala Placer in Čar (1975) in pripravila leta 1977 zaokrožen pregled dotedanjega védenja o nastanku in zgradbi idrijskega srednjetriasnega tektonskega sistema. Čadež (1980) je nato ugotovil še diskordantno lego cordevolskega dolomita na permokarbonskih kamninah. S tem je dokazal večji obseg in daljše »življenje« idrijskega tektonskega sistema. Naslednji opis zgradbe idrijskega srednjetriasnega tektonskega sistema je nastal na podlagi del Placerj a in Čarj a (1975,1977), Čadeža (1980), Placerja (1982)in novih ugotovitev. Na sliki 2 a so izrisane strukturne razmere na območju idrijskega rudišča in severno od tod pred pričetkom usedanja ladinijskih kamnin, na 2 b pa je prikazan profil idrijskega srednjetriasnega tektonskega sistema med usedanjem langobardskih piroklastitov. Idrijska srednjetriasna tektonska zgradba je nastala verjetno kot posledica subo- rogenih procesov pri vtiskavanju magme v obliki lakolita. Lakolit neznane sestave je bil verjetno 35 km dolg in okoli 20 km širok (Placer, 1982). Dviganje območja se je začelo približno na koncu spodnjega skita, doseglo svoj prvi višek v aniziju, drugega v langobardu in se nadaljevalo še v cordevolu (Čadež, 1980). Idrijska srednjetriasna tektonska zgradba je potekala v smeri vzhod-zahod. Sestavljali so jo severni in južni sedimentacijski prostor, severni in južni prag, vmes pa je ležal idrijski srednjetriasni tektonski jarek (si. 2). Orudene kamnine so se nahajale na severnem in južnem pragu in v tektonskem jarku. Z živim srebrom prepojeno območje sta delila dva močna prečna preloma v zahodno cono, ki je bila zahodno od preloma Filipič (A), srednja cona je ležala med prelomom Filipič in prelomom »O« (B), ter vzhodno cono, ki se je razprostirala vzhodno od »0«-jevega preloma. Pri novi rekonstrukciji smo našli na severnem pragu srednje cone še Terezijin prečni prelom (C), (si. 2). Približno 3,5 km širok severni sedimentacijski prostor je na severu omejeval Lomsko-Zavraški prelom (ž), na jugu pa se je ob Zajelškem vzdolžnem prelomu (v) naslanjal na severni prag (si. 2). Na erodiranem grödenskem peščenjaku, zgornje- permskem dolomitu, spodnje- in zgomjeskitskih plasteh ter anizijskem dolomitu je bilo v severnem sedimentačijskem prostoru odloženih do 650 m v glavnem debelozr- natih klastičnih langobardskih kamnin (Čar, 1968). Material za zasipavanje so prinašale vode iz severnega praga, ki je bil na območju rudišča širok okoli 1500 m. Erozija je tu odstranila anizijske, skitske in permske plasti, tako da so bile srednjetri- asne kamnine in cordevolske plasti odložene neposredno na permokarbonske kla- stične kamnine ali grödenski peščenjak. Severni prag je bil presekan z več vzdolžnimi prelomi; med njimi je bil strukturno pomemben Auerspergov prelom (p). Nova rekonstrukcija je pokazala, da je ležal 200 do 250 m severno od Urbanovec-Zovčano- vega preloma (1), ki je predstavljal severni rob tektonskega jarka. Zaradi pomembnih Kotna tektonsko-erozij ska diskordanca... 273 274_ Jože Čar razlik v sedimentaciji srednjetriasnih plasti severno in južno od Auerspergovega preloma uvajamo dve novi tektonski enoti. Auerspergova tektonska enota je zavze- mala južni del severnega praga. Omejevala sta jo Urbanovec-Zovčanov prelom na južni ter Auerspergov prelom na severni strani. Prontarska tektonska enota je bila severno od Auerspergovega preloma in se je razprostirala do močnejših prontarskih prelomov (u), ki jih je predvideval Čadež (1980) severno od danes znanega dela rudišča pod Prontom (si. 2). Pri novi rekonstrukciji srednjetriasnih razmer smo našli na severnem pragu še več vzdolžnih prelomov. Za nastanek bogatih rudnih teles v plasteh skonca so posebno pomembni Guglerjev (m), Kropdčev (r) in Ziljski (t) prelom (si. 2). Južno od severnega praga je ležal idrijski srednjetriasni tektonski jarek, ki sta ga s severne strani omejevala Urbanovec-Zovčanov prelom (1), z južne pa Veharški prelom (b). Znotraj jarka so se od severa proti jugu vrstile Karolijeva, Čemernikova, Uršičeva in Zorčeva tektonska enota. Ločevali so jih Karolijev (h), Čemernikov (g) in Griiblerjev prelom (i). Blok močno pretrtega anizijskega dolomita, ki gradi podlago Karolijeve tektonske enote, predstavlja nagloblje pogreznjeni del v idrijskem tekton- skem jarku. Anizijski dolomit Karolijeve tektonske enote sta delila dva prečna preloma na zahodno, srednjo in vzhodno cono. V Čemernikovi tektonski enoti so pod diskordanco ohranjeni anizijski dolomit in različni skitski litološki členi. Iste kam- nine najdemo tudi na območju 700 m široke Zorčeve tektonske enote (si. 2). Idrijski srednjetriasni tektonski jarek se je razprostiral v smeri vzhod-zahod. Doslej smo ga rekonstruirali na dolžini 19 km, in sicer med Vojskim in Rovtami. Njegova celotna dolžina še ni znana, vendar verjetno ni bil bistveno daljši (Placer & Čar, 1977). Zorčeva tektonska enota se je na južni strani naslanjala ob Veharškem prelomu (b) na južni permokarbonski prag, ki je bil na območju rudišča širok le 50 do 100 m, proti vzhodu pa se je širil. Na drugi strani ga je od južnega sedimentacijskega prostora omejeval vzdolžni Zagodov prelom (a). Iz podatkov vrtanja vemo, da so bile langobardske kamnine v južnem sedimentacijskem prostoru odložene na erodiranem zgornjeskitskem dolomitu. Pri kasnejših tektonskih dogajanjih je bil dobršen del južnega sedimentacijskega prostora odrezan ob narivni ploskvi, dvignjen in erodiran, tako da danes ni mogoče rekonstruirati njegove prvotne oblike in obsega. Diskordantna lega srednjetriasnih plasti v idrijskem rudišču Srednjetriasna tektonsko-erozijska diskordanca je zagotovo najpomembnejši in najatraktivnejši strukturni fenomen idrijskega tektonskega sistema. Opazujemo jo v vseh enotah nekdanjega tektonskega sistema, ki so se ohranile v današnji zgradbi idrijskega rudišča, in sicer na južnem pragu in Zorčevi tektonski enoti (Talnina), Čemernikovi, Karolijevi, Auerspergovi (južni del severnega praga) in Prontarski (severni del severnega praga) tektonski enoti (si. 2). Značaj in izrazitost erozijske diskordance se od lokacije do lokacije močno spreminjata, in to predvsem v odvisno- sti od litološke sestave erodirane podlage in bazalnih kamnin (Čar, 1989). Razum- ljivo je, da ni mogoče popisati vseh številnih posebnosti, ki karakterizirajo to izredno močno stratigrafsko vrzel. Starejše podatke (Mlakar, 1967; Čar, 1975) bomo dopolnili s pregledom erodiranih litostratigrafskih členov v različnih delih rudišča, našteli vse srednjetriasne bazalne kamnine in omenili nekatere pojave v zvezi z nastankom kotne tektonsko-erozijske diskordance. Kotna tektonsko-erozij ska diskordanca... 275 Najprej bomo pojasnili razmere v Auerspergovi in Prontarski tektonski enoti (severni prag) (si. 3), kjer je stanje najbolj ilustrativno in nudi osnovo za razlago pojavov v drugih delih rudišča. Na južnem obrobju Auerspergove tektonske enote (južni del severnega praga) (si. 3) leži neposredno na permokarbonskih klastitih in grödenskem peščenjaku do 20 cm skoraj črnega dolomitnega glinastega skrilavca ali dolomitnega laporovca, nato pa do največ 16 m anizijskega dolomita nad srednjetriasno erozijsko diskordanco. Proti severu se dolomitne plasti postopno tanjšajo (Čar, 1989). Južno od Auerspergovega preloma najdemo le še posamezne erozijske leče srednjetriasnega dolomita (si. 3). Diskordantna površina je v permokarbonskih klastitih manj izrazita, v grödenskem peščenjaku pa opazujemo široke zaobljene žlebičaste zajede. Zanimivo je, da ločijo SI. 3. Leče anizijskega dolomita nad srednjetriasno erozijsko diskordanco 1 Permokarbonski klastiti; 2 Grödenski peščenjak; 3 Anizijski dolomit nad srednjetriasno tektonsko-erozijsko diskordanco; 4 Langobardske kamnine; 5 Srednjetriasni normalni prelom; 6 Površina prvega erozijskega obdobja; 7 Površina drugega erozijskega obdobja; 8 Urbanovec- Zovčanov prelom; 9 Guglerjev prelom; 10 Logarjev prelom; 11 Bajtov prelom; 12Auerspergov prelom Fig. 3. Lences of Anisian dolomite above the Middle Triassic erosional unconformity 1 Permo-Carboniferous clastic rocks; 2 Groden sandstone; 3 Anisian dolomite above the Middle Triassic erosional-tectonic unconformity; 4 Langobardian rocks; 5 Middle Triassic normal fault; 6 Surface of the first erosional period; 7 Surface of the second erosional period; 8 Urbanovec-Zovčan fault; 9 Gugler fault; 10 Logar fault; 11 Bajt fault; 12 Auersperger fault 276 Jože Čar ponekod anizijski dolomit nad erozijsko diskordanco od erodirane paleozojske pod- lage le milimetrske skrilave prevleke. V takih primerih lahko rečemo, da predstavlja bazalno kamnino dolomit, kar je s sedimentološke plati vsekakor zanimivo. Pri tem je kontakt med paleozojskimi kamninami in dolomitom močno sprijet, spodnja povr- šina kompaktnega in nepretrtega dolomita pa drobno nazobčana. Več vzorcev smo vzeli tako, da je bil na spodnji strani dolomita še prilepljen skrilavec ali dolomitni laporovec. Mikroskopske preiskave so pokazale, da leži neposredno na drobnozrnatih bazalnih klastitih največkrat peščeni in zaglinjeni algni biolitit z dobro ohranjeno stromatolitno strukturo (Čar, 1989). Tu in tam je najnižji del dolomita zgrajen iz intraformacijske breče z inkrustiranimi dolomitnimi intraklasti. Ugotovljene sedi- mentološke značilnosti dokazujejo diskordantno lego obravnavanega dolomita v zgornjem delu rudišča na paleozojskih klastitih (Čar, 1989). Opisani erozijski stik med anizijskim dolomitom s paleozojskimi kamninami severnega praga ter različno starimi erodiranimi litološkimi členi na območju Zorčeve, Čemernikove in Karolijeve tektonske enote bomo označili kot prvo erozijsko obdobje srednjetriasne kotne tektonsko-erozijske diskordance (I. erozijsko obdobje) (si. 3). Anizijski dolomit nad površino prvega erozijskega obdobja je tudi z zgornje strani omejen z izrazito erozijsko vrzeljo (si. 4). Ta je vsekakor precej mlajša od prve. Imenovali jo bomo drugo erozijsko obdobje srednjetriasne kotne tektonsko-erozijske diskordance (II. erozijsko obdobje). Obe obdobji lahko ločimo le tam, kjer je anizijski dolomit nad erozijsko površino prve faze še ohranjen, sicer se posledice prvega in drugega erozijskega obdobja prekrivajo (si. 3). V dolomitu je erozijska površina dobro razvita. Zanjo so značilni več centimetrov SI. 4. Presek površine drugega srednjetriasnega erozijskega obdobja. Več centimetrov globoki erozijski žepi v brečastem anizijskem dolomitu so zapolnjeni s kaolinitnim peščenjakom. Odkopno polje Vsi sveti IV/4 Fig. 4. Surface cross-section of the second Middle Triassic erosion period. Several cm deep erosion pockets in breccia of Anisian dolomite are filled up by kaolinitic sandstone. Mine field Vsi sveti IV/4 Kotna tektonsko-erozij ska diskordanca... 277 do več decimetrov globoki korozijski žepi, zapolnjeni s kaolinitnim meljevcem ali peščenjakom s tokovno teksturo (si. 4). Kjer so kaolinitne kamnine odložene na dolomitu, je lahko kaolinitni material infiltriran več centimetrov v podlago, v dolo- mitno brečo pa celo več decimetrov. Neposredno na erodirani površini opazujemo ponekod prevleke iz kremenovo-dolomitnega muljevca, glinastega bituminoznega materiala ali pa do 1,5 dm debele plasti sindiagenetskega pirita. Pirit običajno nadomešča vse različke kaolinitnih kamnin kot tudi dolomitne ekstraklaste (si. 5). O dogajanju v drugem srednjetriasnem erozijskem obdobju nam govore tudi nekateri pojavi v dolomitu in ob diskordantni ravnini prvega erozijskega obdobja. V zbrusku L III C 1-K sta dve različni votlinici. Prva predstavlja značilno zgodnjedi- agenetsko izsušitveno poro. Zapolnjena je z geopetalnim internim mikritnim sedi- mentom in debelozrnatim sparitom. Druga votlinica je epigenetskega nastanka in SI. 5. Drugo erozijsko obdobje. Sindiagenetski pirit nadomešča prodnato debelozrnato kaolinitno kamnino. Nekoliko pomanjšano. Odkopno polje Avgust IV/5 Fig. 5. Second erosion period. Syndiagenetic pyrites replace coarse grained pebbly kaolinite rock. A little deminished. Mine field Avgust IV/5 278 Jože Čar ima prav tako geopetalno zapolnitev. Njen spodnji del zapolnjujejo kaolinit, na njem leži drobnozrnat dolomit in drobir, preostali del votlinice pa zapolnjuje debelozrnat sparit. Geopetalni teksturi oklepata kot približno 25°, kar predstavlja pravi kot nagiba dolomitnih kamnin na območju Auerspergove tektonske enote v drugem srednjetriasnem erozijskem obdobju. Poleg korozijskih votlinic v dolomitu smo našli skromne paleokraške pojave tudi ob diskordantni ravnini prvega erozijskega obdobja. To kaže, da je bil anizijski dolomit nad srednjetriasno erozijsko diskordanco v drugem erozijskem obdobju dvignjen dovolj visoko nad erozijsko bazo, da je lahko nastopilo zakrasevanje. Manjši paleokraški kanal smo opazili na III. obzorju za slepim jaškom Leithner. Nastal je v dolomitu neposredno nad neprepustnim grödenskim peščenjakom. Zapolnjen je s temno sivim do črnim laminiranim prodnatim peščenim meljevcem (si. 6). Rentgen- ska difrakcija meljevca je prikazana v tabeli 1. Glede na sestavo meljevca sodimo, da je potekalo zakrasevanje dolomita v drugem erozijskem obdobju, zapolnjevanje kraških votlinic pa v obdobju usedanja kaolinit- nih plasti. SI. 6. Korozijska votlinica, zapolnjena s prodnatim, peščenim kremenovo-koalinitnim meljevcem 1 Grödenski peščenjak; 2 Anizijski dolomit nad srednjetriasno erozijsko diskordanco; 3 Prodnati peščeni meljevec; 4 Meljevec; 5 Triasna razpoka; 6 Površina prvega srednjetriasnega erozijskega obdobja Fig. 6. Corrosion vug filled with pebbly, sandy quartz-kaolinitic siltstone 1 Gröden sandstone; 2 Anisian dolomite above the Middle Triassic erosional-tectonic unconformity, 3 Pebbly-sandy siltstone; 4 Siltstone; 5 Triassic fissure; 6 Surface of the first erosional time - Middle Triassic erosional-tectonic unconformity Kotna tektonsko-erozij ska diskordanca... 279 Tabela 1. Mineralna sestava meljevca v korozijski votlinici Table 1. Mineral composition of siltstone in corrosion vug Na preostalih delih Auerspergove tektonske enote, kjer anizijski dolomit nad erozijsko diskordanco ni ohranjen, prekrivajo permokarbonske klastite različne kaolinitne kamnine. V erozijskih kanalih prontarskega tektonskega bloka opazujemo ponekod na erodiranih paleozojskih kamninah od nekaj centimetrov do največ 2 m različnih kaolinitnih kamnin ali pa značilen dolomitni konglomerat (si. 7). Na permokarbon- skih grebenih med erozijskimi kanali nalagajo na erodirano podlago različni litološki členi plasti skonca ter tufi in tufiti piroklastičnega horizonta. Severno od prontarskih prelomov leži diskordantno na paleozojskih klastitih cordevolski dolomit (Čadež, 1980). Najnižja območja centralnega dela tektonske enote Karoli (Čar, 1975, si. 7) po letu 1970 niso bila dostopna, zato ni bilo mogoče ugotoviti, kateri langobardski sedimenti so razviti neposredno nad diskordanco. V višini X. obzorja, kjer je bilo v zadnjih letih najnižje dostopno mesto območja Karoli, je že razvita muljasta blokovna breča ladinijske starosti. Na severnem bloku centralnega dela Karolija opazujemo na erodiranem anizij- skem dolomitu 2 do 3 dm črnega ali temno sivega laporastega skrilavca, nad njim pa značilen anizijski dolomit, odložen med obema erozijskima obdobjema (odkopno polje Vsi sveti). V vzhodnem bloku Karolija prekriva diskordantno površino tanek razmaz črnega skrilavca, nad njim pa ležijo anizijski dolomit z drsnimi teksturami, dolomitna blokovna breča in intraformacijska muljasta breča. Najpreprostejše raz- mere opazujemo na zahodnem bloku Karolija, kjer leži na erodiranem anizijskem dolomitu le nekaj decimetrov kaolinitnih kamnin. Prekriva jih dolomitni konglome- rat. Erozijska diskordanca na Čemernikovi tektonski enoti je bila v zadnjih letih pred prekinitvijo del v idrijski jami odprta le na etažah rudnega telesa Inzaghi. Na razgibano erodiranem anizijskem dolomitu z zelenkastim zgornjeskitskim lapora- stim skrilavcem v podlagi je ležal do 7 m debel drobnozrnati dolomitni konglomerat s temno sivim do sivim zelenkastim vezivom. Prekrivale so ga plasti skonca. Zorčeva tektonska enota (območje Talnine) je bila v srednjem triasu razkosana s številnimi prelomi. Posamezni bloki so bili nagnjeni proti severu ali jugu tako, da se je oblikovala zelo razgibana morfologija. Na erodiranem zgornjeskitskem dolomitu ležita delno kaolinizirani zelenkasti sivi tuf in tufit, nad njima pa je anizijski dolomit odložen med obema erozijskima obdobjema. Kjer je dolomit zdrsnil, najdemo nepo- sredno nad diskordanco dolomitno blokovno brečo, monomiktno intraformacijsko muljasto brečo ali litološke člene zgornjih plasti skonca. Kot so pokazale raziskovalne vrtine, so bile na erodiranih permokarbonskih klastitih in grödenskem peščenjaku južnega praga odložene plasti skonca ali pa tufiti. Ti kontakti doslej z rudarskimi deli še niso bili odprti. 280 Jože Čar SI. 7. Na območju prontarske enote leži na erodiranih permo-karbonskih klastitih dolomitni konglomerat. Inverzna lega. Odkopno polje Kropač- Ziljska 1/13 pri slepem jašku Skonca Fig. 7. In the area of the Front unit dolomitic conglomerate overlies Permo- Carboniferous clastites. Inverse position. Mine field Kropač-Ziljska 1/13 near the blind shaft Skonca Tudi o razmerah v južnem sedimentad j skem območju imamo le skope podatke (si. 2). Redke vrtine, ki smo jih pri vrtanju rudnega telesa Vončina in Kreda podaljšali skoz južni prag, so pokazale, da ležita v tem delu tektonskega sistema na erodiranem zgornjeskitskem dolomitu langob irdski peščeni apnenec ali pa dolomitno-apnenčev konglomerat z apnenčevim vezivom. Značaja diskordantne površine ni bilo mogoče podrobneje preučiti. Kotna tektonsko-erozij ska diskordanca... 281 Poimenovanje srednjetriasnih tektonskih dogajanj Doslej objavljeni podatki o poteku triasnih tektonskih dogajanj pri nas izhajajo iz terenskih opazovanj v različnih delih Slovenije (preglede so pripravili: Ramovš, 1971; Premru, 1974; Placer in Čar, 1977 in Buser, 1980). Zaključki se močno razlikujejo tako glede časovnega obsega kakor značaja tektonskih premikanj. Iz neusklajenosti dosedanjih raziskav izhaja tudi zelo različno poimenovanje tekton- skih dogajanj v slovenskem prostoru. Kossmat (1936) piše o »ladinski ah predkar- nijski tektonski fazi«, Berce (1963) o »predladinski orogenezi«, Tollmann (1966) je razčlenil triasna tektonska dogajanja na »črnogorsko fazo« (meja skit-anizij), »staro labinsko fazo« (fassan), »glavno labinsko fazo« (langobard-cordevol) in »mlado labinsko fazo« (cordevol-jul). Sledil je Ramovšev predlog (1971). V okvir »stare slovenske faze« je vključil premikanja v aniziju, »slovenska glavna faza« naj bi obsegala tektonska dogajanja v fassanu in langobardu, »mlada slovenska faza« pa naj bi se odvijala v julu. Leta 1974 je Premru združil vsa triasna tektonska dogajanja v okviru »mezozojske epirogenetske faze«. Najnovejši predlog je podal Buser (1980). Na podlagi ugotovitev, da so se tektonski premiki iz anizija nadalje- vali nepretrgoma v ladinij, je predlagal, da se »staroslovenska in glavna slovenska faza« združita v »idrijsko fazo«, saj so ta premikanja na Idrijskem doslej najbolje preučena. Različna mnenja o časovnem obsegu in značaju tektonskih premikanj so razum- ljiva, če upoštevamo, da se tektonski premiki niso niti začeli niti ne končali hkrati na celotnem slovenskem ozemlju. Njihova aktivnost se je spreminjala prostorsko in časovno ter dosegla svoj vrh zdaj tu zdaj tam. Temu odgovarjajoče so tudi sočasne posledice tektonskih premikanj v različnih delih Slovenije. Doslej znani podatki in rekonstrukcija nastanka in razvoja idrijskega srednjetriasnega tektonskega sistema nedvoumno kažejo, da je potekalo skozi spodnji, srednji in vsaj spodnji del zgornjega triasa kontinuirano tektonsko dogajanje, ki je bilo močnejše zdaj tu zdaj tam. Mnenja smo torej, da je pravilneje govoriti o eni triasni tektonski fazi v okviru alpskega gorotvornega ciklusa. Temu spoznanju se najbolj približujejo Buserjeve (1980) ugotovitve. Po njegovem mnenju je... »začetek idrijske faze v spodnjem aniziju in deloma tudi že v skitiju, njen konec pa prav na meji spodnjega karnija, ko so tektonska premikanja nehala z začetkom tvorbe cordevolskih karbonatnih kamnin«. Soglasno s povedanim je idrijski srednjetriasni tektonski sistem nastal v obdobju idrijske tektonske faze, ki se je po dosedanjih podatkih odvijala od konca srednjega skita do cordevola. V rudišču ugotovljeni erozijski obdobji predstavljata vrh tekton- ske aktivnosti na Idrijskem. Sklepi a) Z najdbo številnih presekov vodilne foraminifere vrste Meandrospira dinarica v dolomitu, ki leži v različnih delih idrijskega rudišča na erodiranih permokarbon- skih, grödenskih, skitskih in anizijskih plasteh, je dokazana njegova anizijska sta- rost. b) Najstarejše plasti v erodirani podlagi pod dolomitom so permokarbonski klastiti, najmlajše diskordantno ležeče kamnine pa cordevolski dolomit (Čadež, 1980). Obseg kotne tektonsko-erozijske diskordance je torej na območju idrijskega rudišča permokarbon-cordevol. 282 Jože Čar c) Anizijski dolomit z Meandrospira dinarica je v idrijskem rudišču s spodnje in zgornje strani omejen z izrazitima erozijskima površinama. Spodnja vrzel je nastala v prvem erozijskem obdobju idrijske tektonske faze (Buser, 1980), ki se je odvijala predvsem v srednjem in morda delno v zgornjem aniziju. V tem obdobju je erozija v rudiščnem delu idrijskega tektonskega sistema že odstranila vse spodnjeanizijske, spodnjetriasne, permske in del permokarbonskih plasti (Čar, 1968). Erodirani material se je usedel v severnem sedimentacijskem prostoru, ki se nahaja danes na območju Gor, Dol in Rovt vzhodno od Idrije. Nastajal je mogočen konglomeratni masiv, ki je torej v dobršni meri anizijske starosti. Anizijska starost konglomerata je bila pred leti dokazana tudi na območju Kočevša na Vojskarski planoti (Čar & Čad^ž, 1977). Starosti drugega erozijskega obdobja iz razmer v rudišču ni mogoče natančno določiti. Z upoštevanjem starejših podatkov (Mlakar, 1967; Čar, 1968) in novih premislekov se je drugo erozijsko obdobje odvijalo v zgornjem aniziju ali spodnjem delu ladinija. d) Ugotovitev diskordantne lege anizijskega dolomita na erodiranih členih od permokarbona do anizija v različnih tektonskih enotah nam je omogočila podrobno morfološko razčlenitev rudiščnega dela idrijskega srednjetriasnega tektonskega si- stema (si. 2). e) Ob subvertikalnem srednjetriasnem prelomu Urbanovec-Zovčan (si. 2) je bila vertikalna komponenta premika najmanj 600 m in največ 900 m. Premike enakega velikostnega reda pričakujemo ob Veharškem in Zagodovem prelomu. Horizontalne komponente premikov še nismo določili. f) Po Mlakarju in Droveniku (1971) je prvo cinabaritno orudenje nastalo med usedanjem kaolinitnih kamnin. Njihove starosti v rudišču, kot smo že omenili, ni mogoče določiti. Nadaljnje raziskave bodo pokazale, če se je morda prva hidroter- malna faza odvijala že v zgornjem aniziju ali ne. Druga faza orudenja sovpada z obdobjem nastajanja plasti skonca in je zanesljivo langobardske starosti. Angular tectonic-erosional unconformity in the ore deposit's part of the Idrija Middle Triassic tectonic structure Unconformably on Paleozoic clastites (Mlakar, 1967; Čar, 1976; Placer & Čar, 1977) and Lower and Middle Triassic lithological members of various ages (Čar, 1975) in the Idrija ore deposit yellowish or grey dolomite (Fig. 2, 3) occurring in lenses or thin long sheets is found. Mostly due to its up to present undetermined age its lithostratigraphic extension, development phases and the dating of the erosional period could not be defined, and also the intesity of tectonic movements in Lower and Middle Triassic in the area of the deposit, and the reconstruction of the detailed morphology of the Idrija Middle Triassic tectonic structure could not be estimated. In samples of the problematic dolomite from various parts of the Idria ore deposit an assemblage of foraminifers which are typical for Anisian was detected. Among them appear also numerous sections of species Meandraspira dinarica (Fig. 1). With determination of Anisian age of the dolomite the ideas on structure of the Idrija Middle Triassic tectonic structure could be verified and completed with new findings (Fig. 2). Angular tectonic-erosional unconformity .. 283 The Anisian dolomite, which in the Idrija ore deposit unconformingly overlies the eroded Permocarboniferous clastites, Groden sandstone, various lithological mem- bers of the Scythian age and older Anisian dolomitic varieties (Fig. 2, 3), is delimited also from the upper side with a distinct erosional surface (Fig. 4, 5). The complex structural buildup of the deposit is consequently the result of two erosional periods. The character and distinction of erosional surfaces and features along them varies much from place to place, especially depending upon the lithological composition of the eroded underlying and basal rocks. The erosional contact between older beds and the Anisian dolomite is less distinct. Above groove-like eroded Permocarboniferous and Groden clastic beds usually lies black slate or dolomitic marl, or also in direct contact the sandy algal stromatolitic biolithite. On eroded Triassic beds kaolinitized tuff and tuffite, or dolomitic varieties are found (Fig. 2). The erosional surface which limits the dolomite on the top has a very agitated morphology. Corrosion pockets up to several decimeters deep are filled often by kaolinitic siltstones and sandstones with dolomitic extraclasts (Fig. 4, 5). Along with various kaolinitic sediments as basal rocks were deposited also breccia of dolomitic blocks, muddy breccia of mudstone blocks, mudstone breccia, dolomitic conglome- rate, the Skonca slate and sandstone, as well as tuff and tuffite (Fig. 7). Next to shrinkage pores and corrosion vugs with geopetal internnal sediment from various erosional periods also modest, but structurally important paleokarstic phenomena can be observed. On the basis of the composition of the siltstone (Table 1) it can be concluded that the karstification of dolomite occurred during the second erosional period, and filling of karst vugs during the time of deposition of kaolinitic beds (Fig. 6). The collected data bear evidence on the forming of the Idrija Middle Triassic tectonic structure during the so-called Idrija tectonic phase (Buser, 1980) which lasted from Lower Scythian to Cordevolian. The erosional periods as detected in the Idrija deposit represent the culmination of the tectonic activity in the wider Idrija region. The Lower erosional gap was formed during the first erosional period which took part during the Middle and probably partly in the Upper Anisian. During this time the erosion in the ore deposit part of the Idrija tectonical structure already removed all rocks from Lower Anisian to Permocarboniferous. The second erosional gap is the consequence of the denudation during the Upper Anisian or the lower part of Ladinian. The range of the angular tectonical-erosional unconformity in the Idria deposit area is Permocarboniferous-Cordevolian. The biggest vertical component of displa- cements along subvertical faults which delimit the central part of the Idrija tectonic system, was between 600 and 900 meters. 284 Jože Čar Literatura Berce, B. 1958, Geologija živosrebmega rudišča Idrija. Geologija 4, 5-49, Ljubljana. Berce, B. 1962, The Problem an Structure and Origin of the Hg Ore - Deposit Idria. Rend. Soc. Min. Stal. 18, 7-20, Pavia. Berce, B. 1963, Die mitteltriadische (vorladinische) Orogenese in Slowenien. N. Jb. Geol. Paläont. Mh., 3, 141-151, Stuttgart. Buser, S. 1968, Osnovna geološka karta SFRJ, list Gorica, 1 : 100000. Zvezni geološki zavod, Beograd. Buser, S. 1973, Osnovna geološka karta SFRJ 1 : 100000. Tolmač lista Gorica, 50 p. Zvezni geol. zavod, Beograd. Buser, S. 1980, Stratigrafske vrzeli v paleozojskih in mezozojskih plasteh v Sloveniji. Simp, iz regio, geol. i paleont.. Zavod za reg. geol. i paleont. rud.-geol. fakult. Univ. v Beogradu, 335-345, Beograd. Čadež, F. 1980, Najmlajše diskordantne sedimentne kamenine na karbonskih plasteh v Idriji. Geologija 23/2, 163-172, Ljubljana. Čar, J. 1968, Razvoj langobardskih plasti v strukturi IV. pokrova v bližnji okolici Idrije. Diplomsko delo, tipkopis, FNT Ljubljana. Čar, J. 1975, Olistostrome v idrijskem srednjetriasnem tektonskem jarku. Geologija 18, 157-183, Ljubljana. Čar, J. 1985, Razvoj srednjetriasnih sedimentov v idrijskem tektonskem jarku. Doktorska disertacija, tipkopis, 1-236, FNT VTOZD Montanistika, Odsek za geologijo, Ljubljana. Čar, J. 1989, Okolje nastanka anizijskega dolomita nad srednjetriasno erozijsko diskor- danco v idrijskem rudišču. Rudarsko-metalurški zbornik, 36/2, 395-407, Ljubljana. Čar, J. & Čadež, F. 1977, Klastični vložki v srednjetriadnem dolomitu na Idrijskem. Geologija 20, 85-106, Ljubljana. Kossmat, F. 1946, Paläogeographie und Tektonik. Bomtraeger, Berlin. Mlakar, 1.1967, Primerjava spodnje in zgornje zgradbe idrijskega rudišča. Geologija 10, 87-126, Ljubljana. Mlakar, I. & Drovenik, M. 1971, Strukturne in genetske posebnosti idrijskega rudišča. Geologija 14, 67-126, Ljubljana. Placer, L. 1982, Tektonski razvoj idrijskega rudišča. Geologija 25/1, 7-94, Ljubljana. Placer, L. & Čar, J. 1975, Rekonstrukcija srednjetriadnih razmer na idrijskem prostoru. Geologija 18, 197-209, Ljubljana. Placer, L. & Čar, J. 1977, Srednjetriadna zgradba idrijskega ozemlja. Geologija 20, 141-166, Ljubljana. Premru, U. 1974, Triadni skladi v zgradbi osrednjega dela Posavskih gub. Geologija 17, 261-297, Ljubljana. Ramovš, A. 1971, Tektonische Bewegungen in der Trias Sloweniens (NW Jugoslawien). 1. simpozijum o orogenim fazama u prostoru alpske Evrope. Beograd. Toli mann, A. 1966, Die alpidischen Gebirgsbildungs-Phasen in den Ostalpen und West- karpaten. Geotek. Forsch. 21, 156 p., Stuttgart. GEOLOGIJA 31, 32, 285-284 (1988/89), Ljubljana UDK 551.762.763.551.56(234.323.6)=863 Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp Pelagic Jurassic and Cretaceous beds in the western part of the Julian Alps Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Sribar, Bojan Ogorelec in Tea Kolar-Jurkovšek Geološki zavod Ljubljana, Dimičeva 14, 61000 Ljubljana Kratka vsebina V prispevku so opisane jurske in kredne plasti, ki so omejene na razmeroma majhna, do nekaj kvadratnih kilometrov velika ozemlja Mangartskega sedla, Plešivca, Bavšice, Vrsnika in Čistega Vrha. Večinoma so tektonsko omejene ali pa leže transgresivno na starejših plasteh. Z izjemo spodnjeliasnih neritičnih apnen- cev so jurske in kredne plasti v opisanih lokalitetah pelagično razvite. Po pestrosti njihovega razvoja lahko sklepamo o živahni tektonski dejavnosti med spodnjo juro in zgornjo kredo ter o okoljih sedimentacije po razpadu Julijske karbonatne platforme v liasu. Abstract Jurassic and Cretaceous beds described in this paper are restricted to relati- vely minor areas of some square kilometers occurring on the Mangart pass, at Plešivec, Bavšica, Vrsnik and at Čisti Vrh. They overlie transgressively the older beds and are tectonically delimited for the most part. Jurassic and Cretaceous beds at these localities are pelagic sediments, with exception of some Lower Lias neritic limestones. Their variegated appearance testifies to a active tectonics in the time interval between the Lower Jurassic and the Upper Cretaceous as well as to sedimentation environments, which developed in the aftermath of the destruc- tion of the Julian Carbonate platform during the Liassic. Uvod V prispevku so prikazani rezultati raziskav jurskih in krednih kamnin na več mestih v Julijskih Alpah. Večidel se te plasti pojavljajo kot manjše krpe, ki so tektonsko omejene ali pa so transgresivno odložene na apnencih zgornjetriasne starosti. V glavnem so vezane na pomembnejše prelome, ob katerih je prišlo do gubanja in lokalnega luskanja kamnin. Podoben primer smo že opisali južno od Vršiča, kjer se v širši prelomni coni pojavljajo ladinijske in karnijske plasti (Jur- kovšek et. al., 1984). V okviru izdelave Osnovne geološke karte SFRJ-listov Beljak in Pontebba (Jur- kovšek, 1987 a, 1987 b) ter posameznih raziskovalnih nalog smo želeli z regionalno- geološkimi, sedimentološkimi in paleontološkimi raziskavami v letih od 1981 do 1985 286 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek SI. 1. Položajna skica raziskanih lokalnosti Fig. 1. Location map of the investigated localities prispevati k razumevanju zapletene tektonske zgradbe Mangartskega sedla, Ple- šivca, Bavšice, ozemlja vzhodno od Vrsnika in Čistega Vrha (si. 1). Ob tem smo poskušali rešiti številne nejasnosti iz preteklosti, kot so natančna starost plasti, okolje, v katerem so te kamnine nastajale, ter nenazadnje njihov medsebojni položaj in prostor, kjer so. Z reševanjem omenjene problematike so se ukvarjali že številni geologi. Zato so bile jurske in kredne plasti v Julijskih Alpah mnogokrat opisane z različnih zornih kotov, največkrat v okviru obsežnih regionalnih študij ali izdelave geoloških kart. Omenjamo le nekatera pomembnejša dela, v katerih avtorji neposredno opisujejo razvoj jurskih in krednih plasti na obravnavanih lokacijah. Mednje sodijo Diener (1884), Kossmat (1913), Winkler-Hermaden (1936) in predvsem Selli (1953, 1963). Slednji je v svoji obsežni razpravi (Selli, 1963), ki sta ji priloženi geološka Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp 287 karta v merilu 1 : 100 000 in tektonska karta v merilu 1 : 250 000, že v veliki meri rešil stratigrafsko in tektonsko problematiko jurskih in krednih plasti v Julijskih Alpah. V zadnjih letih so postale te kamnine zanimive tudi za paleontologe, saj so v jurskih in krednih plasteh našli številne fosilne vrste, ki jih doslej v pelagičnem razvoju Julijskih Alp nismo dovolj natančno preučili. Spodnjekredni nanoplankton in radiolarije iz Vrsnika sta opisala Pavšič in Goričanova (1987) aptihe in krinoide pa Kolar-Jurkovškova in Jurkovšek (1987) ter Jurkovšek in Kolar-Jurkovškova (1988). Razprava predstavlja rezultate večletnega skupnega dela geologov Geološkega zavoda Ljubljana. Regionalno-geološke raziskave je opravil B. Jurkovšek s sodelavci, mikropaleontološke analize L. Šribarjeva, sedimentološke B. Ogorelec, makropale- ontološke analize pa T. Kolar-Jurkovškova in B. Jurkovšek. Geološke skice, stratigrafske stolpce in terensko skico je izdelal B. Jurkovšek. Fotografije zbruskov sta posnela B. Ogorelec in L. Šribarjeva, fotografije fosilne makrofavne C. Gantar, risbe fosilov pa je izdelal B. Jurkovšek. Terenske fotografije sta posnela B. Jurkovšek in B. Ogorelec. V angleški jezik je tekst prevedel prof. dr. S. Pire. Stratigrafski pregled Geološke raziskave jurskih in krednih plasti so zajele pretežno pelagične sedi- mente od liasa do spodnje krede. Vse te kamnine so omejene na razmeroma majhna področja med monotono razvitimi zgornjetriasnimi karbonati Julijskih Alp. V zgornjem liasu je bila Julijska karbonatna platforma razkosana na posamezne bloke, ki so se začeli zelo hitro pogrezati. Na njih se je pričela sedimentacija pelagičnih sedimentov (si. 2). Tik nad platformskimi liasnimi sedimenti sta ponekod razvita breča in apnenec z železovo-manganovimi gomolji, drugod pa apnenec z rožencem in glinovec, ki je oruden z manganovimi minerali. Raziskave kažejo, da je v osrednjem delu Julijskih Alp lokalno prišlo do kondenzacije zgornjeliasnih, dogger- skih in dela malmskih sedimentov (Buser, 1986; Jurkovšek, 1987 b). V zgornjem malmu in spodnji kredi so se odlagali lapor, kalkarenit in ploščasti mikritni apnenec z rožencem, ki ga lahko primerjamo z razvojem »maiolica« oziroma »biancone«. Apnenec vsebuje številne kalpionele, aptihe amonitov in pelagične kri- noide iz rodu Saccocoma. Na Plešivcu se je transgresivno na dachsteinski apnenec odložila apnenčeva breča z zgornjetitonijsko-berriasijsko mikrofavno v vezivu. Pelagični razvoj sedimentov sledimo še v kredi. V spodnji kredi so se odložili lapor, peščenjak, skrilavec, apnenec in roženec, ki predstavljajo ekvivalent globlje- vodnega fliša. Zgornjekredne kamnine leže povsod v tektonskem stiku s prej opisanimi plastmi ali pa so transgresivno odložene na starejših plasteh. V zgornjem turoniju in senoniju so na opisanih lokacijah razvite kot ploščasti mikritni apnenec z rožencem, lapornati apnenec in lapor z globotrunkanami. Primerjamo jih lahko z razvojem »scaglie«. Kredno sedimentacijo končuje fliš, ki pa na opisanih lokacijah, razen pri Vrsniku, ni razvit, zato fliša na tem mestu ne opisujemo. Za pregled in napotke pri pisanju razprave se avtorji zahvaljujemo prof. dr. S. Buserju. 288 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek SI. 2. Korelacija stratigrafskih stolpcev raziskanih lokalnosti Legenda pri sliki 4 Fig. 2. Correlation of stratigraphie columns of investigated localities Legend shown in Figure 4 Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp 289 Mangartsko sedlo Na širšem področju Mangartskega sedla izdanjajo med narivi in prelomi nagu- bane jurske in kredne plasti. Na jugoslovanski strani pokrivajo okoli 1,5 km^ ozemlja, približno toliko pa jih je tudi na severni italijanski strani sedla. Zapletena luskasta zgradba Mangartskega sedla je prikazana na geološki karti (si. 3) in na terenskih slikah (si. 4 in 5). Na geološki karti so vidne tudi okoliške zgornjetriasne karbonatne kamnine, ki grade večji del Julijskih Alp. Zahodno od Velikega Mangarta leži na skladnatem dachsteinskem apnencu svetlo sivi masivni apnenec s posameznimi kolonijskimi koralami, hidrozoji, spongijami in apnenčevimi algami (tab. 1, si. 1 in tab. 9, si. 1). V zbruskih so bile določene tudi foraminifere: Galeanella panticae Zaninetti & Brönnimann, Triasina hantkeni Maj- zon, Involutina sp., Nodosaria sp. in lagenide. Transgresivno na masivnem norijsko-retijskem apnencu je lokalno odložena li- asna breča z rdečkasto rjavim vezivom (si. 6), v njeni okolici pa so opazne tudi zapolnitve razpok s podobno rdeče rjavo kamnino. Breča je masivna in vsebuje do meter velike ostrorobe bloke zgornjetriasnega apnenca. Pogostni so veliki bloki koralnega ter biosparitnega in biomikritnega apnenca. Mikrofavna iz blokov pa je pripadala le zgornjetriasnim vrstam. Apnenčevi bloki so pretrpeli krajši lokalni transport, včasih pa so bili le premaknjeni na mestu. Rdeče rjavo vezivo je po strukturi biomikritni, rahlo lapornati apnenec s številnimi ploščicami ehinodermov, školjčnimi lupinami, posameznimi algami, foraminiferami in ostrakodi. Nekateri fosili so inkrustirani z ovoji modrozelenih alg (onkoidi). Rdečkasta barva karbonat- nega veziva je nastala zaradi primesi železovih hidroksidov v primarni jerini, ki je bila v kasnejši diagenezi litificirana v lapornati mikritni apnenec. Delež karbonata v vezivu se giblje med 80 in 90 %. Pojavljanje breče kaže, da je prišlo v spodnji juri do kratkotrajne lokalne emerzije in s tem do zakrasevanja. To je bil splošni pojav na širšem področju Julijski Alp (Buser, 1986; Babic, 1980/81, Jurkovšek, 1987b, Ogorelec & Buser, 1990). V vezivu breče se pojavljajo naslednji fosilni ostanki: Ophthalmidium leischneri (Kristan-Tollmann), Cristelaria sp., Nodosaria sp in Thaumatoporella parvovesiculi- fera (Raineri). Liasne plasti pod zahodno steno Velikega Mangarta in vzhodno od Mangartskega sedla so, v primeri z brečo, konkordantno odložene na masivnem apnencu s koralami. Prehod med zgornjetriasnimi in liasnimi plastmi je postopen. Grebenski razvoj sedimentacije se je ponekod obdržal deloma še v spodnjem liasu. Številne rekristali- zirane korale in hidrozoji, kopuče modrozelenih alg in drugi fosili so v zgornjem delu apnenca redkejši, apnenec postaja skladnat in ooliten. Le-ta je verjetno že liasne starosti. Prva izrazita sprememba v sedimentaciji jurskih plasti se pojavi nekje v zgornjem liasu, saj se je morje poglobilo. Od tedaj dalje kažeta tako jursko kot kredno zaporedje globljevodni razvoj. Konkordantno na liasnem neretičnem apnencu Mangartskega sedla leži 15 m karbonatno-klastičnih sedimentov z železovo-manganovimi gomolji in z manganovo rudo. Zaradi manganovih oksidov so plasti temno sive do črne barave. V njih se menjavajo krinoidni apnenec, radiolarit, laminirani lapornati biomikritni apnenec s številnimi radiolariji, apnenec z manganovimi dendriti, silicizirani laporni apnenec, skrilavi apnenec in manganov glinovec (tab. 9, si. 2, 3 in tab. 10, si. 1). Rentgenska analiza manganovega glinovca kaže, da sestoji iz kremena, kalcita, illita in mangan- 290 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek SI. 3. Geološka skica Mangartskega sedla z okolico Fig. 3. Geological sketch-map of the Mangart pass and its surroundings skega minerala piroluzita. Nekatere plasti so zeleno obarvane zaradi primesi autige- nega glaukonita (okoli 2%), ki večkrat nadomešča tudi kalcit v ploščicah ehinoder- mov. V spodnjem delu te 15m debele skladovnice je zanimiv predvsem 30 cm debel manganski horizont. Ruda se pojavlja v nepravilnih, do 3cm velikih gomoljih (si. 7). V mineralni sestavi gomoljev (rentgenske analize M. Mišič) prevladujeta kremen in piroluzit, v manjših količinah pa so zastopani še cryptomelan, todorokit in goethit. Lokalno je manganova ruda tudi v plasteh. Ima enako mineralno sestavo kot gomolji. Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp 291 Legenda k slikam 3, 8,10, 11 in 12 1 kvartarne tvorbe: pobočni grušč, skalni podor, sprijeta in nesprijeta morena; 2 mikritni apnenec z rožencem, lapornati apnenec in lapor - scaglia (turón, senon); 3 apnenec, kalkarenit, lapor, glinovec, peščenjak in roženec - fliš (sp. kreda); 4 ploščasti mikritni apnenec z rožencem, lapornati apnenec, lapor - biancone, kalkarenit in breča (zg. malm, sp. kreda); 5 breča (zg. malm, sp. kreda); 6 ploščasti in plastnati mikritni in krinoidni apnenec z rožencem (malm); 7 plastnati in ploščasti mikritni in krinoidni apnenec z rožencem (dogger in malm); 8 mikritni apnenec, krinoidni apnenec, gomoljasti apnenec - ammonitico rosso in apnenčeva breča (zg. del liasa - dogger in malm); 9 mikritni, krinoidni in lapornati apnenec, roženec, radiolarit ter manganov glinovec (zg. del liasa, dogger in malm); 10 breča (lias); 11 skladnati mikritni in oolitni apnenec (lias); 12 masivni apnenec s koralami (norij, retij); 13 skladnati dachsteinski apnenec (norij in retij); 14 skladnati glavni dolomit (karnij, norij); 15 normalna meja; 16 erozijska meja; 17 normalni vpad plasti; 18 vpad nagubanih plasti; 19 os sinklinale, ki tone; 20 os antiklinale, ki tone; 21 majhna guba: os sinklinale, ki tone; 22 os prevmjene sinklinale; 23 os prevmjene sinklinale, ki tone; 24 os prevmjene antiklinale; 25 prelom; 26 vpad prelomne ploskve; 27 luska; 28 vpad luske; 29 pojav manganove rude Legend to Figures 3, 8, 10, 11 and 12 1 Quaternary accumulations: slope scree, rock debris, consolidated and unconsolidated mora- ine; 2 micritic limestone with chert, marly limestone and marl - scaglia (Turonian, Senonian); 3 limestone, calcarenite, marl, shale, sandstone, and chert - flysch (L. Cretaceous); 4 platy micritic limestone with chert, marly limestone marl - biancone: calcarenite and breccia (U. Malm, L. Cretaceous; 5 breccia (U. Malm, L. Cretaceous); 6 platy and bedded micritic and crinoid limestone with chert (Malm); 7 bedded and platy micritic and crinoid limestone with chert (Dogger, Malm); 8 micritic limestone, crinoid limestone, nodular limestone - ammonitico rosso and calcareous breccia (U. Lias-Dogger and Malm); 9 micritic, crinoid and marly limestone, chert, radiolarite and manganiferous claystone (U. Lias, Dogger, Malm); 10 breccia (Lias); 11 thick-bedded micritic and oolitic limestone (Lias); 12 massive limestone with corals (Norian, Rhaetian); 13 thick-bedded Dachstein Limestone (Norian and Rhaetian); 14 thick- bedded Main Dolomite (Carnian, Norian); 15 normal boundary; 16 erosion boundary; i 7 normal dip of beds; 18 dip of folded beds; 19 axis of plunging syncline; 20 axis of plunging anticline; 21 small fold: axis of plunging syncline; 22 axis of overtumed syncline; 23 axis of overtumed plunging syncline; 24 axis of overturned anticline; 25 fault; 26 dip of fault plane; 27 scale; 28 dip of scale; 29 manganiferous ore occurrence Zanimive rezultate je dala kemična analiza najbogatejših vzorcev rude, saj vsebuje do 55,2% MnO. Pojav manganovih gomoljev in orudenja z manganovo rudo je v jurskih plasteh regionalno značilen pojav za ozemlje severozahodne Slovenije. Take gomolje ugotav- ljamo razen na Mangartskem sedlu tudi pri Bovcu (Selli, 1963), Vrsniku (Jurkov- šek, 1987 b), na Krnu (Babic, 1980/81), v Dolini Triglavskih jezer (Salopek, 1933; Grimšičar, 1962; Buser, 1986), pod Gamsovcem (Ramovš, 1985) in drugod. Izredno značilen je ta horizont v grapi Slatnek pri Bovcu (Buser, 1986). 292 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek SI. 4 Pogled na Mangartsko sedlo in Travnik z juga 1 plastnati apnenec; 2 masivni apnenec; 3 oolitni apnenec; 4 kalkarenit; 5 brečasti apnenec; 6 breča; 7 gomoljasti apnenec; 8 lapornati apnenec; 9 apnenec z rožencem; 10 roženec; 11 lapor; 12 glinovec; 13 biancone; 14 plasti z manganovo rudo; 15 stromatolit; 16 korozijska votlina; 17 megalodontidna školjka; 18 manganova mineralizacija; 19 erozijska meja; T3 zgornji trias; Ji lias; Јг dogger; J3 malm; Ki spodnja kreda; K2 zgornja kreda Fig. 4. View towards the Mangart pass and Travnik, looking north 1 bedded limestone; 2 massive limestone; 3 oolitic limestone; 4 calcarenite; 5 breccious limestone; 6 breccia; 7 nodular limestone; 8 marly limestone; 9 limestone with chert; 10 chert; 11 marl; 12 claystone; 13 biancone; 14 manganiferous beds; 15 stromatolite; Í 6 corrosion hole; Í 7 megalodontid lamellibranch; 18 manganese mineralisation; 29 erosion boundary; T3 Upper Triassic; Ji Lias; J2 Dogger; J3 Malm; Ki Lower Cretaceous; K2 Upper Cretaceous Neposredno pod orudeno mangansko plastjo smo našli liasno foraminifero Oph thalmidium leichneri (Kristan-Tollmann), sicer pa so pogostni še radiolariji, spikule spongij, krinoidni členki, ponekod pa tudi juvenilni amoniti (tab. 1, si. 2-5). Glede na položaj plasti z manganovo rudo med liasnim apnencem v talnini in zgornjemalm- skim apnencem v krovnini kakor tudi zaradi njihove majhne debeline, sklepamo, da gre za delno kondenzirane zgornjeliasne, doggerske in spodnjemalmske sedimente. Prehod liasno-malmskih kamnin z manganom v malmske predstavlja 1,5 m debela plast zelenega krinoidnega apnenca, nad katero se pojavi drobnozrnati sivi lamini- rani apnenec. Malmski apnenec je tankoplastnat in ploščast olivno sive in rjavkasto sive barve. Tanjše plasti so po strukturi bolj drobnozrnate (biomikrit, biopelmikrit), medtem ko so debelejše bolj debelozrnate (pretežno biokalkarenit). Slednje so nastale zaradi občasnega nanosa karbonatnih zrn s podvodnimi tokovi v globlje okolje. V posamez- nih plasteh zasledimo neizrazito gradacijsko plastnost in laminacijo. Iz karbonatne platforme so bili prineseni v to okolje tudi ooidi, ki jih pogosto najdemo v apnencu. SI. 5. Pogled na nagubane in narinjene jurske in spodnjekredne plasti pod zahodno steno Velikega Mangarta Fig. 5. Folded and overthrusted Jurassic and Lower Cretaceous beds below the western wall of Veliki Mangart SI. 6. Liasna breča na Mangartskem sedlu Fig. 6. Lias breccias on the Mangart pass 294 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek SI. 7. Železovo-manganovi gomolji na Mangartskem sedlu Fig. 7. Ferri-manganiferous nodules on the Mangart pass Značilnost malmskega apnenca je lokalna silicizacija, tanke pole in do 20 cm veliki gomolji roženca, ki je še ohranil prvotno strukturo kamnine. V vzorcih biokal- karenita in biopelmikrita se pojavlja autigeni glaukonit, ki kaže na globljevodno okolje z nižjimi temperaturami od 15°C (Parrenga, 1967). Posebnost malmskega zaporedja plasti na Mangartskem sedlu je več metrov debel sklad masivnega apnenca, ki leži med plastnatim in ploščastim apnencem z rožencem in ga na drugih krajih nismo našli. Od fosilov so napogostnejši krinoidi, ki so v nekaterih plasteh kamnotvorni; bili so naplavljeni. V mikrofosilni združbi so prisotni še naslednji fosili: Protopeneroplis striata Weynschenk, Trocholina elongata (Leupold), T. alpina (Leupold), Lituolidae, ostrakodi, spikule spongij, radiolariji in lupinice pelagičnih školjk (tab. 2, si. 5, 6). Sedimentacija v mirnem in globljem okolju se je nadaljevala tudi v obdobju najzgornejše jure in spodnje krede. Odložil se je tankoplastnati do ploščasti apnenec značilne rdečkasto rjave, sivkasto zelene ali bele barve. Apnenec vsebuje številne gomolje roženca. Po strukturi prevladuje gosti biomikrit, redkeje biopelmikrit; po Dunhamovi klasifikaciji ga uvrščamo v tip »mudstone« in »wrackestone«. Energijski indeks preiskanih vzorcev apnenca je večidel nizek, kar kaže na sedimentacijo v mirnem okolju. Le redki vzorci imajo nekoliko višji energijski indeks. V njih zasledimo posamezne oolite in drobne mikritne intraklaste, ki so bili v okolje sedimentacije naplavljeni. Podobna struktura kamnine, kot jo kaže apnenec, je včasih ohranjena tudi v rožencu. Kremen je mikrokristalen, konture roženca in prikamnine pa povečini niso ostre. Za celotno zaporedje so značilni tudi stilolitni šivi, v katerih je prišlo do raztapljanja apnenca med kasno diagenezo. Po osnovnih Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp 295 litostratigrafskih značilnostih lahko te apnence primerjamo z apnenci »biancone« ali »maiolica« (tab. 10, si. 2). Med fosili so najpogostnejše kalpionelide, ki kronostratigrafsko omejujejo te plasti od zgornjega titonija do valanginija. V zbruskih apnenca so bili določeni naslednji fosilni ostanki: Calpionella alpina Lorenz, C. alpina-elliptica Cadisch, C. elliptica Cadisch (tab. 2, si. 1-4), Cadosina lapidosa Vogler, Remantella cadischiana (Colom), Tintinopsella sp., Cristelaria sp., Textulariidae, radiolariji, ostanki iglokož- cev in aptihi amonitov. Po kalpionelidah smo plasti uvrstili od zgornjega titonija do spodnjega berriasija. Ker krovnina titonijsko-valanginijskih plasti na Mangartskem sedlu ni razvita, njihove debeline ne moremo določiti. Najmlajši stratigrafski člen na raziskanem ozemlju okrog Mangartskega sedla je senonska »scaglia«, ki leži glede na prej opisane jurske in kredne plasti v drugi tektonski luski (si. 3). »Scaglia« kaže enake litološke značilnosti, kot jih ugotavljamo na širšem bovško-kobariškem prostoru. Po strukturi gre za homogen biomikritni apnenec, pogosto z lapornatim videzom in redkimi gomolji roženca. Med fosili prevladujejo globotrunkane; njihov delež je spremenljiv in znaša od sledov (»mud- stone«) do približno 20% (»wackestone«). Vsebnost karbonata v dveh preiskanih vzorcih znaša 82 in 87%. Zaradi primesi hematita, ki kaže na oksidacijske pogoje sedimentacije znotraj globljega bazena, je kamnina obarvana rdečkasto. Opisane kamnine smo starostno uvrstili v senon, ki smo ga določili na osnovi bogate globotrunkanske združbe z vrstami: Globotruncana arca (Cushman), G. angusticarinata Gandolfi, G. fornicata Plummer, G. tricarinata (Quereau), G. gagne- bini Tilev, G. ventricosa White, G. conica White, G. stuartiformis Dalbiez, G. lapparenti Bolli in drugimi (tab. 2, si. 7, 8). Plešivec Na vrhu in jugovzhodnem pobočju Plešivca, to je na zahodni strani Jalovškega preloma (Jurkovšek, 1987 a), so razgaljene jurske in kredne plasti, ki so transgre- sivno odložene na dachsteinski apnenec (si. 8). O transgresiji priča breča z velikimi bloki in kosi dachsteinskega in liasnega svetlo sivega apnenca ter redkimi kosi roženca, ki jih med seboj veže rdeče rjavo ali sivo apnenčevo vezivo (si. 9). V zbruskih veziva smo našli naslednje fosile: Cadosina lapidosa Vogler, Calpionella alpina Lorenz, C. elliptica Cadisch, Remaniella cadischiana (Colom), Spirillina sp., spikule spongij, radiolarije, iglokožce, lupinice pelagičnih školjk in aptihe amonitov. Trans- gresivna breča se je torej odložila v obdobju zgornjega titonija in po njem. Nad brečo leži približno 1,5 m debela plast rožnatega gomoljastega apnenca z rožencem. Od makrofosilov so v njem do 7 cm veliki aptihi iz rodu Lamellaptychus, redke solitarne korale, več pa je ostankov iglokožcev, predvsem krinoidnih ploščic (tab. 10, si. 3). Med mikrofosili prevladujejo iste vrste kot v vezivu breče (tab. 3, si. 1-3). Navzgor sledi menjavanje ploščastega rožnatega, svetlo sivega in sivo zelenega biomikritnega apnenca in laporja. V apnencu so pogostni gomolji in leče roženca. Roženec se lahko pojavlja tudi v plasteh kot radiolarit. Mikrofosili v apnencu pripadajo vrstam Cadosina lapidosa Vogler, Calpionella alpina Lorenz, C. elliptica Cadisch in Remaniella cadischiana (Colom). Poleg omenje- nih fosilov se pojavljajo še radiolariji, spikule spongij in ostanki iglokožcev (tab. 3, si. 296 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek SI. 8. Geološka skica Plešivca z okolico Legenda pri sliki 3 Fig. 8. Geological sketch-map of Plešivec and its surroundings Legend shown in Figure 3 4-8). Kalpionelide pripadajo coni »calpionella« in določajo zgornjetitonijsko do vključno spodnjeberriasijsko starost plasti. Za razvoj jurskih in krednih plasti na Plešivcu so značilne tanjše plasti apnenčeve breče ali brečastega apnenca med mikritnim apnencem. Vezivo breče je bele do svetlo sive, redkeje rožnate barve in ga po strukturi uvrščamo v biointrasparrudit (brečasti apnenec) in biointrapelmikrit. Kosi so manjši kot v talninski breči. V enem od njih je bila najdena foraminifera Ophthalmidium leischneri (Kristan-Tollmann), ki kaže na liasno oziroma zgornjetriasno starost. Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp 297 SI. 9. Breča z zgomjetitonijsko-berriasijskim vezivom na Plešivcu Fig. 9. Breccia with the Upper Tithonian-Berriasian cement on Plešivec Podobno kot na Mangartskem sedlu tudi na Plešivcu ne najdemo sledov spodnje- krednih kamnin, ki so v Bavšici in pri Vrsniku razvite kot globljevodni fliš. Na Plešivcu je na zgornjetitonijsko-berriasijskih plasteh transgresivno odložena zgor- njeturonijska in spodnjesenonska »scaglia« (tab. 11, si. 1). Predstavlja jo tankoploš- časti biomikritni, lokalno lapornati apnenec s polami in gomolji roženca. Za razliko od Mangartskega sedla, kjer je obarvana pretežno rdeče rjavo, je »scaglia« na sedlu vzhodno od vrha Plešivca v glavnem sivo zelene barve. V celotnem zaporedju plasti, debelem največ 50m, smo ugotovili naslednje vrste globotrunkan: Globotruncana renzi Gandolfi, G. imbricata Mornod, G. angusticarinata Gandolfi, G. coronata Bolli, G. fornicata Plummer, G. helvetica Bolli in G. lapparenti Bolli (tab. 4, sal. 1-7). Poleg globotrunkan so pogostni radiolariji in redki preseki inoceramusov z značilno priz- matično strukturo lupin. Debelino posameznih litostratigrafskih členov je težko določiti, saj plasti niso nikjer vidne v celoti ali pa so tektonsko vkleščene in nagubane. Transgresivna breča v talnini je debela 10 m in več, sklop titonijsko-berriasijskega apnenca in breče pa smo ocenili na 30 m. Bavšica Na skrajnem vzhodnem koncu Bavšice že barva kamenine in rastlinje kažeta na očitno spremembo v litološki sestavi ozemlja. V obliki tektonsko razlomljene sinkli- nale, ki ji os tone proti jugozahodu, izdanjajo liasni plitvovodni apnenci ter dogger- 298 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek ski, malmski in spodnjekredni globljevodni sedimenti. Zgornjekredna »scaglia« je vkleščena le ob posameznih prelomih, zato njenega stratigrafskega odnosa do starej- ših kamnin nismo mogli ugotoviti (si. 10). Liasni svetlo sivi in skladnati apnenec leži konkordantno na dachsteinskem apnencu. Med preiskanimi vzorci apnenca prevladuje biosparit nad biopelmikritom, po strukturi grainstone in wackstone. Za plitvo okolje sedimentacije so značilne kopuče neskeletnih alg, sicer pa je fosilna združba precej raznolika. V nekaterih vzorcih prevladujejo moluski, drugod skeletne alge, tako da kamnino poimenujemo kar algni apnenec ali biolitit. V manjši meri so povsod zastopane redke foraminifere ter ploščice ehinodermov. V sklopu liasnega zaporedja se pogosto pojavljajo plasti in skladi oolitnega apnenca (tab. 11, si. 2). Sivi in temno sivi plastnati in ploščasti mikritni apnenec, krinoidni apnenec ter roženec smo kronostratigrafsko uvrstili v dogger in malm. Najnižji del teh plasti je morda še zgornjeliasne starosti, vendar za takšno trditev nimamo dokazov. Prav tako ni bilo mogoče na osnovi mikrofavne ločiti doggerskih in malmskih plasti med seboj. Kljub temu je položaj te 70 m debele litostratigrafske enote natančno določen, saj leži med liasnim apnencem šelfnega razvoja v talnini in med titonijsko-berriasijskim ploščastim apnencem z rožencem v krovnini. V vzhodnem krilu sinklinale je med prelomi vkleščeno nekaj metrov temno sivega, z manganom orudenega skrilavca in silificiranega apnenca. V primerjavi s položajem orudenih plasti na Mangartskem sedlu sklepamo, da gre za ostanek najnižjega dela opisanih doggersko-malmskih kamnin. Podoben pojav manganove rude je tudi v cen- tralnem delu sinklinale. Po strukturi prevladuje v doggersko-malmskih plasteh rekristalizirani biopelmi- kritni apnenec (po strukturi packstone). Alokemi so ehinodermi, peleti, peloidi in pravi ooidi, ki so bili v mirno okolje sedimentacije naplavljeni. Apnenec je pogosto- krat silificiran. Poleg posameznih plasti in gomoljev roženca se javlja tudi več metrov debel paket črnega roženca. Značilni za doggersko-malmsko zaporedje so zelo številni drobni krinoidni členki, ki so v posameznih plasteh kamnotvorni (tab. 11, si. 3). Cement, ki jih povezuje, je večidel sintaksialni kalcit, vse drugo pripada mikritu. Podobno kot na Mangartskem sedlu se tudi pri Bavšici javljajo med krinoidnimi ostanki zrna autigenega glaukonita, ki je kamnino obarval rahlo zelenkasto. Krino- idni apnenec je lokalno tudi nekoliko silificiran. Mikrofavna v zbruskih je bila razmeroma siromašna. Poleg vrste Protopeneroplis striata Weynschenk (tab. 5, si. 2) smo našli foraminifere iz družin Ophthalmidiidae, Textulariidae in Lagenidae ter iz rodov Quinqueloculina in Cristelaria. Nad opisanimi plastmi leži okoli 30m ploščastega mikritnega belo, sivo ali bledo rožnato obarvanega apnenca z rožencem. Kronostratigrafsko uvrščamo te plasti v obdobje od zgornjega titonija do vključno spodnjega berriasija, kajti nekatere vrste kalpionelid kažejo na cono »calpionella«. V zbruskih smo našli naslednjo združbo: Calpionella alpina Lorenz, C. elliptica Cadisch, Tintinopsella sp., radiolarije, ostanke iglokožcev in aptihe amonitov (tab. 5, si. 1). V jedru sinklinale leže spodnjekredne plasti zelenkasto do temno sivo obarvanega laporja, glinovca, apnenca, kalkarenita, peščenjaka in roženca, ki so ekvivalent globljevodnega fliša. Apnenec je ploščast, po strukturi silificiran biomikrit (mud- stone) s posameznimi radiolariji in spikulami spongij. Skrilavec je brez karbonatne primesi in je zaradi obilice pirita temne barve. Med minerali glin sta v njem zastopana illit (40%) in klorit (22%), od drugih mineralov pa so prisotni še kremen (21 %), plagioklaz (11 %) in pirit (6 %). Podobno mineralno združbo ima tudi lapor, le Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp 299 SI. 10. Geološka skica vzhodnega konca Bavšice Legenda pri sliki 3 Fig. 10. Geological sketch-map of the eastern part of Bavšica Legend shown in Figure 3 da je brez pirita in vsebuje okoli 40% kalcita. Med laporjem so pogostne pole in gomolji temnega roženca. V zbruskih lapornatega apnenca smo ugotovili naslednje mikrofosile: Globigeri- nelloides cf. breggiensis (Gandolfi), Hedbergella sp., Rotalipora sp. (tab. 5, si. 3, 4) in radiolarije. Vrsta Globigerinelloides breggiensis kaže na albijsko starost apnenca. To domnevo potrjujejo tudi številne izolirane hišice vrste Planomalina buxtorfi (Gan- dolfi) v izpirku laporja. Ta vrsta stratigrafsko ni kdo ve kako razširjena na prehodu med albijem in cenomanijem. Vzorci laporja za raziskave nanoplanktona, katere je za 300 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek potrebe Osnovne geološke karte pregledal Pavšič (Jurkovšek, 1987 b), so vsebo- vali aptijsko-albijsko združbo, vendar je bil fosilni material za natančno določitev starosti preslabo ohranjen. Najmlajši stratigrafski člen v Bavšici je zgornjekredna »scaglia«. Žal je s sosed- njimi starejšimi plastmi povsod v tektonskem kontaktu, zato ne moremo natančno ugotoviti hiatusa med spodnjekrednimi flišnimi plastmi in »scaglio«. Podobno kot na prej opisanih lokalnostih tudi »scaglio« pri Bavšici sestavljata sivo zeleni ali rdečka- sto rjavi biomikritni apnenec z redkimi gomolji roženca. Med fosili so zastopane izredno številne globotrunkane (tab. 12, si. 1), ki so koncentrirane v laminah in gnezdih. Pogosto so silificirane z mikrokristalnim kremenom. Strukturno lahko večino vzorcev »scaglie« uvrstimo po Dunhamovi klasifikaciji v wackestone do packstone. »Scaglia« se je odlagala v mirnem globljem okolju. Vzorec laporja, ki se pojavlja med apnencem, je imel naslednjo mineralno sestavo: kalcit 54%, illit 13%, klorit 10%, kremen 8%, dolomit 6%, plagioklaz 5% in pirit 3%. Združba globotrunkan z vrstami Globotruncana coronata Bolli, G. lapparenti Bolli, G. primitiva Dalbiez (tab. 5, si. 5, 6), G. schneegansi Sigal, G. angusticarinata Gandolfi, G. coronata Bolli in G. fornicata Plummer kaže na spodnjesenonsko starost plasti. ^ Vrsnik Na širšem področju vzhodno od Vrsnika izdanjajo v treh tektonskih luskah triasne, jurske in kredne plasti (si. 11). Na površini jih zasledimo na približno treh kvadratnih kilometrih. Grade jih liasni apnenci šelfnega razvoja in pelagični sedi- menti zgornjeliasne do spodnjekredne starosti. Dachsteinski apnenec z megalodonti najdemo le v luski, ki leži v severozahodnem delu Vrsnika. Liasni apnenec je nastajal na karbonatni platformi, ki v spodnjem in srednjem liasu še ni razpadla na posamezne bloke. Podobno kot v okolici Mangarta in v Bavšici sta iz tega obdobja zastopana predvsem skladnati in plastnati svetlo sivi oolitni in mikritni apnenec. Proti koncu liasa je bila julijska karbonatna platforma razkosana na posamezne bloke, ki so se pričeli diferencialno pogrezati. S tem se je sedimentacija spremenila. Tipične platformske karbonate so zamenjali pelagični sedimenti. Na liasnih plasteh ležita svetlo rdečkasta apnenčeva breča in mikritni apnenec. Mejo ponekod nakazuje nekaj milimetrov debela laporno-glinena pola ali pa zatekanja rdečkasto rjave kamnine v svetlo sivo liasno podlago. Vzhodno od Glave smo v rdečkastem biomikritnem apnencu tik nad opisano mejo našli »protoglobigerinide« {Globigerina helveto-jurassica Haeusler), (tab. 6, si. 1-3)', Frondicularia sp., Nodosaria sp., kalcitizirane radiolarije in posamezne ostrakode. Javljajo se tudi številne lupinice pelagičnih školjk, posamezni amoniti in piritno- manganovi gomolji. Enaka breča in apnenec z isto mikrofavno sta razvita tudi na več drugih lokalnostih na širšem območju vzhodno od Vrsnika. Južno od vasi Na Skali se v apnencu pojavljajo do nekaj centimetrov debele skorje železovo-manganovih spojin (tab. 12, si. 2). Apnenec se je odlagal v mirnem okolju. Mikrofavna in nekatere sedimentološke značilnosti kamnin kažejo na kondenzacijo dela sedimentov zgornje- liasne, doggerske in malmske starosti. V zgornjem delu liasno-malmskih plasti se pojavi rdeče rjav gomoljast apnenec, ki ga lahko primerjamo z razvojem »ammonitico rosso«. Opisano litostratigrafsko enoto končuje pol metra ploščastega rdeče rjavega biomikritnega apnenca, ki vsebuje drobne aptihe. Ti so ponekod tako številni, da Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp 301 SL 11. Geološka skica ozemlja vzhodno od Vrsnika Legenda pri sliki 3 Fig. 11. Geological sketch-map of the ground east of Vrsnik Legend shown in Figure 3 sestavljajo lumakelo ali aptihni apnenec. Najpogostnejša vrsta je Lamellaptychus beyrichi (Oppel), katero so v alpsko-mediteranskem prostoru našli doslej predvsem v titonijskih plasteh. Apnenec je nastajal v zelo mirnem pelagičnem okolju. Med fosili prevladujejo kalpionelide z vrstama Calpionella alpina Lorenz, Crassicollaria massu- tiniana (Colom), C. intermedia-brevis in Tintinnopsella sp. Značilne so za zgornjeti- tonijsko cono »crassicollaria«. Navzgor sledi ploščasti beli, svetlo sivi, svetlo sivo zeleni ali rožnato obarvani biomikritni apnenec z rožencem. Vmes so tanjše plasti in vložki apnenčeve breče z rožencem in plasti lapornatega apnenca. Od makrofosilov se v spodnjem delu teh plasti pojavljajo predvsem aptihi in iglokožci. Med krinoidi prevladujejo majhne čaše rodu Phyllocrinus (tab. 8, si. 1) in radialije ter brahialije planktonskih krinoidov vrste Saccocoma tenella (Goldfuss) (Jurkovšek & Kolar-Jurkovšek, 1988). Aptihi, ki se pojavljajo v titonijsko-valanginijskih plasteh na več lokacijah vzhodno od Vrsnika, so pripadali v glavnem vrstama Lamellaptychus beyrichi (Oppel) (tab. 8, si. 4, 5 in 6) in Lamellaptychus sp. (tab. 8, si. 2 in 3), v dolini Soče pa je bila najdena v rdeče rjavem krinoidnem apnencu še vrsta Punctaptychus punctatus (Voltz). Obe aptihni vrsti sta bili razširjeni povsod v Tetidini provinci in sta vodilni za titonij (Kälin et ah, 1979). 302 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek Natančno starost plasti ploščastega mikritnega apnenca z rožencem določajo predvsem kalpionelide, ki so poleg številnih radiolarijev naj pogostne j ši mikrofosili. V združbi so zastopane vrste Calpionella alpina Lorenz, C. elliptica Cadisch, Cado- sina lapidosa Vogler, Tintinnopsella longa (Colom), T. carpathica (Murgeanu & Fili- pescu) in Remainiella cadischiana (Colom) (tab. 6, si. 4-6). Kalpionelide spadajo v biocono »calpionella«, ki obsega zgornji titonij in spodnji berriasij. Le v zgornjem delu teh plasti je zastopan rod Calpionellopsis, ki kaže na cono »calpionellopsis« in obsega zgornji berriasij in spodnji valanginij (Babic, 1973). Na osnovi nanoplank- tonske in radiolarijske združbe iz nahajališča jugovzhodno od Glave Pavšič in Goričanova (1987) sklepata, da je starost teh vzorcev zgornjeberriasijska do valanginijska. Pelagična sedimentacija se je nadaljevala še naprej v spodnji kredi. O tem priča sivo zeleni lapor, ki je del globljevodnega fliša. Podrobnejše smo ga opisali pri lokaciji v Bavšici. Najdemo ga v več izdankih zahodno od Vrsnika. Paleontološko smo podrobno raziskali lapor ob cesti jugovzhodno od Glave in v vasi Na Skali. Iz prve lokacije kažeta foraminiferi Globigerinelloides caseyi (Bolli, Loeblich & Tappan) in Dorothia cf. hauteriviana (Moullade) na hauterivijsko-albijsko starost plasti. V vzor- cih laporja so bile prisotne še Dentalina sp., Lenticulina sp., radiolariji in slabo ohranjene nedoločljive palinomorfe. Nanoplankton, ki ga je za potrebe Osnovne geološke karte SFRJ določil Pavšič, kaže na aptijsko-albijsko starost laporja. Neko- liko mlajši je zelenkasto sivi lapor z glineno primesjo pri vasi Na Skali, saj številne foraminifere dokazujejo njegovo albijsko-cenomanijsko starost. V izpirku laporja smo določili naslednje vrste: Rotalipora appenninica (Renz), R. ticinensis (Gandolfi), R. cf. cushmani (Morrow), Ticinella roberti (Gandolfi), Praeglobotruncana stephani (Gandolfi), Globigerinelloides breggiensis (Gandolfi), Clavulinoides sp. in Hedber- gella sp. Ker je jasna le spodnja meja fliša s titonijsko-valanginijskimi plastmi, zgornji kontakt pa je tektonski, oziroma se pojavlja le v izoliranih izdankih med ledeniško moreno, prave debeline fliša nismo uspeli ugotoviti. Naslednji litostratigrafski člen na širšem območju Vrsnika je zgornjesenonska »scaglia«. S sosednjimi kamninami je povsod v tektonskem odnosu. Razvita je kot rdeče rjavi lapornati apnenec z globotrunkanami Globotruncana calcarata Cushman, G. conica White in G. fornicata Plummer. Zahodno od Vrsnika je tektonsko vkleščeno še nekaj nagubanega rdečega rjavega biomikritnega apnenca z rožencem, ki vsebuje zgornjesenonske foraminifere vrst G. conica White, G. fornicata Plummer. G. tricari- nata (Quereau) in Heterohelix globulosa (Ehrenberg). Čisti Vrh Jurske in kredne plasti so razvite tudi na Čistem Vrhu in okolici, približno 5 km severovzhodno od Vrsnika (si. 12). Njihov kontakt z dachsteinskim apnencem v oko- lici je po vsej verjetnosti tektonski, saj normalne stratigrafske meje s spodnjeliasnim apnencem, vsaj na dostopnih pobočjih Čistega Vrha, nismo uspeli ugotoviti. Najstarejši člen jurskih plasti je spodnjeliasni svetlo sivi skladnati apnenec. Odlagal se je v zelo plitvem odprtem šelfu s pogostnimi litoralnimi pogoji sedimenta- cije. Po strukturi prevladuje biomikritni in biopelmikritni apnenec (mudstone in wackestone). Apnenec pogosto vsebuje drobne izsušitvene pore (loferit), večkrat pa se pojavljajo tudi stromatolitne plasti. Med fosili so zastopane predvsem kopuče neske- Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp 303 SL 12. Geološka skica Čistega Vrha z okolico Legenda pri sliki 3 Fig. 12. Geological sketch-map of Čisti Vrh and its surroundings Legend shown in Figure 3 letnih alg, slede skeletne alge ter posamezne foraminifere in školjčne lupine. Od alokemov opazujemo pelete, mikritne plastiklaste in peletoide. Med skeletnimi al- gami je najpogostnejša vrsta Thaumatoporella parvovesiculifera (Raineri) (tab. 7, si. 1), ki pa za determinacijo starosti plasti ni značilna. Lias dokazujejo ostanki alge Palaeodasycladus mediterraneus (Pia), (tab. 7, si. 2). Izsušitvene pore merijo večidel do 3mm in so pogosto zapolnjene z mikritnim blatom ter kalcitnim cementom, tako da kažejo geopetalno teksturo. Energijski indeks odvzetih tipičnih vzorcev je rela- tivno nizek (El = 1-2), kar kaže na slabo razgibano okolje v priobalnem šelfu. V bolj razgibanem okolju se je odlagal oolitni apnenec, ki je razvit v neposredni okolici 304 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek Čistega Vrha. Sledove mineralov glin smo našli v redkih vzorcih z loferitno strukturo, značilno za nadplimske sedimentacijske pogoje. Nad platformskim spodnjeliasnim apnencem leži, podobno kot pri Vrsniku, nekaj metrov sivega in rahlo rožnatega plastnatega apnenca. Lokalno se pojavljajo tudi plasti sive apnenčeve breče. Natančno vzorčevanje apnenca v tem horizontu je pokazalo, da so po vsej verjetnosti tudi na Čistem Vrhu plasti zgornjega liasa, doggra in spodnjega malma kondenzirane. Biomikritni apnenec (tab. 12, si. 3 in tab. 13, si. 1) se je odlagal v mirnem do slabo razgibanem okolju. V spodnjem delu apnenca smo našli vodilno liasno foraminifero Ophthalmidium leischneri (Kristan-Tollmann) (tab. 7, si. 3, 4) ter rodove Frondicularia in Spirillina. Tik nad njimi sledi bledo rdeči biomikritni apnenec s številnimi preseki »protoglobigerin«. Ta foraminifera je opi- sana iz malmskih plasti na območju Bözena in Bürena v Švici (Elis & Messina, 1940-1986). V Karavankah je bila najdena v ploščastem biomikritnem apnencu z rožencem, ki leži nad apnencem z vodilnimi liasnimi foraminiferami in pod plastmi s kalpionelidami (Mioč & Šribar, 1975). Torej je stratigrafski razpon apnenca z omenjeno foraminifero od doggra do titona. To se ujema tudi z novejšimi ugotovi- tvami raznih avtorjev, ki jurske globigerine uvrščajo v obdobje od bajocija do titonija (Colom & Rangheard, 1966). Tudi Radoičičeva (1966) je uvrstila horizont s foraminifero Globigerina helveto-jurassica v spodnji dogger (bajocij) Črne Gore. V »Microfacies Italiane« (Agip Mineraria, 1959) so izdvojili doggerske globige- rine V neformalno skupino protoglobigerina. Pozneje so naziv »protoglobigerina« začeli uporabljati tudi drugi avtorji. Za horizont jurskih plasti s protoglobigerinami so značilni tudi drugi fosili, kot aptihi, juvenilni amoniti, mikrogastropodi, lupinice pelagičnih školjk, ostanki iglokožcev, radiolariji, ostrakodi in spikule spongij. Na očitno poglobitev sedimentacijskega okolja kaže biomikritni apnenec (mud- stone), ki leži nad liasno-malmskimi plastmi (tab. 13, si. 2, 3). Apnenec je ploščast, ponekod lapornat, bele ali rjavo rdeče barve in vsebuje pole in gomolje roženca. Južno od Čistega Vrha gradi gubo z osjo, ki tone pod kotom 20° proti jugozahodu. Na pelagično okolje sedimentacije kažejo številne kalpionelide (tab. 7, si. 5), radiolariji in aptihi ter redke amonitne hišice. Med aptihi, ki so v posameznih plasteh tako številni, da sestavljajo lumakelo, se najpogosteje pojavlja vrsta Lamellaptychus beyrichi (Oppel) (tab. 8, si. 7). Med kalpionelidami so zastopane vrste, ki spadajo v cono »calpionella«. Ta cona obsega zgornji titonij in spodnji berriasij. Ugotovljene so bile: Calpionella alpina Lorenz, C. elliptica Cadisch, Cadosinia lapidosa Vogler in Tintinnopsella carpathica (Murgeanu & Filipescu). Sklep Kljub temu, da so opisane jurske in kredne plasti v Julijskih Alpah omejene na majhna ozemlja Mangartskega sedla, Plešivca, Bavšice, Vrsnika in Čistega Vrha, nam njihov bio- in litostratigrafski razvoj marsikaj pove o starosti, medsebojnih strati- grafskih odnosih in okolju, v katerem so nastajale. Pri interpretaciji okolja smo se omejili predvsem na geološke razmere na opisanih lokacijah, saj za širši prostor Julijskih Alp že obstaja več študij o razvoju in okolju sedimentacije jurskih in krednih plasti. V norijski in retijski stopnji je na celotnem ozemlju Julijskih Alp prevladovala izključno plitvovodna karbonatna sedimentacija, ki se je deloma nadaljevala še iz karnijske stopnje. Julijska karbonatna platforma je imela tedaj značaj zaprtega šelfa Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp 305 z občasnimi okopnitvami. To obdobje zastopata glavni dolomit in več kot tisoč metrov debela skladovnica dachsteinskega apnenca z loferskim razvojem. Vmes so ohranjeni tudi večji ali manjši koralni grebeni in masivni apnenec z ostanki apnenče- vih alg. V liasu se je zaprti šelf postopoma odpiral. Na njem se je odlagal oolitni in biomikritni skladnati apnenec, stromatoliti pa so skorajda izginili. Liasna breča z rdečkastim karbonatnim apnenčevim vezivom in zapolnitve razpok s podobno kamnino kažejo, da je prišlo v spodnji juri lokalno tudi do emerzij. Zakrasevanje je bil splošni pojav na celotni karbonatni platformi (Winkler, 1920; Buser, 1986; Babic, 1980/81; Jurkovšek, 1987 b). Jasno je izražena predvsem vrzel med retijskim masivnim apnencem in liasnimi brečami na Mangartskem sedlu. V zgornjem liasu se je do tedaj enotna Julijska karbonatna platforma pričela lomiti in diferencialno pogrezati. Pri Vrsniku in Čistem Vrhu sta razvita apnenčeva breča in rdeče rjav apnenec z manganovimi gomolji ter skorjami. Babic (1980/81), ki je raziskoval nastanek jurskih sedimentov v okolici Krna, je menil, da so te kamnine nastajale na dvignjenih blokih znotraj odprtega morja. Tokovi so pogojevali zelo počasno sedimentacijo, ki je bila občasno prekinjena. Tudi Bus er (1986) piše o majhni debelini, močni kondenzaciji in pestrosti razvoja teh plasti ter o različni podlagi, na katero so se le-te odložile. Naše analize so pokazale, da gre v opisanih primerih pri Vrsniku in na Čistem Vrhu za kondenzirane zgornjeliasne, doggerske in deloma še malmske plasti s pelagično mikro- in makrofavno. Apnenec se je odlagal v lagunah ali pa na blokih znotraj ali ob robu odprtega morja, vsekakor pa v plitvej- šem okolju. Precej globlje je bilo okolje sedimentacije zgornjeliasnih, doggerskih in malmskih kamnin v Bavšici in na Mangartskem sedlu. V obeh primerih se nad neritičnim liasnim apnencem pojavljajo apnenci s pelagično mikrofavno. Zastopani so mikritni in krinoidni apnenci, kalkarenit in lapornati apnenec, v spodnjem delu zaporedja pa še manganski glinovec. Pogostni so gomolji, leče ali celo do nekaj metrov debele plasti roženca. Za globlje okolje sedimentacije s temperaturami, nižjimi od 15 °C, pričajo tudi pojavi autigenega glaukonita. Mikropaleontološke raziskave in majhna debelina te litostratigrafske enote kažejo na kondenzacijo plasti predvsem v spod- njem delu liasno-malmskega zaporedja. Globljevodna pelagična sedimentacija se je nadaljevala tudi na prehodu jure v kredo. Tedaj se je odložil ploščasti titonij sko-valanginij ski apnenec z rožencem, ki ga po lito- in biostratigrafskih značilnostih lahko primerjamo z razvojema »bian- cone« oziroma »maiolica« v sosednji Italiji. Zanj je značilno množično pojavljanje kalpionelid, radiolarijev, planktonskih krinoidov in drugih pelagičnih fosilov. O močni tektonski aktivnosti v tem obdobju ter o razmeroma hitrih dvigih in spustih posameznih tektonskih blokov pričajo transgresivno na dachsteinskem apnencu odložene pelagične plasti titonijsko-valanginijske starosti na Plešivcu. Konec valanginija oziroma v hauteriviju se je sedimentacija spremenila. Na titonijsko-valanginijskih plasteh se je odložil globljevodni fliš, ki sestoji iz laporja in glinovca s posameznimi plastmi apnenca, kalkarenita in peščenjaka. Medtem ko v Bavšici zasledimo vse litološke člene fliša, je vzhodno od Vrsnika razvit le glineno- lapornati del te litostratigrafske enote. Globljevodna pelagična sedimentacija se je nadaljevala še v turoniju in senonu, ko se je odložila »scaglia«. Normalne meje med njo in starejšimi plastmi na opisanih lokacijah nismo našli, ker je z njimi skoraj povsod v tektonskem odnosu. Le na Plešivcu je »scaglia« odložena transgresivno na titonijsko-berriasijskem apnencu. 306 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek Pelagic Jurassic and Cretaceous beds in the western part of the Julian Alps The paper presents the investigation results concerning the Jurassic and Cretace- ous strata occurring at several places in the Julian Alps (Fig. 1). These beds are of restricted dimensions for the most part and represent tectonically confined rests unconformably overlying limestones of the Upper Triassic age. They are mainly fault-bound blocks along some more important faults with evidence of folding and local scaling. The described Jurasssic and Cretaceous beds occur in the area of the Mangart pass (Fig. 3), at Plešivec (Fig. 8), at Bavšica (Fig. 10), on Vrsnik (Fig. 11) and at Čisti Vrh (Fig. 12). Their biostratigraphic and lithostratigraphic features tell many a thing about the ages and relative stratigraphie relations in the environments of their origin (Fig. 2). Concerning the interpretation of geological environments, the atention was paid mostly to geological conditions of the locations treated herein, since for the larger region of the Julian Alp a number of regional geological studies have already been published (Diener, 1884; Kossmat, 1913; Winkler Hermaden, 1936; Selli, 1953, 1963; Buser, 1986; Jurkovšek, 1987 b). During the Norian and the Rhaetian stages, on the whole territory of the Julian Alps the exclusively shallow-water carbonate sedimentation prevailed, partly also as a deposition continuance from the Carnian time. In those times the Julian carbonate platform was apparently a closed shelf environment with some periodically emergent parts. This period is represented by strata of the Main Dolomite and of more than 1000 m thick succession of the Dachstein Limestone of the Lofer facies. Coral reefs of larger or smaller dimensions and massive limestone with remains of calcareous algae are preserved among these strata. The closed shelf gradually opened up during the Lias time. Oolitic and biomicritic thick-bedded limestone deposited on it, and stromatolites nearly disappeared. Red- dish calcareous cement of the Lias breccia, and rock fissures filled-up with the same stuff, are evidence of local emergences during the Lower Lias. Carstification was a general phenomenon on the whole carbonate platform (Winkler, 1920; Buser 1986; Babic, 1980/81; Jurkovšek, 1987 b). The gap between the Rhaetian massive limestone and the Lias breccias is especially clear on the Mangart pass. Until then uniform Julian carbonate platform began to come apart and to subside differentially in the Upper Lias time. The calcareous breccia and the red-brown limestone containing manganese nodules and crusts occur at Vrsnik and on Čisti Vrh. According to Babic (1980/81), who investigated the origin of the Jurassic sediments in the surroundings of the ICrn Mt. these rocks were deposited on the rises within the open sea. The very slow depositional process, which was interrupted periodically, was conditioned by the currents. Bus er (1986) too, refers to modest thickness and strong condensation of various facies of these beds as well as to variable bases on which they were deposited. Present investigations of sediments at Vrsnik and on Čisti Vrh demonstrate that probably the condensed Upper Lias, Dogger and partly also Malm beds with pelagic micro- and macrofauna are the matter in question. Lime- stone precipitated in lagoons or on block within or on the margins of the open sea - at all events in a shallower environment. Rather deeper was the sedimentation environment of the Upper Lias, Dogger and Malm beds at Bavšica and on the Mangart pass. At both localities the neritic Lias limestone is overlain by limestones containing pelagic microfauna. Micritic and crinoid limestones are represented together with calcarenite and marly limestone. Pelagic Jurassic and Cretaceous beds in the western part of the Julian Alps 307 and in the lower part of the sequence also with manganiferous claystone. Nodules, lenses and even up to some meters thick layers of chert are frequent. The occurrence of authigenous glauconite bears witness of the presence of a sedimentation environ- ment with temperatures below 15°C (Parrenga, 1967). Results of micropaleontolo- gical analyses and small thickness of this lithostratigraphic unit point at the conden- sation of beds mainly in the lower part of the Lias-Malm sequence. Deeper-water pelagic sedimentation continued during the transition from the Jurassic to the Cretaceous. Cherty Tithonian-Valanginian platy limestone was depo- sited in that time, and it can be compared by its litho- and biostratigraphic characte- ristics to "biancone" and "maiolica" facies respectively in the neighbouring Italy. It is distinguished by mass appearance of calpionellids, radiolaria, aptychi, planctonic crinoids and other pelagic fossils. Strong tectonics of that period, with relatively quick uplift and depression of individual tectonic blocks, is evidenced on Plešivec by transgressively deposited pelagic Tithonian-Valanginian beds over the Dachstein Limestone. By the and of the Valanginian or during the Hauterivian respectively, the sedi- mentation processes changed. Over the Tithonian-Valanginian beds deeper-water flysch was deposited, itself consisting of marl and shale with individual beds of limestone, calcarenite, and sandstone. All lithologie varieties of the flysch assem- blage can be traced at Bavšica, whereas east of Vrsnik only the shaly-marly part of this lithostrathigraphic unit can be seen. Deeper-water pelagic sedimentation continued also during the Turonian and Senonian times when the "scaglia" beds were deposited. A normal boundary between these and the older beds was not found at the described localities since it is nearly in all places tectonically conditioned. The unconformable position of "scaglia" over the Tithonian-Valanginian limestone can be seen on Plešivec only. The Cretaceous sedimentation comes to a close by flysch, which - with exception of the Vrsnik area - is not present, and it is therefore not described herein. The present treatise resulted from the joint field work of several years, performed by some geologists of the Ljubljana Geological survey: regional geological investiga- tions were done by B. Jurkovšek and collaborators, micropaleontological analyses by L. Šribar, sedimentological studies by B. Ogorelec and macropaleontological deter- minations by T. Kolar-Jurkovšek and B. Jurkovšek. 308 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek Tabla 1 - Plate 1 Mangartsko sedlo Zgornji trias Upper Triassic 1 Galeanella panticae Zaninetti & Brönnimarm, Thaumatoporella parvovesiculifera (Ra- ineri), 65 X Lias Liassic 2, 3 Cristelaria sp., Echinodermata, Mollusca, juvenile ammonites. 2-20X 3-45X 4, 5 Ophthalmidium leischneri (Kristan-Tollmann), 65 x Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp 309 310 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek Tabla 2-Plate 2 Mangartsko sedlo Zgornji titonij-berriasij Upper Tithonian-Berriasian 1 Calpionella alpina Lorenz, Calpionella sp., 165 x 2 Calpionella alpina-elliptica Cadisch, 165 x 3 Calpionella alpina Lorenz, Calpionella elliptica Cadisch, 165 x 4 Calpionella sp., 165 x Malm 5 Protopeneroplis striata Weynschenk, 65 x 6 Trocholina elongata (Leupold) in Lituolidae, 65 x 7, 8 Senonski mikritni apnenec z globotrunkanami, 55 x Senonian micritic limestone with globotruncans, 55 x Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp 311 312 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek Tabla 3 - Plate 3 Plešivec Zgornji titonij-berriasij Upper Tithonian-Berriasian 1 Spirillina sp., Aptychi, Echinodermata, 50 x 2, 3 Saccocoma, Aptychi, Echinodermata, 50 x 4 Calpionella alpina Lorenz, Calpionella alpina-elliptica Cadisch, Calpionella sp., 65 x 5, 6 Calpionella alpina Lorenz in Calpionella alpina-elliptica Cadisch, 165 x 7, 8 Radiolaria, spicules, 65 x Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp 313 314 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek Tabla 4 - Plate 4 Plešivec Zgornji turonij-spodnji senon Upper Turonian-Lower Senonian 1 Globotruncana angusticarinata Gandolfi, 65 x 2 Globotruncana coronata Bolli, 65 x 3 Globotruncana remi Gandolfi, 65 x 4 Globotruncana lapparenti lapparenti Bolli, 65 x 5 Globotruncana lapparenti tricarinata (Quereau), 65 x 6 Globotruncana imbricata Momod, 65 x 7 Globotruncana coronata Bolli, Globotruncana imbricata Momod, Globotruncana sp., 55 x Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp 315 316 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek Tabla 5 - Plate 5 Bavšica Zgornji titonij-valanginij Upper Tithonian-Valanginian 1 Calpionellidae, Aptychi, 25 x Malm 2 Protopeneroplis striata Weynschenk, 50 x Albij Albian 3 Globigerinelloides cf. breggiensis (Gandolfi), 60 x 4 Hedbergella sp., 60 x 5 Rotalipora sp., 60 x Spodnji senon Lower Senonian 6 Globotruncana lapparenti Bolli, Globotruncana sp., Heterohelix sp., 50 x 7 Globotruncana primitiva Dalbiez, Globotruncana sp., 50 x Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp 317 318 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek Tabla 6 - Plate 6 Vzhodno od Vrsnika East from Vrsnik Dogger-spodnji malm Dogger-Lower Malm 1, 2, 3 »Protoglobigerinidae«, spicules 1 - 20 X 2,3 - 65 X Zgomji titonij-berriasij Upper Tithonian-Beriassian 4 Calpionellidae (cona Calpionella), 55 x 5, 6 Remaniella cadischiana (Colom), 165 x Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp 319 320 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek Tabla 7-Plate 7 Čisti Vrh Lias 1 Thaumatoporella parvovesiculifera (Raineri), 18 x 2 Palaeodasycladus mediterraneus (Pia), 18 x 3, 4 Ophthalmidium leischneri (Kristan-Tollmann), 65 x Zgomji titonij-berriasij Upper Tithonian-Berriasian 5 Calpionellidae, 65 x Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp 321 322 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek Tabla 8 - Plate 8 Vzhodno od Glave, zgornji titonij East from Glava, Upper Tithonian 1 Phyllocrinus sp.; cup, 20 x 2, 3 Lamellaptychus sp.; juveniles, 15 x 4, 5 Lamellaptychus beyrichi (Oppel); juveniles, 15 x Dolina Soče, severovzhodno od Vrsnika, zgornji titonij Soča Valley, northeast from Vrsnik, Upper Tithonian 6 Lamellaptyhus beyrichi (Oppel), 2 x Čisti Vrh Zgornji titonij Upper Tithonian 7 Lamellaptychus beyrichi (Oppel), 1:1 Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp 323 Tabla 9 - Plate 9 SI. 1-Fig. 1 Mangartsko sedlo. Zgomji trias, plitvovodni šelfni razvoj. Biosparitni apnenec (grain- stone) z drobci školjk in ehino- dermov, 20 X Mangartsko sedlo. Upper Tri- assic, shallow shelf environ- ment. Biosparitic limestone (grainstone) with pelecypod and echinoderm fragments, 20 X SI. 2 - Fig. 2 Mangartsko sedlo. Lias-Dog- ger. Cefalopodni apnenec z ju- venilnimi amoniti in ehino- dermi. Talnina manganske plasti, 20 X Mangartsko sedlo. Lias-Dog- ger. Cephalopod limestone with juvenile ammonites and echinoderms. Foot layer of manganese bed, 20 x SL 3 - Fig. 3 Mangartsko sedlo. Lias-Dog- ger. Silificiran mikrosparitni apnenec z gomolji Mn rude, 20 x Mangartsko sedlo. Lias-Dog- ger. Silicified microsparitic li- mestone with lenses of Mn mi- neralisation, 20 x 324 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek Tabla 10-Plate 10 SI. 1-Fig. 1 Mangartsko sedlo. Spod- nja jura. Lapornati apnenec z radiolarijskimi skeleti. Krovnina manganske plasti, 20 X Mangartsko sedlo. Lower Ju- rassic. Laminated marly lime- stone with radiolarians. Han- ging layer of Mn bed, 20 x SI. 2 - Fig. 2 Mangartsko sedlo. Zgornji ti- tonij . Biomikritni apnenec s kalpionelami in radiolariji, 40 x Mangartsko sedlo. Upper Tit- honian. Calpionelids and radi- olarians in biomicritic lime- stone, 40 X SI. 3 - Fig. 3 Plešivec. Berriasij. Drobir ap- tihov in ehinodermov v lapor- natem apnencu (packstone), 20 X Plešivec. Berriasian. Frag- ments of aptychi and echino- derms in marly limestone (packstone), 20 x Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp 325 Tabla 11-Plate 11 SI. 1 - Fig. 1 Plešivec. Turonij-spodnji se- non. Globotrunkanski mi- kritni apnenec (wackestone), 20 X Plešivec. Turonian-Lower Se- nonian. Biomicritic limestone with globotruncana (wacke- stone), 20 X SL 2 - Fig. 2 Bavšica. Lias. Rekristalizirani oolitni apnenec (grainstone), 15 X Bavšica. Lias. Recrystalised oolitic limestone (grainstone), 15 X SL 3 - Fig. 3 Bavšica. Malm. Detajl krino- idnega apnenca znotraj glob- jevodnega zaporedja, 20 x Bavšica. Malm. Detail of cri- noid limestone from the deep water succession, 20 x 326 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek Tabla 12-Plate 12 SI. 1-Fig. 1 Bavšica. Spodnji senon. Globotrunkane in njihovi fragmenti v mikritni osnovi, 20 X Bavšica. Lower Senonian. Globotruncans and their frag- ments in micritic matrix, 20 x SI. 2 - Fig. 2 Vas Na Skali. Jura. Manganski gomolj v biomikritnem ap- nencu s foraminiferami, 20 x Vas Na Skali. Jurassic. Man- ganese nodule in biomicritic limestone with foraminifers, 20 X SI. 3 - Fig. 3 Čisti Vrh. Jura. Biomikritni apnenec z juvenilnimi amo- niti, 20 X Čisti Vrh. Jurassic. Cephalo- pod limestone with juvenile ammonites (wackestone), 20 x Pelagične jurske in kredne plasti v zahodnem delu Julijskih Alp 327 Tabla 13-Plate 13 SI. 1 - Fig. 1 Čisti Vrh. Jura. Biomi- kritni apnenec s pelagičnimi školjkami in ehinodermi, 15 x Čisti Vrh. Jurassic. Biomicritic limestone with pelagic pelecy- pods and echinoderms, 15 x SI. 2 - Fig. 2 Čisti Vrh. Zgomji titonij-ber- riasij. Lupine aptihov in kal- p^ionele V mikritni osnovi, 15 x Cisti Vrh. Upper Tithonian- Berriasian. Aptychus bearing limestone with some calpione- lids, 15 X SI. 3 - Fig. 3 Čisti Vrh. Zgomji titonij-ber- riasij. Biomikritni apnenec (mudstone) s številnimi kalpi- onelami, 20 X Čisti Vrh. Upper Tithonian- Berriasian. Biomicritic lime- stone (mudstone) with nume- rous calpionelids, 20 x 328 Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šribar, Bojan Ogorelec & Tea Kolar-Jurkovšek Literatura Agip Mineraria, 1959, Microfacies italiane (dal Carbonifero al Miocene medio). 35 p., Tav. 145, S. Donato Milanese. Babic, Lj. 1973, Bazenski sedimenti gomjeg titona, beriasa i valendisa zapadno od Bregane. Geol. vjesnik 26, 11-27, tab. 1-4, Zagreb. Babic, L j. 1980/81, The origin of »Km Breccia« and the role of the Km area in the Upper Triassic and Jurassic history of the Julian Alps. Vjesnik Zavoda za geol. i geofiz. istraž. A. Geologija 38/39, 59-78, Pl. 1-5, Beograd. Buser, S. 1986, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000. Tolmač listov Tolmin in Videm (Udine). Zvezni geološki zavod Beograd, 103 p., Beograd. Colom, G. & Rangheard, Y. 1966, Les couches à Protoglobigérines de Tile d'Ibriza et leurs équivalents Majorque et dans le domaine subbétique. Rev. Micropaleont. 9/1, 29-36, Pl. 1-2, Paris. Elis, B. F. & Messina, A. R. 1940-1986, Catalogue of Foraminifera. Spec. Pubi. Am. Mus. of Nat. Hist., New York. Diener, C. 1884, Ein Beitrag zur Geologie des Zentralstockes der Julischen Alpen. Jb. Geol. R. A. 34, 659-705, Wien. Grimšičar, A. 1962, Geologija Doline triglavskih jezer. Varstvo narave 1, 21-32, Ljub- ljana. Jurkovšek, B. 1987 a. Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000. Lista Beljak in Pontebba. Zvezni geološki zavod Beograd, Beograd. Jurkovšek, B. 1987 b. Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000. Tolmač listov Beljak in Pontebba. Zvezni geološki zavod Beograd, Beograd. Jurkovšek, B. & Kolar-Jurkovšek, T. 1988, Krinoidi iz titonijsko valanginijskih plasti vzhodno od Vrsnika (Julijske Alpe). Geologija 30, 5-21, Ljubljana. Jurkovšek, B., Ogorelec, B., Kolar-Jurkovšek, T., Jelen, B., Šribar, L. & Stojanovič, B. 1984, Geološka zgradba ozemlja južno od Vršiča s posebnim oziroma na razvoj kamijskih plasti. Rudarsko-metalurški zbomik 31, 301-334, Ljubljana. Kälin, O., Patacca, E. & Renz, 0.1979, Jurassic pelagic deposits from Southeastern Tuscany; aspects of sedimentation and new biostratigraphic data. Eclogae geol. Helv. 72/3, 715-726, Basle. Kolar-Jurkovšek, T. & Jurkovšek, B. 1987, Aptihi. Proteus 49/7, 247-250, Ljub- ljana. Kossmat, F. 1913, Die adriatische Umrandung in der alpinen Faltenregion. Mitt. Geol. Ges. Wien 6, 61-165, Taf. (1) III, (2), Wein. Mioč, P. & Šribar, L. 1975, Jurski skladi v sevemih Karavankah. Geologija 18, 87-97, si. 1-9, Ljubljana. Ogorelec, B. & Buser, S., 1988, Razvoj dachsteinskega apnenca na Kmu, Julijske Alpe. Geologija 33, Ljubljana, v tisku. Pavšič, J. & Goričan, Š. 1987, Lower Cretaceous Nannoplankton and Radiolaria from Vrsnik (Westem Slovenia). Razprave IV. razr. SAZU 27/2, 15-36, Pl. 1-4, Ljubljana. Parrenga, D.H. 1867, Glauconite and chamosite as marine depth indicators. Marine Geology 5, 495-501, Amsterdam. Radoičič, R. 1966, Mikrofaciès du Jurassique des Dinarides extemes de la Yougoslavie. Geoligija 9, Pl. 1-165, Ljubljana. Ramovš, A. 1985, Geološke raziskave sevemih Julijskih Alp in njihov biostratigrafski razvoj. Jeklo in ljudje. Jeseniški zbomik 5, 391-428, Jesenice. Salopek, B. 1933, O gomjoj juri u Dolini triglavskih jezera. Radovi JAZU 76, 110-117, Zagreb. Selli, R. 1953, La geologia dell'alto bacino dell'Isonzo. Giom. Geol., 2a, 19, 1-153, 8 tav., Bologna. Selli, R. 1963, Schema geologico delle Alpi Camiche e Giulie occidentali. Annali Museo Geol. Bologna. Ser. 2 a. Voi 30, 1-136, Tav. 1-7, Bologna. Winkler, A. 1920, Das mittlere Isonzogebiet. Jahrb. Geol. Staatsanst. 70/1-2, 11-124, Wien. Winkler-Hermaden, A. 1936, Geologische Studien in den inneren Julischen Alpen. Zbl. Min. Geol. Pal. Abt. B, 54-63, Stuttgart. GEOLOGIJA 31, 32, 329-345 (1988/89), Ljubljana UDK 56.61.62.551.781(497.12)=863 Spremembe mikrofosilnih združb v oligocenu Zasavja Changes of the microfossil assemblages in the Oligocene of the Zasavje region Bogomir Jelen in Helena Mervič Geološki zavod Ljubljana, Dimičeva 14, 61000 Ljubljana Aleksander Horvat in Jernej Pavšič Katedra za geologijo in paleontologijo Univerze Edvarda Kardelja, Aškerčeva 12, 61000 Ljubljana Kratka vsebina Spremembe v sedimentaciji so povzročale spremembe v okolju. Te pa so nedvomno vplivale tudi na mikrofosilne združbe. Zaradi spreminjanja sladkovod- nega in morskega razvoja so nastale kvalitetne in kvantitetne spremembe v sestavi in pojavljanju mikrofosilnih združb. V prispevku so predstavljene te spremembe v združbah nanoplanktona, diatomej, palinomorf in foraminifer. Abstract Variations in sedimentation processes involed environmental modifications, which indubitably affected also microfossil assemblages. Because of changes in fresh-water and marine developments, qualitative and quantitative changes in composition and appearance of microfossil assemblages took place. Such changes in assemblages of the nannoplankton, diatoms, palynomorphs and the Foramini- fera are presented in this paper. Uvod Jernej Pavšič Oligocen v Zasavju (si. 1) je zelo pestro razvit. Tak razvoj so povzročale pogoste ekološke spremembe (menjavanje klime, menjava sladkovodnega in morskega okolja, spremembe v globini slanosti in temperaturi vode) predvsem v spodnjem delu oligocenskih plasti. Sedimentacija v oligocenu se začenja s spodnjesoteškimi plastmi (Kuščer, 1967; Cimerman, 1979), ki so pretežno sladkovodnega nastanka. Sledi plast premoga in nad njimi krovni laporji, ki so sprva sladkovodni, nato pa posto- poma postajajo morski, dokler ne preidejo v morsko glino ali sivico. Znaten del je zastopan z morsko glino, ki se nato postopoma spremeni v peščeno glino in govški peščenjak. 330 Bogomir Jelen, Helena Mervič, Aleksander Horvat «St Jemej Pavšič SI. 1. Skica razširjenosti terciarnih plasti v Zasavju Fig. 1. Sketch map showing the extension of the Tertiary beds in the Zasavje region Spremembe v sedimentaciji so povzročale spremembe v okolju. Te pa so ned- vomno vplivale tudi na mikrofosilne združbe, ki so se ohranile v sedimentih. Zaradi spreminjanja sladkovodnega in morskega razvoja so nastale kvalitetne in kvantitetne spremembe v sestavi in pojavljanju mikrofosilnih združb. Neenakomerno pojavljanje ene skupine skozi različni razvoj otežuje spremljanje sprememb znotraj te skupine. V prispevku želimo predstaviti te spremembe v združbah nanoplanktona, diato- mej, palinomorf in foraminifer v medsebojnem odnosu (si. 2). Spremembe vedno ne sovpadajo s kronostratigrafskimi mejami standardnih biocon, ker se spremembe, ki so povzročile te mejè in veljajo v širšem prostoru, ne odražajo povsod enako inten- zivno. Pri tem moramo upoštevati tudi dejstvo, da so se plasti odlagale v zaprtem oziroma polzaprtem bazenu, kjer je bil vpliv odprtega morja močno zmanjšan. Poleg tega vse fizikalno-kemične spremembe v omejenih bazenih mnogo radikalneje vpli- vajo na združbe kot v prostranih morskih bazenih. S tem želimo povezati spremembe v posameznih skupinah in tako ugotoviti lokalne razmere v Laško-Zagorskem terciarnem bazenu ter jih povezati s splošnimi spremembami v času in prostoru Slovenije in Paratetide. Nanoplankton Jernej Pavšič Oligocenski nanoplankton lahko preučujemo le v določenih litoloških razvojih, ki so morskega porekla in vsebujejo dovolj karbonatov. Takšne kamnine so oligocenska morska glina ali sivica in zgornji del krovnega laporja v Zasavju. Spremembe mikrofosilnih združb v oligocenu Zasavja 331 SL 2. Porazdelitev mikrofosilnih skupin v oligocenu Zasavja. Litološki stolpec prirejen po Cimermanu (1979) Fig. 2. Distribution of microfossils groups in the Oligocene of the Zasavje region. Lithologie column addapted from Cimerman (1979) 332 Bogomir Jelen, Helena Mervič, Aleksander Horvat «St Jemej Pavšič Pri stratigrafskih študijah oligocenske morske gline se srečujemo s številnimi problemi, ki onemogočajo jasno členitev, omenjamo naslednje: 1. pomanjkanje vodilnih fosilov v različnih delih sivice, 2. neenakomerna razporeditev fosilov, 3. presedimentaci j a in 4. pomanjkanje sklenjenih profilov. Osnova nanoplanktonske stratigrafije oligocena sloni na sfenolitih, ki so bili prebivalci odprtih tropskih morij. Zaradi tega so le poredko zašli v zaprte kontinen- talne bazene in jih tako pogrešajo tudi v drugih evropskih prostorih (Martini, 1981; Baldi-Beke, 1984). Sfenoliti so v naših vzorcih sicer prisotni, vendar le kot posamezni primerki. Pogostost nanoplanktona se v posameznih vzorcih močno razlikuje. Zaradi ena- komerne sedimentacije morske gline pri jemanju vzorcev na to ne moremo vplivati. Pogostost fosilov pa je zagotovo odvisna od samega mesta sedimentacije in njenega načina ter diageneze. Predvsem diagenetske spremembe v veliki meri vplivajo na pogostost. Po izkušnjah iz starejših formacij povzročajo selektivno razgradnjo. Ohra- nijo se najodpornejše oblike, ki pa navadno niso pomembni stratigrafski fosili. Diagenetskim spremembam so v veliki meri podvrženi prav nežni sfenolitski skeleti. Presedimentaci j a predstavlja poseben problem, ki zastira pravo sliko avtohtone flore. V oligocenski morski glini je presedimentacija pogosta v spodnjih delih, kjer je pogosten tako kredni kot tudi starejši paleogenski nanoplankton. Po ohranjenosti ga od primarnega ne moremo ločiti. V višjih delih sivice se pojavljajo le posamezne presedimentirane vrste. Sivica hitro prepereva in ustvarja debelo preperino, ki se hitro zarašča. Zato na terenu ni veliko možnosti za sklenjene profile. Deli profilov so tako dostopni le v strugah potokov, kjer pa obstaja objektivna nevarnost onesnaževa- nja vzorcev. Vrtine v Zasavju pogosto presekajo sivico v nenormalnem položaju, brez značilnih prehodov. Zaradi vseh teh težav bi bilo zaželeno poiskati značilne horizonte, ki bi jih lahko prepoznali kljub tem težavam. Svojih ugotovitev ne moremo obravnavati zunaj okvira standardne bioconacije (Martini, 1971), ki jo priznavajo povsod po svetu, le načini prepoznavanja biocon so lahko nekoliko različni in v veliki meri podobni razmeram v sosednji Madžarski (Baldi-Beke, 1977, 1984). Vpliv okolja na plank- tonske organizme je.zagotovo manjši kot na bentonske, ki so vezani na substrat in manjši radij gibanja. Zato planktonski organizmi niso preveč dobri paleoekološki indikatorji. Njihovi glavni omejitveni dejavniki so temperatura, slanost in morda kemizem vode. Na osnovi dosedanjih izkušenj in nanoflore v oligocenu Slovenije lahko razdelimo sivico v tri floristične dele, ki v grobem odgovarjajo standardnim nanoplanktonskim bioconam (Martini, 1971), NP 23, NP 24 in NP 25. Omenjene biocone odgovarjajo srednjemu in zgornjemu oligocenu (si. 3). Najstarejšo skupino predstavlja nanoplankton, ki smo ga določili v Bohinju, Poljšici in deloma tudi v Zasavju (Pavšič, 1983, 1985). Označujejo ga predstavniki starejših, pretežno eocenskih in spodnjeoligocenskih oblik nanoplanktona. Po ohra- njenosti je težko ugotoviti, ali gre za primarni ali presedimentirani nanoplankton. Značilni fosili tega dela so: Zygrhablithus bijugatus (Deflandre), Lanthernithus minutus Stradner, Isthmolithus recurvus Deflandre, Sphenolithus predistentus Bra- mlette et Wilcoxon, Ericsonia subdisticha (Roth et Hay), Reticulofenestra lockeri Müller. V Bohinju in Zagorju se v višjih delih pojavlja tudi Cyclicargolithus abisectus (Müller), ki ga imajo nekateri za začetnika nove biocone (Baldi-Beke, 1984; Spremembe mikrofosilnih združb v oligocenu Zasavja 333 SI. 3. Združbe nanoplanktona v oligocenu Slovenije Fig. 3. Nannoplankton associations in the Oligocene of Slovenia Perch-Nielsen, 1985). Vso to nanofloro lahko uvrstimo v biocono NP 23 s preho- dom v NP 24. Značilnost tega dela je množično pojavljanje vrst Z. bijugatus, L. minutus in E. subdisticha. Množični razcvet je posebno izrazit na Poljšici, manjši v Bohinju in neznaten v Zagorju. Sklepanje na položaj vzorcev v sami bioconi bi bilo morda malo preveč Spekulativno, čeprav je res, da se pojavlja C. abisectus prav 334 Bogomir Jelen, Helena Mervič, Aleksander Horvat «St Jemej Pavšič v Zagorju, kjer popušča intenziteta pogostosti prej omenjenih oblik. Na vseh teh nahajališčih nastopa ta združba nad starejšo oligocensko formacijo, na Poljšici in v Bohinju nad grebenskimi tvorbami in pri Zagorju nad krovnim laporjem. Sledi osrednji del sivice, ki je zastopan na številnih mestih v Sloveniji in ga označuje značilna rupelijska nanoflora. Tako sivico najdemo v višjih horizontih na Poljšici, na več mestih ob Savi in Sori, v Rogaški Slatini, Homu, Laškem, Vranskem, Zagorju, Zasipu, Vintgarju in Dolu. Značilne vrste tega dela so: Pontosphaera latelliptica (Baldi-Beke), Dictyococcites bisectus (Hay, Möhler et Wade), Discoaster deflandrei Bramlette et Riedel, Sphenolithus distentus (Martini), Helicosphaera euphratis Haq, Cyclicargolithus abisectus, Sphenolithus ciperoensis Bramlette et Wilcoxon, Reticulofenestra lockeri. Spodnjo mejo označuje pogostejše pojavljanje vrste. C. abisectus. Po standardni bioconaciji označuje spodnji del biocone NP 24 začetek vrste Sphenolithus ciperoen- sis, ki pa se pri nas pojavlja zelo redko in pogosto v višjih delih te biocone. Tretji, najvišji del sivice predstavlja združba, kjer množično nastopajo pontosfere. Pontos- fere so značilni predstavniki plitvejših delov in tako njihovo množično pojavljanje povezujemo z razmerami v zgornjem oligocenu pri nas. V Nemčiji so na osnovi vrste Pontosphaera enormis Locker ločili srednji oligocen od zgornjega (Martini, 1981). Nam se zdi pomembnejša vrsta Sphenolithus conicus Bukry, ki ga najdemo v teh delih sivice ob vrsti P. enormis in P. desueta (Müller). V tem delu se pojavljajo tudi močno prekristaljene oblike nanoplanktona, ki pa so verjetno posledica kasnejšega močnejšega pretoka vode skozi bolj peščen sediment. Sklep V oligocenu Zasavja lahko prepoznamo tri ločene nanoplanktonske združbe. Najstarejša združba pripada zgornjim delom krovnih laporjev v Zagorju in spodnjim delom oligocenske morske gline drugod po Sloveniji. Označujejo jo številne starejše oblike nanoplanktona, ki so sicer značilne za eocen in spodnji oligocen in v tem delu množično nastopajo (slika 2). Združbo smo uvrstili v biocono NP 23. Srednji del predstavlja združba, kjer prevladujejo srednjeoligocenske vrste, prej pogoste vrste pa se pojavljajo le posamično. Nanofloro tega dela smo uvrstili v bi- ocono NP 24. V najvišjem delu oligocenske morske gline, ki prehaja že v peščene gline in peske, je manj nanoplanktona. Zelo pogoste so pantosfere. Pogosta je prekristalizacija osrednjega dela kokolitov. Za našo stratigrafijo je pomemben fosil tega dela Spheno- lithus conicus. Združba deloma odgovarja bioconi NP 25. V spodnjem in v zgornjem delu sivice prevladujejo plitvovodne, priobalne vrste nanoplanktona. Diatomeje Aleksander Horvat Preiskali smo profil oligocenskih plasti, in sicer prečnik P 4450 iz jame Hrastnik. Ostanke diatomej smo zasledili samo v šestih vzorcih. Flora je v vseh vzorcih maloštevilna, slabo ohranjena in je značilna za sladkovodni biotop, saj nismo našli nobenih brakičnih oblik kakor tudi ne oblik, značilnih za okolja s povišano slanostjo. Spremembe mikrofosilnih združb v oligocenu Zasavja 335 SI. 4. Vertikalna razporeditev relativne gostote najpomembnejših vrst diatomej Fig. 4. Vertical distribution and frequency of the main diatoms taxa 336 Bogomir Jelen, Helena Mervič, Aleksander Horvat «St Jemej Pavšič Ekološke podatke smo povzeli po Abbottu in Van Landinghamu (1972), Gersonduin Veli tzelosu (1977), Haj òse vi (1985), Haworthovi (1976), Hu- stedtu (1930,1959), Krammerju in Langu-Bertalotu (1986), Thomasu in Gouldu (1981) ter de Wolfu (1982). V vzorcu VH-81/85 (spodnjesoteške plasti) prevladujejo ostanki vrste Melosira granulata Ralfs (si. 4), ki je značilna za plankton globljega dela eutrofnih jezer, neodvisna pa je od pH. Skupaj z njo najdemo še vrste Melosira arenaria Moore, Melosira undulata (Ehrenberg) Kützing in Fragilaria virescens Ralfs. To so alkalo- filne, bentonske in planktonske vrste, značilne za litoral jezer. Količina teh vrst navzgor narašča, medtem ko množina vrste M. granulata pada, kar kaže na poplitve- nje bazena. V vzorcu VH-67/85 (premogov sloj) se sestava flore močno spremeni. Prevladujejo epifitske in aerofitske vrste, značilne za nizka jezera in močvirja, medtem ko količina planktonskh vrst močno upade. Najštevilčnejši so ostanki vrste Gomphonema intricatum Kützing, ki je neodvisna od pH, nastopa pa tako v oligo- trofnih kot v eutrofnih jezerih. Prisotnost aerofilnih in acidofilnih vrst Eunotia exigua (Brebsson) Rabenhorst in Eunotia tenella (Grunow) Hustedt kaže na nekoliko nižji pH. Aerofilne vrste in prisotnost vrste Cymbella ventricosa Kützing, ki je pogostejša v tekočih vodah, pa kažejo na povečan pritok v bazen. V vzorcu VH-64/85 (zgornjesoteške plasti) spet prevladujejo bentonske in planktonske vrste M. arenaria, M. granulata in F. virescens. Navzgor narašča množina vrste M. granulata, kar kaže na intenzivno pogrezanje bazena med sedimentacijo zgornjesoteških plasti. Sedi- menti so se odlagali v jezeru z dobro razvitim profundalom. Jezero je bilo eutrofno z obilo hranilnimi snovmi. Razen ostankov diatomej so pogosti tudi ostanki statospor (cist) alg iz skupine Chrysophyta. Statospore so v večjih količinah prisotne v sedimentih, ki so se odlagali v slabo eutrofnih oziroma oligotrofnih vodah z nekoliko nižjimi pH (Smoli, 1988; Carney & Sandgren, 1983). Sklep S pomočjo sprememb v diatomejskih združbah lahko sklepamo na nakatere paleolimnološke spremembe (si. 4). Sprva globoko jezero počasi postaja plitvejše in preide v zelo plitvo j'ezero oziroma močvirje. Celoten bazen se med sedimentacijo zgornjesoteških plasti spet pogrezne. Večina diatomej je značilna za zmerno toplo vodo. Prisotnost diatomeje M. undulata, ki je značilna za tropska jazera, kaže na občasno nekoliko povišano temperaturo. Odsotnost hrizoficej v zgornjem delu profila si lahko razlagamo s spremembo pH in količino v vodi raztopljenih mineralnih in hranilnih snovi (Smoli, 1988; Carney & Sandgren, 1983). V zgornjem delu, kjer statospore izginejo, je bilo jezero bolj alkalno in eutrofno. Palinomorfe Bogomir Jelen Snov bom v tem prispevku obravnaval na kratko, podrobneje bo razložena v drugem članku. Za kopensko floro je značilna velika odvisnost od okolja in počasna evolucija, prekinjena s krajšimi obdobji kladogeneze. Rastišče flori odrejajo mikrolokalne. Spremembe mikrofosilnih združb v oligocenu Zasavja 337 lokalne, regionalne in globalne razmere. Glede na to ločimo facialne, klimatske in evolucijske palinološke elemente. V oligocenu in spodnjem miocenu so bile evolucij- ske spremembe flore neznatne. Dogodile pa so se izrazite klimatske spremembe. Na kraju mezoika se je pred pleistocensko poledenitvijo začelo dolgo klimatsko nesta- bilno obdobje s tendenco postopnega ohlajevanja. Do večjega sprevračanja klime je prišlo prav v obravnavanem geološkem intervalu. Za ekostratigrafijo so predvsem pomembni dogodki ki so lahko sprožili izokrone spremembe v ekosistemih ene ali več geoloških regij. Takšne spremembe lahko sprožijo le klimatski in geotektonski dogodki. Krivuljo klimatskih sprememb je mogoče rekonstruirati tudi s kvalitativno analizo klimatskih florističnih elementov (Mai, 1967; Krutzsch & Majewski, 1967). Pri rekonstrukciji paleoklimatske krivulje iz podatkov kvantitativne analize klimatskih palinoloških elementov se interpretator srečuje s problemom klimatske spremembe kot stratigrafskim dogodkom in problemom odnosa med palinocenozo vzorca in floro ter vegetacijo. Klimatske spremembe so namreč stratigrafski dogodki z migrirajočim, ponavljajočim značajem, palinocenoza pa je ekstremno spremenjena slika flore in vegetacije. Zato je palinološka interpretacija flore, vegetacije in klime popolnoma odvisna od razlagalčevega poznavanja problematike. Evolucijske spremembe Zaradi ekoloških zahtev matične rastline, tafonomskih procesov in načina razi- skovalnega dela je bila prva biokronostratigrafsko pomembna oblika odkrita šele pred kratkim. Oblikovna vrsta Boehlensipollis hohli Krutzsch je nosilka biokrono- cone, ki obsega spodnji in srednji oligocen (Boulter et al., 1980; Hochuli, 1978). Še vedno pa uporabljam tridelno kronostratigrafsko razdelitev oligocena, kot so jo postavili Steininger in sodelavci (1976), kajti uporaba nove, dvodelne razdelitve brez razlage bi lahko povzročila zmešnjavo. Poleg tega dvodelna razmejitev še ni geokronometrično in biokronološko ustaljena. Z drugim evolucijskim elementom Graminidites subtiliglobosus Krutzsch sem postavil Boehlensipollis hohli-Gramini- dites subtiliglobosus concurrent-range cono. FAD oblike Graminidites subtiliglobo- sus je v Centralni Paratetidi v srednjem oligocenu. Zato naj Boehlensipollis hohli- Graminidites subtiliglobosus concurrent-range cona določa srednji oligocen v celoti toliko časa, dokler ne bo natančno znana nanoplanktonska cona FAD oblike Grami- nidites subtiliglobosus. Boehlensipollis hohli-Graminidites subtiliglobosus concurrent-range cona je bila ugotovljena v Senovški in Zagorski kadunji. V Senovški kadunji določa srednjeoligo- censko starost zgornjemu delu »spodnjesoteških« in »zgornjesoteških« plasti (si. 5). V Zagorski kadunji določa isto starost heteropičnemu litološkemu razvoju ali »spod- njesoteških« ali »zgornjesoteških« plasti ali mogoče celo sivice (si. 5). Kuščer (1967) je ta litološki razvoj uvrstil v »spodnjesoteške« plasti. Palinocenozo do zdaj raziskanih vzorcev sivice so stratinomski dejavniki tako močno spremenili, da ni uporabna za interpretacije. Naslednja nova evolucijska oblika Caryophyllidites fsp. je bila ugotovljena v Za- gorski kadunji na prehodu sivice v govške plasti. FAD oblikovnega rodu Caryophylli- dites je v Centralni Paratetidi kronološko postavljen v zgornji oligocen (Hochuli, 1978). Z Extrapunctatosporites sellingi Krutzsch in Rhombodinium draco Gocht tvori Oppelovo cono, ki približno obsega zgornji oligocen (si. 5). 338 Bogomir Jelen, Helena Mervič, Aleksander Horvat «St Jemej Pavšič SI. 5. Kronostratigrafski položaj »soteških« in »govških« plasti v Zagorju in Senovem po razpoložljivih palinoloških podatkih. Litostratigrafska stolpca po Placerju (1984) in Uhanu (1986) Fig. 5. Chronostratigraphic position of the "Socka Beds" and "Govce Beds" in Zagorje and Senovo according to the available palinological data. Lithostratigraphic columns after Placer (1984) and Uhan (1986) 01г Srednji oligocen - Middle Oligocene, OI3 Zgornji oligocen - Upper Oligocene, T »Spod- njesoteške« plasti (konglomerat, peščenjak in glina) - Lower "Socka Beds" (conglomerate, sandstone and clay), P Premog - Coal, K »Zgornjesoteške« plasti (lapor) - Upper "Socka Beds" (marl), S Oligocenska morska glina (sivica) - Oligocene Marine Clay, G »Govške« plasti - "Govce Beds", L Laške plasti - Laško Beds, 1 Zdaj znana vertikalna razširjenost - Presently know vertical range, 2 Vertikalna razširjenost v heteropičnem faciesu »soteških« plasti ali sivica - Vertical range in heteropic facies of "Socka Beds" or Oligocene Marine Clay Spremembe mikrofosilnih združb v oligocenu Zasavja 339 Spremembe med klimatskimi elementi Klimatska interpretacija diagrama frekvenc palinoloških klimatskih elementov pri zadovoljivi zveznosti predstavlja eno temeljnih metod za pridobitev ekostrati- grafskih horizontov ali con. Iz do zdaj zbranih relativnih frekvenc palinoloških klimatskih elementov iz zgornjega dela »spodnjesoteških« in »zgornjesoteških« plasti, prehoda sivice v govške plasti in iz govških plasti je bilo mogoče rekonstruirati le segmente klimatske krivulje. V zgornjem delu »spodnjesoteških« in »zgornjesoteških« plasti Senovške kadunje in »zgornjesoteških« plasti med Zagorjem in Hrastnikom je segment izrazito topel (si. 5). Lastnost segmenta »spodnjesoteških« plasti med Zagorjem in Hrastni- kom so zabrisali facialni elementi. Na prahodu sivice v govške plasti kaže diagram relativnih frekvenc na ohladitev, ki se je v spodnji tretjini govških plasti stopnjevala (si. 5). V zgornji tretjini je segment ponovno toplejši (si. 5). Lega viška ohladitve še ni poznana. Korelacija dobljenih segmentov klimatske krivulje s klimatsko stratigrafsko krivuljo Centralne Paratetide je mogoča na dveh odsekih. Izrazito topli odsek zgornjega dela »spodnjesoteških« in »zgornjesoteških« plasti je mogoče korelirati s srednjeoligocensko subtropsko fazo, hladni odsek govških plasti pa z viškom ohladitve v zgornjem oligocenu. Za zanesljivo klimatsko stratigrafsko korelacijo in postavitev ekostratigrafskih horizontov ali con bo v prihodnje potrebno izdelati zvezno klimatsko krivuljo oligocena in spodnjega miocena v Sloveniji. Sklep V palinoflori smo opazovali spremembe, ki so jih povzročili tafonomski, facialni, klimatski in evolucijski dejavniki. Ker so bile raziskave zelo nenačrtne, razpolagamo s fragmentarnimi rezultati. Z evolucijskima elementoma Boehlensipollis hohli in Graminidites subtiliglobosus je postavljena concurrent-range cona, ki določa sred- njeoligocensko starost zgornjega dela »spodnjesoteških« plasti Zagorske kadunje. Na prehodu sivice v govške plasti je z evolucijskim elementom Caryophyllidites fsp. in oblikovnima vrstama Extrapunctatosporites sellingi ter Rhombodinium draco ugo- tovljena Oppelova cona, ki približno obsega zgornji oligocen. Iz sprememb med klimatskimi palinološkimi elementi sta rekonstruirana dva segmenta paleoklimatske krivulje. Oba moremo korelirati s stratigrafsko klimatsko krivuljo Centralne Parate- tide. Izrazito topli odsek zgornjega dela »spodnjesoteških« in »zgornjesoteških« plasti je mogoče korelirati s srednjeoligocensko subtropsko fazo, hladni odsek govških plasti pa z viškom ohladitve v zgornjem oligocenu. Foraminifere Helena Mervič Na osnovi bentonske foraminiferne favne so že prenekateri raziskovalci poskušali kronostratigrafsko uvrstiti posamezne litološke horizonte v Laško-Zagorski terciarni kadunji. 340 Bogomir Jelen, Helena Mervič, Aleksander Horvat «St Jemej Pavšič Zaradi široke vertikalne razširjenosti ugotovljenih vrst ta združba ne daje opti- malnih možnosti za kronostratigrafijo. Problematična je tudi stratigrafska korela- cija, saj dosedanje raziskave opozarjajo na dejstvo, da so favnistične podobnosti med različnimi stratigrafskimi enotami na isti lokalnosti večje kot med enakimi strati- grafskimi enotami različnih lokalnosti (Boltovskoy &Boltovskoy, 1988). V Laško-Zagorski terciarni kadunji se terciarne plasti začenjajo s spodnjesote- škimi skladi, ki jih predstavljajo klastične usedline in so po Kuščerju (1967) kontinentalne tvorbe. V teh plasteh do sedaj ni ugotovljena foraminiferna favna. Na spodnjesoteških skladih je plast premoga, na njem pa so odložene zgornjesote- ške plasti. Sestavljata jih lapor in apnenec. V laporju ugotavljamo drobce moluskov, ostanke ostrakodnih lupin, ribje luske in ribje koščice, v apnencu pa haraceje. Na zgornjesoteških skladih leži modrikastosiva laporasta glina z bogato foramini- ferno favno, ki kaže na morski razvoj plasti. Ugotovljena foraminiferna favna v oligocenski morski glini: po Rij avec (1958, 1983, 1984, 1986, 1987) Bathysyphon taurinensis Sacco Cyclammina acutidorsata (Hantken) Cyclammina praecancellata Voloshinova Spiroplectammina carinata (d'Orbigny) Textularia sp. Tritaxia (Clavulinoides) szabói (Hantken) Karreriella siphonella (Reuss) Martinottiella communis (d'Orbigny) Spiroloculina sp. Miliolidae Nodosaria latejugata Gümbel Nodosaria longiscata d'Orbigny Dentalina sp. Lenticulina cultrata (Montfort) Lenticulina limbosa (Reuss) Planularia kubinyii (Hantken) Vaginulinopsis gladius (Phillippi) Vaginulinopsis pseudodecorata Hagn Guttulina austriaca (d'Orbigny) Glandulina laevigata d'Orbigny Sphaeroidina bulloides d'Orbigny Bolivina dilatata Reuss Bulimina elongata (d'Orbigny) Uvigerina hantkeni Cushman & Edwards Cancris auriculus (Fichtel & Moll) Asterigerinata planorbis (d'Orbigny) Miogypsina (Miogypsinoides) formosensis Yabe & Hanzawa Miogypsina (Miogypsinoides) bantamensis Tan Sin Hok Globigerina praebulloides praebulloides Blow Globigerina sp. Globigerinoides sp. Cibicidoides ungerianus (d'Orbigny) Planulina wuellerstorfi (Schwager) Planulina compressa (Hantken) Spremembe mikrofosilnih združb v oligocenu Zasavja 341 Planulina costata (Hantken) Lepidocyclina (Nephrolepidina) morgani Lemoine & R. Douvillé Lepidocyclina (Eulepidina) dilatata (Michelotti) Chilostomella ovoidea Reuss Pullenia bulloides (d'Orbigny) Gyroidina soldanii d'Orbigny Anomalinoides grosserugosus (Gümbel) Cibicidoides ungerianus (d'Orbigny) Hanzawaia boueana (d'Orbigny) Heterolepa dutemplei (d'Orbigny) Almaena osnabrugensis (Roemer) Hoeglundina elegans (d'Orbigny) Med množico oligomiocenskih vrst ugotavljamo paleogenske vrste Vaginulinopsis pseudodecorata, Vaginulinopsis gladius, Tritaxia (Clavulinoides) szabói in Planula- ria kubinyii, ki se v spodnjem miocenu ne pojavljajo več. Vrste Almaena osnabrugen- sis, Cyclammina acutidorsata in Cyclammina praecancellata pa segajo vse do vključno eggenburgija. Prehod iz sladkovodnega zgornjesoteškega laporja v morsko laporasto glino je postopen. V jami Hrastnik in v vrtini Bmica-6 je ugotovljena foraminiferna vrsta Bulimina elongata, ki je predstavnik brakičnega okolja (Rijavec, 1958). V Zagorju v prečniku, ki je potekal skozi 300 m debele sklade laporaste gline, je Kuščer (1967) ugotovil bogato foraminiferno favno. V tej glini 50m nad zgornjeso- teškimi plastmi je Pap p (1954,1955) določil Miogypsina (Miogypsinoides) formosen- sis Yabe & Hanzawa, Miogypsina (Miogypsinoides) bantamensis Tan Sin Hok in Miogypsina (Miogypsinoides) sp., ki se po dosedanjih raziskavah v Centralni Parate- tidi pojavijo šele v katiju. Med množico bentonskih foraminifernih vrst v Zagorju je Rij avec (1983) v sivi laporasti glini ugotovila planktonski rod Globigerinoides, ki se v Centralni Paratetidi prvič pojavi v spodnjem egeriju. Planktonske foraminiferne vrste v sivi laporasti glini niso tako bogato zastopane kot bentonske, čemur je vzrok vpliv ekoloških dejavni- kov. Sivo laporasto glino v Laško-Zagorski terciarni kadunji na osnovi ugotovljene foraminiferne favne in korelacije z drugimi območji Kuščer (1967) in Cimerman (1967, 79) uvrščata v rupelij. Rij avec (1984) pa v spodnji egerij-katij. Na oligocenski laporasti glini leži litološko podobna glina, ki se menjava s peskom in peščenjakom. Te plasti Kuščer (1967) imenuje govški skladi. Glede na foramini- ferno favno je v njih ločil štiri cone: 1. cona z bogato morsko favno in ostanki oligocenskih vrst, 2. cona z Bulimina elongata, 3. cona z Nonion commune in Virgulina schreibersiana in 4. cona s Streblus beccari. Kuščer (1967) in Rij avec (1984) postavljata glino z bogato morsko favno in ostanki oligocenskih vrst (1. cono) v akvitan. V zgornjih peščenih delih govških plasti (2., 3. in 4. cona) postaja foraminiferna favna enolična, značilna za brakično okolje. Kuščer (1967) uvršča te plasti v burdigal. Pri nadaljnji paleontološki obdelavi vzorcev in vrtin in s površine v Laško- Zagorski terciarni kadunji ugotavlja Rij avec (1984) v peščenoglinastih govških plasteh prav tako enolično in dokaj dobro ohranjeno foraminiferno favno z nasled- njimi vrstami: 342 Bogomir Jelen, Helena Mervič, Aleksander Horvat «St Jemej Pavšič - Ammonia beccarii (Linné), - Florilus communis (d'Orbigny), - Stainforthia schreibersiana (Czjzek) in - Bulimina elongata (d'Orbigny). V jami Loke pri Zagorju je v peščeni glini, ki leži nad akvitanijskimi plastmi, poleg dokaj bogate oligomiocenske favne ugotovljena vrsta Almaena osnabrugensis (Roemer), katere vertikalna razširjenost sega od rupelija do vključno eggenburgija, zato Kij avec (1986) uvršča te plasti v eggenburgij. V govški peščeni glini ugotavljamo poleg foraminiferne favne več vrst ostrakodov, radiolarije, spikule spongij, iglice morskih ježkov, ribje luske in ribje zobe. Ostra- kodna vrsta Cytheridea cf. eggenburgensis Kollmann, ugotovljena v jami Kotredež, pa po Rijavčevi (1987) dokazuje eggenburgijsko starost govških plasti. Sklep Foraminiferno favno v Laško-Zagorski terciarni kadunji ugotavljamo v brakičnih prehodnih plasteh med zgornjesoteškim laporjem in sivo laporasto glino, v morsko razviti laporasti glini in v brakičnih peščenih govških plasteh (si. 6). Siva laporasta glina, kjer je ugotovljena najbogatejša foraminiferna združba, je oligocenske starosti, kar dokazujejo paleogenske vrste Vaginulinopsis pseudodeco- rata, Vaginulinopsis gladius, Tritaxia (Clavulinoides) szabói in Planularia kubinyii. Veliko podobnost med nastopajočo foraminiferno favno in favno rupelijske kiscellske gline Madžarske sta ugotovila že Cimerman (1967) in Kuščer (1967); Rij avec (1984) pa je na osnovi ugotovljenih katijskih miogipsin uvrstila sivo laporasto glino v spodnji egerij-katij. Laporasto glino z vložki lepidociklinskega apnenca in manjkajočimi paleogen- skimi vrstami v bazi govških plasti sta Kuščer (1967) in Rij avec (1984) uvrstila v akvitanij. V višje ležečih govških plasteh se pojavlja enolična foraminiferna favna, značilna za brakično okolje. Na osnovi foraminiferne vrste Almaena osnabrugensis in ostra- kodne vrste Cytheridea cf. eggenburgensis je Ri j avec (1986, 1987) te plasti uvrstila v eggenburgij. Ker vplivajo na sestavo foraminiferne združbe poleg evolucije tudi ekološki in topografski dejavniki morskega dna, bodo zaradi pravilne kronostratigrafske uvrsti- tve sive laporaste gline in peščenih govških plasti nadaljnje raziskave temeljile na ekostratigrafiji. Spremembe mikrofosilnih združb v oligocenu Zasavja 343 SI. 6. Stratigrafski stolpec oligocenskih in miocenskih plasti v Laško- Zagorski terciarni kadunji. Litološki stolpec prirejen po Cimermanu (1979) Fig. 6. Stratigraphie column of the Oligocene and Miocene beds in the Laško-Zagorje Tertiary basin. Lithologie column adapted from Cimerman (1979) 344 Bogomir Jelen, Helena Mervič, Aleksander Horvat «St Jemej Pavšič Literatura Abbot, W. H. & Van Landingham, S. L. 1972, Micropaleontology and Paleoecology of Miocene Non-Marine Diatoms from the Harper District, Malheur County, Oregon-Nova Hedwi- gia 22, 847-967, Braunschv^reig. Baldi-Beke, M. 1977, A budai oligocén rétegtani es fáciestani tagolódása nannoplankton alapján. Földt. Kozi., 107, 59-89, Budapest. Baldi-Beke, M. 1984, A Dunántúh paleogén képzodmények nannoplankton]a. Geol. Hung. ser. paleont. 43, 307 p., Budapest. Boltovskoy, E. & Boltovskoy, D., 1988, Cenozoic deep-sea benthic foraminifera: Faunal turnovers and paleobiogeographic differences. Rev. Micropaléont. 31, 2, 67-81, Paris. Boulter, M., BrelievanderG., Caro, Y., Chateaunef, J. J., Fowler, K., Meyer, K.J., Ollivier-Pierre, M. F., Roche, E., Schalke, H., Schuler, M. & Sittler, C. 1980, A preliminary synthesis of pollen ranges within the NW European Paleogene. IGCP project 124, Report no. 6, 78-81, Hannover. Carney, H.J. & Sandgren, C. D. 1983, Chrysophycean cysts: indicatirs of eutrofication in the recent sediments of Frains Lake, Michigan, U.S.A. Hydrobiologia 103, 195-203, Hague. Cimerman, F. 1967, Oligocene beds in upper Carniola and their foraminiferal fauna. Bui. sci. Conseil Acad. RSF Yugoslavie Section A 12, 9-10, 251-253, Zagreb. Cimerman, F. 1979, Oligocene beds in Slovenia. 16'^ Europ. micropal. coll. Guidebook, 65-70, Ljubljana. Gersonde, R. & Velitzelos, E. 1977, Diatomeenpaläoökologie im Neogen Becken von Vegora NW Mazedonien (Vorläufige Mitteilung). Ann. Geol. Pays Helleniques 29, 373-382, Athens. Hajos, M. 1985, Diatomeen des Pannonien in Ungarn. In: A. Papp. A. Jambor & F.F. Steininger (Eds.), Chronostratigraphic und Neostratotypen Miozän der Zentralen Paratet- hys. Pannonien. Akademiai Kiado, 534-586, Budapest. Haworth, E.Y. 1976, Two Late-glacial (Late Devensian) diatom assemblage profiles from northern Scotland. New Phytol. 77, 227-256. Hochuli, P. A. 1978, Palynologische Untersuchungen im Oligozän und Untermiozän der Zentralen und Westlichen Paratethys. Beitr. Paläont. Österr. 4, 1-132, Wien. Hustedt, F. 1930, Die Kieselalgen Deutschlands, Österreichs und der Schweiz. 1. Teil. 920 p.. Akademische Verlagsgesellschaft, Leipzig. Hustedt, F. 1959, Die Kieselalgen Deutschlands, Österreichs und der Schweiz. 2. Teil. 845 p.. Akademische Verlagsgesellschaft, Leipzig. Krammer, K. & Lange-Bertalot, H. 1986, Baccillariophyceae. 1. Teil: Naviculaceae. In: A. Pacher (ed.) Süsswasserflora von Mitteleuropa. 876 p. VEB Gustav Fischer Verlag, Jena. Krutzsch, W. & Majewski, J. 1967, Zur Methodik der poll enstratigraphischen Zonen- gliederung im Jungtertiär Mitteleuropas. Abh. zent. geol. Inst. 10, 83-98, Berlin. Kuščer, D. 1967, Zagorski terciar. Geologija 10, 5-85, Ljubljana. Mai, D.H. 1967, Die Florenzonen, der Florenwechsel und die Vorstellung über den Klimaaufbau im Jungtertiär der DDR. Abh. zentr. geol. Inst. 10, 55-81, Berlin. Martini, E. 1971, Standard Paleogene calcareous nannoplankton zonation. Proc. of the II Planktonic Conf., 739-785, Edizioni Tecnoscienza, Roma. Martini, E. 1981, Nannoplankton in der Ober-Kreide, im Alttertiär und im tieferen Jungtertiär von Süddeutschland und dem angrenzenden Österreich. Geologica Bavarica 82, 345-356, München. Papp, A. 1954, Miogypsinidae aus dem Oligozän von Zagorje. Geologija 2, 168-178, Ljubljana. Papp, A. 1955, Lepidocyclinen aus Zagorje und Tuhinjska dolina östlich von Kamnik (Slowenien), Geologija 3, 209-215, Ljubljana. Pavšič, J. 1983, O starosti bazalnih plasti oligocenske morske gline na Poljščici. Geol. zbornik 4, 93-99, Ljubljana. Pavšič, J. 1985, Nanoplanktor iz spodnjih delov oligocenske morske gline v Sloveniji. Geol. glasnik 28, 2, 171-176, Sarajevo. Perch-Nielsen, K. 1985, Cenozoic calcareous nannofossils. In: Bolli, H. M. et al. (Eds.), Plankton Stratigraphy, Cambridge Univ. Press, 427-554, Cambridge. Placer, L. 1984, Raziskave terciarne premogovne kadunje med Zagorjem in Moravčami 1982-1983. Rokopis. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Spremembe mikrofosilnih združb v oligocenu Zasavja 345 Rij avec, L. 1958, Stratigraphische Bemerkungen über die Bohrung Bmica 6. Ver. Geol. B. A. 1, 55-58, Wien. Rij avec, L. 1983, Mikropaleontološka raziskava vzorcev iz vrtine Kz-7/79 (Zagorje). Rokopis. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Rij avec, L. 1984, Mikropaleontološka raziskava vzorcev iz vrtine Kz-22/83. Rokopis. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Rij avec, L. 1986, Mikropaleontološka raziskava vzorcev iz vrtine Lj-5/86 (Loke-jama). Rokopis. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. R i j a v e C, L. 1987, Mikropaleontološka raziskava vzorcev iz jame Kotredež. Rokopis. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Smoli, J. P. 1988, Chrysophycean microfossils in paleolimnological studies. Palaeogeo- graphy, Palaeoclimatology, Palaeoecology 62, 287-299, Amsterdam. Steininger, F., Rögl, F. & Martini, E. 1976, Current Oligocene/Miocene biostrati- graphic concept of the Central Parathetys (Middle Europe). Newsl. Stratigr. 4, 3, 174-202, Berlin. Thomas, D. P. & Gould, R. E. 1981, Tertiary Non-Marine Diatoms from Eastern Australia: Paleoecological Interpretation and Biostratigraphy. Proc. Limn. Soc. N. S. W. 105, 53-56. Uhan, J. 1986, Strukturne raziskave na območju med Kališovcem in Senovim. Rokopis. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. De Wolf, H. 1982, Method of coding of ecological data from diatoms for computer utilization. Meded. rijsk. geol. dinst. 36, 95-98, Haarlem. GEOLOGIJA 31, 32, 347-345 (1988/89), Ljubljana UDK 551.7=863 Današnji pogled na biostratigrafijo Biostratigraphy of today Bogomir Jelen Geološki zavod Ljubljana, Dimičeva 14, 61000 Ljubljana Kratka vsebina Avtor skuša pojasniti nasprotje med klasičnim paleontološkim in biostrati- grafskim načinom dela in zadnjimi ugotovitvami empirične znanosti na področju neravnovesnih stanj sistemov. Abstract An attempt is made to explain the recently evident confrontation of the classical paleontological and biostratigraphical investigation methods with the new empirical paradigm - the non-equilibrium theory of the developing systems. Uvod V tem kratkem prispevku ne bom nič zapisal o vlogi in delovanju biostratigrafije ali njeni problematiki oziroma polemiki o njej. Nanjo se bom ozrl z višjega nivoja, s katerega je njena funkcija določena in od koder bi morali reševati njeno problema- tiko in polemiko. Strnjeno bom skušal prikazati, kako se biostratigrafija vključuje v sedanjo razvojno stopnjo empirične znanosti, iz katere je, tako mislim, ne smemo jemati, ker je del naravoslovne znanosti. Biostratigrafija na sedanji razvojni stopnji empirične znanosti Naj na začetku navedem odlična Kuščerjeva opazovanja, objavljena že leta 1967: »Po sestavi je ta favna precej podobna favni oligocenske morske gline, kar kaže na podobne ekološke pogoje v času sedimentacije obeh glinastih oddelkov«, dalje »Vzporedno z litološko spremembo se spremeni tudi sestava foraminiferne favne...« in »V še višjih govških plasteh, predvsem v zahodnem delu zagorskega sinklinorija, pa prevladuje izrazito brakična favna s Streblus becarii« ali pa »Zanimivo je, da se pri razporeditvi teh con kaže ista tendenca kot v razvoju šlira v vzhodnem delu severnoalpske molasne kotline, kjer so spodaj tudi morske favne z robolusi, na vrhu 348 Bogomir Jelen pa brakične favne z vrsto Streblus becarii. S tem seveda ni dokazana istočasnost govških in spodnjemiocenskih favn molasne kotline, temveč le, da je zaporedje favnističnih con pri postopnem pojemanju morskega vpliva lahko na različnih krajih podobno«. Škoda, da tem ugotovitvam kasnejši raziskovalci niso posvetili nobene pozornosti. Na vseh ravneh biološke organiziranosti obstaja namreč tesen medsebojni odnos med okoljem, funkcijo in zgradbo. Osebek, vrsta, združba, ekosistem, ki delujejo kot energetski, kemični, biološki in kibernetični sistemi, niso več izolirani sistemi v smi- slu klasične termodinamike, ampak po teoriji kompleksnih dinamičnih sistemov pripadajo odprtim sistemom v smislu termodinamike neravnovesnih stanj (L a s z 1 o, 1987; Prigonine & Stengers, 1984). Iz nove raziskovalne discipline, ekološke genetike, je znano, da je nelinearni kemični sistem genom v neravnovesnem stanju. Podobno velja za vrsto, združbo in ekosistem, ker so sistemi prav tako v tretjem stanju. Organizacijski nivoji življenja so tako stran od ravnovesja, da v spreminjajočem se okolju ne morejo ostati nespremenljivi. Poskusi so potrdili, da je sistem v tretjem stanju vržen iz stanja nespremenljivosti, ko se spremeni en sam parameter okolja. Ti odprti dinamični sistemi so kritično občutljivi na spremembe tistih parametrov, ki so bistveni za njihovo ohranitev (Laszlo, 1987; Prigonine & Stengers, 1984). Znanstveno empirični celoviti postopek ugotavljanja odnosov med organizmi in okoljem je v biologiji prisoten že od konca prejšnjega stoletja (Odum, 1971). Za biostratigrafega jepo Waltherju (1894;cf. Middleton, 1973) ponovno izpostavil šele Shaw (1964). V klasični biostratigrafiji določa cono fosilna vsebina v času. V paleoekologiji pa določa cono fosilna vsebina v prostoru oziroma okolje. Ker so osebek, vrsta in združba torej odprti dinamični sistemi, povzročajo spremembe v okolju nihanje okoli nivoja nespremenljivosti. Ko so doseženi mejni pogoji, nastopi kritična nestabilnost. Na tip in lastnosti impulza iz okolja se različni biološki sistemi različno odzivajo. Torej je ekosistem v stratigrafiji hipervolumen in ga sekajo časovne ravnine. Sklepna misel Odnosi v ekosistemu so za biologa med seboj tako povezani, da jih ne skuša razdvajati. Pri našem paleontološkem in biostratigrafskem delu pa je ta unitarni koncept izkustvene znanosti tako malo upoštevan! Znanstveni in filozofski koncepti prihajajo in odhajajo. Vsak koncept, ki je prekosil predhodnega, omejenega v razumevanju nekega naravnega pojava, je postal, ko je bil izčrpan, ovira novemu, še bolj znanstvenemu in filozofsko globljemu konceptu. V šestdesetih letih so bili biološki sistemi še linearni in bolj ali mani zaprti. V sedemdesetih letih so postali nelinearni, odprti in dinamični. Začelo se je preučeva- nje dinamike procesov in dinamičnosti med ravnovesji - neravnovesji. Zato zdaj deskriptivno paleontologijo vedno bolj nadomešča paleobiologija in klasično biostra- tigrafijo ekostratigrafija. Današnji pogled na biostratigrafijo 349 Literatura Kuščer, D. 1967, Zagorski terciar. Geologija 10, 5-85, Ljubljana. Laszlo, E. 1987, Evolution The Grand Synthesis. 212 p., Shambala, Boston. Mi d d le t on, G. V. 1973, Johannes Walther's Law of the Correlation of Facies. Bull. Geol. Soc. America 84, 979-988. Odum, E. P. 1971, Fundamentals of Ecology. 574 p., W. B. Sounders, Philadelphia. Prigonine, I. & Stengers, I. 1984, Order out of Chaos: Man's New Dialogue with Nature. 349 p., Shambala, Boston. Shaw, A. B. 1964, Time in Stratigraphy. 365p. McGraw-Hill, New York. GEOLOGIJA 31, 32, 351-345 (1988/89), Ljubljana UDK 552.5:551.763.781(497.12) = 20 Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous to the Lower Eocene of SW Slovenia (Yugoslavia) David Delvalle Institut für Sedimentforschung, Universität Heidelberg, Im Neuenheimer Feld 236, D-6900 Heidelberg, BRD Stanko Buser Geološki zavod Ljubljana, Dimičeva 14, 61000 Ljubljana Abstract A microfacies analysis of limestone samples from NW Yugoslavia (Slovenia) was carried out. The microscopic observations were complemented with palynolo- gical and geochemical data including determination of isotopie ratios. The fin- dings point to a regressive development which took place during the Senonian and culminated in karst and subsequent bauxitization. In a later stage of subaerial exposure, calichification occurred overlapping the karst facies. At the beginning of the Tertiary, a transgression unfolded and the Kozina limestones started to form. Due to sea level changes and climatic factors, these sediments show supe- rimposed palustrine and brackish intertidal to subtidal horizons which were diagenetically altered thus presenting a complicated facies pattern. Overlaying the Kozina limestones, the Late Paleocene Miliolid limestones occur. These are brackish intertidal to subtidal sediments that underwent prolonged periods of subaerial exposure, too. There is a gradual predominance of marine organisms in the vertical sequence that reaches its maximum in the next unit, the Alveolina- Nummulites limestones (Early Eocene). The three stratigraphie units dealt with in this study reflect gradual but important facies changes which are stressed here. Introduction Stanko Buser The present study gives a reconstruction of the facies development that took place during the time interval from Upper Cretaceous to Early Eocene in SW Slovenia. The analysis focuses on the interpretation of the depositional environments and diagenesis of the Tertiary limestones, especially of the limestones that were deposited at the beginning of the Tertiary age, the Kozina limestones. Several investigators (St a che, 1889; Hamrla, 1960; Plenicar, 1961; Pavlo- vec, 1963; Drobne et al, 1988) consider these limestones to have been originated under most diverse conditions. Among the proposed depositional settings there are lakes, estuaries and brackish lagoons. The Kozina beds also show marine intercalati- 352 David Delvalle & Stanko Buser ons rendering the facies spectrum almost complete. This facies complexity is gene- rally taken to be the result of tectonic instability since the Laramian movements of the Alpine orogenesis were still active in the area at the beginning of the Tertiary. Taken as a whole, the entire Tertiary sequence shows a clear transgressive character which is, of course, unthinkable without tectonics. Last but not least, the authors refer to the Cretaceous-Tertiary boundary in the studied area which is marked by an unconformity that can be easily recognized in the field. Moreover, this boundary shows some interesting features that may help to interpret the subsequent facies development. Tectonic structure of the investigated territory Regarding the broadest geotectonic division of Slovenia, the discussed territory belongs to the Outer Dinarids, the rocks of which originated - from the paleogeo- graphic point of view - on the Dinaric carbonate platform. In the narrow tectonic division this territory makes part of the Materija anticline. The axis of the anticline is directed NW-SE and plunges northwest under a modest angle. In its northern part where profiles 2 (NE of Materija) and 3 (Slivje) are sited, the Cretaceous and the Paleogene beds dip 10 to 30° northeast. In the surroundings of Kozina where profile 1 is sited on the crest of the anticline, the beds dip 40 to 50° west. In the area between Kozina and Slavnik they beds dip steeper southwest; the reach vertical or even overturned position and are scaled in places. The investigated territory is affected by rare faults. An important fault directed NW-SE runs northeast of Kozina. The same fault can be followed also north of Materija and Markovščina. Along this fault a horizontal slip for about 1,200 m displaced the Paleogene and the Cretaceous beds northeast of Materija. A shorter horizontal displacement can be seen also in Kozina close to profile 1. The region shows a typical karst topography characterized by numerous dolines. Deep reaching solution weathering which took place especially during the Pleisto- cene caused the development of subterraneous river systems. Stratigraphy The problem of the Cretaceous-Tertiary boundary in the West Dinarides was first studied by the Austrian geologist Stäche in the years 1859 to 1889. He introduced the term "Liburnian stage" for the limestone beds which were deposited, according to him, between the uppermost Cretaceous and the lowest Tertiary. The "Liburnian stage" he divided into Lower foraminiferal limestones, Kozina beds and Upper foraminiferal limestones (Stäche, 1889). Instead of "Liburnian stage", Pavlovec and Pleničar (1979) proposed the term "Liburnian formation", since, they argued, the sequence of the beds really extends through several stages. The same authors regard the Lower foraminiferal limestones (which they named "Vreme beds") to be of Maastrichtian age (Pavlovec & Pleničar, 1979), the Kozina beds to be of Lower Paleocene age (Danian) and the Upper foraminiferal limestones (named "Miliolid limestones") to be of Thanetian age. Overlying the Miliolid limestones the so-called Alveolina-Nummulites limesto- nes occur. They belong to the Ilerdian and Cuisian (Drobne & Pavlovec, 1979). Regarding the proposal of a new division of the Paleogene beds (Ca vel i er Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 353 Fig. 1. Schematic profile displaying the stratigraphie units of the studied area & Pomerol, 1986) in which the Ilerdian is placed into the Upper Eocene and hence lowering the Paleocene-Eocene boundary, the investigated beds can be stratigraphi- cally ranged as follows: the Kozina limestone belongs to the Lower Paleocene or the Danian respectively, the Miliolida limestone to the Upper Paleocene or the Thanetian and the Alveolina - Nummulite limestone to the Lower Eocene (Fig. 1) The carbonate sequence is overlain by clastic series (flysch) - not analized in this paper - considered to be of Middle Eocene age. The Vreme beds are not present in the studied localities. Instead, Cretaceous rocks here are constituted by rudistid and micritic limestones which we take to have formed during the Turonian and Senonian. The schematic profile (Fig. 1) shows the stratigraphie units dealt with in the present paper. As we shall discuss later, the stratigraphie subdivision of the Tertiary also reflects important changes of facies. It should be pointed out, however, that the transitions between the carbonate units within the Tertiary sequence are far from being abrupt. 354 David Delvalle & Stanko Buser Description of localities Profile 1 Kozina The samples of profile 1 were collected from an exposure located about 15 km SE from Trieste on the road that leads from Kozina to Koper (Figs. 2 and 3). On the eastern side of the road, leading towards southwest, the whitish-grayish limestones of Upper Cretaceous age can be observed. They are highly jointed in such a regular way that the jointing can at first sight be confused with bedding planes. The limestones here are constituted by alternating calcarenites and calcirudites. They contain abundant remains of rudists and echinoids. The rocks show in some places a brownish-reddisch color indicating the influence of bauxitization. Local brecci- ation textures can be observed. The cementing agent is constituted of calcareous and bauxitic material of yellowish color. On the eastern side of this road cut it can be clearly seen how a 3 m thick bauxite pocket separates the light colored Cretaceous limestones from the darker Paleocene beds. Unfortunately, it is not possible to observe the boundary on the western side because the place is overcast. The Lower Paleocene strata (Kozina limestones) are well bedded having indivi- dual thicknesses between 20 and 70 cm. They are concordant to the Upper Cretaceo- ous strata indicating a parallel unconformity. The general direction of dip is W to SW. The Kozina limestones are bituminous and rather poor in fossils. In some places they bear remains of charophyta and gastropods. Pisoids can be locally recognized. Bioturbation and brecciation fabrics, as well as local laminations are commonly observed. The thickness of the Kozina limestones in this road cut totals 61m. Fig. 2. Position of the investigated profiles in the Paleogene beds of the surroundings of Kozina Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 355 Fig. 3. Geological setting the studied profils Profile 2 NE from Materija The sampling of profile 2 was carried out on hill Greben located 1.7 km NE from Materija village (Figs. 2 and 3). The Upper Cretaceous beds are constituted of light colored micritic limestones that show the effects of paleokarst. Scattered rudist shells can be found. Like in profile 1 brecciation textures can be locally observed. Again, the cementing material is calcareous and bauxitic. Minor local bauxite intercalations are also present. The contact between Cretaceous and Tertiary limestones can be readily recogni- zed since the rocks show conspicuous differences in color. Also, the boundary is characterized by an irregular paleorelief exhibiting former solution cavities. These cavities were filled up with dark Lower Paleocene sediments. In profile 2 the Kozina limestones have very much the same apperance as in profile 1. In comparison to the Upper Cretaceous limestones they are obviously the better soil builders as can be seen from the terrain morphology. The beds contain remains of charophyta and 356 David Delvalle & Stanko Buser gastropods. Again, they have a rather high bitumen content. Although the transition to the next unit, the Miliolid limestones, is rather indistinct, a thickness of about 20 m can be assumed for the Kozina limestones. The Miliolid limestones are characterized by their remarkable content of miliolid foraminifera. They show a slightly lighter color than the Kozina limestones and are about 16 m thick. Overlying the Miliolid limestones, the Alveolina-Nummulites limestones can be distinguished, especially due to their content of these foraminifera and their light gray color. Appreciable amounts of red algae (Lithothamnium) can be locally obser- ved. The Alveolina-Nummulites limestones are quite rich in fossils, exclusively of marine organisms. Profile 3 Slivje Profile 3 is located on the northern side of the road that leads from Markovščina to Slivje (Figs. 2 and 3). Like in profile 2, the Upper Cretaceuos beds are light colored and micritic. Only isolated rudist shells can be found. The limestones are well bedded and show local laminations. The general direction of dip is northeast. The hiatus between the Upper Cretaceous and the Paleocene beds increases from profile 1 to profile 3. Again, fissure fillings consisting of bauxitic material can be observed. As described in profile 2, the Cretaceous-Tertiary junction here is also marked by an irregular paleorelief. The limestones belonging to each system can also be readily distinguished by their contrasting colors (plate 7/1). The Kozina limestones at the basis of the Tertiary sequence show bioturbation and brecciation fabrics. Frequent components are remains of gastropods and charo- phyta. The thickness of this unit here totals about 73 m. Overlying the Kozina limestones the Miliolid limestones occur showing for the most part the characteristics mentioned already in profile 2. As one follows the vertical sequence into the younger layers, the gradual dominance of marine orga- nisms, such as echinoids, corals, red and dasycladacean algae can be noticed. The Miliolid limestones in this profile are approximately 47 m thick. They are overlain by the Alveolina-Nummulites beds, the transition being diffuse. This unit consists of light gray limestones containing these foraminifera as main constituents and marine organisms such as bryozoa, echinoids and red algae. Unfortunately, the sampling could not be carried out until reaching the flysch series, which did not allow examination of the boundary between Alveolina-Num- mulites limestones and flysch. Methods David Delvalle A total of 154 samples was collected from the localities described above. All samples were cut at right angles to bedding planes, and the more suitable halves were selected for the preparation of acetate peels according to the method described by McCrone (1963). The remaining material was ground and kept for mineralogical and geochemical analysis. Acetate peels were examined with a microfiche reading device which allowed a maximal 42-fold enlargement and proved to be most useful for observation. Thin sections were made from selected samples in order to solve special problems such as recrystallization, cement types and optic orientation of crystals. Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 357 Mineral composition was determined by means of a Philips X-ray diffractometer PW 1050/25 and a Siemens XRD 500. Furthermore, determination of the trace elements Sr, Mg, Fe and Mn was carried out with a Perkin Elmer Atomic Absorption Spectrophotometer, model 3030. The long burner head and a mixture of acetylene and compressed air were used to atomize the samples. The analysis of individual elements was carried out according to the procedures described in the Perkin Elmer Analytical Manual. The total carbonate content of the samples, later used to calculate the calcium content, was measured with a device called »Karbonatbombe« designed by Müller and Gastner (1971). Compared to other methods the Karbonatbombe proved to be very reliable (Dunn, 1980). Oxygen and carbon isotopie ratios were also determined for selected samples (9). The nomenclature of Dunham (1962) with additions put forward by Embry and Klovan (1972) were applied for rock classification. Moreover, description of thin sections (see photoplates) was carried out by using also the Folk classification (1959, 1962). Classification of primary limestone types according to the above nomenclature was difficult or not possible at all in some cases because of post- depositional texture alterations. Results Figures 4, 5 and 6 display the results of the pétrographie and trace element analysis. Measured carbonate and calculated calcium contents are also included. The column termed "texture" refers to features such as laminations, cross bed- ding, stylolites and bioturbation. No particular percentage limit was assumed in listing observed fossils. Listing was rather carried out on the basis of sole recognition and it is not intended to express quantities. Although isotopie analyses were performed on samples of all three profiles, results are best represented in the diagrams from profile (Figs. 7 and 8), and are thus discussed there. The data of the other profiles, however, are fundamentally the same. Profile 1 Kozina The Upper Cretaceous limestones in this profile are constituted by light colored wackestones to packstones and packstones to floatstones containing echinoid and rudist remains. Gradual transitions between rock types are common, even within the same horizon. Almost all studied samples showed clotted structure ("structure grumeleuse", Cayeux, 1935, 271), as well as local extensive recrystallization. Echinoid fragments generally exhibit well developed rim cement. The single floatstone to rudstone found (sample no. 7) exhibits rounded intra- clasts ("grapestones") in addition to rudist and echinoid fragments. Two cement generations can be observed, however, the A cement is almost entirely obliterated (plate 1/1). The total carbonate content of the Upper Cretaceous limestones varies between 98 and 100 percent. Some samples (e. g. no. 6A and 11) show lower values due to the influence of bauxitic material. Mg values oscillate between 1000 and 2000 ppm. The remaining elements show rather low values: Sr (50 to 130 ppm); Mn (up to 40 ppm); Fe (30 to 70 ppm). 358 David Delvalle & Stanko Buser Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 359 Fig. 4. Profile 1 The sample collected from the bauxite pocket shows a texture type which Carrozi (1960) termed "oolitic". Individual ooids exhibit diameters up to 0.5mm, reveal a brown-reddish color under the microscope and are clearly zoned. Such ooids formed, of course, diagenetically (plate 1/4). Sample no. 10, also collected from the pocket, has a rather conglomeratic fabric. The rock fragments are constituted by limestones exhibiting rounded micritic bodies ("glaebules") cemented with microspar (plate 1/5). At the basis of the Tertiary sequence the Kozina limestones occur consisting of dark bituminous mudstones to wackestones, wackestones to packstones and packsto- nes that underwent, however, local post-depositional texture alterations. Most sam- ples contain abundant peloids, remains of charophyta (oogonia and gyrogonites), blue-green algae and sparse minute ostracods. Important features of these limestones 360 David Delvalle & Stanko Buser are clotted micrite, bioturturbation and breacciation fabrics, as well as laminations (Fig. 4). Mollusc shells are rather thin and sometimes bored. Sample no. 19 was collected from a layer constituted by a limestone showing intraclasts and peloids which can be distinguished from the surrounding matrix by differences in color. Furthermore, tiny tooth-like crystals, arrayed along straight lines, are scattered in the matrix. These crystals we believe to be calcite pseudo- morphs after gypsum (plate 2/1). Gastropods are locally abundant components of the Kozina limestones. Stäche (1889) described two species which he named Cosinia and Stomatopsis. Schubert (1912, 37) also mentioned the occurrence of various fresh watter and land gastropods. Foraminifera are very small and sparse. The microproblematicum Microcodiurn can be locally found in the shape of small, regular calcite prisms (e. g. samples no. 48 and 50). Later on, we will discuss this structure in some detail. There is strong evidence pointing to the episodic (?) formation of calcareous crusts (caliche) within the Kozina strata. For instance, samples 48 and 49 show incipient alveolar texture (Esteban, 1974), as well as "flower spar" cement which is "parti- cularly characteristic of calcareous crusts" (James, 1972, 826). Sample no. 50 contains characteristic caliche pisoids exhibiting circumgranular and intragranular cracking (plate 3/3). Some of the observed brecciation textures probably resulted from diagenetic processes inherent to calichification. The Kozina limestones are characterized by their poor content of organisms belonging to a limited number of species. They have rather high carbonate contents (95 to 100 percent). All XRD diagramms showed calcite as single carbonate phase. Mg values remain around 2000 ppm and are seldom higher than 3000 ppm. Sr content at first varies between 150 and 450 ppm and becomes continuously lower until reaching a minimum in sample no. 61 (59 ppm). The element Mn shows oscillating values between 20 and 40 ppm. An exception is sample no. 22 with a maximum value of 141 ppm. The Fe content stays around 150 ppm. However, high values were also recorded (samples no. 18, 19, 20, 38, 49 and 50, having respectively 221, 253, 191, 194, 224 and 289 ppm). Profile 2 NE from Materija The Upper Cretaceous limestones of profile 2 are constituted by whitishgrayish wackestones, in places changing to packstones and floatstones (Fig. 5). Rudist shells are not as common as in the profile 1. Frequent components are foraminifera (miliolids, rotalids, orbitolinids), echinoid fragments and algae (Thaumatoporella parvovesiculifera). Furthermore, locally abundant tiny, round to elliptical objects can be observed which we take to be planktonic foraminifera of the species Pitho- nella (plate 4/2). Miliolids are rather small and often show recrystallized tests. The limestones are occasionally brecciated (e.g. samples no. 2 and 6K). Such breccias can be clearly observed, even with the microscope (microbreccia). The fissures are not always cemented with sparite but partly filled with micritic and siltsized material (plate 4/3). In general, the limestones have a micritic matrix showing recrystallized areas. Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 361 Explanation of figs. 4, 5 and 6 Moreover, the matrix of some samples contains scattered siltsized grains. Stylolites can be locally observed. The total carbonate content varies between 98 and 100 percent. Calcite appears in the XRD diagramms as single carbonate phase. Mg values remain around 1000 ppm. Sr shows very low values (between 50 and 90 ppm). Mn content stays almost constant around 8 ppm, whereas Fe content averages 50 ppm. As already stated in the above description of profile 2, the Upper Cretaceous limestones are directly and concordantly overlain by the Kozina limestones. The boundary between Cretaceous and Tertiary is marked by irregular relief showing in places former deep reaching solution cavities. Microscopic observation of 362 David Delvalle & Stanko Buser Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 363 Fig. 5. Profile 2 the contact reveals that it is overprinted by stylolites. The Kozina limestone at the contact is constituted by a mudstone showing calcified filaments of an indefinite origin (calcified root filaments ?). Siltsized grains are scattered in the matrix. Only a slight decrease of СаСОз content can be recorded in the corresponding Upper Cretaceous and Paleocene rocks present at the boundary (from 100 to 98 percent). Furthermore, with the exception of Mg (1170 to 960 ppm), the content of remaining elements increases: Sr from 80 to 120 ppm; Fe from 60 to 110 ppm; Mn from 4 to 12 ppm. Profile 2 - unlike profile 1 - covers all three limestone units mentioned in sec- tion 3. The Kozina limestones have quite the same appearance as described in profile 1, showing, however, an even lower fossil content. They are constituted by dark bituminous mudstones, mudstones to wackestones, wackestones and wackestones to packstones (Fig. 5). Most common components are peloids. Gastropods are not as frequent as in profile 1 but when present, they show micritic envelopes. Again, common features are bioturbation and brecciation textures (plate 5/1). A gradual transition leads to the Miliolid limestones which show the following miliolid species (Drobne, 1974): Malina, Periloculina and Fabularia, as well as conical forms like Fallotella, Coskinolina and other. Moreover, foraminifera with discoidal shapes (Broeckinella, Discocyclina) have been also reported (Drobne, 1979). According to Drobne and Pavlovec (1979), first alveolinids appear in the upper part of the Miliolid limestones (Glomalveolina primaeva). As pointed out before, a gradual dominance of typically marine organisms can be ascertained the younger the beds get. Such organisms include dasycladacean algae. 364 David Delvalle & Stanko Buser red algae (Lithothamnium), echinoid fragments and large foraminifera. Dasyclada- cean algae and gastropod shells are usually recrystallized. Other common constitu- ents are peloids (plate 5/2). Miliolid limestones consist of wackestones, wackestones to packstones and poorly washed packstones (Fig. 5). A characteristic feature of the Alveolina-Nummulites limestones overlying Mili- olid limestones is their content of strictly marine organisms. Along with large foraminifera (alveolinids, nummulitids, discocyclinids etc.), bryozoa, red algae (Li- thothamnium), echinoid and sponge fragments occur (plate 5/3). According to Drobne and Pavlovec (1979) in the Golež section near Kozina 29 species of alveolines and 13 of nummulites have been determined. In certain places remains of Lithothamnium can be quite abundant (samples no. 20 and 21). Peloids - being perhaps in part small intraclasts - are also present. The total carbonate content shows a clearly increasing tendency towards the Alveolina-Nummulites limestones where it reaches 100 percent values. Calcite was determined as single carbonate phase. Within the Kozina limestones Sr values show an increasing tendency, reaching a maximum in sample no. 12 (532 ppm). Thereafter, values drop gradually towards Miliolid and Alveolina-Nummulites limestones reaching a minimum in sample no. 22 (104 ppm). Mg values also increase continuously towards Miliolid limestones reac- hing a maximum value in sample no. 14 (4500 ppm) and then dropping towards Alveolina-Nummulites limestones (minimum: 830 ppm in sample no. 22). Mn content varies rather irregularly between 10 and 35 ppm. Fe values also show irregular variations between 40 and 150 ppm. However, highest contents occur within Kozina limestones. Profile 3 Slivje Compared to corresponding strata in the other profiles the Upper Cretaceous limestones of profile 3 (Fig. 6) have the lowest fossil content. With one exception (sample no. 4) the limestones consist of light colored mudstones and mudstones to wackestones. The following fosils were observed: small foraminifera (miliolids and other), algae (Thaumatoporella), and isolated rudist and echinoid fragments. Sample no. 4 was collected from a bed constituted by floatstone. The limestones usually show clotted structure. Laminations, sometimes associ- ated with fenestral fabrics, can be observed (e. g. sample no. 5). Rudist shells are rather small and, especially near the boundary, completely recrystallized. Occasionally, rudist shells filled with micritic material can be encountered (inter- nal sediment). Recrystallized areas are present, however, as in sample no. 6, not affecting lamination. This same sample also contains scattered bauxite ooids. Thaumatoporella algae sometimes exhibit geopetal fabrics. Miliolids are small and have often recrystallized shells. Small and irregular bauxite intercalations can be found within the Upper Creta- ceous limestones. From such an intercalation sample no. 3 was collected. It has oolitic texture and is composed of the minerals boehmite, goethite, kaolinite, and anatase, as the XRD diagram shows (see figure 7). The total carbonate content varies between 98 and 100 percent. XRD diagrams indicate calcite as single carbonate phase. Mg values oscillate at first around 1000 ppm, increasing suddenly, before reac- hing the boundary, to 3400 ppm. The analysis of Sr results in similar evidence, the Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 365 values varying at first around 100 ppm and then increasing to 230 ppm. Mn content remains around 13 ppm, whereas Fe content varies between 60 and 200 ppm. The Cretaceous-Tertiary boundary in profile 3 - like in profile 2 - is easily recognized since the corresponding rocks show conspicuous differences in color. The junction here is also marked by a paleorelief with sharp edges and former solution cavities (plate 7/1). The content of all trace elements increases immediately beyond the contact: Mg from 3400 to 3900 ppm; Sr from 335 to 470; Mn from 11 to 25 ppm and Fe from 60 to 230 ppm. The Kozina limestones of this profile are constituted by dark bituminous mudsto- nes, wackestones and packstones. There are sometimes gradual transitions between these limestone types. The rocks contain gastropods, charophyta remains and minute ostracods. Burrows and brecciation fabrics are frequent. An outstanding feature of the Paleocene strata of profile 3 (including Miliolid limestones) is the occurrence of Microcodium. It appears as loose, regular calcite prisms but also forms organized arrangements (plate 6). Klappa (1978) termed the first "Microcodium grains", whereas he named the second "Microcodium aggrega- tes". Brecciation and alveolar textures are very common in the Kozina strata (plate 7/2). Peloids are quite abundant in the Paleocene limestones often forming packstones. Miliolid limestones consisit of mudstones, wackestones to packstones and packstones to grainstones. The latter contain fossils of various species which evidently accumu- lated by current action after death (plate 6/3). Such biocalcarenites also show cross- bedding (e.g. sample no. 41). In the younger Miliolid strata remains of marine organisms gradually predomi- nate. Among these, there are echinoids, corals, dasycladacean algae (see also Bus er & Radoičič, 1987), coralline algae and sponge fragments. Exhibiting a characteristic facies, the Miliolida limestone is ubiquitous all over the Karst region and appears in all profiles. It probably did originate in a specific environment. Consequently, it has been separated as a special formation and named the Slivje formation after a so named village. The footwall of this formation is in the investigated area the Kozina limestone; it does constitute the upper part of the Liburnian formation, whereas its hanging wall beds are the Alveolina-Nummulite limestones. The characteristic profile of the Slivje formation is exposed in a road-cut west of Slivje, where samples were taken for our investigations. The Alveolina-Nummulites limestones of profile 3 are constituted by light gray wackestones to packstones containing - in addition to these foraminifera - red algae, bryozoa, echinoid fragments and peloids (plate 6/4). Red algae can be locally more important constituents than alveolines and nummulites (e.g. samples no. 64 and 65). Sometimes these algae are found incrusting other organisms like bryozoa. With a few exceptions (e.g. sample no. 27 with 94 percent), the total carbonate content of Kozina and Miliolid limestones varies between 98 and 100 percent. On the average, however, the highest carbonate values were recorded in the Alveolina- Nummulites limestones. Kozina limestones have varying Mg (1800 to 4850 ppm) and Sr content (125 to 470 ppm). Fe and Mn content oscillates between 42 and 230 ppm and between 10 and 37 ppm, respectively. The highest content of trace elements was measured right at the basis of the Tertiary sequence. 366 David Delvalle & Stanko Buser Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 367 368 David Delvalle & Stanko Buser Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 369 Fig. 6. Profile 3 370 David Delvalle & Stanko Buser Fig. 7 XRD - diagram showing the mineralogical composition of bauxite k = kaolinite; g = goethite; b = boehmite; an = anatase Miliolid limestoñes show distinctly higher Mg (2570 to 4850 ppm) and Sr content (223 to 723 ppm). Fe and Mn content varies between 36 and 266 ppm and between 9 and 64 ppm respectively. Alveolina-Nummulites limestones have the following trace element content: Mg 2250 to 3910 ppm; Sr 213 to 263 ppm; Fe 37 to 53 ppm and Mn 9 to 45 ppm. These are the highest and lowest values registered. Figures 8 and 9 display the results of the isotopie analysis (б^^С and б'®0) which were carried out for the following samples: 6, 7K (Upper Cretaceous limestones); 7T, 12, and 15 (Kozina limestones); 34 and 46 (Miliolid limestones); 63 and 66 (Alveolina- Nummulites limestones). The Ô'^C diagram (Fig. 8) shows that samples no. 46, 63 and 66 correspond to marine carbonates which formed under isotopie equilibrium with atmospheric car- bon dioxide. In arrow direction, however, fresh water influence becomes more and more noticeable, as indicated by the negative Ô'^C values. Fresh water input may have taken place simultaneously with deposition (brackish environments) and/or during subaerial exposure, where soil forming and subaerial diagenetic processes were active. Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 371 Fig. 8. ôi^C - values of limestones from profile 3 plotted against the thickness at which the samples were collected The Upper Cretaceous limestones show a more positive value than the ones determined in samples from the basis of the Tertiary sequence. Nevertheless, these values do not correspond to those of normal marine carbonates. It can be expected that isotopie exchange between cements and meteoric waters - where the lighter isotopes predominate - took place during karst development. The б'^0 diagram (figure 9) shows two areas. The values within area A are less negative than those in area B. Although they do not actually correspond to carbona- 372 David Delvalle & Stanko Buser Fig. 9. ôi®0 - values of limestones from profile 3 plotted against the thickness at which the samples were collected tes formed under normal marine conditions, they do document a tendency towards characteristic values of marine carbonates. In contrast, area B shows values that distinctly indicate fresh water influence. Palynological analysis The following samples were selected for palynological analysis: 13, 14, 15 (profile 1); 6K, 6T, 9 (profile 2); 7, 8 (profile 3). Only two of these samples, no. 13 and no. 8, yielded well preserved sporomorph species that allowed sure determination. Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 373 Table 1. List of the determined sporomorphs Sample no. 8 (profile 3) Sequoiapollenites polyformosus? (Sequoia) Pityosporites labdacus (Pinus) Polyporopollenites undulosus (Ulmus, Zelkova) Pterocaryapollenites stellatus (Pterocarya) Inaperturopollenites dubius (Taxodium, Glyptostrobus) Trivestibulopollenites betuloides (Betula) Caryapollenites simplex (Carya) Fungus spores, not well preserved plancton, algal filaments Sample no. 13 (profile 1) Pityosporites labdacus (Pinus) Porocolpopollenites vestibulum (Symplocos) Sciadopityspollenites serratus (Sciadopitys) Tricolporopollenites marcodurensis / satzveryensis (Partenocissus / Cornus) Nyssapollenites bruschi (Nyssa) Triatriopollenites microcoryphaeus (Platycarya, Engelhardtia) Pityosporites microalatus (Pinus? Cathaya) Leiotriletes maxoides (Lygodium) Polyporopollenites undulosus (Ulmus, Zelkova) Leiotriletes spec. (Lygodium) Inaperturopollenites dubius (Taxodium, Glyptostrobus) Intratriporopollenites instructus? (Tilia) Pollen remains of disaccate conifers, algal remains Sample no. 14 (profile 1) Polyvestibulopollenites verus (Alnus) Algal remains Sample no. 6K (profile 2) Pollen remains of disaccate conifers Algal remains The remaining samples (no. 7, 6T, 15 and 9) contained indeterminable spores None of the samples contained enough material to permit a quantitative statisti- cal analysis which is necessary when characteristic time species are absent. Nevert- heless, some statements concerning stratigraphy can be made. For instance, characteristic Cretaceous and Paleocene sporomorphs were not found. Table 1 displays the determined species. The supposed botanic origin is given in parentheses. Beside some forms that reach into the Mesozoic (disaccate conifers, pinus forms), most sporomorphs are rather typical for the Eocene and the Miocene. Almost all detected forms appear sooner or later during the Eocene and last until the Upper Miocene, and partly the Pliocene. Sample no. 8, for example, contained the unmistakable pollen of Pterocarya which appeared in the Middle Eocene and attained its maximal distribution between the Upper Oligocene and the Upper Miocene, partly the Pliocene and locally until the Lower Pleistocene. Polyporopollenites undulosus (Ulmus, Zelkova) also reach from the Eocene to the Pleistocene, having its maximal distribution since the Oligocene. 374 David Delvalle & Stanko Buser The uncertain Intratriporopollenites instructus (Tilia) does not seem to appear before the Upper Oligocene. To summarize, the following remarks are pertinent: - An accurate stratigraphie statement is not possible because characteristic time sporomorphs are lacking. Moreover, a quantitative statistical analysis could not be carried out. - The detected sporomorphs do point, however, to a time period somewhere between the Eocene and the Pliocene. It should be pointed out that the corresponding flora may have appeared earlier in the Mediterranean region than it is generally believed. The lack of dinoflagellate cysts excludes the possibility of deposition under marine conditions. Furthermore, plant remains were often observed. Facies interpretation Upper Cretaceous rocks The Upper Cretaceous floatstones from profile 1 probably correspond to accumu- lated debris from former rudist mounds. Rudist and echinoid fragments contained in these limestones are angular indicating short transport or none at all. Moreover, the limestones exhibit clotted structure which is generally indicative of low energy environments. However, at least temporal energy increases are suggested by the presence of an intrabiosparite interlocking the floatstone (sample no. 7, plate 1/1). Intraclasts are constituted by grapestones which form, according to Flügel (1978, 109), within the subtidal to intertidal zones of a shallow water environment with little water circulation. The Upper Cretaceous limestones of profiles 2 and 3 show a higher volumetric micrite content than corresponding rocks of profile 1. Rudist and echinoid fragments are more rare. The dominating organisms here are miliolids, the alga Thaumatopo- rella and planktonic foraminifera. Although the latter are rather numerous, they are most probably allochthonous. Local laminations likely associated with both peloids and blue-green algae are present (e.g. sample no. 6 from profile 3). Low energy conditions are indicated - in addition to micrite dominance - by the locally found clotted structure. Furthermore, the observed miliolids are very small and thin-shelled. Microfacies data of the Upper Cretaceous limestones suggest a warm-water shallow open shelf with relatively small rudist mounds. Bauxite ooids are accessory constituents of the Upper Cretaceous limestones. Since this bauxitic material is obviously penecontemporaneous to sediment deposi- tion, it can be concluded that the bauxitization took already place in Upper Cretace- uos time. Furthermore, bauxitic material in these limestones indicates land proxi- mity. The observed bauxite pocket shows a conglomeratic fabric which is indicative of redeposition. The rock fragments contained in it belong to limestones showing glaebules and incipient crumbly fracturing (plate 1/5). These features have been observed in caliche hardpans, thus pointing to its occurrence in hinterland. This seems plausible since "the soil cover of karst may also evolve in the direction of Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 375 carbonate rich soils of the caliche type, particularly in mature and late stages of karst evolution" (Esteban & Klappa, 1983, 14). After a long cessation of sedimentation which extended until the end of Upper Cretaceous time the Kozina limestones started to form at the beginning of the Tertiary age. Kozina limestones Facies interpretation of these sediments is difficult because of their polygenetic character. According to Pavlovec and Pleničar (1979), these bads show "quick exchanges of lagoonal, brackish, lacustrine and partly marine facies" (p. 28). Gru- bić (1980, 41) referred to the Kozina limestones as limnic and estuarine sediments. The encountered facies diversity is attributed to tectonic movements which took place at sedimentation time. The criteria pointing to a lacustrine origin of the Kozina limestones are essentially paleontological. Frequent remains of charophyta, blue-green algae, gastropods, mi- nute ostracods and thin lamellibranch shells constitute the rather poor flora and fauna remains of these beds. Limitation of species could be, theoretically, caused by frequent climatic changes to which lakes are sensitive (Co 11 ins on, 1978, 67). However, low organism diver- sity is in the first place the result of stress conditions which can be found in other environments (see Picard & High, 1972, 117). Flügel (1978, 67) pointed out that charophyta are useful fresh water indicators. Nevertheless, some species seem to tolerate salinity variations up to 18 and 26 parts per thousand (Heckel, 1972, 277), and other can be even found in hypersaline milieus (Flügel, 1978, 265). Charophyta can thus be found in various habitats (compare Johnson, 1961, 36). The Kozina limestones show high carbonate contents, varying mostly beetween 95 and 100 percent. The lack of any significant clastic component indicates that the depositional setting was, at least in the studied area, not fed by any river. Moreover, no fluvial series are known from the region. This is an important argument against the suggested estuarine origin of the Kozina limestones, all the more so as estuarine sediments show particular characteristics that cannot be compared with the ones observed (see Elliot, 1978, 171 ff.). According to Picard and High (1972) the association of supposed lacustrine beds with fluvial sediments can be (also) important to distinguish between lacustrine and lagoonal environments. The same authors add: "If the unknown unit is in close proximity with marine rocks, and no intervening fluvial rocks are present, a lagoonal setting that opens to the sea is indicated" (p. 117). This is of particular importance since we know that the transition to the next unit (Miliolid limestones) is gradual, and that the predominance of marine organisms is more and more conspicuous the younger the sequence gets. Kozina limestones are predominantly micritic, a fact that is generally indicative of low energy environments. The rocks are typically dark and bituminous pointing to deposition under euxinic conditions. These were probably caused by restricted water circulation. Such restricted environments can develop as brackish water, anoxic swamps or as hypersaline shelf basins (see E nos, 1983, 281). In several samples dissaminated aggregates of Microcodium were detected. Ac- cording to Klappa (1978,510), Microcodium is the result of calcification of mycorr- hizae, a symbiosis between fungi and the cortical cells of higher plant roots. Since 376 David Delvalle & Stanko Buser soil is the natural environment in which plants grow, Microcodium is ultimately indicative of pedogenetic processes. Furthermore, Esteban (personal communica- tion) stated that rather typical environments for the formation of Microcodium are hydromorphic soils, meaning water-saturated sediments subjected to incipient soil processes. Such environments may be found in palustrine areas (swamps, marsh). Indeed, Microcodium has been reported from palustrine milieus (Freytet, 1971, 1973). Another important feature of the Kozina limestones is the occurrence of calcite pseudomorphs after gypsum. S ell wo od (1978) referred to gypsum formation in marshes (supratidal zone) from subtropical carbonate shelves. Moreover, he adds, interstitial gypsum crystals can also be found in mostly undisturbed algal mats from the upper intertidal zone "where muddy sediment brought in by storms is trapped" (p. 265). The textural characteristics of sample 19 from profile 1 strongly resemble this situation (plate 1/1). Freytet (1973, 43) also reported calcite pseudomorphs after gypsum from palustrine environments. The observed bioturbation textures were probably not only caused by burrowing organisms within the sediment but also by physical, chemical and biological distur- bance of the soil material during subaerial exposure ("pedoturbation"). A close examination of the brecciation textures reveals that they may have originated in various ways. As the result of reworking of lime mud material under subaqueous conditions, the clasts may be angular to subrounded, coated or not, depending on the lithification degree of the parent material. Some of the observed breccia, however, may have been caused by pedoturbation (e. g. root penetration) or by diagenetic processes (calichification). The calculated carbon and oxygen isotopie ratios support the idea that the Kozina limestones formed in a coastal palustrine area submitted to sea level and salinity changes. During rather long periods of subaerial exposure, calichification followed soil-forming processes as the accumulation of СаСОз increased in detriment of porosity and permeability of the soil profile. Climatic factors also played an impor- tant role, particularly in controlling rainfall and evaporation. Not until the younger beds, a relative diversity of benthonic foraminifera can be observed. These beds represent the gradual transition to the Miliolid limestones and are constituted by poorly washed foraminiferal biosparites, indicating some water circulation within thè deposition site. This slight increase in water energy allowed some oxygenation creating better conditions for life to develop. This should also be regarded as expression of the continuous trangressive deve- lopment, since the limestone types observed in the Miliolid strata correspond to those Wilson (1975) described as having formed within facies zone 8. Moreover, the younger beds show a marked dominance of marine organisms which indicates that the fresh water input gradually grew weaker. This assumption is supported by the isotopie data. Miliolid limestones - Slivje formation Primary Miliolid limestone types are comparable to several standard microfacies described by Wilson (1975), which indicate restricted conditions: peloidal packsto- nes to grainstones containing foi aminifera (SMF 16); grapestone-peloid-intraclast grainstones (SMF 17); foraminiferal or dasyclad algal packstones to grainstones with peloids (SMF 18); laminated to bioturbated pellet mudstones to wackestones, locally with fenestral fabric (SMF 19). Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 377 Miliolid limestones also show horizons containing in situ formed Microcodium. An alternative to the idea of periodic discontinuities which must have lasted long enough to allow pedogenetic processes to take place is the conception of islands (similar to modern mangrove islands) within the intertidal zone, which were coloni- zed by higher plants. In the proximity of these islands channels occurred where sediments formed exhibiting diverse depositional textures. Texture diversity is probably due to the fact that current velocity within channels may vary greatly, thus causing the lithologie spectrum to range from mudstones to grainstones (compare S ell wo od, 1978, 266). Moreover, analogous to some modern environments, bars may occur within the channel system showing cross-bedded sediments. Such a sedi- ment could be recognized in sample no. 41 from profile 3 (grainstone). It contains gastropods, dasycladacean algae, miliolids, corals and echinoid remains, peloids and grapestones. Organism diversity in the Miliolid limestones indicates favorable living conditi- ons. Surely, some of the observed organisms were not buried in the place they lived on. Particularly in the case of the biocalcarenites, probably most organisms accumu- lated by current action. Nevertheless, especially in the younger beds of the Miliolid limestones, biota abundance indicates a gradual disappearence of stress conditions which were perhaps determined by strong variations in salinity and/or poor water circulation. A gradual transition also exists between Miliolid and Alveolina-Nummulites limestones simultaneously indicating a gradual change of facies. Alveolina-Nummulites limestones The encountered limestones obviously formed in the subtidal zone of a well oxygenated, strictly marine area of the carbonate platform. The presence of frequent organisms such as coralline algae and bryozoa point to the proximity of reefs. Furthermore, their rather high carbonate content and light color indicate off-shore deposition lacking significant clastic and organic residues. The depositional setting of the Alveolina-Nummulites limestones can be probably compared with the one assumed for similar fossil strata from the Mediterranean region. An extended open carbonate platform with a more or less horizontal sedimen- tation basis has been suggested (see Cita, 1965, 39; Wilson & Jordan, 1983, 316-317). Isotopie and paleontological data point to marine conditions. Depositional history and concluding remarks During the Mesozoic a typical shallow water carbonate sedimentation took place on the Dinaric carbonate platform (Buser, 1989). As suggested by the occurrence of bauxitic ooids in the Upper Cretaceous limestones, the sea began to retreat from the platform in Upper Cretaceous time already. The regressive development was caused by the tectonic uplift of the Dinaric plate which is generally associated with the Alpine orogenesis. Subaerial exposure was firstly characterized by karst development and bauxiti- zation. Carbonate loss by dissolution was then followed by carbonate accumulation during calichification. 378 David Delvalle & Stanko Buser Fig. 10. Block diagram showing facial relationships between the studied units Facies interpretation of the Paleocene strata (Kozina and partly Miliolid limesto- nes) is difficult because w^e are dealing with polygenetic sediments. We suggest that these sediments originated within a coastal zone submitted to sea level and climatic changes. In this sense, the vertical sequence shows superimposed palustrine and brackish lagoonal horizons that were altered by soil-forming processes and caliche development. It should be examined whether possibly overlooked fluvial series are associated with the Kozina limestones, in which case a partly lacustrine origin could be postulated. The primary limestone types of the Miliolid limestones clearly formed within the intertidal and subtidal zones, thus documenting the transgressive character of the sequence. As we found Microcodium aggregates within the Miliolid limestones, this may point either to prolonged emergence periods, or to the existence of emerged areas (islands) that were colonized by higher plants. Alveolina-Nummulites limestones clearly formed under subtidal conditions. The sediments were deposited in a strictly marine, well oxygenated environment. This indicates an important facies change, since restricted conditions gradually weake- ned. At the same time, Alveolina-Nummulites limestones give evidence of the next step in a transgressive development which finally culminated in the formation of deep water sediments (flysch). The low Sr and Mg contents of the Upper Cretaceous limestones correspond to those commonly found in carbonate rocks affected by meteoric diagenesis. This is also supported by the isotopie data (negative values). Whereas Kozina and Alveolina-Nummulites limestones have comparable Sr and Mg contents (average: 250 and 2600 ppm respectively), the content of these trace elements is distictly higher in the Miliolid limestones (average: 420 and 4100). It cannot be positively concluded whether these differences in content are related to the former mineralogical composition of the carbonates (high magnesian calcite, arago- Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 379 nite) and/or to diagenetic recrystallization. Mn and Fe values are rather lov^ for all units. The block diagram (Fig. 10) integrates the three stratigraphie units which were treated in this paper stressing their facies significance. Finally, and in spite of its facies complexity, the analyzed sequence can be regarded as a good example for the validity of Walther's Law which stated that the vertical succession of facies in the rock record reflects lateral sequence in the depositional setting (Walther, 1894). Acknowledgements The authors are greatly indebted to Dr. Reiner Botz (Institute of Environmetal Physics. University of Heidelberg) who carried out the isotopie determinations, and to Dr. Martin Hottenrott (Institute of Geology and Paleontology, University of Gießen) who made the palynological analysis. The first author wishes to thank the Deutscher Akademischer Austausch-Dienst (DAAD) for its financial support. 380 David Delvalle & Stanko Buser References Bignot, G. 1981, Illustration and Paleoecological Significance of Cretaceous and Eocene Girvanella Limestones from Istria (Yugoslavia, Italy). In: Phanerozoic Stromatolites, Monty, C. (ed.), 134-139, Springer, Berlin-Heidelberg-New York. Buser, S. 1989, Development of the Dinaric and the Julian carbonate platforms and of the intermediate Slovenian basin (NW Yugoslavia). Mem. Soc. Geol. It., 40 (1987), 313-320, Roma. Buser, S. & Radoičić, R. 1987, Dazikladacejske alge u srednjopaleocenskim miliolid- skim krečnjacima na Krasu u Sloveniji. Geologija, 28/29 (1985/86), 69-91, Ljubljana. Carro zi A. V. 1960, Microscopic Sedimentary Petrography. Wiley & Sons Inc., 485 p.. New York-London. Cavelier, C. & Pomerol, C. 1986, Stratigraphy of the Paleogene. Bull. Soc. géol. France, (8), 2, 255-265, Paris. C ay eux, L. 1935, Les roches sédimentaires de France. Roches carbonatées (Calcaires et dolomies). Masson & Cie, 436 p., Paris. Cita, M. B. 1965, Jurassic, Cretaceous and Tertiary Microfacies from the Southem Alps (Northem Italy). Brill, 99 p., Leiden. Collinson, J. D. 1978, Lakes. In: Sedimentary environments and facies, Reading, H. (ed.), Blackwell, 61-79, Oxford-Edinburgh-Boston-Melboume. Delvalle, D. 1985, Mikrofazielle Untersuchung der Kreide/Tertiär-Grenze in NW Jugo- slawien (Slowenien). Unveröffentl. Dipl. Arbeit, Universität Heidelberg. Drobne, K. 1974, Les grandes Miliolides des couches Paléocènes de la Yugoslavie du Nord-Ouest {Idalina, Fabularia, Lacazina, Periloculina). Razprave 4. razr. SAZU, 17/3, 125-184, Ljubljana. Drobne, K. 1979, Paleocene and Eocene beds of Slovenia and Istria. In: Drobne (ed.) 16''^ Europ. Micropal. Coll., 49-64, Ljubljana. Drobne, K. & Pavlovec, R. 1979, Excursion K, Golež - Paleocene, Illerdian, Cuisian. In: Drobne (ed.) 16«^ Europ. Micropal. Coll., 217-224, Ljubljana. Drobne, K., Ogorelec, B., Pleničar, M., Zucchi-Stolfa, M. L. & Turnšek, D. 1988, Maastrichtian, Danian and Thanetian beds in Dolenja vas (NW Dinarides, Yugoslavia). Mikrofacies, foraminifers, rudists and corals. Razprave 4. razr. SAZU, 29, 149-224, Ljubljana. Dunham, R. 1962, Classification of Carbonate Rocks According to Depositional Texture. In: Classification of Carbonate Rocks, Ham, W. (ed.). Amer. Assoc. Petrol. Geol. (AAPG), memoir 1, 108-122, Tulsa, USA. Dunn, D. 1980, Revised techniques for quantitative calcium carbonate analysis using the "Karbonat-Bombe" and comparisons to other quantitative carbonate analysis methods. Jour. Sed. Petrol, vol. 50/2, 631-637, Tulsa, USA. Elliot, T. 1978, Clastic shorelines. In: Sedimentary environments and facies, Reading, H. (ed.), Blackwell, 143-177, Oxford-London-Edinburgh-Boston-Melboume. Embry, A. F. & Klovan, E.J. 1972, Absolute depth limits of late Devonian paleoecologi- cal zones. Geol. Rdsch., 61, 672-686, Stuttgart. Enos, P. 1983, Shelf. In: Carbonate Depositional Environments, Scholle, P., Bebout, D. & Moore, C. (eds), AAPG memoir 33, 267-296, Tulsa, USA. Esteban, M. 1974, Caliche textures and "Microcodium". Soc. Geol. Italiana Bull, (supp.), vol. 92, 105-125. Esteban, M. & Klappa, C. 1983, Subaerial Exposure Environment. In: Carbonate Depositional Environments, Scholle, P., Rebout, D. & Moore, C. (eds), AAPG memoir 33, 1-54, Tulsa, USA. Flügel, E. 1978, Mikrofazielle Untersuchung von Kalken. Springer, 454 p., Berlin-Heidel- berg-New York. Folk, R. 1959, Practical Pétrographie Classification of Limestones. In: Classification of Limestones. Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., vol. 43, 1-38, Tulsa, USA. Folk, R. 1962, Spectral Classification of Limestones Types. In: Classification of Carbonate Rocks, Ham, W. (eds), AAPG memoir 1, 62-84, Tulsa, USA. Freytet, P. 1971, Les dépôts continentaux et marins du Crétacé Supérieur et des cauches de passage à l'Éocène en Languedoc. Bull. Bur. Rech. Géol. Min. Sér. 2, sect. 1, vol. 4, 1-54. Freytet, P. 1973, Petrography and paleo-environment of continental carbonate deposits with particular reference to the Upper Cretaceous and Lower Eocene of Languedoc (Southem France). Sed. Geol., vol. 10, 25-60, Amsterdam. Grubic, A. 1980, An Outline of Geology of Yugoslavia. In: Guidebook of the 2Intemat. Geol. Congress, no. 15, 48 p., Paris. Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 381 Hamrla, M. 1960, K razvoju in stratigrafiji produktivnih libumijskih plasti Primorskega krasa. Rud.-metal, zbomik 3, 203-216, Ljubljana. Heckel, P. 1972, Recognition of Ancient Shallow Marine Environments. In: Recognition of Ancient Sedimentary Environments, Rigby, J. & Hamblin, W. (eds), SEPM spec, paper 16, 226-286. James, N. P. 1972, Holocene and Pleistocene calcareous crusts (caliche) profiles: Criteria for subaerial exposure. Jour. Sed. Petrol., vol. 42, 817-836, Tulsa, USA. Johnson, J.H. 1961, Limestone-Building Algae and Algal Limestones. Colorado School of Mines, 297 p., Colorado, USA. Klappa, C. 1978, Biolithogenesis of Microcodium: elucidation. Sedimentology, vol. 25, 489-522. McCrone, A. 1963, Quick Preparation of Peel-prints for Sedimentary Petrography. Jour. Sed. Petrol., vol. 33, 228-230, Tulsa, USA. Müller, G. & Gastner, M. 1971, The "Karbonat-Bombe", a simple device for the determination of the carbonate content in sediment, soils and other materials. N. Jb. Min. H. 10, 466-469, Stuttgart. Pavlovec, R. 1963, Stratigrafski razvoj starejšega paleogena v južnozahodni Sloveniji. Razprave SAZU, 4. razr. 7, 421-556, Ljubljana. Pavlovec, R. & Pleničar, M. 1979, Boundary between Cretaceous and Tertiary in the limestone beds of the West Dinarides. Symp. Cret.-Tert. Boundary events, Copenhagen. Picard, M. & High, L. 1972, Criteria for Recognizing Lacustrine Rocks. In: Criteria for Recognizing Ancient Sedimentary Environments, Rigby, J. & Hamblin, W. (eds). SEPM, spec, paper 16, 108-145, Tulsa, USA. Pleničar, M. 1961, Stratigrafski razvoj krednih plasti na južnem Primorskem in Notranj- skem. Geologija, 6, 22-145, Ljubljana. S eli woo d, B. 1978, Shallow-water carbonate environments. In: Sedimentary environ- ments and facies, Reading, H. (eds). Blackwell, 259-313, Oxford-London-Edinburgh-Bo- ston-Melboume. Schubert, R. 1912, Geologischer Führer durch die nördliche Adria. Sammig. geol. Führer, vol. 17. Gebr. Bomträger, 213 p., Berlin. Stäche, G. 1889, Die Libumische Stufe und deren Grenz-Horizonte. Abh. geol. R. A., vol. 13, 170 p., Wien. Walther, J. 1894, Einleitung in die Geologie als historische Wissenschaft. Fischer, vol. 2, 195-531, Jena. Wilson, J. L. 1975, Carbonate Facies in Geologie History. Springer, 471 p., Berlin-Heidel- berg-New York. Wilson, J. L. & Jordan, C. 1983, Middle Shelf. In: Carbonate Depositional Environ- ments, Scholle, P., Bebout, D. & Moore, C. (eds). AAPG, memoir 33, 297-344, Tulsa, USA. 382 David Delvalle & Stanko Buser Plate 1 1 Sample 7 Poorly washed intrabiosparite (floatstone to rudstone) An utterly recrystallized rudist shell showing internal sediment and micritized shell structures. Rounded components are intraclastes ("grapestones") that probably formed within the subtidal to the intertidal zones of shallow water environment with little water circulation. The A cement has been completely obliterated during meteoric diagenesis Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm 2 Sample 8 Biomicrosparite (floatstone) Foraminifera are accessory components of the Cretaceous floatstones. They commonly exhi- bit, as the one shown here, micritized tests. Note areas of clotted micrite that subsisted recrystallization Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm 3 Sample 2 Biomicrosparite (floatstone) In spite of extensive recrystallization, blue-green algal laminae can be recognized. The observed clotted structure may be in some way associated with these algae. On the left side, a cross section of an echinoid spine showing incipient micritization and relicts of syntaxial rim cement Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm 4 Sample 11 Biomicrosparite (packstone) , Allochems consist mostly of echinoid fragments showing rim cement. The dark spheroidal objects are bauxite ooids which were incorporated to the biogenic debris at deposition time thus indicating ongoing bauxitization Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm 5 Samle 10 Conglomeratic bauxite Limestone fragments show features commonly found in caliche. The clast on the left is laminated and exhibits circumgranular cracking. On the lower right, non-laminated glaebu- les are cemented with microspar. A bauxit ooid (arrow) is also shown Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 383 384 David Delvalle & Stanko Buser Plate 2 1 Sample 19 Intrapelmicrite (wackestone to packstone) * Detritic tiny tooth-like crystals are calcite pseudomorphs after gypsum. They are arran- ged along straight lines indicating growth on an even surface, probably algal mats. Algal laminations can be observed on the left. Abundant components are peloids. Intraclasts are rounded and mostly darker than the matrix Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm 2 Sample 21 Algal biolithite (bindstone) Irregular fenestral fabrics are characteristic of this laminated limestone. Binded material consist of micrite and abundant peloids Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm 3 Sample 24 Biopelmicrite (wackestone) Charophyta remains are not very well preserved. The occurrence of these green algae in the Kozina limestones has been one of the criteria indicating lacustrine conditions. However, these algae have been found in other environments (see section 7.2) Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 385 386 David Delvalle & Stanko Buser Plate 3 1 Sample 49 Caliche crust "Flower spar" calcite cement. Elongate calcite crystals grow in a rosette-like fashion as a result of continued precipitation in a void. Such features are particularly indicative of calcareous crusts Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm 2 Sample 60 Caliche crust (?) Clotted micrite fabric resulted from the abundance of peloids which exhibit incipient crumbly fracturing Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm 3 Sample 50 Caliche crust View of a caliche pisoid displaying circumgranular and intragranular cracking. Note detritic Microcodium grains in the nucleus. Glaebules of various sizes can be observed. Cement consists of microspar Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 387 388 David Delvalle & Stanko Buser Plate 4 1 Sample 5 Biomicrite (wackestone) The algae Thaumatoporella as well as miliolids and other small foraminifera are common constituents of the Cretaceous rocks from profile 2. The micritic matrix is locally recrystallized and shows scattered silt - sized crystals and peloids Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm 2 Sample 2 Biomicrite (wackestone) Various sections of locally abundant planctonic foraminifera (Pithonella ?). Other small foraminifera with completely recrystallized test are also shown Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm 3 Sample 2 Brecciation textures due to karst processes are common features of the Cretaceous limesto- nes. Such textures can be also viewed in photomicrographs (microbreccia). Fissures are not always cemented with sparry calcite but, as shown in the photo, with micritic to silt - sized calcite. Note small foraminifera with utterly recrystallized tests on the right Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 389 390 David Delvalle & Stanko Buser Plate 5 1 Sample 9 Intrapelmicrite (wackestone to packstone) Sample from the "Kozina limestones showing clotted micrite and crumbly fracturing. Intraclasts probably consist of reworked soil material. Coatings can be readily distinguis- hed from the original material by their darker color. The gastropod shell on the left is recrystallized but still recognizable due to the micritic envelope Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm 2 Sample 18 Foraminiferal biomicrosparite (packstone) Biogenic allochems consist of Miliolid and other benthonic foraminifera. Other constituents are peloids. The former micritic matrix recrystallized to microspar. Sample from the Miliolid limestones Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm 3 Sample 20 Algal and foraminiferal biomicrite (wackestone) View of a sample collected from the Alveolina-Nummulites limestones. Several foraminifera (nummulitids, lepidocyclina, rotalids) as well as coralline algae can be recognized Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 391 392 David Delvalle & Stanko Buser Plate 6 1 Sample 26 The primary rock type may be regarded as a biopelmicrite (wackestone to packstone). The primary texture has been heavily altered by in situ formed Microcodium. Microcodium is ultimately indicative of pedogenetic processes which could only take place over rather long emergence periods Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm 2 Sample 55 A petal-like Microcodium aggregate replaces a foraminifera with perforated test (Europertia ?). Microcodium aggregates are often found corroding primary limestone components and oblitera- ting primary textures Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm 3 Sample 41 Biosparite (grainstone) Sample from the Miliolid limestones containing fossils of typical marine environments (fragments of corals and dasycladacean algae). The former aragonitic shells have been dissolved and only micritic envelopes are left Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm 4 Sample 67 Foraminiferal biomicrite (wackestone) Characteristic view of an Alveolina limestone. Accessory components are remains of echino- ids and coralline algae. The micritic matrix is partially recrystallized. Thin section, plane polarized light. Scale bar = 1 mm Microfacies analysis of limestones from the Upper Cretaceous 393 394 David Delvalle & Stanko Buser Plate 7 1 Sample collected right at the con- tact between Upper Cretaceous and Paleocene limestones. Note the sharpness of the contact and the contrasting limestone colors. The paleorelief resulted from dis- solution processes during suba- erial exposure (karst) Scale bar = 1 cm 2 Brecciation textures are commonly observed in the Kozina limestones. Some of these breccia may have for- med as a result of mechani- cal reworking of more or less consolidated lime mud. Others, however, resulted from bioturbation (or pedo- turbation) or from diagene- tic processes during calichi- fication Scale bar = 1 cm GEOLOGIJA 31, 32, 395-401 (1988/89), Ljubljana UDK 552.5.551.763.781(497.12)=20 Diagenetic features of limestones from the Cretaceous/Tertiary boundary of SW Slovenia (Yugoslavia) Roman Koch Institut für Paläontologie, Loewenichstr. 28, D-8520, Erlangen, BRD Abstract The Upper Cretaceous limestones show commonly syntaxial overgrowth on echinoid fragments, geopetal fillings with vadose silt, gravitational cements, neomorphic altered miliolids, and microsparite and pseudosparite. All features are indicative of a strong early freshwater diagenesis. In the Kozina beds minor hints for a freshwater diagenesis are present. In general a trend from freshwater influenced limestones to normal marine limestones can be observed. Birdseyes occur commonly with dedolomite. Additionally molds, vugs, and geopetal micro- sparitic silt is present. The Miliolid limestones generally were formed under normal marine lagoonal conditions. Only very locally hints for a weak early diagenetic freshwater influx are given. Scarce syntaxial overgrowth on echinoid fragments and some clear fine granular cements can be observed. Microcodium was commonly formed in local areas of short time emersion. Introduction The recent analyses v^^ere carried out on material from Delvalle (1985) and Delvalle and Buser (1990) v^ho studied the microfacial development of limesto- nes from the Cretaceous/Tertiary boundary in SW Slovenia in detail. They analysed three profiles near the villages of Kozina, Materija, and Slivje by microscopic and geochemical means. From their samples representative limestones of Upper Cretace- ous, Early Paleocene (Kozina beds), and Late Paleocene age (Miliolid limestones) were selected. Delvalle and Buser (1990) characterise the facial development of these beds as follows: Upper Cretaceous: Shallow subtidal, environment with local intertidal zones. The water energy was low (micrites), but locally higher (sparites). Some rudist mounds were present. Bauxitisation occurred during longer periods of emersion. Bauxitic material in the limestones indicates a proximity of land. A longer period without sedimentation followed which was ended by the deposition of the overlying Kozina beds. Early Paleocene (Kozina beds): The Kozina beds have a polygenetic character. They comprise different facies types. Nevertheless a general trend can be observed 396 Roman Koch characterising the development from a highly freshwater influenced environment to normal marine conditions in the upper part of the Kozina beds. Late Paleocene (Miliolid limestones): Normal marine subtidal to intertidal condi- tions are referred to favourable conditions for marine organisms. Locally areas of emersion existed where plants grew commonly. During these periods Microcodium was formed. Diagenetic features The aim of the recent study is to reveal the diagenetic features of these limestones and to demonstrate their facies indication. Upper Cretaceous limestones The most prominent diagenetic features of limestones in the three profiles analy- sed are (1) syntaxial overgrowth on echinoid fragments, (2) the filling of molds with vadose silt, (3) relic textures of gravitational cements, (4) partly and nearly comple- tely altered (neomorphosed) miliolids, and (5) commonly microsparite. Syntaxial overgrowth on echinoid fragments (plate 1, A) occurs commonly. The rims are 20 to 250 цт thick and reveal a replacement texture. According to Walkden and Berry (1984) and Koch and Schorr (1986) they are interpreted to be of early diagenetic meteoric origin. Their formation was possible due to the dissolution of neighbouring carbonate material and a subsequent cementa- tion of the mold by a large calcite crystal which has partly a replacing character. Syntaxial overgrowth is only developed around echinoid fragments which have no micritic envelopes. Geopetal fillings with vadose silt (plate 1, B) consist of fragments of crystals with a size of 20 to 100 цт. They are generally floating in a micritic to microsparitic matrix. Probably this internal sediment represents a mixture of two sediment types. The crystals were formed in a supratidal environment and trans- ported into the intertidal zone where they were deposited together with marine micrite. The micrite was recrystallized subsequently. This type of sediment is compa- rable to a mixture of crystal silt (supratidal and terrestrial environment) and marine micrite (subtidal) as described by Aissaoui and Purser (1983). Gravitational cement (plate 1, B) occurs only locally on the roofs of molds. It can be recognized due to the fine crystal size and is interpreted to be the result of an aggrading neomorphism of a former meteoric vadose gravitational cement (Mül- ler, 1971). It consists of xenotopic crystals of 20 to 70 цт size. The rest of the molds is filled by coarse-granular calcite. It is interpreted to be primarily of meteoric vadose origin and to be overprinted by meteoric phreatic conditions. Neomorphic altered miliolids (plate 1, C and D) occur commonly. They are replaced by clear, greyish microsparite or pseudosparite partly or nearly comple- tely. The miliolids are dark grey or brownish where no replacement had occurred. There they reveal the original texture. The brownish colour indicates the presence of a certain amount of organic material. When this material was oxidized completely, the formation of microsparite took place and the colour turned to light grey. The 'shelter-effect' of the organic material (Hall & Kennedy, 1967; Kemper & Koch, 1982) disappeared. Diagenetic features of limestones from the Cretaceous/Tertiary boundary 397 The intraparticle pores of the miliolids are filled by fine to mediumcrystalline calcite (20 to 120 цт size). Both features indicate an early diagenetic freshwater influx. Nearly complete alteration of the miliolids by a longer reaching freshwater diagenesis resulted in a complete transformation and recrystallization of the mili- olids. Microsparite and pseudosparite (plate 1, D) occurs where an early freshwater diagenesis altered the primary micritic matrix of the limestones comple- tely. In these limestones all miliolids are recrystallized too. Early Paleocene limestones (Kozina beds) The Kozina beds show layerwise abundant "birdseyes" and locally molds and vugs which were created by enhanced freshwater influx. In some vugs geopetal fillings of microsparite silt occur. "Birdseyes" (plate 2, A and B) according to Shinn (1968) are indicative for an intertidal environment of deposition. Additionally degassing structures can occur. Many of these "birdseyes" in the recent study are similar to molds enlarged by solution of the surrounding micrite. Now they are filled by sparry calcite. A closer view reveals angular shapes of former crystals indicating that the vugs are filled now by dedolomite (plate 2, B). The former dolomite is replaced completely by very fine grained calcite crystals of different optical orientation. This structure is described by E va my (1967) and De Groo t (1967) as the result of near surface diagenetic processes resulting in dedolomitization. Geopetal microsparitic silt (plate 1, C and D) shows a slightly pelletoidal structure. It is composed of finely recrystallized micrite containing some coarser crystals and is therefore similar to vadose crystal silt. Due to the very fine crystal size it is considered to be another type of vadose silt and therefore indicative for supratidal conditions. The relict pore space in the vugs is completely cemented by coarse granular calcite. Late Paleocene (Miliolid limestone) The miliolid limestones show a normal marine fauna content with abundant benthic foraminifers. One of the most striking features is the abundance of Microco- dium. This indicates soil forming processes within several periods of the Late Paleocene combined with the growth of plants. Regardless of these hints for times of emersion diagenetic indications of freshwater influences are only weak. The most prominent features are (1) the syntaxial overgrowth on echinoids, (2) clear, fine granular cements, and (3) the occurrence of Microcodium. Syntaxial overgrowths on echinoid fragments (plate 3, A) are very thin and very scarce. Therefore they can not be taken as proof for freshwater influx in the Miliolid limestones. These thin overgrowths were probably formed by direct replacement of the surrounding micritic matrix only. Compared with the packstones (plate 1, A) where large overgrowths are developed in the recent wackestones only a very low flow rate of freshwater was possible. Therefore no stronger solution can be taken into account. Clear, fine granular cement (plate 3, B) occurs in molds and in intrapar- ticle pores of some foraminifers and gastropods. These cements commonly show growth forms perpendicular and subperpendicular to the substrate and can be sometimes observed in the form of granular rim cements. The single crystale have 398_Roman Koch a size of 10 to 40 цт. Granular rim cements can be formed by an early freshwater diagenesis (meteoric phreatic) overprinting former marine cements (probably Mg- calcite) immediately after the formation of the first marine bladed crystals. At this time marine phreatic isopachous rim cement was not yet formed. This indicates only local and short time freshwater influxes - probably in form of freshwater lenses. Some crystals show the shape of "dog-tooth" cements which are interpreted to be of meteoric phreatic origin too. Microcodium (plate 3, C and D) occurs enriched layerwise. A closer look to the boundaries of the Microcodium aggregates towards the micritic matrix demonstrates the growth form and the type of enlarging processes of Microcodium. The first, outer rims at the contact to the micrite consist of recrystallized micrite (plate 1, D). Whereas the micrite is composed of tiny crystals of 5 to 15 цт size, the microsparites are enlarged to crystals of 10 to 20 цт. Further crystal growth results in pseudospa- rite (40 to 60 цт size), and finally in the large crystals characteristic for Microco- dium. These large crystals have a length of up to 300 fxm and a diameter of up to 200 цт at the outer contact. This processes are probably induced by the influence of pore waters delivered from the centre of Microcodium throughout. By this process expanding forms can be created. References Aissaoui, D.M. & Purser, B. H. 1983, Nature of origins of internal sediments in Jurassic limestones of Burgundy (France) and Fnoud (Algeria). Sedimentology, 30, 273-283, Amsterdam. De Groot, S.J. 1967, Experimental dedolomitization. J. Sed. Petrol., 37, 1216-1220, Tulsa. Delvalle, D. 1985, Mikrofazielle Untersuchung der Kreide/Tertiär-Grenze in NW Jugo- slawien (Slowenien). Unveröffentl. Dipl. Arbeit, Universität Heidelberg. Delvalle, D. & Buser, S., 1990, Microfacies analysis of limestone from the Upper Cretaceous to the Lower Eocene of SW Slovenia (Yugoslavia). Geologija, 31, 32. (1988/89). E va my, B.D. 1967, Dedolomitization and the development of rhombohedral pores in hmestones. J. Sed. Petrol., 37, 1204-1215, Tulsa. Hall, A. & Kennedy, W.J. 1967, Aragonite in fossils. Proc. Roy. Soc. London, B 168, 377-412, London. Kemper, E. & Koch,R. 1982, The preservation of aragonite and its significance for the dark claystones of the Upper Aptian and the Lower Albian, Geol. Jb., A 65, 259-271, Hannover. Koch, R. & Schorr, M. 1986, Diagenesis of Upper Jurassic sponge-algal reefs in SW Germany. In: J. H. Schröder & B. H. Purser (eds.). Reef Diagenesis. Springer Verlag, Berlin, Heidelberg, 224-244, Berlin. Müller, G. 1971, "Gravitational" cement: an indicator for the vadose zone of the subaerial diagenetic environments. Johns Hopkins Univ. Stud. Geol., 19, 301-302, Baltimore. Shinn, E. A. 1968, Practical significance of birdseye structures in carbonate rocks. J. Sed. Petrol., 38, 215-223, Tulsa. Walkden, G. M. & Berry, J. R. 1984, Syntaxial overgrowth in muddy crinoidal limesto- nes: cathodoluminescence sheds a new light on an old problem. Sedimentology, 31, 251-267, Amsterdam. Diagenetic features of limestones from the Cretaceous/Tertiary boundary 399 Plate 1 Diagenetic features of Upper Cretaceous limestones (A) Syntaxial overgrowth of echinoid fragments are common and well expressed (B) Vadose crystal silt occurs as geopetal filling in a mold. At the roof of the mold granular gravitational cements occur which are characterized by their very fine crystal size (C) Miliolids are partly neomorphosed to microsparite. Obviously the inner part of the miliolid chamber walls are more susceptible for recrystallization (D) Limestone completely altered to microsparite and pseudosparite. Only relics of mili- olids can be observed 400 Roman Koch Plate 2 Diagenetic features of Early Paleocene limestones (Kozina beds) (A) "Birdseyes" and degassing structures are common. Some of these structures are molds and vugs enlarged by solution and a dolomitization-dedolomitization process (B) Detail of microphotograph A reveals local angular outlines of former dolomite crystals (arrows) which are now dedolomitized and consist of fine calcite crystals of different optical orientation (C) Larger vug created by solution of a former biogenic component. The vug is filled with geopetal microsparitic silt (D) Detail of microphotograph C shows microsparite with some coarser crystals and pelletoidal structure. Large, blocky calcite crystals occur in fractures cutting through the vug and sparry calcite Diagenetic features of limestones from the Cretaceous/Tertiary boundary 401 Plate 3 Diagenetic features of Late Paleocene limestones (Miliolid limestone) (A) Echinoid spine with only very thin syntaxial overgrowth (B) Miliolid with only very weak recrystallization. The intraparticle pores within the miliolid show fine to medium crystalline calcite cements which reveal an orientation perpendi- cular and subperpendicular to the substrate. These cements are interpreted to be former Mg- calcite rim cements which were altered by a freshwater diagenesis (C) Limestone rich in Microcodium (D) Transition zone between Microcodium and surrounding micritic matrix. The micrite is first altered to microsparite and pseudosparite. Subsequently the recrystallization to the very large crystals characteristic for Microcodium occurs GEOLOGIJA 31, 32, 403-401 (1988/89), Ljubljana UDK 552.32(497.12)=863 Ultramafični vključki v granitu Čme na Koroškem v Sloveniji Ultramafic xenoliths in the granite at Čma na Koroškem in Slovenia Ana Hinterlechner-Ravnik Geološki zavod Ljubljana, Dimičeva 14, 61000 Ljubljana Kratka vsebina V obrobnih delih granitnega plutona pri Čmi so razširjene intruzijske breče z različnimi magmatskimi vključki. Zelo redko so med njimi tudi ultramafični ksenoliti. Raziskave zajemajo njihov petrografski opis. Pripadajo amfibolizira- nemu peridotitu s plagioklazom. Veliki kristali rjavega amfibola so metasomat- skega nastanka. Abstract In marginal parts of thin granite sheet at Čma occur swarms of various basic magmatic enclaves forming an intrusion breccia. Also present are small ultrama- fic xenoliths which are petrographically described. They belong to amphibolized plagioclase-bearing peridotite. Its brown amphibole megacrysts are of metasoma- tic origin. Uvod Del periadriatskega lineamenta, ki prečka severno Slovenijo, je na območju Črne na Koroškem obeležen z dvema tankima plutonoma in z ozkim pasom metamorfnih kamenin med njima. Vse te kamenine predstavljajo karavanško magmatsko cono in so razširjene tudi zahodneje v sosednji Avstriji (si. 1). Kamenine karavanške magmatske cone so bile do sedaj predmet številnih razi- skav, ki jih kritično združuje Faninger (1986). Sam je petrološko opredelil glavne magmatske različke obeh plutonov na območju Črne (Faninger, 1970, 1976). V južnem pasu karavanške magmatske cone prevladuje skrilavi tonalit, ki lahko prehaja v granodiorit. Severni pas karavanške magmatske cone je manj enoten. Ker v njem prevladuje granit, označujemo pluton kot granitni. Zaradi porfirske strukture glinencev prehaja granit v porfiroidni granit. Obstajajo tudi prehodi v granodiorit. V granitnem plutonu so večja območja temnejših, bolj bazičnih kamenin, predvsem monzonitnega diorita in gabra. Kjer so ti vključki manjši, opazimo značilne teksture intruzijskih breč (si. 2 in 3). Večinoma najdemo vključke v porfiroidnem granitu. Zanj so značilni idiomorfni, le redko ovalni kristali rožnatega in/ali belega K- glinenca, pogostno z obrobkom oligoklaza. Kristali lahko dosežejo velikost do 3 cm. 404 Ana Hinterlechner - Ravnik SI. 1. Del karavanške magmatske cone zahodno od Črne na Koroškem (prirejeno po Tellerju, 1898) Fig. 1. Map of portion of the Karavanke magmatic zone west of Čma na Koroškem (largely after Teller, 1898) Kristalizacija granita je torej v nasprotju s strukturo breče mirna, postkinematska. Velikost fragmentov breče je od nekaj centimetrov do enega metra. Zaobljeni so le redko. Obrobkov hlajenja na bazičnih drobcih breč (večinoma) ni opaziti. To kaže, da so bili fragmenti ob intruziji granita že trdni, vendar še vedno vroči. Iz granitne osnove pa prodirajo posamezni veliki kristali K-glinencev v bazične magmatske vključke (si. 4), zato so meje najbolj granitiziranih fragmentov lahko tudi difuzne. Prvotni bazični različki pa se s tem spreminjajo tj. bolj ali manj alkalizirajo, oziroma granitizirajo. Magmatske različke je zato glede na Streckeisenovo klasifikacijo pe- trografsko težko opredeliti (Faninger, 1970). Intruzijske magmatske breče v plutonih kažejo na tok granitne magme, ki je trgal in deformiral starejšo bazično magmatsko kamenino. Kljub temu je bil tok lahko zelo počasen. Dioritni kakor tudi bolj bazični deli magmatskih breč globokih plutonov so prineseni iz velike globine. Prav zaobljeni bazični in ultramafični magmatski frag- menti dokazujejo dolg transport med intruzijo. Prisotnost velikih kristalov glinencev v bazičnih fragmentih štejemo kot dokaz za njihovo granitizacijo. Vendar so samo homogeni kristali metasomatskega porekla. Conama razporeditev slednih elementov v velikih kristalih pa kaže na njihovo magmatsko poreklo, kar velja za vse vrste kamenin (Mehnert, 1987). Ustreznih raziskav pri nas še ni. Teorije o nastanku intruzijskih magmatskih breč so različne. Po Mehnertu (1987) in D i di eru (1973) lahko predstavljajo bazični vključki v spodnji skorji kristalizirano magmo, ki izhaja iz plašča. Granodioriti in adamelliti pa so nastali v velikih globinah z anatekso sialične skorje pod vplivom tega bazičnega materiala. Ultramafični vključki v granitu Čme na Koroškem v Sloveniji 405 SL 2. Intruzivna magmatska breča. Drobnozmati mafični magmatski vključki v porfiroidnem granitu. Oboje seče mlajša drobnozmata granitna žila Fig. 2. Intrusion breccia. Microgranular mafic-rich inclusions in granite porphyry. Both are crosscut by fine granite veinlet SL 3. Isto kot na sliki 2 - detajl Fig. 3. Intrusion breccia, a part of figure 2 406 Ana Hinterlechner - Ravnik SI. 4. Intruzivna magmatska breča. Nezaobljeni drobci mafičnega materi- ala v porfiroidnem granitu. Iz zadnjega prodirajo glinenci v mafične vključke (skrajni desni fragment) Fig. 4. Intrusion breccia. Unrounded mafic-rich magmatic inclusions in granite porphyry. Feldspars are contaminating the mafic inclusions (the extreme right fragment) SI. 5. Raztrgani drobci kontaktno metamorfnega skrilavca v granitoidni kamenini, ki tudi predstavlja intruzivno brečo Fig. 5. Thermally altered biotite schist fragments of the country rock intru- ded by granite, forming an intrusion breccia Ultramafični vključki v granitu Čme na Koroškem v Sloveniji 407 Del zelo vroče bazične magme se je dvignil in se na svoji poti zaradi asimilacije s sialom kontaminiral. Sledila mu je pregreta sialična magma, ki se je v območju, bogatem z vodo, sama hidratizirala. Večina magmatskih vključkov v raznih granitih ni bazične, temveč intermediarne sestave. To je lahko posledica prvotne sestave ali pa kasnejše kontaminacije. Neka- teri graniti vsebujejo zelo bazične vključke in tudi amfibolov peridotit. Po literatur- nih podatkih so ultramafični vključki pogostnejši v alkalnih bazičnih vulkanskih kameninah kot v intruzivnih anateksitih (D a u t r i a et al., 1987; Kurat et al., 1980; Leblanc & Didier, 1987). Zanimivi so z genetskega stališča, ker kažejo na globino nastajanja magem, v katere so vključeni. Ob intruzijskih brečah granitne cone smo jugovzhodno od Črne in od tod proti zahodu do Koprivne prvič našli več ultramafičnih vključkov. Na avstrijskem ozemlju omenjata olivinove kameninske različke že Graber (1929) in Exner (1972, 1976). Tam so po Exnerju vezani na večje dioritne mase. Granitni pluton Črne je pri svoji končni namestitvi povzročil kontaktno meta- morfne spremembe prikamenine. Ob severnem kontaktu je termično vplival na paleozojske sklade. Tako je z geološkim opazovanjem in z izotopskimi analizami na mineralih določeno, da je starost granita pozno hercinska (Faninger, 1986, zbrano po raznih avtorjih). Na raziskanem južnem obrobju je granit že obstoječe metamorfne kamenine ob prediranju pogosto tudi trgal-brečiziral (si. 5). Med njim in drobci metamorfnih kamenin ni nobene genetske zveze. Ta brečizacija je potekala v veliko višjem nivoju, kot je nastajala intruzijska magmatska breča z ultramafičnimi vključki. Najvišje kontaktno metamorfne spremembe pa so bile dosežene prav v vključkih skrilavcev, ki jih je zajela granitna magma. Vtisnjen jim je bil začetni del piroksenovega rogovčevega faciesa (Hinterlechner-Ravnik, 1978). V metapeli- tih je izražen z asociacijo cordierita, mikroklina in andaluzita ter odsotnostjo musko- vita. Vendar je rast mikroklina lahko tudi posledica metasomatske spremembe pod vplivom granita. Kontaktno metamorfne avreole na obodu granitnih plutonov kažejo conarnost glede na stopnjo sprememb, ki je odvisna od oddaljenosti od plutona. Metamorfni pas med obema plutonoma pri Črni pa je tektonsko stanjšan in močno stisnjen, saj so kamenine izoklinalno nagubane. Stopnja sprememb je zato v relativno ozkem pasu metamorfnih kamenin ob granitnem plutonu enaka, a je dodatno zabrisana z retro- gradnimi spremembami. Med kameninami zahodno od Črne so razširjeni predvsem metapeliti. Manj je amfibolita in kvarcita. V metapelitih sta prisotna cordierit in andaluzit, poleg rdečkastega biotita in potektonskega muskovita. Kristalizacija je torej večfazna, vendar lahko ločimo dve vrsti cordieritnega skrilavca z andaluzitom. Eden od obeh različkov je sivkast in ima filitni značaj. V njem dosežejo temnejši blasti cordierita velikost do tri centimetre. Drugi različek pa je rjavkast, enakomerno drobno zrnat, diferenciran in vsebuje droben cordierit. Rdečkast biotit in droben andaluzit sta razvita v obeh, vendar ju je manj v različku z velikimi blasti (Hinter- lechner-Ravnik, 1988). Skrilavec filitnega značaja s porfiroblasti predstavlja bolje rekristalizirano kamenino. Glede na vsebnost bistvenih elementov sta si oba različka podobna (tabela 1). Zakaj kažeta obe vrsti metapelita enakega kemizma in enake mineralne sestave različno mikrostrukturo, ni jasno. Kontaktna metamorfoza je potekala v metapelitih v razmerah obstojnosti andalu- zita ob cordieritu. Samo v enem vzorcu smo do sedaj našli muskovitiziran igličast agregat, ki se je najverjetneje razvil po sillimanitu. Sillimanitni fibrolit omenja kot izjemen pojav tudi Exner (1972). Posebnost predstavlja korodiran ostanek stavro- 408 Ana Hinterlechner - Ravnik Tabela 1. Kemijska sestava (ut. %) Table 1. Chemical composition (wt. %) lita, čigar obstojnost je bila že presežena. Tudi granata v pregledanih vzorcih ni. Morda predstavljajo agregati zelenega biotita okrog paličastega ilmenitovega jedra retrogradni agregat po granatu. Ultramafični vključki v granitu Čme na Koroškem v Sloveniji 409 Opis ultramafičnih vključkov Intruzijska magmatska breča v granitnem pasu pri Črni vsebuje predvsem ra- zlične mikrogranularne vključke bazične in intermediarne sestave. Izrazito kristali- zirani ultramafični vključki pa so zelo redki in so vedno sekundarni. Najprej smo jih našli na odseku nove poti zahodno od potoka Koprivne med kmetijama Potočnik in Golob. Sama pot je vsekana približno po meji granita z južno ležečim pasom metamorfnih kamenin (si. 1). Po nekaj izluščenih kosov ultramafita smo našli v vsaki grapici, ki prečka to pot. Severno od te poti proti Potoškemu vrhu še vedno najdemo kose intruzijske breče, kosov ultrabazita pa v njih ni več. Relief območja dokazuje, da so izluščeni kosi ultrabazita ostali bolj ali manj na mestu in niso mogli biti preneseni iz skladovnice kamenin štalenske serije, ki se razprostira severno od granitnega pasu. Vzhodneje, v dveh novih vsekih poti, na severnem pobočju Oraževega hriba in Ludranskega vrha, ultramafičnih vključkov v intruzijski breči nismo našli. Več vključkov ultrabazita različne velikosti je separiranih v nanosu potoka Tople, pa tudi jugovzhodno od Črne. Ultramafični vključki, izluščeni iz intruzijske breče, so ovalni in podolgovati. V dolžino merijo po nekaj centimetrov, redko do enega metra, večinoma nekaj decimetrov. So izredno žilavi in sveži. Barva teh vključkov je črno zelena, veliko temnejša od bazičnih vključkov breče. Na sveži površini izstopajo izometrični, preko centimetra veliki lesketajoči se kristali temno rjavkasto zelenega amfibola. Ultramafične vključke smo preiskali petrografsko, en vzorec tudi kemijsko (ta- bela 1). Različki so sveži, holokristalni, srednje in grobo zrnati. Ocenjena mineralna sestava kemijsko analiziranega ultramafičnega vključka je naslednja: - olivin, svež in le po razpokah antigoritiziran, 60 % - klinopiroksen, skoraj povsem amfiboliziran in amfibol, tudi delno flogopitiziran; ti trije minerali vsi skupaj okoli 30 % - kalcijev plagioklaz, 5 % - ortopiroksen, zelo redek - magnetit, korodirani ilmenomagnetit in pirit, 5 % - posamezne iglice apatita milimetrske dolžine. Stopnja sekundarnih nižjetemperaturnih sprememb je različna, večinoma majhna. Glavna mineralna faza je olivin. Oblika njegovih kristalov je pogosto idiomorfna. Večji kristali dosežejo velikost 3mm. Manjši in bolj ploščati olivinovi kristali so vključeni tako v piroksenu kot v plagioklazu (tabla 1, slika 1, 2, 3 in 4). To dokazuje, da je bil olivin prva mineralna faza, ki je začela kristalizirati. Olivin je brezbarven do rahlo zelenkast, svež, le po razpokah antigoritiziran in tam poln drobnega neprosoj- nega prahu magnetita. Glede na kot optičnih osi, opazovan konoskopsko, ustreza forsteritu z ok. 10% fajalitove primesi (Tröger, 1979). Olivin kaže le redko neenotno potemnitev. Vzporedno razkolnosti pa opazujemo v olivinu dekorativne skupke drobnih mehurčkov, ki še kažejo sledove deformacij. Verjetno so zapolnjeni splinom (Green & Gueguen, 1983). Klinopiroksen je v raziskanih vzorcih delno amfiboliziran. V kemijsko analizira- nem različku je ta stopnja spremembe precejšnja. Zato opazujemo predvsem posa- mezne ostanke klinopiroksena v velikih zrnih amfibola. Odražajo se po močnejšem reliefu in po nežnejši, rahlo rdečkasto rjavi, komaj pleohroični barvi (tabla 1, sliki 1 in 2). Sprememba ni vedno homoaksialna. Kot potemnitve optično pozitivnega klinopiroksena je okoli 36°. V nekaterih ksenolitih je klinopiroksen conaren in 410 Ana Hinterlechner - Ravnik lamelaren. Opazujemo tudi strukturo peščene ure. Posamezna samostojna drobna zrna piroksena pripadajo optično pozitivnemu enstatitu s kotom optičnih osi blizu 90°. V amfibolu je pogosto še ohranjen droben neprosojen prah, ki kaže na psevdomor- fozo po magmatskem klinopiroksenu. Nekoliko neenotna zrna amfibola dosežejo premer po več milimetrov do centimera in kažejo na velikost prvotnega piroksena. Vključki v teh velikih zrnih pripadajo drobnemu idiomorfnemu olivinu (tabla 1, si. 3), manj pogosto hipidiomorfnemu plagioklazu. Amfibol je izrazito pleohroičen: temno rdečkasto rjav (Z), temno rdečkasto rjav (Y) in svetlo rumenkasto rjav (X). Pleohro- izem in optično negativni značaj ustrezata kaersutitnemu amfibolu (Tröger, 1979). Sam amfibol pa je deloma, zlasti na obodu, nadomeščen s sljudo. Sljuda kaže podobne pleohroične barve kot amfibol: brezbarvno (X) do rdečkasto rjave. Kot optičnih osi je majhen in negativen, kar ustreza flogopitu. Njegova kloritizacija je šibka, a od vzorca do vzorca različna. Plagioklaza je malo, vendar doseže njegova količina v nekaterih vključkih celo 30 %, s čimer prehaja kamenina že v gabro. Plagioklaz predstavlja zadnjo magmatsko fazo, ki je zapolnila prostore med drugimi kristali. Za plagioklaz značilna je lamelar- nost v dveh sistemih in velik kot potemnitve. Meritve na Fedorovi mizici dajo podatek 65 do 75% anortita. Redka zrna so šibko conama. Tanek zunanji obrobek vsebuje okoli 10 % manj anortita. Jedro kristalov je v nekaj primerih polno drobnih submikroskopskih vključkov. Med plagioklazom in olivinom opazujemo tanek retro- graden reakcijski rob svetlo zelenega amfibola (tabla 1, si. 4). Verjetno gre za tremolit. Izjemoma je v tem obrobku tudi rjavkasti amfibol. Zelo redki so temni magmatski vključki, ki imajo komaj še ohranjene prvotne ultramafične minerale poleg metasomatskih in infiltriranih felsičnih komponent (npr. vz. 68E/88/55325 in 55326). Predstavljajo spremembo ultrabazita v gabro z zelenim amfibolom. Primes plagioklaza v ultramafičnih vzorcih kaže na neosiromašen peridotit, ki je lahko kristaliziral v spodnji skorji ali pa v zgornjem plašču (Hyndman, 1985, 176). Olivin je poleg kalcijevega plagioklaza obstojen do tlaka okoli 10 kbar. Glede na petrološko preiskavo lahko opredelimo kemično analizirani vzorec kot amfiboliziran peridotit s plagioklazom (Tröger, 1969). Kaersutitni amfibol, ki nadomešča prvotni klinopiroksen, dokazuje mlajšo metasomatsko spremembo. Rast amfibola je omogo- čil dotok vode z alkali j ami, predvsem kalijem. V tem se najverjetneje kaže vpliv granitne magme. Odstotek kalijevega oksida je za peridotitno kamenino visok, saj znaša 0,9 % (tabela 1). Del kalija ni vezan samo na amfibol, ampak tudi na nekoliko mlajši flogopit, ki nadomešča amfibol. Vsebnost TÌO2 v kamenini je visoka (1,58 %). Povzetek Za granitni pluton pri Črni na Koroškem so značilne intruzijske magmatske breče. Njihova osnova je porfiroidni granit anatektičnega porekla. Granit ima raznovrstno mikrostrukturo. Fragmenti breče ustrezajo drobnozrna- temu granodioritu, monzonitu in gabru z zeleno rogovačo in zelenim biotitom. Ti vključki težijo k ravnotežju z granitno magmo. Mineralna sestava vključkov in granita je identična, le količina istega minerala je različna. Redko so v vključkih še ohranjeni ostanki klinopiroksena. Večinoma pa so psevdomorfozirani z zeleno rogovačo. V območju intruzijskih magmatskih breč smo Ultramafični vključki v granitu Čme na Koroškem v Sloveniji 411 na sekundarnem mestu našli izluščene bolj ali manj zaobljene temno zelene holokri- stalne ultramafične vključke. Kljub temu, da so zelo redki, so splošno razširjeni. Ultramafični vključki so kristalizirali glob j e kot drugi magmatski različki in pripadajo višjemu faciesu. Kažejo večfazni razvoj. Prvotni minerali so olivin, rjav- kast klinopiroksen, ortopiroksen, plagioklaz in neprosojni minerali. Plagioklaz lahko doseže celo 30 prostorninskih odstotkov, s čimer prehaja kamenina iz ultrabazita v gabro(norit). Olivin je mineral, ki je začel iz magme kristalizirati prvi, saj nastopa kot samostojna idiomorfna zrna in kot vključek v vseh drugih silikatih. Zadnji se je izločil plagioklaz, ki zapolnjuje medprostore. Zaradi sprememb pa je klinopiroksen redko ohranjen. Opazujemo ga le kot ostanek v velikih zrnih rjavega amfibola, ki je bil kasneje delno nadomeščen s še mlajšim flogopitom. Mlajše in nižje temperaturne spremembe kamenine so antigoritizacija olivina po razpokah, sprememba rjavega v zelen amfibol in delna kloritizacija vseh femičnih mineralov, predvsem flogopita. Glede na opazovane optične lastnosti mineralov in mikrostrukturo raziskanih ksenolitov amfiboliziranega peridotita lahko povzemamo po 011 e n u (1984) ugotovi- tve, ki temelje na podrobnih raziskavah gabroidnih kamenin švedskih kaledonidov. Rjavi amfiboli, ki pripadajo Ti-pargazitu kakor tudi kaersutitu, so lahko magmat- skega ali pa metasomatskega porekla. V suhih subalkalnih bazičnih kameninah lahko začne kristalizirati amfibol šele ob dotoku fluidov po končani kristalizaciji suhega olivina, avgita in plagioklaza. Temperatura kristalizacije amfibola iz more- bitnega preostanka taline je veliko nižja od temperature kristalizacije piroksena. Metasomatska subsolidus reakcija med naštetimi že kristaliziranimi minerali pa je možna že pri visoki temperaturi tik pod temperaturo kristalizacije prvotnih magmat- skih mineralnih faz, med njihovim hlajenjem ob istočasni deformaciji in dotoku fluidov. Prav obrobki rjavkastega amfibola okrog avgita in drobni ovalni vključki amfibola v njem, kakršne opazujemo tudi v naših raziskanih vzorcih, dokazujejo njegovo metasomatsko rast. Temperatura subsolidus metasomatske pretvorbe, ki se kaže z rastjo rjavega amfibola v gabrih, je po podatkih Ottena okrog 1000°C. Voda oziroma fluidi, potrebni za amfibolizacijo, so izhajali iz mlajših granitnih batolitov. Prepojili so še vroče gabroidne kamenine. Najverjetneje velja isto tudi za ultrabazitne vključke intruzijske magmatske breče pri Črni. 412 Ana Hinterlechner - Ravnik Tablai-Platel SI. 1 in 2. Idiomorfen olivin (ol) z razpokami, zapolnjenimi z antigoritom in prahom magnetita. Kristal rjavega kaersutitnega amfibola (am), ki nadomešča klinopiroksen (cpx), čigar ostanek je še ohranjen. Plagioklaz (pl) ima značaj interkumulusa. Flogopit (ph) delno nadomešča amfibol (am). Vzporedna in navzkrižna nikola Figs. 1 and 2. Idiomorphic olivine (ol) crossed by cracks, which are filled with antigorite and magnetite. Brownish clinopyroxene (cpx) is metasomatically almost replaced by kaersutitic amphibole (am). The last one forms continuous rims around clinopyroxene and isolated blebs within it. Amphibole is partly replaced by phlogopite (ph). Plane polarized light and crossed niçois SI. 3. Kristal metasomatskega kaersutitnega amfibola (am), ki pojkilitsko vključuje idiomorfna zrna olivina (ol). Vzporedna polarizatorja Fig. 3. Poikilitic megacryst of metasomatic kaersutitic amphibole (am) enclosing grains of idiomorphic olivine (ol). Plane polarized light SI. 4. Plagioklaz (pl), ki zapolnjuje vmesne prostore in vključuje idiomorfni olivin (ol). Med njima opazujemo droben retrogradni reakcijski rob rahlo zelenkastega amfibola. Navzkrižna nikola Fig. 4. Intercumulus plagioclase (pl) enclosing idiomorphic grains of olivine (ol). Fine retrogres- sive kelyphitic rims of slightly green amphibole between olivine and plagioclase. Crossed niçois Vse slike: amfibolizirani peridotit s plagioklazom, vzorec 57/87/54717 All figures: amphibolized plagioclase-bearing peridotite, sample 57/87/54717 Ultramafični vključki v granitu Čme na Koroškem v Sloveniji 413 414 Ana Hinterlechner - Ravnik Literatura Dautria, J. M.,Liotard, J. M., Cabanes, N., Girod, M. & Briqueu, L. 1987, Amphibole-rich xenoliths and host alkali basalts: petrogenetic constraints and implications on the recent evolution of the upper mantle beneath Ahaggar (Central Sahara, Southern Algeria). Contrib. Mineral. Petrol., Vol. 95, No. 2, 133-144, Heidelberg. Didier, J. 1973, Granites and their enclaves. Developments in petrol. 3, Elsevier, 393 p., Amsterdam. Exner, Ch. 1972, Geologie der Karawankenplutone östlich Eisenkappel, Kärnten. Mitt. Geol. Ges. in Wien, Bd. 64, 1-108, Wien. Exner, Ch. 1976, Die geologische Position der Magmatite des periadriatischen Lineamen- tes. Verh. Geol. B.-A., H. 2, 3-64, Wien. Faninger, E. 1970, Pohorski tonalit in njegovi diferenciali. Geologija 13, 35-104, Ljub- ljana. Faninger, E. 1976, Karavanški tonalit. Geologija 19, 153-210, Ljubljana. Faninger, E. 1986, Die Karawanken-Aufbruchszone. Der Karinthin. Folge 94, 339-351, Klagenfurt. Graber, H. V., 1929, Neue Beiträge zur Petrographie und Tektonik des Kristallins von Eisenkappel in Südkämten. Mitt. Geol. Ges., Bd. 22, 25-64, Wien. Green II, H. W. & Gueguen, Y. 1983, Deformation of peridotite in the mantle and extraction by kimberlite: a case history documented by fluid and solid precipitates in olivine. Tectonophysics, Vol. 92, No. 1-3, 71-92, Amsterdam. Hinterlechner-Ravnik, A. 1978, Kontaktno metamorfne kamenine v okolici Črne pri Mežici, Geologija 21/1, 78-80, Ljubljana. Hinterlechner-Ravnik, A. 1988, Petrološke in geokemijske raziskave magmatskih in metamorfnih kamenin: Metamorfne kamenine med obema plutonoma na območju Čme na Koroškem. 1-17, Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. Hyndman, D. W. 1985, Petrology of igneous and metamorphic rocks. Sec. Ed. McGraw- Hill Book Comp., 786 p.. New York. Kurat, G., Palme, H., Spettel,B., Baddenhausen,H., Hofmeister, H., Palme, Ch. & Wänke, H. 1980, Geochemistry of ultramafic xenoliths from Kapfenstein, Austria: evidence for a variety of upper mantle processes. Geochim. Cosmochim. Acta, Vol. 44, 45-60, Printed in Great Britain. Leblanc, M. & Didier, J. 1987, Enclaves ultrabasiques carbonatisées avec traces d'or, dans les anatexites du Haut-Allier (France). Bull. Minéral. Vol. 110, No. 4, 359-371, Paris. Mehnert, K. R. 1987, The granitization problem-revisited. Fortschr. Miner., Bd. 65, H. 2, 285-306. Stuttgart. Otten, M. T. 1984, The origin of brown homblende in the Artfjället gabbro and dolerites. Contrib. mineral, petrol. Vol. 86, No. 2, 189-199, Heidelberg. Teller, F. 1898, Geologische Specialkarte, Blatt Eisenkappel und Kanker. Maßstab 1:75.000, Geol. R. A., Wien. Tröger, W. E. 1969, Spezielle Petrographie der Eruptivgesteine. Ein Nomenklatur-Kom- pendium. Verl. der Deutschen Min. Ges., E. Schweizerbart'sche Verlagsbuchhandlung, 336 + 90 p., Stuttgart. Tröger, W. E., 1979, Optical determination of rock-forming minerals. Part 1. Eds: Bambauer, H. U., Taborszky, F. & Trochim, H. D., E. Schweizerbart'sche Verlags- buchhandlung, 188 p., Stuttgart. GEOLOGIJA 31, 32, 415-401 (1988/89), Ljubljana UDK 555.4.551.763(497.13) = 862 Prilog geokemijskom poznavanju gomjokredne bimodalne vulkanske asocijacije Požeške gore u Slavoniji (sjeverna Hrvatska, Jugoslavija) Some geochemical features of the Upper Cretaceous bimodal volcanic association from the Požeška Gora Mt. in Slavonija (northem Croatia, Yugoslavia) Jakob Pamić Geološki zavod, Sachsova 2, 41000 Zagreb Jasna Injuk i Milko Jakšić Institut »Ruder Bošković«, Bijenička c. 54, 41000 Zagreb Sažetak U radu se najprije kratko evaluiraju svi dosad raspoloživi geološki i petrološki podaci o stijenama bimodalne vulkanske asocijacije Požeške gore. One su gomjo- kredne, uglavnom senonske starosti što je dokazano geološkim i radiometrijskim metodama. Bimodalna vulkanska asocijacija izgrađena je od približno podjednake količine alkalijsko-feldspatskih riolita i ofitnih bazalta, odnosno metabazalta. Glavni dio rada razmatra geokemijske karakteristike bazalta i riolita. Na osnovi sadržaja imobilnih elemenata u tragovima razmatrani su geotektonski uvjeti formiranja bazalta. Alkali j sko-feldspatski rioliti pripadaju varijetetima obogaćenim silicijem i ističu se povišenim sadržajem zlata i srebra. Oni pokazuju pozitivnu korelaciju u sadržaju imobilnih mikroelemenata sa okolnim, takodjer gomjokrednim alkalijsko-feldspatskim granitima. Ta činjenica, kao i isti pri- mami odnos «'Sr/^^Sr dokazuje njihovo zajedničko porijeklo iz iste primame A- granitoidne magme nastale taljenjem u kori. S druge strane, bazaltne taljevine potječu iz gomjeg plašta. Na kraju se vrši korelacija s bimodalnim vulkanskim asocijacijama u svijetu, koje su vrlo često genetski vezane za završne faze subdukcije i kasnije ekstenzione procese, i daje genetska interpretacija. Abstract The first part of the paper deals with the evaluation of all available geological and petrological data on volcanic rocks of bimodal association of the Požeška Gora Mt. They are of Upper Cretaceous, mostly Senonian age, what is proved by geological and radiometric methods. The bimodal volcanic association is made up of approximately the same proportion of alkali feldspar rhyolite and ophitic metabasalt with relict ophitic basalt. 416 Jakob Pamić, Jasna Injuk & Milko Jakšić Geochemistry of basalts and rhyolites has been studied in detail. On the basis of immobile trace elements, geotectonic setting of the basalts has been considered. Alkali feldspar rhyolites belong to high-silica varieties which contain increased quantities of gold and silver. The rhyolites can be correlated in certain immobile trace element contents with the associated alkali feldspar granites, and both groups of rocks have the same «'Sr/e^Sr ratio. These two facts indicate their common origin from the same A-granitoid melt originated in crustal environment. By contrast, basalt melts are of the upper mantle origin. Bimodal volcanic association from Požeška Gora Mt. can be correlated with identical associations in the world. Most of them are genetically related to subduction and subsequent extension processes so that they have their specific geochemical, petrological and genetical features which are discussed in detail. Uvod Vulkanska masa Požeške gore, sa svojom površinom od oko ЗОкт^, predstavlja najveće vulkansko tijelo u Hrvatskoj. O vulkanskim stijenama Požeške gore napisan je veći broj radova. Prvi ih spominje Stur (1861) koji ih je odredio kao felzitne porfire (= kremeni porfiri bez utrusaka kremena - primjedba autora), a uz njih pripominje i crvene porfirne pršince, odnosno tufove. Koch (1916, 1919) ih je najprije nazivao porfirima, a kasnije andezitima, na osnovi petrografske obrade Tućana (1919). Barić i Tajder (1942) određuju vulkanite Požeške gore kao albitne riolite i albitne dijabaze, odnosno dolerite, uz koje spominju i prisustvo alkalijskih granita. Iza toga slijedi serija radova Tajdera (1944, 1947, 1955 i 1959) u kojima iznosi rezultate detaljne petrografske obrade albitnih dolerita i albitnih riolita sa nekoliko lokaliteta iz istočnih dijelova vulkanske mase Požeške gore. On je već u svom prvom radu izrazio sumnju o prisustvu andezita koje je odredio Tu ć a n, au svom posljed- njem članku to i decidirano tvrdi. Šparica i saradnici (1980) su, prilikom izrade Osnovne geološke karte, na Požeškoj gori izdvojili unutar vulkanske mase dijabaze sa spilitima (= albitni doleriti Tajdera-primjedba autora), albitporfire (= Tajderovi albitni rioliti-primjedba autora) i vulkanske breče, pored intruzivnih granofira (= alkalijski graniti Barića i Tajdera). Majer i Tajder (1982) objavljuju regionalno-petrološki rad o spilit-keratofir- skom vulkanizmu Slavonije u kojem su objedinjeni podaci za gornjokredne vulkanite Požeške gore i miocenske vulkanske stijene okolice Voćina, na Papuku. Pored ranije publiciranih Tajderovih kemijskih analiza, u radu su uključene i nove, dotad neob- javljivane kemijske analize. U radu je fokusirana pažnja na petrokemijske karakteri- stike na osnovi kojih su povučeni i određeni petrogenetski zaključci. Pamić (1988a) je dao detaljan petrološki prikaz alkalijsko-feldspatskih granita (aljaskita) i podređenijih alkalijsko-feldspatskih kvarcnih sijenita Požeške gore, u ko- jem je pretpostavio da su oni kogenetski s okolnim riolitima, odnosno da vuku porijeklo iz iste primarne magme. Cilj je ovog rada da se evaluiraju dosad raspoloživi geološki i petrološki podaci koji su međusobno neusklađeni i da se dadu novi geokemijski podaci, naročito o sadr- žaju mikroelemenata, kao novi prilog za bolje poznavanje vulkanskih stijena Požeške gore. Na osnovi ranije objavljenih i novih geokemijskih podataka izvlači se zaključak da vulkanske stijene Požeške gore predstavljaju tipičnu bimodalnu bazaltriolitnu asocijaciju vulkanita koja se može pozitivno korelirati s identičnim bimodalnim vulkanskim tvorevinama iz drugih krajeva svijeta koje se javljaju u identičnoj geotektonskoj poziciji. Posebna je pažnja u radu posvećena distribuciji mikroeleme- Prilog geokemijskom poznavanju gornjokredne bimodalne vulkanske asocijacije 417 nata u požeškim vulkanitima čiji se kiseli predstavnici (alkalijsko-feldspatski rioliti) mogu pozitivno korelirati s okolnim alkalijsko-feldspatskim granitima (aljaskitima). U riolitima se ističu karakteristično povećani sadržaji zlata i srebra. Kolega V. Majer mi je stavio na raspolaganje sve uzorke i izbruske iz zbirke pokojnog prof. Tajdera na čemu mu mnogo hvala. Na večem broju tih kemijski analiziranih uzoraka, kao i na večem broju novih, naknadno sakupljenih uzoraka, izvršena su u Institutu »Ruder Boškovič« određivanja elemenata u tragovima metodom rentgenske fluorescencije. Sumaran prikaz dosadašnjih geološko-petroloških podataka i njihova evaluacija Kao što se vidi iz priložene geološke karte (slika 1), vulkanska masa Požeške gore stoji najvećim dijelom u kontaktu s neogenim, a manjim dijelom s gornjokrednim sedimentima. Ona je izgrađena od približno podjednake količine bazalta i riolita koji su isprobijani s manjim tijelima alkalijsko-feldspatskih granita. O starosti vulkanita Požeške gore dosad su iznesena vrlo različita mišljenja. (1) S tur (1861) ne izvodi određen zaključak, mada jasno navodi da neogeni sedimenti naliježu preko vulkanita iz čega proizilazi da su oni stariji od okolnih miocenskih sedimenata. SL 1. Shematizirana geološka karta gornjokredne vulkanske mase Požeške gore (Šparica et al., 1980) 1 kvartar; 2 neogen; 3 gomjokredni sedimenti; 4 bazalti i metabazalti; 5 alkalijsko-feldspatski rioliti; 6 piroklastične stijene; 7 alkalijsko-feldspatski graniti Fig. 1. Schematized geological map of the Upper Cretaceous volcanic mass of the Požeška Gora Mt. (Šparica et al., 1980) 1 Quatemary; 2 Neogene; 3 Upper Cretaceous sediments; 4 basalt and metabasalt; 5 alkali feldspar rhyolite; 6 pyroclastic rocks; 7 alkali feldspar granite 418 Jakob Pamić, Jasna Injuk & Milko Jakšić (2) Koch (1916, 477) navodi da su efuzivne stijene Požeške gore »svakako mlađe od gornjokrednih sedimenata, jer ih probijaju«, a kasnije iznosi mišljenje (Koch, 1919, 225 i 232) da bi se »starost ovih erupcija mogla staviti u gornji miocen«, no uz ogradu da bi se naknadno trebali prezentirati pobliži dokazi za tu starost. Njegovo su mišljenje prihvatili i neki kasniji istraživači (Tajder, 1944, 1955 i 1959; Šparica et al., 1980). (3) Majer i Tajder (1982) uspoređuju vulkanske stijene Požeške gore u načinu pojavljivanja s trijaskim vulkanitima Dinarida, te na taj način eksplicitno ukazuju na mogućnost da su one trijaske starosti. (4) Pamić i Šparica (1983) iznose brojne primjere konkordantnog proslojava- nja vulkanita i njihovih piroklastičnih produkata sa paleontološki sigurno dokumen- tiranim gornjokrednim, pretežno senonskim sedimentima sa čime se dokazuje da vulkaniti Požeške gore, zajedno s okolnim gornjokrednim sedimentima, predstavljaju jedinstvenu vulkanogenu-sedimentnu formaciju. Ta formacija, prema njihovim kas- nijim podacima (Šparica & Pamić, 1986), leži horizontalno-reversno (navlačno?) preko okolnih neogenih sedimenata. (5) Najnovija radiometri j ska određivanja (Pamić et al., 1988), koriščenjem Rb-Sr metode, dala su starost riolita od 71.50 milijuna godina što odgovara mastrihtu. Iste su starosti i okolni alkalijsko-feldspatski graniti (aljaskiti). Prema tome se može zaključiti da je gornjokredna, pretežno senonska starost vulkanita Požeške gore pouzdano određena geološkim i radiometrijskim metodama. Petrografski podaci, koji su dosad objavljeni, međusobno nisu usklađeni u termino- loškom pogledu. Bazične vulkanske stijene Tajder (1944) označava albitnim doleri- tima, pri izradi Osnovne geološke karte (Šparica et al., 1980) označene su dijaba- zima i spilitima, a te iste termine koriste Majer i Tajder (1982). Kisele efuzivne stijene Tajder (1955 i 1959) naziva albitnim riolitima, Šparica i suradnici (1980) albitporfirima, a Majer i Tajder (1982) kvarcnim keratofirima, uz koje spominju i prisustvo sasvim podređenih keratofira. Dakle, bazične vulkanske stijene Požeške gore dosad su klasificirane kao dijabazi, albitni doleriti i spiliti, a kisele kao albitni rioliti, albitporfiri i kvarcni keratofiri. Prema tome, po tri različita naziva za iste stijene što u svakom slučaju dovodi do bespotrebne konfuzije. Prema prijedlogu Streckeisena (1967 i 1973) bazične vulkanske stijene s ba- zičnim plagioklasom i klinopiroksenom trebale bi se označavati bazaltima, a u slu- čaju da imaju ofitnu (dijabaznu) strukturu ofitnim bazaltima. Termin dijabaz ili dolerit rezervirani su, po toj klasifikaciji, samo za hipabisalne bazične stijene bazaltnog sastava. Prema tom bi kriteriju stijene koje su Majer i Tajder (1982) označili dijabazima trebalo nazivati ofitnim bazaltima. S druge strane, bazični vulkaniti s albitom i klinopiroksenom ± sekundarni minerali, po sugestijama Streckeisena (1967 i 1973) mogle bi se nazivati spilitima, naročito kada im je jasno izražen natrijski karakter. Stvarno je činjenica da jedan, čak veći dio bazičnih vulkanita ima jasno izražen natrijski karakter zbog prisustva albita te da pripada spilitima (tabela 1). No isto je tako činjenica da drugi dio tih bazičnih vulkanita ima povećan sadržaj kalij uma koji se penje i preko 2,7% i snižen sadržaj natrijuma (i do 1,56%), tako da ih se nikako ne bi moglo označiti spilitima. Zbog toga, kao i zbog toga što mineralna parageneza tih stijena nije dosad u dovoljnjoj mjeri izučena, bilo bi realnije da se u sadašnjoj situaciji te stijene označe metabazaltima, kako to predlaže i Streckeisen (1973). Naša dosadašnja saznanja o izmjenama bazičnih efuzivnih stijena u uvjetima hidrotermalnog metamorfizma Prilog geokemijskom poznavanju gornjokredne bimodalne vulkanske asocijacije 419 oceanskog dna pokazuju da su one rezultat, ne samo intenzivne albitizacije nego i drugih procesa, naročito zeolitizacije pri kojoj nastaju kemijski raznovrsni minerali iz grupe zeolita (Coleman, 1977). Kisele vulkanske stijene Požeške gore, u osnovi identičnog sastava, dosad su označavane albitnim riolitima, albitporfirima i kvarcnim keratofirima. Budući da se radi o kiselim vulkanitima prezasićenim kvarcom, uz kojeg još dominiraju alkalijski glinenci-ortoklas i albit, to bi oni po prvem prijedlogu Streck- eisena (1967) pripadali alkali j skim riolitima kao efuzivni ekvivalenti alkalijskih granita. No s druge strane, Streckeisen naglašava da alkalijski karakter magmat- skih stijena prvenstveno definira prisustvo feldspatoida kojih nema u požeškim vulkanitima. Vjerojatno uviđajući i sâm svoju klasifikacijsku nedosljednost, on alka- li j ske granite u definitivno prihvaćenoj klasifikaciji plu tonskih stijena označava alkali j sko-feldsatskim granitima (Streckeisen, 1973). Mada još ne postoji opća definitivno prihvaćena sistematika efuzivnih stijena, ipak bismo mogli, analogno navedenom kriteriju za intruzivne stijene, namjesto naziva alkalijski rioliti upotrije- biti adekvatniji termin alkalijsko-feldspatski riolit. Isto tako bi se onda moglo i intermedi j arne efuzivne ekvivalente alkalijsko-feldspatskih sijenita označiti alka- lijsko-feldspatskim trahitima. Naziv alkalijsko-feldspatski riolit je zaista adekvatniji od naziva albitni riolit zato što u tim stijenama jako varira odnos između ortoklasa i albita, tako da kod nekih količina albita pada na svega 10-15 %, i obrnuto. Nazivi albitporfir i kvarcni keratofir, naročito onaj prvi, sve se manje primjenjuju u petrografskim klasifikaci- jama, i to samo za starije i izmijenjene vulkanske stijene koje su bile zahvaćene procesima albitizacije. Kako to nije slučaj s kiselim vulkanitima Požeške gore, to je onda najlogičnije, imajući u vidu sve gore navedeno, da ih se naziva alkalijsko- feldspatskim riolitima. Na osnovi svega navedenog može se zaključiti da bi bazične vulkanske stijene Požeške gore trebalo nazivati ofitnim bazaltima, kada su svježe, i metabazaltima, kada su izmijenjene, dok bi kiselim pratiocima najviše odgovarao termin alkalijsko- feldspatski riolit. Petrokemijsko-petrogenetska razmatranja proističu iz navedenih petrografskih podataka. Interesantno je istaći da je Tajder (194, 1955 i 1959) detaljno razmatrao složen problem geneze albita pri čemu se opredijelio za njegovo primarno, magmat- sko porijeklo. Inače, on vulkanite Požeške gore nije promatrao cjelovito s pozicije formacija i vulkanskih serija. Taj je problem detaljnije obrađivan u radu Majera i Tajdera(1982)u kojem se tvrdi da vulkanske stijene Požeške gore pripadaju spilit-keratofirskoj asocijaciji stijena, koja se korelira s petrografski odgovarajućim, naročito trijaskim formaci- jama Dinarida. Oni daju brojne petrokemijske dijagrame koji pokazuju da ti vulka- niti imaju određene karakteristike i kalcijsko-alkalijskih, toleitskih i alkalijskih serija, i pri tome ne povlače neki decidirani zaključak. Razmatraju i mogućnost kristalizacijske diferencijacije iz neke primarne (kisele?) magme, ali ipak smatraju da su procesi parcijalnog taljenja igrali presudnu ulogu u njihovom postanku. A što se tiče geneze albita, oni zaključuju »da ove stijene moramo smatrati primarnim produktima jedne taljevine koje nisu u toku glavne magmatske faze ničim izmije- njene« (Majer & Tajder, 1982, 18). 420 Jakob Pamić, Jasna Injuk & Milko Jakšić Novi podaci Prostorni odnos riolita i bazalta Prema podacima Osnovne geološke karte (Šparica et al., 1980), rioliti i bazalti se javljaju kao zasebna veća, kilometarska tijela, tako da se mogu lako kartografski odvojiti (slika 1). Unutar riolita izdvojili su tri manja granitna tijela. Po novijim podacima granitne stijene zauzimaju veće površine (Pamić, 1988a), a rioliti i bazalti češće se izmjenjuju na manjim razmacima, uz često proslojavanje s gornjokrednim sedimentima (Pamić & Šparica, 1983). Zbog pokrivenosti nigdje se nije mogao na prirodnim izdancima pratiti izravan kontakt izmedju bazalta i riolita. U novije je vrijeme u danas jedino aktivnom kamenolomu u vulkanskim stijenama Požeške gore u potoku Pako, kod Vidovca, lijepo otkriven profil u kojem je moguće promatrati odnose izmedju bazalta i riolita (slika 2). Na tom se profilu jasno vidi tektonski (rasjedni) karakter kontakta izmedju riolita i bazalta. Ovo je, u stvari, kontakt izmedju većih i jasno individualiziranih vulkan- skih tijela jer se bazalti protežu daleko na jug, a rioliti na sjever i naročito na istok, sve do Pleternice. U južnom krilu rasjeda, koji pada 175/70-85°, dolaze zeleni metabazalti, mjestimice kao jastučastne lave, sa metarskim proslojcima crvenih globotrunkastih vapnenaca i šejlova. Metabazalti su u kontaktnom području inten- zivno kataklazirani i milonitizirani, bliže kontaktu i jasno škriljavi. U sjevernom krilu rasjeda dolaze nekataklazirani rioliti koje u vršnim dijelovima prekrivaju SI. 2. Shematizirani geološki profil u kamenolomu Pako 1 alkalijsko-feldspatski rioliti; 2 bazalti i metabazalti; 3 rasjedna zona; 4 jastučaste bazaltne lave; 5 proslojci gornjokrednih sedimenata; 6 pokriveno Fig. 2. Schematized geological cross-section in the Pako quarry 1 alkali feldspar rhyolite; 2 basalt and metabasalt; 3 fault zone; 4 basalt pillow lavas; 5 interlayers of Upper Cretaceous sediments; 6 covered Prilog geokemijskom poznavanju gornjokredne bimodalne vulkanske asocijacije 421 kataklazirani i djelomice škriljavi metabazalti rasjedne zone pa se dobiva utisak da su metabazalti nagurivani u pravcu sjevera preko riolita. Već je ranije istaknuto (Pamić & Šparica, 1983) da konkordantno proslojava- nje gornjokrednih, uglavnom senonskih globotrunkanskih vapnenaca i vulkanita (pretežno bazalta) dokazuje gornjokrednu starost submarinskog vulkanizma. Nave- deni odnosi na prikazanom profilu pokazuju, i pored jasno izraženog rasjednog kontakta, da su izljevi bazalta i riolita produkti odvojenih i naizmjeničnih faza izljevanja i da su bazalti anklavirani u riolitima što dokazuje, bar na ovom profilu, da su bazaltni izljevi stariji od riolitnih. Budući da se radi o proslojavanju samo gornjokrednih globotrunkanskih vapnenaca na brojnim mjestima, to se ne može govoriti o nekim, vremenski jako odvojenim fazama izljevanja bazaltnih i riolitnih lava koja su se morala odvijati bez neke veće pravilnosti. Neke veće zakonitosti u toj polifaznosti teško je izvlačiti i zbog toga što je, kako je to već naprijed naglašeno, cjelokupni gornjokredni vulkanogeno-sedimentni kompleks alohtonog karaktera i time samo fragmentarno sačuvan. Geokemijski podaci Geokemijski podaci, odnosno sadržaji makroelemenata i mikroelemenata prika- zani su u tabeli 1. Prvih se 19 analiza odnose na uzorke ofitnih bazalta i metabazalta te alkalijsko-feldspatskih riolita koje je ustupio kolega Majer za određivanje eleme- nata u tragovima. Analize 20 do 31 odnose se na naknadno sakupljene i analizirane uzorke samo riolitnih stijena. Makroelementi. Prvih 10 analiza u priloženoj tabeli prikazuju kemizam bazalta i metabazalta. Sadržaji glavnih komponenti pokazuju uobičajene varijacije karakte- ristične za bazične stijene. Dok bazalti imaju ujednačeniji sadržaj alkalijskih eleme- nata i dosta visok odnos Na20:K20, dotle metabazalti imaju najčešće dosta povećanu količinu alkalijskih elemenata, uz promjenljiv odnos natrija i kalija, vjerojatno kao rezultat naknadnih postkonsolidacionih promjena. Od ostalih stijena, samo jedna (analiza 11, tabela 1) odgovara neutralnim, a sve ostale (analize 12 do 31) pripadaju kiselim vulkanitima - alkalijsko-feldspatskim riolitima. Na priloženom dijagramu SÌO2 : Na20+K20 (L e В a s et al., 1986) najveći dio tih stijena pada u polje riolita (slika 3). Sadržaji SÌO2 tih stijena najčešće kolebaju u rasponu od 73 do 77 %, a srednja vrjednost iznosi oko 74 % (bez sadržaja vode) po čemu pripadaju visokosilicijskim, odnosno silicijem bogatim riolitima (Hildereth, 1981). Alkalijsko-feldspatski rioliti Požeške gore odlikuju se sniženim udjelom CaO (srednja vrjednost 0,65%) i povišenim sadržajem alkalijskih elemenata (srednji sadržaji: Na20 = 4,34 % i K2O = 4,13 %)počemusejasno razlikuju od riolita kalcijsko- alkalijskih serija. To nam najbolje ilustrira priloženi dijagram SÌO2 : Na20+K20 (Miyashiro, 1874), na kojem sve točke bazalta, metabazalta i najveći dio alkalij- sko-feldspatskih riolita padaju u polje stijena alkalijskih vulkanskih serija (slika 4). Pri tome treba imati na umu da je ovakvo ponašaje bazaltnih stijena prvenstveno uvjetovano naknadnim obogaćenjem alkalijskim elementima, posebno natrijem. Alkalijsko-feldspatski rioliti Požeške gore po kemijskom sastavu jako su slični okolnim alkalijsko-feldspatskim granitima (aljaskitima) što ilustriraju njihove sred- nje vrjednosti (analize 32 i 33, tabela 1). Suma alkalija je gotovo identična (oko 8,5 %) s malim razlikama u odnosu na sadržaj SÌO2. Iz iznesenih podataka o sadržaju glavnih komponenti vidi se jasno da među vulkanitima Požeške gore dolaze praktički samo bazaltne i riolitne stijene. Mada se 422 Jakob Pamić, Jasna Injuk & Milko Jakšić Tabela 1. Sadržaj makroelemenata (u %) i mikroelemenata (u ppm) požeških bazalta, metabazalta i alkalijsko-feldspatskih riolita Prilog geokemijskom poznavanju gornjokredne bimodalne vulkanske asocijacije 423 Table 1. Major element (in wt. percents) and trace element contents (in ppm) of basalts, metabasalts and alkali feldspar rhyolites 424 Jakob Pamić, Jasna Injuk & Milko Jakšić Harkerovi varijacioni dijagrami najčešće koriste da bi pokazali postupnost promjena u kemijskom sastavu, mi smo na njih ucrtali raspoložive podatke za vulkanite Požeške gore (slika 5). Iz tih se dijagrama jasno uočava njihov kontrastni sastav kojeg definiraju dva jasno odvojena polja - bazaltno i riolitno između kojih se nalazi samo jedna jedincata trahitna stijena. Intermedi j arne stijene sa sadržajem SÌO2 od 52 do 68 % praktički se uopće ne susreću. Mikroelementi. Kao što se bazaltne i riolitne stijene oštro odvajaju u sadržaju glavnih komponenti, tako se oni jasno odvajaju i po sadržaju elemenata u tragovima. Ofitni bazalti i metabazalti pokazuju uobičajena variranja mikroelemenata ka- rakteristična za bazične vulkanske stijene, uz rijetke izuzetke (npr. Ва, vjerojatno kao rezultat naknadnog privođenja). Posebno su interesantni imobilni elementi na osnovi kojih se u novije vrijeme razmatraju problemi geotektonskog položaja vulkan- skih serija. U tom smislu smo koristili diskriminacioni dijagram Ti:Zr:Y (Pearce & C a n n, 1973) na kojem točke bazičnih vulkanita Požeške gore pokazuju određena rasipanja pri čemu se ipak jasno vidi da njihov najveći broj pada u polje D i oko njega, tj. u polje kontinentalnih bazalta i oceanskog otočja (slika 6 a). I na drugom diskriminacionom dijagramu Zr:Zr/Y (Pearce & Norry, 1979) točke požeških bazalta se rasipaju i jedna polovica pada u polje kontinentalnih bazalta, a druga u polje bazalta srednjooceanskih hrbtova (slika 6 b). Iz gornjih se podataka ne može povući potpuno jednoznačan zaključak, mada su na oba posljednja dijagrama jako istaknuti režimi stabilnih kontinentalnih područja i oceanskog otočja. Možda ova nejednoznačnost u definiranju ukazuje na specifičnost geotektonskog režima formiranja bazalt-riolitne asocijacije Požeške gore. Distribucija elemenata u tragovima sasvim je drukčija u alkalijsko-feldspatskim riolitima negoli u prodiskutiranim bazaltnim stijenama. U njima praktički nema Cr i Ni; neki mikroelementi pokazuju znatno veće sadržaje nego kod bazalta, kao primjerice Ва, Ce, La, a naročito Zr, dok su udjeli nekih mikroelemenata smanjeni: Cu, Pb i Zn. Interesantno je istaći da Rb pokazuje jako velika variranja od 11 do skoro 150 ppm, no ona su, u stvari, najvećim dijelom zavisna od sadržaja K2O što lijepo ilustrira priloženi dijagram (slika 7). Na njem se vidi da je količina Rb uglavnom u izravnoj proporciji sa sadržajem K2O što dokazuje da je Rb dispergiran uglavnom u ortoklasu. Važno je istaći da alkalijsko-feldspatski rioliti sadrže povećanu količinu zlata i srebra koja je bila određivana samo u novoanaliziranim uzorcima (analize 20 do 31, tabela 1). Od ukupno 11 ispitanih primjeraka. Au i Ag nisu utvrđeni samo u dvije stijene. Udjeli srebra variraju od 13 do 20 ppm, a zlata od 6 do 22 ppm. Ovako povišeni sadržaji ta dva plemenita metala su iznenađujući za naše prilike, no izgleda Objavljene analize (Majer & Tajder, 1982): 1, 2 ofitni bazalti; 3 do 10 metabazalti; 11 alkalijsko- feldspatski trahit; 12 do 19 varijeteti alkalijsko-feldspatskih riolita Nove analize: 20 do 22 holokristalno porfirni alkalijsko-feldspatski rioliti; 23 do 25 isto, no s malo utrusaka; 26, 21 afirski alkalijsko-feldspatski rioliti; 28, 29 perlitsko-sferulitski alkalij- sko-feldspatski rioliti; 30,31 riolitne tufolave; 32 srednji sastav alkalijsko-feldspatskih riolita; 33 srednji sastav alkalijsko-feldspatskih granita Published analyses (Majer & Tajder, 1982): 1, 2 ophitic basalts; 3 to 10 metabasalts; 11 alkali feldspar trachyte; 12 to 19 varieties of alkali feldspar rhyolites New analyses: 20 to 22 holocrystalline porphyritic alkali feldspar rhyolites; 23 to 25 the same rocks but with a few phenocrysts; 26,21 aphyric alkali feldspar rhyolites; 28, 29 perlitic and spherulitic alkali feldspar rhyolites; 30, 31 rhyolitic tuff-lavas; 32 average alkali feldspar rhyolite; 33 average alkali feldspar granite Prilog geokemijskom poznavanju gornjokredne bimodalne vulkanske asocijacije 425 SI. 3. Dijagram SÌO2 : NazO+KgO (Le Bas et al., 1986) Fig. 3. The total alkali-silica diagram (Le Bas et al., 1986) SI. 4. Dijagram SÌO2 : NazO+KaO (Miyashiro, 1974) Fig. 4. The diagram SÌO2 versus Na20+K20 (Miyashiro, 1974) 426 Jakob Pamić, Jasna Injuk & Milko Jakšić ipak najviše zato što ih nismo ni tražili u vulkanitima naših andezitnih asocijacija. Inače, u mnogim područjima u svijetu stijene andezitnih asocijacija subdukcionih područja, kao što je i ovo naše, sadrže povećane količine zlata i srebra. Tako, primjerice, u andezitima, a naročito riolitima u tercijarnim vulkanskim oblastima zapadnih dijelova SAD dolaze brojna i velika ležišta zlata i srebra različitih genet- skih tipova. Ekonomski vrlo značajne količine zlata i srebra nalaze se u disiminira- nim tipovima ležišta u vulkanskim stijenama, naročito u riolitima (To o ker, 1985). U svakom slučaju da su ovi povišeni sadržaji Au i Ag u alkalijsko-feldspatskim riolitima Požeške gore veoma interesantni u ekonomskom pogledu jer ovo područje SI. 5. Harkerovi dijagrami za vulkanske stijene Požeške gore Fig. 5. Harker's diagrams for volcanic rocks from Požeška gora Prilog geokemijskom poznavanju gornjokredne bimodalne vulkanske asocijacije 427 SI. 6. a) Trokomponentni dijagram Ti:Zr:Y (Pearce & Cann, 1973), b) dvokomponentni dijagram Zr:Zr/Y (Pearce & Norry, 1979) A oceansko otočje; B abisalni toleiti; C bazalti otočnih lukova; D bazalti iz unutrašnjosti ploča Fig. a) Three component diagram Ti:Zr:Y (Pearce & Cann, 1973), b) Two component diagram Zr:Zr/Y (Pearce & Norry, 1979) A oceanic islands; B abyssal tholeiites; C island arc basalts; D within plate basalts SI. 7. Dijagram K2O : Rb za alkalijsko-feldspatske riolite Fig. 7. The diagram K2O versus Rb for alkali feldspar rhyolites 428 Jakob Pamić, Jasna Injuk & Milko Jakšić Tabela 2. Sadržaji б'®0 i odnos ^'Sr/^^Sr u bazaltima, alkalijsko-feldspatskim riolitima i granitima Table 2. ôi®0 content and "Sr/^eSr ratio in basalts, alkali feldspar rhyolites and granites Brojevi uzoraka isti kao u tabeli 1 The same numbers of samples as in Table 1 čine perspektivnim za detaljna i sistematska geokemijsko-metalogenetska istraživa- nja. No metalogenetska evaluacija tih podataka izlazi iz okvira ovog članka, to tim više što se radi o inicijalnim podacima koji su dobiveni na nedovoljno sistematski uzrokovanim primjercima. Interesantna je korelacija u sadržaju mikroelemenata sa okolnim alkalijsko- feldspatskim granitima. Budući da nisu vršena određivanja na istim asocijacijama mikroelemenata, to je ta korelacija nepotpuna. Uzmemo li u obzir zajedničke od- ređivane imobilne elemente, kao Zr i Y, pa Rb i Ti, onda vidimo gotovo identične sadržaje u granitima i riolitima što najbolje ilustriraju njihovi srednji sadržaji (analize 32 i 33, tabela 1). Posebno treba ukazati na povišen sadržaj Zr koji u pros- jeku iznosi 418 ppm za alkalijsko-feldspatske granite i 469 ppm za alkalijsko-feld- spatske riolite. Ova izrazito pozitivna korelacija u sadržaju elemenata u tragovima između alka- lijsko-feldspatskih riolita i granita Požeške gore sasvim je razumljiva ako imamo u vidu naprijed prodiskutiranu pozitivnu korelaciju u sadržaju glavnih komponenti. Ova geokemijska podudarnost prostorno udruženih riolita i granita svakako doka- zuje njihovo zajedničko porijeklo iz iste primarne magme, odnosno iz istog magmat- skog ognjišta. Izotopno-geokemijski podaci. U najnovije vrijeme su izvršena izotopna određiva- nja kisika i na nekoliko uzoraka ofitnih bazalta, metabazalta i alkalijsko- feldspatskih riolita te prostorno asociranih alkalijsko-feldspatskih granita Požeške gore (Pamić et al., 1988) i dobiveni rezultati prikazani su u tabeli 2. Rb-Sr podaci za tri uzorka alkalijsko-feldspatskih granita i dva uzorka riolita definiraju idealno pravolinijsku izohronu koja daje izotopnu starost od 71,5 ± 2,8 milijuna godina što odgovara mastrihtu. Dakle, i graniti i rioliti leže na istoj Sr-izohroni što dokazuje Prilog geokemijskom poznavanju gornjokredne bimodalne vulkanske asocijacije 429 njihovo zajedničko porijeklo iz istog magmatskog ognjišta. Stroncij um inkorporiran u toj komagmatskoj alkalijsko-fledspatskoj riolit-granitnoj asocijaciji imao je pri- maran odnos ®''Sr/®®Sr jednak 0,7073 ± 0,002 što dokazuje da je primarna kisela taljevina nastala u kori. S druge strane, taj isti odnos je znatno niži u pratećim bazaltima što govori da su bazaltne taljevine nastale parcijalnim taljenjem stijena gornjeg plašta (Т a y 1 o r & Sheppard, 1986). Zajedničko porijeklo alkalijsko-feldspatskih granita i riolita iz istog magmatskog ognjišta dokumentiraju i ujednačeni izotopni sastavi kisika koji u prosjeku iznose 9. No vrlo su indikativne razlike u izotopnom sastavu kisika kod bazičnih vulkanita (tabela 2). Te su vrjednosti niže kod ofitnih bazalta (5,3) negoli kod izmijenjenih metabazalta (6,3 do 7,3). Prema novim eksperimentalnim podacima, ove razlike u izotopnom sastavu kisika ukazuju da su bazalti bili zahvaćeni postkonsolidacionim hidrotermalnim metamorfizmom oceanskog dna (S p o o n e r et al., 1974, Coleman, 1977). Diskusija Naprijed prikazani analitički podaci pokazuju da se gornjokredna vulkanska asocijacija Požeške gore ističe kontrastnim sastavom, jer u njoj dolaze bazični vulkaniti-ofitni bazalti i metabazalti, s jedne strane, i kiseli alkalijsko-feldspatski rioliti, s druge strane. Gill (1979), u svojoj monografiji o orogenim andezitima, među stijenama andezitne asocijacije izdvaja tri grupe, odnosno subprovincije: (1) mono- tonu andezitnu, (2) izdiferenciranu bazalt-andezit-dacit-riolitnu, i (3) kontrastnu bazalt-andezitnu. Dakle, po njegovim shvaćanjima bazalt-riolitne asocijacije pred- stavljaju samo varijantu andezitnih asocijacija, mada u njima nema praktički ande- zita. Te bazalt-riolitne asocijacije često se susreću u zapadnim dijelovima SAD, gdje su detaljno študirane. Hamilton (1965) ih je prvi, zbog njihovog kontrastnog sastava, označio bimodalnim vulkanskim asocijacijama i taj termin su kasnije pre- uzeli brojni drugi autori (МсКее, 1971; Lipman et al., 1972; Christiansen & Lipman, 1972; Suneson & Lucchitta, 1983). Prema podacima navedenih autora, bimodalne vulkanske asocijacije javljaju se u geotektonskoj jedinici »Basen and Range« koja se karakterizira, između ostalog, i vrlo plitkim položajem Mohorovi- čićevog diskontinuiteta, jednako kao što je slučaj i s južnim dijelovima Panonskog bazena (Roksandić, 1969) gdje je i locirana Požeška gora. Postupno je taj termin našao široku primjenu i mnogo se koristi u petrološkoj i geološkoj literaturi. Danas se općenito smatra da su bimodalne vulkanske asocija- cije izgrađene od promjenljive količine bazalta i riolita, dok intermedi j arne stijene, ili dolaze uz njih izuzetno rijetko, ili ih češće uopće nema (Suneson & Lucchitta, 1983). Utvrđivanje bimodalnog karaktera gornjokrednog vulkanizma Požeške gore proširuje naša saznanja o stijenama andezitne asocijacije, jer takve alpinske bimo- dalne bazalt-riolitne asocijacije nisu bile dosad poznate u našim krajevima (Kara- mata, 1962). Stijene bimodalne vulkanske asocijacije Požeške gore predstavljaju članove gor- njekrednog vulkanogeno-sedimentnog kompleksa koji leži horizontalno-reversno (navlačno?) preko okolnih neogenih sedimenata (Šparica & Pamić, 1986). Slične gornjokredne vulkanogeno-sedimentne komplekse nalazimo odmah južno od Save u području sjeverne Bosne, u okviru prostrane zone gornjokredno-paleogenih flišnih kompleksa (Jelaska, 1978). Nije isključeno da gomjokredni vulkanogeno-sedi- 430 Jakob Pamić, Jasna Injuk & Milko Jakšić mentni kompleks Požeške gore predstavlja fragment koji je tektonski transportiran s juga iz spomenute zone gornjokredno-paleogenih fliševa. U ovakvoj geodinamskoj interpretaciji treba naglasiti da se sedimenti gornjo- kredno-paleogenog fliša i prostorno udružene magmatske stijene mogu genetski, odnosno paleogeografski vezati za područje drevnog žlijeba, odnosno subdukcione zone čije relikte danas nalazimo u sjevernim Dinaridima, u zoni Prosara-Motajica- -Cer-Bukulja (Pamić, 1977, 1987 i 1988 b). Relikte te subdukcione zone, odnosno drevnog magmatskog luka definiraju nam stijene alpinske granit-granodioritne i andezitne asocijacije. Dakle, gornjokrednu bimodalnu vulkansku asocijaciju Požeške gore možemo genetski vezati za završne stadije subdukcionih procesa koji su se odigravali u po- dručju današnjih sjevernih Dinarida i nakon kojih su započeli ekstenzioni procesi koji su doveli do formiranja današnjeg Panonskog bazena (Royden et al., 1983). Vjerojatno su baš ovim ekstenzionim procesima tvorevine gornjokrednog vulkano- geno-sedimentnog kompleksa tektonski transportirane i dovedene u svoj današnji strukturni položaj. Stijene bimodalne vulkanske asocijacije Požeške gore mogu se, ne samo po svojim geokemijsko-petrološkim karakteristikama, nego i po svom geotektonskom položaju i geodinamskoj evoluciji korelirati s odgovarajućim tvorevinama u zapadnim dijelo- vima SAD. Lip man (1980) je, sumirajući sve podatke za bimodalne vulkanske asocijacije tog područja, došao do zaključka da su one vezane za ekstenzione procese koji su se započeli odigravati u uvjetima marginalnih (»back-arc«) bazena kada su subdukcioni procesi dosegli kritičnu minimalnu vrjednost. Postanak stijena bimodalne vulkanske asocijacije danas se objašnjava na različite načine: parcijalnim taljenjem, kristalizacijskom diferencijacijom i porijeklom iz različitih izvorišnih područja, npr. bazaltne taljevine iz gornjeg plašta, a riolitne iz kontinentalne kore (S u n e s o n & Lucchitta, 1983). Prikazani analitički podaci za stijene bimodalne vulkanske asocijacije Požeške gore govore u prilog ove posljednje pretpostavke, tj. da bazalti potječu iz plaštnih taljevina, a rioliti iz kiselih taljevina nastalih parcijalnim taljenjem kore. Ovakvo mišljenje egzaktno dokumentiraju po- daci o izotopnom sastavu Sr (tabela 2). Prema tim podacima bi bazaltne taljevine vukle porijeklo iz stijena gornjeg plašta. Irving i Green (1976) su dokazali da se problem razmatranja porijekla bazaltnih taljevina može promatrati, ne samo na izotopno-geokemijskim podacima, već i na osnovi Mg-vrjednosti (= 100 Mg/Mg + Fe^"^) koje iznose od 66 do 75 u bazaltnim taljevinama koje su u ravnoteži sa nedepletiranim plaštnim lercolitima. U našem slučaju su Mg-vrjednosti nešto niže i variraju u rasponu od 44 do 64 što ukazuje da bazaltne taljevine ne potječu od nedepletiranog lercolita nego od nekog drugog plaštnog materjala. Riolitne taljevine su morale nastati parcijalnim taljenjem stijena kontinentalne kore što dokazuje primarni odnos ^^Sr/®®Sr = 0,7073. Taj je odnos dobiven iz idealne Sr-izohrone koja je dobivena izotopnim mjerenjima na alkalijsko-feldspatskim rioli- tima i okolnim granitima što dokazuje njihovo zajedničko porijeklo iz istog magmat- skog ognjišta. Prema nekim mišljenjima (Suneson & Lucchitta, 1983), parci- jalno taljenje koje je dalo krustalnu kiselu taljevinu bilo je pospješeno izdizanjem i dovođenjem u viši nivo visokotemperiranih bazaltnih taljevina. Ta činjenica o zajedničkom porijeklu alpinskih alkalijsko-feldspatskih riolita i okolnih granita otvara dodatne petrološke probleme. Naime, ti graniti, prema novijim genetskim klasifikacijama, pripadaju familiji A-granita (Collins et al.. Some geochemical features of the Upper Cretaceous bimodal volcanic association 431 1983; Pamić, 1988a) čiji genetski odnos prema I (plastnim) i S (krustalnim) granitima danas još nije potpuno razjašnjen. S druge strane, stijene alpinske granit- granodioritne asocijacije u okolnoj zoni Prosara-Motajica-Cer-Bukulja imaju sve karakteristike S-granita, tj. potječu od magmi koje su nastale parcijalnim taljenjem krustalnog materjala. Budući da alkalijsko-feldspatski rioliti i graniti Požeške gore predstavljaju komagmatske alpinske tvorevine, što dokazuju izotopno-geokemijski podaci, onda se na našem primjeru može zaključiti da A-graniti imaju krustalno porijeklo, odnosno da se mogu derivirati kao diferencijati iz S-taljevina. Taj naš primjer, kao i slični primjeri u svijetu, gdje se uz granite javljaju i odgovarajući efuzivni ekvivalenti (Wyborn et al., 1981), pokazuju da i kisele vulkanske stijene mogu nastati iz kiselih taljevina različitog porijekla, u konkretnom slučaju iz A- granitoidnih taljevina. Some geochemical features of the Upper Cretaceous bimodal volcanic association from the Požeška Gora Mt. in Slavonija (northern Croatia, Yugoslavia) The Požeška Gora Mt. (PG Mt.), wrhich is located in the southern part of the Pannonian basin not far from the river Sava, consists mostly of Neogene sediments w^ith a volcanic mass in its central parts. The volcanic mass (Figure 1) covers a surface area of about 30 km^ and it represents a part of the Upper Cretaceous volcano- sedimentary complex which is thrust onto Neogene sediments (Šparica & Pamić, 1983). The volcanic body consists of basic and acid extrusive rocks which are in many places interlayered with pyroclastic rocks and Upper Cretaceous, mostly Senonian globotruncana limestones and shales (P a m i Ć & Šparica, 1983). The volcanics are cut by small bodies of comagmatic alkali feldspar granites (Pamić, 1988a). Most recent isotope determinations (Pamić et al., 1988) on these comagmatic rocks gave a Sr-isochron age of 71.5 Ma which corresponds to the Maestrichtian. Accordingly, geologic and radiometric data are concordant and they precisely define the Upper Cretaceous age of the magmatic activity. The presented geological map of the PG Mt. (Figure 1) demonstrates that basalts and rhyolites occur as large mappable units. However, small-scale interlayering of basalts, rhyolites and sediments can be seen on some exposures (Firuge 2). Petrology and Geochemistry Basic volcanic rocks are represented mostly by ophitic metabasalts with relict ophitic basalts which are associated nearly with the same quantity of alkali feldspar rhyolites. Major and trace element data for these volcanic rocks are presented in Table 1. Major element data. The first 10 analyses in Table 1 demonstrate the chemical composition of basic volcanic rocks. Ophitic metabasalts have a higher content of alkali elements than unaltered ophitic basalts; the former have increased Na20:K20 ratio, but some of them contain 2.7 percent of K2O. Analyses 12 to 31 in Table 1 illustrate the chemical composition of acid volcanic rocks which fall on the SÌO2 : Na20+K20 diagram (L e B a s et al., 1986) mostly in the field of rhyolites (Figure 3). They represent high-silica rhyolites (Hildereth, 1981), 432 Jakob Pamić, Jasna Injuk & Milko Jakšić because their SÌO2 content averages 74 percent; according to Miyashiro's (1974) diagram they belong to alkali volcanic rock series (Figure 4). Alkali feldspar rhyolites of the PG Mt. are very similar in chemical composition to the surrounding alkali feldspar granites. Both groups of rocks have the same total of Na2+K20 and nearly the same SÌO2 content (analyses 32 and 33, table 1). Consequently, the Upper Cretaceous volcanic association of the PG Mt. has a contrast composition what is demonstrated by the presented Harker's diagrams (Figure 5). They also demonstrate that intermediate volcanics with the range of SÌO2 content from 52 to 68 percent are practicaly absent. Trace element data are also presented in Table 1. Ophitic metabasalts and basalts show a normal variation in trace element contents which is characteristic of basic igneous rocks. Some discrimination diagrams (Pearce & Cann, 1973; Pearce &i Norry, 1979) based on immobile trace elements were used for the consideration of geotectonic settings. On the Ti:Zr:Y and Zr : Zr/Y diagrams (Figure 6a and b) points of basalts and metabasalts are scattered in the fields of within plate and oceanic island basalts. The trace element distribution in alkali feldspar rhyolites is quite different. Some of the trace elements display great variation, as for example, Rb between 11 to 150 ppm, depending mostly on the K2O variation (Figure 7). It is interesting to note that the rhyolites contain increased quantities of gold (6 to 22 ppm) and silver (13 to 20 ppm), what makes the area of PG Mt. promising for a future geochemical-metalloge- nical exploration. There is a positive correlation in some immobile trace element contents, as for example Zr, Y, Rb and Ti between alkali feldspar rhyolites and surrounding alkali feldspar granites (analyses 32 and 33, Table 1). It must be emphasized that both the rhyolites and granites contain increased quantities of Zr averaging 418 and 469 ppm. This positive correlation in trace element contents indicates that rhyolites and granites are comagmatic, i.e. they originated from the same magma chamber. Isotope-geochemical data. Most recently the determination of oxygen and stron- tium isotope composition on samples of basalts, metabasalts, alkali feldspar rhyolites and granites from the PG Mt. has been carried out (Pamić et al., 1988) and the data obtained are presented in Table 2. Two samples of rhyolites and three samples of granites define a precise Sr-isochron which gave the age of 71.5±2.8 Ma and the primary ®''Sr®®Sr=0.7073±0.002. This is evidence that both rhyolites and granites came from the same granite melt which originated by partial melting in the crust. The obtained ®''Sr®®Sr ratio for the associated basalts is lower indicating thdr upper mantle origin. The common origin both of granites and rhyolites from the same magma source is also supported by the nearly same oxygen isotope composition averaging 9. But it is interesting to point out the differences in oxygen isotope composition of basic rocks. Its lower values in fresh ophitic basalts (5.3) and the higher ones in the altered metabasalts (6.3 to 7.3) indicate that the basalts were affected by postmagmatic ocean floor hydrothermal metamorphism (S p o o n e r et al, 1974; Coleman, 1977). Discussion The Upper Cretaceous volcanic association of the PG Mt. consists of basalts and rhyolites, and it is thus characterized by contrast composition. According to Gill (1979) it can be classified as a subgroup of the andesite association, and according to Some geochemical features of the Upper Cretaceous bimodal volcanic association 433 Hamilton (1965) it belongs to the bimodal volcanic association. Rocks of this association are very common in the Western United States where they have been studied in detail by numerous authors (McKee, 1971; Lipman et al., 1972; Christiansen & Lipman, 1972; Sunneson & Lucchitta, 1983, and others). In this correlation it is interesting to note that the areas both of the Western United States and Pannonian basin are characterized by thin crust, i.e. very high position of the Mohorovičić discontinuity. Rocks of the bimodal volcanic association of PG Mt. are members of the Upper Cretaceous volcano-sedimentary complex. The same and similar complexes are widespread in the neighbouring Northern Bosnia where they occur within the Upper Cretaceous-Paleogene Flysch zone (Jelaska, 1978). It is possible, indeed probable, that the volcano-sedimentary complex of the PG Mt. represents a fragment which was tectonically transported from the south, i.e. from the Upper Cretaceous-Pale- ogene Flysch zone. Sediments of the Upper Cretaceous-Paleogene Flysch zone, including the associ- ated igneous rocks of Alpine granite-granodiorite and andesite associations, can be genetically related to the ancient trench, i.e. the subduction zone whose relics can be traced in the adjacent northern Dinarides along the Prosara-Motajica-Prosara- Bukulja zone (Pamić, 1977, 1987 and 1988b). The Upper Cretaceous bimodal volcanic association of the PG Mt. can be thus genetically related to final stages of subduction processes which took place in the area of the present northern Dinarides. They were followed by subsequent extension processes which gave rise to the formation of the Pannonian basin (Roy den et al., 1983). It is quite possible that the volcanic-sedimentary complex was tectonically transported from the south by the extensional processes and thus incorporated in the present structure of the PG Mt. Rocks of the bimodal volcanic association of the PG Mt. can be correlated in geochemical and petrological features with the bimodal volcanic associations of the Western United States, probably as a result of identical deep crustal structure and the same geodynamic evolution. Lipman (1980) concluded that the bimodal volca- nic associations of the Western United States originated in a back-arc environment when subduction processes reached a critically diminished size. Genesis of bimodal volcanic associations has been recently explained by partial melting, fractional crystallization, and by the different source origin, as for example, basalt melts from the upper mantle and rhyolite melts from the crust (Suneson & Lucchitta, 1983). Analytical data for the bimodal volcanic association of the PG Mt. can be taken as evidence for the last hypothesis, that the basalt melts came from the upper mantle and the rhyolite melts from the crust. Mg-values for our basalts vary in the range between 44 to 64 indicating that basalt melts did not come from undepleted Iherzolite, but from an other upper mantle material (Irving & Green, 1976). The obtained ®''Sr/®®Sr ratio indicates that acid melts which produced both alkali feldspar rhyolites and granites can be derived from the crust. The partial melting of the crust material and thus the formation of acid magmas could be brought about by high-temperature basalt magma itself. The common origin of alkali feldspar rhyolites and granites from the same source magma makes possible a new approach in the genetical consideration of granites of the adjoining area of the northern Dinarides and Pannonian basin. The data so far available indicate that granitoids from the Prosara-Motajica-Cer-Bukulja zone be- long to S-family (Pamić, 1988b), whereas alkali feldspar granites from the PG Mt. 434 Jakob Pamić, Jasna Injuk & Milko Jakšić belong to A-family. Consequently, we have penecontemporaneous predominant S- granites and subordinate A-granites within the same Alpine zone related to subduc- tion, and both groups are of crustal origin. Oxygen composition of the A-granites averaging 9 suggests that the partially melted crustal material might have been represented by previously existed I-granites. Wyborn et al., (1981) emphasized that acid extrusive rocks associated with S- granites have common origin from the same S-granitoid melts. In our particular case it can be concluded that alkali feldspar rhyolites from the PG Mt. came from A- granite melts. Literatura Barić, Lj. & Tajder, M. 1942, Petrografska proučavanja Požeške gore. Vje. Hrv. geol. zav. i Hrv. geol. muzeja, 1, 1-5, Zagreb. Coleman, R. G. 1977, Ophiolites. Springer Verlag, Berlin-Heidelberg-New York. Collins, W. J., Beams, S.D., White, A. J. R. & Chappell, B.W. 1983, Nature and origin of A-type granites with particular reference to southeastern Australia. Contrib. Mineral. Petrol., 80, 189-200, Stuttgart. Christiansen, R. L. & Lipman, P. W. 1972, Cenozoic volcanism and plate-tectonic evolution of the Western United States. II. Late Cenozoic. Phil. Trans. R. Soc. London, A, 271, 249-284, London. Gill, J. 1979, Orogenic andesites and plate tectonics. Springer Verlag, Berlin-Heidelberg- New York. Hamilton, W. 1965, Geology and petrogenesis of the Island Park Caldera of rhyolite and basalt. Eastern Idaho. Prof. Pap. US Geol. Surv., 504, 1-37, Washington. Hildereth, W. 1981, Gradients in silicic magma chambers: Implications for lithospheric magmatism. Jour. Geophys. Res., 86 (11), 11153-11192, Washington. Irving, A.J. & Green, D.H. 1976, Geochemistry and petrogenesis of the Newer basalts of Victoria and South Australia. Jour. Geol. Soc. Australia, 23 (1), 45-66, Canberra. Jelaska, V. 1978, Stratigrafski i sedimentološki odnosi senonsko-paleogenog fliša šireg područja Trebovca (sjeverna Bosna). Geol. vjes., 30 (1), 95-118, Zagreb. Karamata, S. 1962, Tercijarni magmatizam Dinarida, njegove faze i njegove glavne petrohemijske karakteristike. Ref. V. Sav. geol. JugosL, 2, 137-148, Beograd. Koch, F. 1916, Beiträge zur Kenntnis der Verhältnisse der Požeška gora. Jahresber. Ungar, geol. Reichsanst. für 1916, 465-477, Budapest. Koch, F. 1919, Grundlinien der Geologie von West-Slavonien. Glas. Hrv. prir. druš., 31 (1-4), 217-237, Zagreb. LeBas,M. J., LeMaitre,R. W., St reckeisen, A. & Zanettin,B. 1986, A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Jour. Petrol., 27 (3), 745-750, Oxford. Lipman, P. W. 1980, Cenozoic volcanism in the Western United States: Implications for continental tectonics. Reprint from "Studies in geophysics: continental tectonics", USA Acad. Scie., 161-174, Washington. Lipman, P. W., Prostka, H. J. & Christiansen, R. L. 1972, Cenozoic volcanism and plate-tectonic evolution of the Western United States. I. Early and Middle Eocene. Phil. Trans. R. Soc. London, A, 271, 217-248, London. Majer, V. & Tajder, M. 1982, Osnovne karakteristike spilitkeratofirskog magmatizma Slavonije. Acta geol. JAZU, 12, 1-22, Zagreb. McKee, E. 1971, Fish Creek Mountains tuff and volcanic center. Lander County, Nevada. Prof. Pap. US Geol. Surv., 681, 1-17, Washington. Miyashiro, A. 1974, Volcanic rock series in island arcs and active continental margins. Amer. Jour. Scie., 274, 321-355, Chicago. Pamić, J. 1977, Alpski magmatsko-metamorfni procesi i njihovi produkti kao indikatori geološke evolucije terena sjeverne Bosne. Geol. glas., 22, 257-292, Sarajevo. Pamić, J. 1987, Kredno-tercijarne granitne i metamorfne stijene u dodirnom području sjevernih Dinarida i Panonskog strukturnog kompleksa. Geologija, 23/29 (1985/86) 219-237, Ljubljana. Prilog geokemijskom poznavanju gornjokredne bimodalne vulkanske asocijacije 435 Pamić, J. 1988a, Mladoalpinski alkalijsko-feldspatski graniti (aljaskiti) Požeške gore u Slavoniji. Geologija 30, 183-205, Ljubljana. Pamić, J. 1988b, Hercynian and Alpine granitic-metamorphic complexes of the adjoining area of the Dinarides and Pannonian basin as related to geodynamics. Geol. zbor. - Geol. Carp., 40 (3), 259-280, Bratislava. Pamić, J. & Šparica, M. 1983, Starost vulkanita Požeške gore. Rad JAZU, 404 (19), 183-198, Zagreb. Pamić, J., Lanphere, M. & McKee, E. 1988, Radiometric ages of metamorphic and associated plutonic rocks of the Slavonian Mountains in the southern part of the Pannonian basin, Yugoslavia. Rad JAZU, 18 13-39, Zagreb. Pearce, J. A. & Cann, J. R. 1973, Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Plan. Scie. Letters, 19, 290-300, Amsterdam. Pearce, J. A. & Norry, M.J. 1979, Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y and Nb variations in volcanic rocks. Contrib. Mineral. Petrol., 69, 33-47, Stuttgart. Roksandić, M. 1969, O granici između Dinarida i Panonske venaćne mase. Zapis. Srp. geol. druš. za 1964-1967. godinu, 495-501, Beograd. Royden, L., Horvath, F. & Rumpier, J. 1983, Evolution of the Pannonian basin. I. Tectonics. Tectonics, 2 (1), 63-90, Washington. Spooner, E. T. C., Beckinsale, R. D., Fyfe, W. S. & Smewing, J. D. 1974,0^®enric- hed ophiolitic metabasic rocks from E. Liguria (Italy), Pindos (Greece), and Troodos (Cyprus). Contrib. Mineral. Petrol., 47, 41-62, Stuttgart. Streckeisen, A. 1967, Classification and nomenclature of igneous rocks. Neues Jahrb. Miner. Abh., 107 (2-3), 144-240, Stuttgart. Streckeisen, A. 1973, Plutonic rocks: classification and nomenclature recommended by the lUGS. Geotimes, 26-30, Washington. S tur, D. 1861, Die neogen-tertiäre Ablagerungen von West-Slavonien. Jb. Geol. Reich- sanst., 12, 285-299, Wien. Suneson, N. H. & Lucchitta, I. 1983, Origin of bimodal volcanism, southern Basin and Range province, west-central Arizona. Geol. Soc. Amer. Bull., 94, 1005-1019, Washington. Sparica, M., Juriša, M., Crnko, J., Šimunić, A., Jovanović, Č. & Živanović, D. 1980, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100.000, tumač za list Nova Kapela. Sav. geol. zavod, Beograd. Sparica, М. & Pamić, J. 1986, Prilog poznavanju tektonike Požeške gore u Slavoniji. Rad JAZU, 424 (21), 85-96, Zagreb. Tajder, М. 1944, Albitski riolit Požeške gore. Vje. Hrv. geol. zav. i Hrv. geol. muzeja, 2/3, 74-88, Zagreb. Tajder, М. 1947, Albitski dolerit iz Nakop-potoka u Požeškoj gori. Geol. vjes., 1, 182-189, Zagreb. Tajder, М. 1955, Albitski riolit Blackog u Požeškoj gori. Geol. vjes., 8/9, 191-196, Zagreb. Tajder, М. 1959, Petrografska proučavanja Požeške gore. Ljetopis JAZU, 63, 383-387, Zagreb. Taylor, H. P. & Sheppard, S. M. F. 1986, Igneous rocks:processes of isotopie fractiona- tion and isotope systematics. U: Valley, J. W., Taylor, H. P. and O'Neil, J. R. (Eds.) "Stable Isotopes", Miner. Soc. Amer., 16, 227-272, Washington. To o ker, E. W. 1985, Discussion of the dissiminated-gold-ore-occurrence model. US Geol. Surv. Bull., 1646, 107-150, Washington. Tućan, F. 1919, Sitan prinos poznavanju kristaliničnog kamenja Požeške gore. Glas. Hrv. prir. društva, 31, 98-105, Zagreb. Wyborn, D., Chappell, B. W. & Johnston, R. M. 1981, Three S-type volcanic suites from the Lachlan Fold Belt, Southeast Australia. Jour. Geophys. Res., 86 (11), 10335-10348, Washington. GEOLOGIJA 31, 32, 437-516 (1988/89), Ljubljana UDK 551.312.4.791.494(436.8:497.13:497.12)=30 Fallstudien zur Paläolimnologie Case studies on paleolimnology Ekkehard Schnitze Institut für Limnologie der Österreichischen Akademie der Wissenschaften, Gaisberg 116 A-5310 Mondsee Sich gar nicht finden, drückt berühmte Männer stärker, als sie sagen wollen. (Jean Paul, Dr. Katzenbergers Badereise, 1809) Auszug Anhand von pigmentanalytischen und geochemischen Untersuchungen von Seebohrkernen aus verschiedenen Seetypen und faziell verschiedenen limnischen Sedimenten, zum Teil aus präquartären Ablagerungen, wird umweltgeologischen, produktionsbiologischen, klimatologischen und paläoökologischen Fragestellun- gen nachgegangen. Es wird auf die Verschiedenheit und die Ursachen der qualita- tiven und quantitativen Pigmentvorkommen hingewiesen. Besonderes Augenmerk ist auf anthropogene und klimatologische Einflüsse und deren Wechselwirkungen im Jüngeren Postglazial, sowie auf umweltgeolo- gische Faktoren gerichtet. Abstract Using pigment analytical and geochemical investigations of cores from diffe- rent types of lakes and facially different limnic sediments, partially from prequar- ternary deposits, the following statements of question are inquired: enviromental geology, biological production, climatology and paleoecology. The diversity and the reasons of qualitative and quantitative occurence of pigments is emphasized. Especially stressed are anthropogenic and climatological influences and their interactions during the younger postglacial period, as well as ecologic/geological factors. Habilitationschrift 438 Ekkehard Schultze INHALTSVERZEICHNIS Einleitung und Stand der Forschung...............................439 Problemstellung.................... .....................440 Vorkommen und Verhalten von Pigmenten...........................441 Methodik..............................................444 Probengewinnung.......................................444 Pigmentanalysen .......................................446 Bestimmung der Einzelcarotinoide..............................447 Andere Analysen........................................447 Auswahl der Lokalitäten.....................................448 Holomiktische Seen........................................449 Der Funtensee.........................................449 Entstehung, Entwicklung und Charakteristik .....................449 Pigmentanalytische Ergebnisse •.............................450 Der Halleswiessee.......................................451 Entstehung, Entwicklung und Charakteristik .....................453 Pigmentanalytische Ergebnisse.............................455 Mondsee............................................458 Entstehung, Entwicklung und Charakteristik .....................458 Probenentnahme .....................................460 Ergebnisse.........................................460 Verteilung von Pigmenten in ausgewählten Profilen..................462 Die Salzburger Vorlandseen.................................467 Entstehung, Entwicklung und Charakteristik .....................467 Der Wallersee.........................................469 Ergebnisse.........................................469 Trumer Seen..........................................472 Ergebnisse .........................................472 Meromiktische Seen.........................................475 Der Längsee..........................................475 Entstehung, Entwicklung und Charakteristik .....................477 Ergebnisse (Langprofil)..................................477 Ergebnisse (Kurzprofil)..................................481 Der Piburger See........................................483 Entstehung, Entwicklung und Charakteristik .....................483 Ergebnisse.........................................484 Bled-See............................................486 Material und Probengewinnung.............................487 Ergebnisse.........................................489 Marine Sedimente.........................................492 Malo jezero...........................................492 Überblick.........................................492 Vorläufige Resultate....................................492 Material..........................................494 Ergebnisse.........................................496 Neuere Ergebnisse zur Chronologie...........................498 Ältere limnische Ablagerungen...................................500 Das Interglazial / Interstadial Mondsee...........................500 Pigmentanalytische Untersuchungen an Proben aus dem Neogen im Lavanttal.....500 Vorläufige Ergebnisse pigmentanalytischer und palynologischer Untersuchungen von hangenden Abschnitten der Bentonite vom Weingraben bei Drassmarkt im Bur- genland .............................................501 Ergebnisse.........................................501 Danksagung............................................503 Zusammenfassung.........................................504 Case studies on paleolimnology..................................507 Summary..............................................507 Literatur..............................................510 Fallstudien zur Paläolimnologie 439 Einleitung und Stand der Forschung Die Anfänge der Paläolimnologie liegen in der Erforschung des Ursprungs und der geomorphologischen Entwicklung der Seebecken. Geographen und Geologen begannen schon sehr früh mit dem Studium der Seen, hauptsächlich aus hydrogra- phischer Sicht. In Österreich seien Forschungen von Simony (1847, 1850, 1864, 1879), Lorenz-Liburnau (1898) und Penk (1898) erwähnt, die sehr wohl Kennt- nisse von morphologischen, thermischen und chemischen Eigenschaften der Seen vermittelten, aber relativ wenig über die Lebensvorgänge wußten. Ausgehend von der Moorforschung und später der Pollenanalyse wurden die Seesedimente als Zeugen vergangener Entwicklungen erkannt und im ersten und zweiten Quartal dieses Jahrhunderts Pionierarbeit auf diesen Gebieten geleistet. Unter vielen anderen sind die Arbeiten von Post (1916,1946), Naumann (1939) in Skandinavien, Bradley (1948) im Anglo-Amerikanischen Bereich sowie Nipkow (1920, 1927) in der Schweiz von grosser Bedeutung für die Entwicklung der Paläo- limnologie. Offensichtlich hatten die »grossen Schulen« der Quartärgeologie, welche zum Teil heute noch existieren, einen grossen Anteil an der Entwicklung der Paläoökologie. Wie in jeder Pionierphase einer Wissenschaft, der »Sammlertätigkeit« wurden an möglichst vielen Seen Standards erhoben, biostratigraphische Entwicklungen stu- diert und datiert. Neben den bis dahin probaten Mitteln der Datierung wie die Warvenchronologie, gewannen nun mehr und mehr physikalische Methoden, wie die Radiokarbonmethode und andere Isotopenanalysen, an Einfluss. Im Zuge der verfei- nerten Stratigraphie fanden geochemische und geophysikalische Betrachtungswei- sen Eingang in die Paläobiologie. Wie die Limnologie selbst, wurde die Paläolimnologie immer stärker zu einer interdisziplinären, integrativen Forschungrichtung. Paläofloristische und -faunisti- sche Ansätze und Ergebnisse waren von da ab der Kritik der sogenannten exakten Wissenschaften unterworfen und es setzte eine Verschiebung von der deskriptiven- vergleichenden zu einer qualifizierenden-quantifizierenden Arbeitsweise ein. Für die Paläobiologie war nun ein neuer Lernprozess notwendig geworden: die Auseinandersetzung mit exakten Messmethoden und deren Übertragbarkeit in einen modernen biostratigraphischen und paläoökologischen Ansatz. Viele dieser - für den Paläolimnogeologen neuen - Methoden wurden bereits vorher für die Kohle- und Erdölprospektion erfolgreich getestet und angewendet. Die Anfänge der Paläolimnologie in Österreich - abgesehen von der oben bereits erwähnten Pionierphase - begann mit der klassischen Arbeit von Gams (1927): »Zur Geschichte der Lunzer Seen Moore und Wälder«. Einen Durchbruch schaffte jedoch erst Frey (1955, 1956) mit seiner Arbeit vom Längsee (Kärnten). Vorher schon »durchforsteten« Sarnthein (1936, 1938, 1940, 1948) und Firbas (1949, 1952) Österreich und die angrenzenden Gebiete. In Skandinavien intensivierten vor allem Faegri und Iversen (1966) und Erdtman (1921) die palynologische Forschung. Hauptsächliches Ziel war der Versuch einer Rekonstruktion der regionalen Wald- Vegetations- und Klimaentwicklung und damit entstand ein brauchbarer zeitlicher und räumlicher Raster für anschliessende paläolimnologische Untersuchungen. Der- artige Untersuchungen wurden durch Löf fier und seine Arbeitsgruppe in Öster- reich durchgeführt. Aus oben genannten Bemühungen entstand dann im Rahmen des Internationalen Geologischen Korrelationsprogrammes (IGCP) eine überregionale Zusammenarbeit auf der nördlichen Hemisphäre, deren Ergebnis ein »Weisbuch« als 440 Ekkehard Schultze Richtlinie zur Methodik der Paläoklimatologie, Paläohydrologie und Paläoökologie im Quartär der borealen Zone war (Berglund et al., 1986). Die Voraussetzungen für eine moderne Paläolimnologie waren somit vorhanden und das förderte die interdisziplinäre Forschung durch neue Kontakte bei Workshops und Kongressen und Durch Austausch von Kapazitäten und Ergebnissen in grossem Mass. Heute sind in das IGCP nahezu alle entsprechenden Forschungsdisziplinen integriert und über eine zentrale Datenerfassung und Kommunikationsförderung jedem interessierten Forscher zugänglich. Aus der Tätigkeit im IGCP entwickelte sich durch gepflegte Kontakte, gemeinsame Projekte und ständige Diskussionen eine zwanglose aber effektive Forschungsgemeinschaft, an welcher folgende Institutionen und Arbeits- gruppen in Mitteleuropa beteiligt sind: Institut für Quartärforschung und Institut für Dynamik der Lithosphäre der Universität Göttingen; Geographische Institute von Heidelberg und Würzburg; Nie- dersächsisches Landesamt für Bodenkunde; Lehrstuhl für Geologie der TU Mün- chen; EAWAG-ETH Zürich; Institut für Geobotanik der Universität Bern; Geologi- sches Institut der Universitäten in Zagreb und Ljubljana; Biologisches Institut der Slowenischen Akademie der Wissenschaften; Geowissenschaftliches Institut der Universität Salzburg; Limnologisches Institut der Österreichischen Akademie der Wissenschaften in Mondsee. Letzteres fungierte als Anlauf- und Koordinationsstelle. Die Ergebnisse dieser Forschungsgemeinschaft sind in zahlreichen Diplomarbeiten, Dissertationen und Fachpublikationen dokumentiert und haben international positi- ves Echo gefunden. Problemstellung In vorliegender Arbeit sollen neuere Ergebnisse aus der Paläolimnologie, Paläo- ökologie und Paläohydrologie als Fallstudien dargestellt und mit interdisziplinären Gesichtspunkten verknüpft werden. Der Schwerpunkt der Untersuchungen lag auf der Erkundung ehemaliger Pflanzenentwicklung mit Hilfe von Pigmentanalysen lakustriner Sedimente. Auf Grund von bisherigen Untersuchungen durch Züllig (1961, 1982, 1984, 1985), Vallentyne (1956), Gorham und Sanger (1964,1972), Gorham (1960), Brown (1968, 1969) u. V. a., ausgehend von Arbeiten durch Liaanen-Jensen (1963 a, b, c, 1965, 1978 a, b), Liaanen-Jensen und Andrewes (1972) sowie Pfennig (1978 a, b) u. v. a. kommen in verschiedenen Pflanzengruppen (zum Teil sogar Arten) charakteristische Pigmente oder Pigmentkombinationen vor. Neben dem Chlorophyll und dessen Derivaten, wie Phaeophytine oder Phaeophorbide, die von allen »grünen Pflanzen« produziert werden, kommt der grossen Gruppe der Carotinoide eine besondere Bedeutung für eine paläolimnologisch-paläoökologische Betrachtungsweise zu. Im besten Fall bildet beispielsweise die Blaualge Oscillatoria rubescens D. C. (Burgunderblutalge) als Hauptcarotinoid das sogenannte Oscillaxan- thin, welches weitgehend artspezifisch ist und bei anderen verwandten Arten wenn überhaupt, dann nur in Spuren gebildet wird und in anderen Algenfamilien nie auftritt. Das Auffinden grösserei Mengen von Oscillaxanthin in Sedimenten erlaubt daher den Rückschluss auf das Vorkommen von Oscillatoria rubescens D. C. und damit eine Abschätzung ihrer ehemaligen Entfaltung. In vielen Fällen lassen sich dann Schlüsse auf den »Trophiegrad« des Systems ziehen, besonders dann, wenn Nährstoffanalysen (Pt, C org etc.) durchgeführt werden Fallstudien zur Paläolimnologie 441 können. Die gemessenen Konzentrationen sind ihrerseits aber wieder abhängig von sedimentologischen Parametern wie Dichte, Wassergehalt, Korngrössen und Sedi- mentationsraten und können daher nur in Zusammenhang mit diesen Parametern zielführend gedeutet werden. Es bedarf daher einer breit angelegten Teamarbeit um möglichst viele wichtige Parameter zu erkunden und dadurch zu einer weiterführen- den Interpretation zu kommen. Im Laufe der Untersuchungen der letzten 5 Jahre zeigte sich immer deutlicher die Verschiedenheit der untersuchten Systeme, sodass im Rahmen von Fallstudien eine möglichst umfassende Zusammenschau verschiedenster Seetypen und deren Sedi- mente erarbeitet werden sollte. Daraus ergibt sich etwas überspitzt formuliert die Tatsache, dass jeder einzelne See wie ein Individuum betrachtet werden muss. Die Beurteilung seines heutigen Zustandes und seines Charakters ist nur durch die Kenntnis seiner Vergangenheit und seiner dynamischen Entwicklung möglich. Dies ist auch Postulat jeder wissenschaftlichen Theorie in Hinblick auf die Voraussagbar- keit zukünftiger Entwicklungen: »Futurology... is based on the fact that we know nothing about future except by analogy with the past« (Frye, 1981). Nachdem in erster Phase die Erarbeitung probater Methoden im Vordergrund stand, galt es für vorliegende Arbeit geeignete Seen und Seeablagerungen auszuwäh- len, von denen bereits ausreichend Daten vorlagen oder bei denen dramatische sedimentologische oder trophische Entwicklungen - seien es natürliche oder anthro- pogene - zu erwarten waren. Vorkommen und Verhalten von Pigmenten Eine der grundlegenden Fragen war die nach dem Vorkommen und Verhalten von pflanzlichen Farbstoffen. Wie oben schon erwähnt, kommen Chlorophyll, Phaeophy- tin und deren Derivate in allen »Grünen Pflanzen« vor. Wollen wir aber eine Beschränkung auf die in einem See vorkommenden Pflanzengesellschaften vorneh- men, so erweisen sich die Carotinoide wegen ihrer weiten Verbreitung in Kryptoga- men, mit einer besonders reichhaltigen Palette an sogenannten Polyenfarbstoffen in den Algen, als besonders interessant. Zahlreiche Autoren haben sich seit der Jahr- hundertwende mit der Aufklärung der chemischen Strukturen und der Verbreitung der Carotinoide befasst und in Standardwerken mit einer Fülle von Ergebnissen dargestellt, wie Karrer und Jucker (1948), Isler (1971) und Goodwin (1976). Dünnschichtchromatographische Untersuchungen von Hager und Meyer- -Berthenrath (1967) zeigten zugleich analytische Fehlerquellen auf. Aufbauend auf diese Untersuchungsmethoden gelang es H a g e r und Stransky(1970) Konstitu- tionsaufklärungen an Carotinoiden besonders in Bezug auf Sauerstoff-Funktionen durchzuführen und zugleich verschiedene Carotinoide, insbesonders die von Chloro- phyceen und Xanthophyceen sicher zu identifizieren. Weitere Arbeiten von Hertz- berg, Liaanen-Jensen und Siegelmann (1971) die sich mit der Erforschung von Carotinoiden von Cyanophyceen oder im Bereich der Dinophyceen (Johansen et al., 1974) befassten, bildeten Grundlagen für die heutigen Kenntnisse über die Verbreitung von Carotinoidfarbstoffen in Kryptogamen. Darüber hinaus gewann man auch noch tiefere Einblicke in Reaktionsmechanismen der photosynthetisch beteiligten Polyenfarbstoffe, die weitgehende Diskussionen hinsichtlich einer Kor- rektur geltender »klassischer« Vorstellungen der Chemotaxonomie auslösten (Merxmüller, 1967; Liaanen-Jensen, 1972). 442_ Ekkehard Schultze Bei all der Fülle oben genannter, gewonnener Erkenntnisse sind für die biohisto- rische und limnogeologische Betrachtungsweise die Umstände und Besonderheiten bei der Bildung von Pigmenten kritisch zu beobachten, wie z. B. die Bildung von Sekundärcarotinoiden, die bei verschiedenen Mangelerscheinungen wie Stickstoff- -und anderem Mineralstoffmangel auftreten. Dabei können primäre Farbstoffgarni- turen qualitativ und quantitativ verändert und sogenannte Sekundärcarotinoide aufgebaut werden. Nach Züllig (1982) tritt dieser Vorgang bei Algen oft gegen Ende der Vegetationsperiode sowohl bei Kulturen als auch im Freiland auf und dokumen- tiert sich durch Verfärben der ehemals grünen Kulturen in Grünlichgelb, oft auch Orangerot. Szygan (1966) fand beispielsweise bei Chlorococcales Ketoderivate des ß-Carotins - teils also Pigmente, die üblicherweise bei Cyanophyceen auftreten - als Sekundärcarotinoide und vertritt die Hypothese, dass Abbauprodukte des Chloro- phylls Vorstufen für Sekundärcarotinoide bilden können und somit das Licht nur indirekt eine Biogenese von Farbstoffen über die Steigerung des Stoffwechsels beeinflusst. All diese Phänomene sind bei der Interpretation von Pigmentwerten aus Sedimenten mit zu berücksichtigen und stellen einen erheblichen Unsicherheitsfak- tor in der Beurteilung ehemaliger Populationen dar. Von weiterer Bedeutung für eine paläolimnologische Aussage ist das Wissen über die Verbreitung sogenannter »lichtinduzierter Xanthophyllzyclen« und ihre Varia- tionsbreite in verschiedenen Algengruppen. Diese Photomechanismen bewirken eine Abhängigkeit der Pigmentkonzentration von der Belichtung der Algen im Substrat. Hager und Stransky (1970a) führen als lichtinduzierte Pigmente Violaxanthin, Antheraxanthin und Zeaxanthin an, sodass die Aussagekraft dieser Pigmente in Sedimentproben von geringer Bedeutung ist. Solche Umwandlungen treten auch zwischen den Carotinoiden Diadinoxanthin und Diatoxanthin auf (Hager & Stransky, 1970b, c). Im Bereich der Chrysophyceae, Cyanophyceae, Diatomeae und Rhodophyceae wurden bei Belichtung keine mengenmässigen Änderungen von Carotinoiden festgestellt (K o f 1 e r, 1986), was auf das Fehlen von Epoxyden zurück- geführt wird (H a g e r & Stransky, 1970c). Methodische Untersuchungen von Züllig (1982) zeigten zum Teil starke Sub- stanzverluste bei Verwendung herkömmlicher dünnschichtchromatographischer Methoden, bei denen mit Verseifungen gearbeitet wird und führten zur Entwicklung einer neuen, einfachen und für Sedimentanalysen probaten Methode (siehe unten). In der selben Arbeit (p. 10, 11, 12) findet sich eine tabellarische Auflistung des Vorkom- mens verschiedener Carotinoide nach Algengruppen unter Einbeziehung zahlreicher Autoren. Wichtig schließlich sind auch die Erhaltungsbedingungen der Pigmente, ohne deren Kenntnis eine qualitative Interpretation schwer möglich ist, besonders in Hinblick auf ihre Beständigkeit. Auch für die quantitative Interpretation von Chlo- rophyllen, Phaeophytinen und Carotinoiden spielt die Erhaltungsbedingung zusam- men mit der Sedimentationsrate und Einbettungsgeschwindigkeit eine bedeutende Rolle. Swain (1985) führt zahlreiche Interpretationsmöglichkeiten von Pigment- konzentrationen an wie die selbe Abbaurate von Chlorophyll und Carotinoiden und die Abhängigkeit der Carotinoidkonzentrationen von der Primärproduktion (Im Gegensatz zu Vallentyne, 1957). Weiters nach Swain (1985) sind Werte des Verhältnisses von Chlorophyllderivaten: Totalcarotinoiden (CD/TC) in oligotrophen Seen höher als in eutrophen. Die höheren Chlorophyllwerte im Sediment sind auf bessere Sauerstoffwerte zur Zeit der Ablagerung zurückzuführen. Seiner Meinung nach drücken höhere CD/TC Werte auch nicht eine Allochthon-Autochthonbilanz aus sondern lediglich die Dominanz verschiedener Primärproduzenten. Fallstudien zur Paläolimnologie 443 Tabelle 1. Übersicht über Algenstämme, Algenklassen und Bakteriengruppen mit den jeweils charakteristischen Pigmenten (nach Züllig, 1982 ergänzt) Table 1. Review of phila and classes of Algae and groups of Bacteria with pertaining characteri- stic pigments (after Züllig, 1982 completed) Im Gegensatz dazu sehen Sanger und Gorham (1972) und Gorham et al. (1974) hohe CD/TC Werte als Maß eines größeren Inputs an allochthonem Material an. Wichtig für die Interpretation von Pigmentwerten ist weiters die Feststellung von S t o c k e r und Lund (1970) wonach 50 % der Diatomeenzellen an der Sedimentober- fläche intakte Chloroplasten beinhalten, während es etwa in 2,5 cm Tiefe nur mehr 10% waren. Barnes und Barnes (1978) trafen beispielsweise noch in 80cm Sedimenttiefe in einem meromiktischen See in Britisch Kolumbien Chloroplasten von Grünalgen an. Daley und Brown (1973) berichten, daß bei Grün- und Blau- grünalgen die photochemische Zerstörung der Tetrapyrrolringe beim Chlorophyll a schneller stattfindet als beim Chlorophyll b, und dies für die Interpretation des Verhältnisses Chlorophyll a : b von großer Bedeutung ist. Phaeophytin a und Pha- eophorbid a können auch von Blaugrünalgen metabolisch erzeugt werden. Daley (1973) wies darauf hin, daß die Chlorophyllzerstörung bei blaugrünen Algen, welche mit Myxobakterien oder Cyanophagen infiziert waren, nur bei Licht stattfindet. Wahrscheinlich erfolgt nach der Auflösung der Zellwand die Zerstörung der Tetrapyrrolringe durch photochemische Oxydation. Auch Herbivoren haben eine großen Anteil am Ab- und Umbau von Pigmenten. Daley (1973) ließ Daphnia pulex (Cladocera), Grünalgen (Scenedesmus quadri- cauda) und Blaugrünalgen (Anacystis nidulans) fressen und stellte dabei fest, daß das Chlorophyll leicht zerstört wurde, während die Phaeophytine und Phaeophorbide in der Faeces angereichert wurden. Einige Versuche mit Gammarus sp. ergaben ein ähnliches Resultat (siehe unten). In Tabelle 1 wird eine Übersicht von Algenstämmen und Algenklassen mit ihren charakteristischen Carotinoiden gegeben (aus Züllig, 1982). 444_ Ekkehard Schultze Methodik Pro bengew innung Für die Probengewinnung der zum Teil fein laminierten und stark wasserhältigen Proben wurden am Institut für Limnologie in Mondsee neben den bisher gebräuchli- chen Sammelgeräten wie Kullenberg-Lot, Ruhmor-Lot und Kajak-Corer spezielle Sammelgeräte entwickelt. Die Langkerne wurden mit Hilfe eines modifizierten Kullenberg-Lotes, mit einem Stahlrohr aussen und einem Einzugsrohr aus durchsichtigem PVC-Rohr mit einem Durchmesser von 6 cm entnommen. Dieses Gerät erlaubt ein fortgesetztes Tieferge- hen durch Nachsetzen. Der Verschluss der Bohrkammer besteht aus einem durch sechs Kugeln verriegelbaren Stahlkolben. Die Besonderheit dieser Konstruktion (R. Niederreiter unpubliziert) ist ein auf dem Bohrkopf angebrachter Konus, der in dem Augenblick, wo das Bohrrohr zur Gänze abgestossen ist, die oberhalb des Kolbens befindliche definierte Wassermenge durch den Zwischenraum zwischen Kernrohr und Stahlrohr über eine Bohrung in eine an der Basis des Mantelrohres angebrachte Gummimanschette drückt, die dadurch das Rohr verschliesst und gleichzeitig die Sedimentsäule abschneidet (core catcher). In weiterer Folge erwies sich als notwendig für die ungestörte Entnahme der obersten, häufig weichen und wässrigen Sedimente einen geeigneten Corer zu ent- wickeln. In Anlehnung an die von Huttunen und Merilainen (1978) verwendete »Freezing box«, wo als Gefriermittel Trockeneis (C02) in Alkohol dient, wurde von Niederreiter (Abb. 1) ein Corer entwickelt, der mit flüssigem Stickstoff arbeitet. Dabei wird ein Aluminiumschwert mit mehreren Innenbohrungen als Kühlschlangen (funktioniert wie ein Verdampfer im Kühlschrank) in das Sediment abgesenkt und dann aus einem darüberliegenden Behälter flüssiger Stickstoff durch die Bohrungen gepresst. Dabei verdampft der Stickstoff im Röhrensystem, wobei noch zusätzlich ein Kältegewinn erzielt wird. Nach etwa 10-12 Minuten ist dann an das Schwert eine 1-3 cm dicke Sedimentschicht angefroren, die geborgen und in einer batteriebetrie- benen Tiefkühltruhe ins Labor transportiert wird. Diese Methode hat gegenüber der Gefrierbox von Huttunen den Vorteil, dass zum einen Mal beim Absenken kein Wasser anfrieren kann und zum anderen niedrigere Temperaturen erzeugt werden, was beim Frieren des Sediments weniger strukturzerstörend wirkt. Als Nebenprodukt dieser »in situ« Gefriertechnik konnte ein Gerät zur horizonta- len Probenentnahme entwickelt werden, welches für das Aufsammeln von Proben an der Grenze zwischen Wasserkörper und Sedimentoberfläche hervorragend geeignet ist. Die Kernrohre mit den Langprofilen werden aus praktischen Gründen noch im Feld in 1 m - Stücke geschnitten, oben und unten hermetisch verschlossen und dann im Labor auf zwei gegenüberliegenden Seiten aufgeschlitzt und mit Hilfe einer Angelschnur in 2 Hälften gespalten. Dann wird ein 4 cm breites Aluminiumschwert (wie Freezing-Corer) auf die Schalenhälfte gelegt, mit Hilfe von flüssigem Stickstoff angefroren und mit einer dünnen Nylonschnur abgezogen. Die verbliebenen Schalen- hälften werden dann den gewünschten Untersuchungen zugeführt und man kann auf Grund der sparsamen Entnahmemethoden mehrere Analysen von ungestörten Ker- nen durchführen. In vielen Fällen war diese Freezing-Methode aber zu aufwendig und für Kurzpro- file wurde ein sogenannter »Multicorer« (Konstruktion Niederreiter), der aus 6 Kajaksamplern, in Kreisform angeordnet, besteht und die Beprobung eines 0,25 m^ Fallstudien zur Paläolimnologie 445 Abb. 1. Freezing Corer (Niederreiter unpubl., nach Klee et al., 1987) 1 Aufhängung; 2 Auslösegewicht; 3 Verriegelung für Verschlussko- nus; 4 Überdruckventil, Druckanzeigemanometer; 5 Ausströmrohr mit Schwimmerventil; 6 Gestänge mit Öffnungsfeder für Ver- schlusskonus; 7 Einfüllverschraubung; 8 Tank für flüssigen Stick- stoff; 9 Ummantelung des Stickstofftankes mit Isolierung; 10 Rück- schlagventil; 11 Drei Standbeine, verstellbar; 12 Freezing-Schwert Fig. 1. Freezing Corer (Niederreiter unpubl. after Klee et al., 1987) 1 Suspension; 2 Release weight; 3 Lock for the closing cone; 4 Pressure relief valve, excess pressure gage; 5 Output tube with float valve; 6 Linkage with opening spring for the closing cone; 7 Filler plug; 8 Tank for liquid nitrogen; 9 Sheating of nitrogen tank with isolation; 10 Non return valve; 11 Position leg; 12 Freezing sword 446_ Ekkehard Schultze großen Abschnittes mit 6 synchron erbohrten Kernen ermöglicht. Die eingesetzten Rohre werden vor der Beprobung an gegenüberliegenden Seiten aufgeschlitzt und vor Beginn der Bohrung mit Klebebändern verklebt. Nach dem Ziehen der Kerne werden die Klebebänder entfernt und der Kurzkern mittels Nylonschnur in 2 Halb- schalen zerlegt, die Proben entnommen und der Analyse zugeführt. Für Untersuchungen der Sedimentoberfläche des Mondsees wurde auch noch ein Backengreifer (Typ 350, Hydrowerkstätten Kiel) verwendet. Mit einem Löffel wur- den die oberen 1-3 cm der weitgehend ungestörten Proben entnommen, in PVC- -Rohre gefüllt und bis zur Weiterbearbeitung kühl und dunkel gelagert. Subproben für die Pigmentanalyse und Pollenanalyse wurden mit Hilfe eines Skalpells entnommen und kühl (6 °C) oder tiefgefroren bis zur Verwendung aufbe- wahrt. Pigmentanalysen Die Analysen der Pigmente erfolgten nach den von Züllig (1982,1984,1985) und teilweise den von Holm-Hansen und Riemann (1978) angegebenen Verfahren. Die Farbstoffe wurden mit Hilfe eines 1:1 Azeton : Äthanol-Gemisches aus dem Sediment extrahiert und am Vakuum filtriert. Der auf dem Filterpapier verbleibende Rückstand wurde bei 80 °C getrocknet und nachher zur Feststellung des Trockenge- wichtes gewogen. Rohcarotinoide, Chlorophyll und Phaeophytin wurden photome- trisch bestimmt. Die Rochcarotinoide wurden entweder nach der Formel von Züllig (1982) „ , . . . 1 , Ч (E450 nm Rohcarotinoide (mg) =-- El cm oder bei Anwesenheit von Chlorophyllen nach Züllig (1985) „ , .L- • 1 / Ч (EfsOnm ~ Efoonm) • 10 • V Rohcarotinoide (mg) =-- E lem bestimmt. Chlorophyll a (mg) = [(Eees - E700) - (Eies - Ef00)] • 2,43 • 11,49-V Phaeophytin a (mg) = 1,7 • [(Eees - E^oo) - (Eees - E700)] • 2,43 • 11,49 • V Darin bedeuten: Ei^^ 2250 bzw-1890 E® Extinktion des mit Salzsäure angesäuerten Extrakts. Die angesäuerten Proben werden verworfen. Der verbleibende Extrakt wurde am Rotationsverdampfer zur Trockene einge- engt und in hermetisch verschlossenen Röhrchen gekühlt für die Bestimmung der Einzelcarotinoide und -chlorophylle aufbewahrt. Alle Vorgänge ab der Extraktion müssen im Dunkeln und unter Stickstoffatmosphäre durchgeführt werden um einen Ab- und Umbau der Pigmente durch Lichtinduktion und Oxidation zu verhindern. An dieser Stelle wäre noch der Sonderfall salzhaltiger (NaCl) Sedimente wie etwa aus dem Malo Jezero zu behandeln. Solche Proben mussten nach einem eigenen Fallstudien zur Paläolimnologie 447 Verfahren aufbereitet werden, da der Salzgehalt durch das in den frischen Proben enthaltene Wasser in den Extrakt übergeht. Dies stört sowohl bei der photometri- schen Bestimmung als auch bei der nachfolgend beschriebenen Dünnschichtchroma- tographie. Vor der Extraktion werden die Proben dreimal in Aqua dest. gewaschen und anschließend unter N2 - Atmosphäre bei 30 °C getrocknet. Erst dann erfolgt die oben beschriebene Extraktion und Weiterbehandlung. Bestimmung der Einzelcarotinoide Die Einzelcarotinoide wurden nach Züllig (1982, 1985, 1986) mit Hilfe eines dünnschichtchromatographischen (TLC) eindimensionalen Mehrschrittverfahrens in Einzelcarotinoide aufgetrennt und nach Abkratzen in einer Äthanollösung am Pho- tometer gemessen und nach der von Züllig (1982) gegebenen Formel berechnet: Um die Konstanz der Rf-Werte zu überprüfen, wurden Testlösungen mit definierten Farbstoffen mitentwickelt. Besondere Berücksichtigung fanden Farb- stoffe der »Blaugrünen Algen« wie Myxoxanthophyll, Echinenon, Ketomyxolderi- vate und Oscillaxanthin, weiters Fucoxanthin und -derivate, also Farbstoffe der Chrysophyceen und Diatomeen, sowie Bakterien - Carotinoide wie Okenon oder Lycopen etc., die in Schwefelbakterien vorkommen und im Fall von Okenon (z. B) aus Chromatium okenii zuverlässige Indikatoren der ehemaligen Sauerstoffsituation sein können. Soweit als möglich wurden an den frisch geöffneten Kernen noch pH/eH- Messungen durchgeführt, die jedoch nach Auskunft von J. Schneider (Göttingen) nur sehr schwer interpretierbar sein sollen. Andere Analysen Corg - Bestimmungen und Bestimmungen des Glühverlustes, sowie sedimentologi- sche und mineralogische Analysen wurden in Göttingen (Arbeitsgruppe Schnei- der) sowie an der Technischen Universität München (J. Müller) durchgeführt. Der Gesamtphosphorgehalt (Ptot) wurde - soweit eigene Analysen vorliegen nach Aufschluss mit HNO3 und HCIO4 mit der Molybdat-Vanadat-Methode bestimmt (Wenzel, 1956; Shapiro & Brannock, 1962). Analysen von Fäces von Gammariden und Chironomiden wurden ebenfalls mit der Methode von Züllig (siehe oben) und Holm-Hansen und Riemann (1978) durchgeführt. Im Zuge der Pigmentanalysen wurde versucht, eine einfache Feldmethode zu entwickeln, die ein Abschätzen der Art und des Gehaltes an Pigmenten von Sedi- mentproben ermöglicht: Icm^ eines Sediments wird mit einer Menge von 10 cm^ Extrationsgemisch (Aceton : Äthanol = 1:1) in einer Eprouvette vermischt und solange geschüttelt, bis keine Farbänderung mehr eintritt. Bei Braun-Gelbgrünfärbung herr- schen in der Regel Carotinoide vor, bei Grün-Dunkelgrünfärbung Chlorophyll und -derivate. Verfestigte Gesteinsproben müssen vor dem Extrahieren in einem Mörser fein vermählen werden. 448 Ekkehard Schultze Auswahl der Lokalitäten Die Auswahl der Seen und anderen limnischen Lagerstätten (siehe Abb. 2) ergab sich zum Grossteil aus laufenden Projekten, aus denen Fragestellungen zum Teil an die Arbeitsgruppen herangetragen wurden. Ausgehend von Schmidt (1981), Bobek und Schmidt (1976) am Halleswiesseepolje (Uvala) wurde im Rahmen des MAB (Man and Biosphere) Projekt 6 (J. Müller et al., 1985) eine ähnliches Karst- phänomen, der Funtensee, unter anderem auch paläolimnologisch untersucht. Obwohl die beiden Seen von der Genese her recht ähnlich sind, ist ihre Trophieent- wicklung sehr verschieden. Ein anderes Untersuchungsobjekt, der Mondsee bot sich schon durch die Lage des Limnologischen Instituts am Mondsee von selbst an. Die an diesem See laufenden limnologischen und sedimentologischen Untersuchungen brachten eine Fülle interes- santer und paläolimnologisch verfolgenswerter Fragestellungen. Die Unterwasser- ausgrabungen einer neolithischen Station warfen hydrologische Probleme wie holo- zäne Wasserspiegelschwankungen (Offenberger, 1985) auf und Hessen sich daher zwanglos mit der paläohydrologischen Problematik am Halleswiessee verbinden. Der zweite grosse Fragenkomplex galt der Eutrophierungsentwicklung und deren Ursachen am Beispiel der Salzburger Vorlandseen. Dort war Ende der 60er Jahre ein kritisches Eutrophierungsstadium erreicht worden, sodass die Salzburger Landesre- gierung Sanierungsmassnahmen treffen musste. In diesem Zusammenhang wurde Abb. 2. Lageskizze der untersuchten Profile Fig. 2. Sketch - Position of investigated profiles 1 Funtensee; 2 Wallersee; 3 Obertrumer See; 4 Grabensee; 5 Niedertrumer See; 6 Mondsee; 7 Halleswiesse; 8 Piburger See; 9 Längsee; 10 Bled-See: 11 Mondsee Interglazial; 12 Neogen (Lavanttal); 13 Drassmarkt (Weingruben, Burgenland) Fallstudien zur Paläolimnologie 449 von dieser Stelle auch eine Bestandsaufnahme in raumplanerischer Hinsicht initiiert und finanziell unterstützt (Röhrs, 1986; Germatsidis, 1986; Schultze, 1986). Die dritte Gruppe von Seen wie z. B. der Längsee, Piburgersee und Bled-See, die dem meromiktischen Seetyp angehören, wurden ausgehend von Ergebnissen von Frey (1955, 1956) und Löf fier (1973) auf die Fragen nach Eintritt, Ursachen und Entwicklung der meromiktischen Verhältnisse, sowie der jüngeren Trophieentwick- lung untersucht. Die Seen auf der Insel Mljet, wie der Malo Jezero (= Kleiner See), waren schliesslich von überregionalem Interesse. Hier konnte sowohl der Frage nach der Entwicklung der flandrischen Transgression und der Klimaentwicklung als auch paläoökologischen, geochemischen und mineralogischen Problemen von exemplari- scher Bedeutung nachgegangen werden. Die Gruppe der präholozänen limnischen Sedimente aus dem Interglazial von Mondsee, dem Neogen im Lavanttal (Kärnten) und den Oberbadischen Bentoniten von Drassmarkt (Burgenland) (Alter 13-14 Mill. Jahre) wurden als methodische Vegleichsproben zur Beantwortung der Frage nach Vorkommen und Konservierbar- keit von Pigmenten herangezogen. Holomiktische Seen Der Funtensee Stammdaten: Seehöhe (NN m bei Mittelwasser) 1601 Seefläche (km^) 0,034 Max. Tiefe (m) 5,5 Mittlere Tiefe (m) 2,5 Volumen (km^) 0,086 Abfluß (mVs) 2 Einzugsgebiet (km^) 10 Quelle: Schauer (1985) Entstehung, Entwicklung und Charakteristik Nach Jaskolla, et al. (1985) liegt das Funtenseebecken in einer tektonisch vorgeformten Bruchscholle im Dachsteinkalk und wurde durch die sich von SE nach NW bewegenden Gletscher erweitert und vertieft. (Abb. 3). Nach dem Abschmelzen der Gletscher wurde ein durch Grundmoräne abgedichtetes Becken hinterlassen in dem sich ein See halten konnte, der dreimal so gross wie heute war. Der Seespiegel lag um mindestens 20-30 m höher als heute. Die Entwässerung erfolgt durch ein Ponor (Schluckloch), die sogenannte Teufelsmühle. Durch die begrenzte Abfluss- menge zeigt er beträchtliche Seespiegelschwankungen mit gelegentlicher täglichen Amplitude von bis zu 1,3m (Jaskolla et al., 1985). Nach Schauer (1985) weist der See einen reichen Makrophytenbestand mit Hippuris vulgaris, Potamogeton pectinatus, P. alpinus, P. filiformis, Ranunculus trichophyllus, Calliergon giganteum und Chara sp. auf. Das Gebiet um den Funten- see liegt heute im Larici Cembretum in einer zwergstrauch- und legföhrenreichen Ausbildung (Freiberg, 1980; Schläger, 1983). 450 Ekkehard Schultze Abb. 3 Lageskizze Funtensee mit Bohrpunkt Fig. 3. Sketch - Funtensee with drilling site Die Nährstoffsituation scheint etwas widersprüchlich zu sein. Schauer (1985) führt den starken Makrophytenbewuchs auf verstärken Nährstoffeintrag durch Alm- wirtschaft und durch Abwässer des stark frequentierten Kärlingerhauses zurück. Nach Analysen von Jäger (inJ. Müller et al., 1985, wurden Konzentrationen von Ptot = 11-32 Hg 1-1, NH4-N = 6-16 M.g 1-1 gefunden) sind die Stickstoffwerte zwar sehr hoch, der See aber trotz alledem als oligotroph zu bezeichnen. Pigmentanalytische Ergebnisse Rohcarotinoide erreichen im Profil Funtensee nur geringe Werte, wie sie für oligotrophe Gebirgsseen charakteristisch sind (Tab. 2). Von den Einzelcarotinoiden ist Myxoxanthophyll relativ stark vertreten, was nach Züllig (1961) auf Blaualgen- populationen zurückzuführen ist, die zwischen 105-106 cm einen Höhepunkt errei- chen. Fucoxanthin und dessen Derivate sind ebenfalls quantitativ nachzuweisen und könnten auf das Vorkommen epiphytischer Diatomeen schliessen lassen. Leider sind in den liegenden Sedimentpartien strukturbietende Diatomeenreste nur sehr spärlich vertreten, was entweder auf geringe Vorkommen, oder aber wahrscheinlicher, auf selektive Zersetzung zurückzuführen ist. Lediglich in den obersten wenigen Zenti- metern sind die Funde etwas reichlicher (Schmidt mündl. Mitt.), für eine gezielte Aussage über Diatomeenpopulationen jedoch nicht genügend repräsentativ. Diato- xanthin, Diadinoxanthin und Peridinin, von Euglenophyta und Dinophyceen her- stammend, erreichen kaum signifikante Werte. Das vorkommende Neoxanthin kann aus dem Makrophytengürter stammen, ist Fallstudien zur Paläolimnologie 451 Tabelle 2. Funtensee; Pigmentanalytische Ergebnisse Table 2. Pigment analytical data for Funtensee aber auf Grund seiner allgemeinen Verbreitung in allen grünen Pflanzen und der Gefahr einer lichtinduzierten Umbildung aus verschiedenen Primärcarotinoiden nicht unbedingt charakteristisch. Von grösserer Aussagekraft sind jedoch Chlorophylle und - derivate, besonders aber Phaeophytin a, welche für eine »litorale« Situation des Funtensees sprechen. Häufig vorkommende »Fecal Pellets« lassen auf relativ starke Bioturbation und damit eine gute Besiedlung des Seebodens auf Grund ausreichender Belüftung schliessen (Abb. 4). Da die Konzentrationsunterschiede der Pigmente im Verlauf des Profils sehr gering sind, konnten innerhalb der hangenden 2 m keine wesentlichen Trophieunterschiede herausgelesen werden. Lediglich durch erhöhte Konzentratio- nen von Corg, S to t und Ntot. sowie durch sedimentologische und palynologische Ergebnisse (J. Müller et al., 1985) lassen sich 3 Abschnitte unterscheiden: a) vor und b) Beginn der Weidenutzung sowie c) verstärkter anthropogener Einfluss. Der Halleswiessee Abb. 4. Synoptische Darstellung der Veränderung sedimentologischer Parameter in Abhängig- keit zur Kerntiefe, Nach J. Müller et al., 1985 verändert. Entnommene Proben für die Pigment- analyse Fig. 4. Synoptical layout of changing of sedimentological parameter depending upon core depth. Modified after J. Müller et al., 1985. Samples taken from pigment Fallstudien zur Paläolimnologie 453 Entstehung, Entwicklung und Charakteristik Ähnlich dem Funtenseebecken handelt es sich bei der »Halleswies« (G. Müller, 1972) um eine Karsthohlform mit einem perennierenden See (Abb. 5). Durch eine Schwelle getrennt, wird das westliche Becken von einem Flachmoor eingenommen, welches durch einen mäandrierenden Bach durchflössen wird. Die Entwässerung des Poljes (Uvala) erfolgt durch ein Ponor (Schluckloch) in Richtung Attersee. Nach der monographischen Studie von G. Müller (1972) und nach eigenen Beobachtungen vird nach der Schneeschmelze und nach starken Regengüssen das gesamte Polje von einer einheitlichen Wasserfläche eingenommen. Nach Untersuchungen von Bobek und Schmidt (1975) über die spätglaziale bis mittelpostglaziale See-Entwicklung konnten Seespiegeltiefstände durch Hiaten im Moorteil sehr schön korreliert werden. Während die Jüngere Dryas (III) zur Gänze dokumentiert wurde, fehlen Sedimente des Präboreais (IV) und Boreais (V) im Moorprofil. Ausgehend von dieser Feststellung wurde eine nochmalige Bearbeitung der Hal- leswiessee-Sedimente im Rahmen des IGCP durch H a n d 1 (Dissertation in Vorberei- tung) und Behbehani (Dissertation 1987) durchgeführt. Aus den gewonnenen Bohrkernen des Halleswiessees wurden Proben pigmentanalytisch untersucht. Ohne den poollenanalytischen und sedimentologischen Ergebnissen vorgreifen zu wollen, ergaben sich durch die Pigmentanalysen interessante Resultate (Abb. 6). Profilbeschreibung (nach H ä n d 1) 608-573 cm: hellgraue Karbonatmudde mit dolomitischen Grobklastika und Ostracoda 573-444cm: hell- und dunkelbraune tonige laminierte Schichten 444-442 cm: dunkelbraune sandige Schicht Abb. 5. Lage des Halleswiessees mit Bohrpunkt Fig. 5. Position of Halleswiessee with drilling site Abb. 6. Sedimentologische und sedimentchemische Parameter des Profils Halleswies- see; die Zeitmarken entsprechen dem letzten Stand der palynologischen Untersuch- ungen. Alter nach Firbas, 1954. (Aus Behbehani, 1987) Fig. 6. Sedimentological and chemical parameters of the Halleswiessee profile; time marks in accordance to the newest state of palynological investigations (age after Firbas, 1954), (taken from Behbehani, 1987) Fallstudien zur Paläolimnologie 455 442-228cm: hell- und dunkelbraun laminierte tonige Schichte mit teilweise reich- lich allochthonem organischen Material 228-193 cm: homogene tonige Schicht, meist dunkelbraun 193-191 cm: rote tonige Schicht 191-190 cm: siltige, bläuliche Schicht (Vivianit) 190-155 cm: hell- bis dunkelbraune, zum Teil laminierte tonige Schichten (Boden- abschwemmungen?) 155-153 cm: schwarzes sandiges Sediment 153-90 cm: tonige, hell- und dunkelbraune Gyttja 90-78cm: dunkelbraune Gyttja mit Bivalven, Landschnecken, Ostracoden und Testaceen. 78-75 cm: hellgraunes, toniges Sediment 75-0cm: dunkelbraune Gyttja mit Bivalven, Landschnecken, Ostracoden und Testaceen. Die obersten 49 cm waren zur Zeit der Probenentnahme aus den Bohrkemen bereits ausgetrocknet und wurden für pigmentanalytsche Untersuchungen daher nich mehr verwendet. Pigmentanalytische Ergebnisse Die liegenden Profilabschnitte bis 575 cm sind nahezu pigmentfrei (Abb. 7). Die CD/TC-Ratio (Chlorophyllderivate = Rohcarotinoide) ist sehr hoch und dokumentiert turbulente allochthone Einflüsse. Von 550-467 cm kommt es zu sehr hohen Konzen- trationen von Chlorophyllderivaten und Carotinoiden, was auf sehr hohe Produktion schliessen lässt. Die Werte sind ähnlich hoch wie in der eutrophen Phase des Mondsees (siehe unten). Die dominanten Carotinoide sind Neoxanthin, Lutein und Fucoxanthin - Farbstoffe von grünen Pflanzen im allgemeinen - Chlorophyceen und Chrysophyceen im besonderen. Bakterienpigmente konnten überhaupt nicht, Blaual- genpigmente nur in Spuren nachgewiesen werden. Nach pollenanalytischen Ergeb- nissen von H ä n d 1 (in Vorbereitung) könnte diese Phase zeitlich dem jüngeren Boreal (V) mit enim Alter von etwa 8000-7000 vor heute (v. h.) zugeordent werden. Ein Hiatus im Moorprofil während des Boreais (Bobek & Schmidt, 1975) dokumen- tiert einen niedrigeren Seespiegel. Darauf folgt ein Abschnitt mit geringer Pigmentkonzentration von 465-415 cm mit hohen CD/TC-Raten, d. h. grossem allochtonem Einfluss. Zweifelsohne kommt es zu einer Erhöhung des Wasserspiegels vermutlich infolge einer Transgression im mittleren Atlantikum, die zeitlich etwa mit der »Frosnitzschwankung« der Venedi- gergruppe (Bortenschlager & Pa t zeit, 1969) um 7000-6000 v. h. zu paralleli- sieren ist (Abb. 8). Von 415-3 2 0 cm findet man - mit einigen Unterbrechungen - wieder höhere Pigmentkonzentrationen mit deutlich ausgeprägten Spitzen der Rohcarotinoidwerte bei 400cm, bei 370cm sowie bei 320cm. Nach dem von Kral (1979) (Abb. 8) gegebenen Klimadiagramm Hessen sich diese »Produktionsgipfel« in die Klimapen- delungen von 6000-4000 v.h. einordnen. Danach folgt eine konstante Abnahme der Pigmentwerte bis 180 cm mit stark allochthon geprägte Sedimentcharakter, besonders bei 290 cm, 210 cm und 180 cm, dokumentiert durch die höchsten CD/TC-Werte im Diagramm. Die Rohcarotinoid- konzentrationen nehmen von 180 ppm bei 370cm auf weniger als 30ppm bei 190cm ab und setzen sich hauptsächlich aus Neoxanthin, Lutein, Fucoxanthin, sowie 456 Ekkehard Schultze Abb. 7. Darstellung der Veränderung von Pigmentkonzentrationen in Abhängigkeit zur Kern- tiefe (Profil Halleswiessee). - Daten freundlicher Weise durch Herrn Univ. Prof. Dr. J. Schneider, Göttingen (unpubl.) zur Verfügung gestellt i'^C - Analysen: Univ. Prof. Dr. H. Willkomm (Institut für reine und angewandte Kernphysik, i^C-Labor) Fig. 7. Layout of changing of pigment concentrations depending upon the core depth (profile Halleswiessee). i^C - data kindly presented by Univ. Prof. Dr. J. Schneider, Göttingen (unpubl.) "C - analisys by Univ. Prof. Dr. H. Willkomm (Institute of pure and applied nuclear physics, Lab., Kiel) Fallstudien zur Paläolimnologie 457 Abb. 8. Mutmasslicher Klimaverlauf im Spät- und Postglazial (aus Kral, 1979, nach Borten- schlager und Patzelt, 1969) Fig. 8. Presumable course of climate during late- and post-glacial period (Krai, 1979, after Bortenschlager and Patzelt, 1969) untergeordnet aus Dinoxanthin und Diatoxanthin zusammen, was auf Grünalgen-, Chrysophyceen- und Diatomeendominanz schliessen lässt. Bei 170 cm findet man einen stark autochthon beeinflussten Pigmentgipfel (150 ppm) mit hohem Gehalt an Myxoxanthophyll und Echinenon, vermutlich das erste stärkere Auftreten von Blau- algenpopulationen. Nach dem Klimadiagramm von Kral (1979) könnte es sich um eine warme, trockene Phase knapp vor der Zeitenwende handeln. Danach, bis etwa 130 cm kommt es nochmals zu einer starken Verringerung der Produktion, aller Wahrscheinlichkeit nach infolge der feucht-kühleren Verhältnisse im 1. nachchristlichen Jahrtausend. Von 130-90 cm ist wiederum ein Produktionsan- stieg auf 140 ppm Rohcarotinoide zu bemerken. Das scheint eine Folge des wärmeren und trockeneren Klimas vom 8. bis zum 12. Jahrhundert (n. Chr.) zu sein. Die Depression der Pigmentkurven mit Zunahme des Allochthonfaktors lässt sich mit dem Hochstand der Gletscher vom 12.-15. Jahrhundert, mit feucht-kühlerem Klima erklären. Zu dieser Zeit war der Seespiegel höher und die Produktion kleiner (dagegen Ohle, 1972). Der neuerliche Kurvenanstieg bei 50 cm mit erhöhten Werten von Myxoxanthophyll, Ketomyxol und einer Abnahme des »Allochthonfaktors« wird als höhere Produktionsphase durch klimatische Faktoren, nämlich einer Absenkung des Seespiegels durch trocken-warmes Klima und möglicherweise durch die begin- nende Almnutzung gedeutet. Die vorstehend gegebenen zeitlichen und klimatischen Interpretationen bedürfen aber noch einer Erhärtung durch in Arbeit befindliche Datierungen (^^C-Datierun- gen und Pollenanalysen) und sedimentologisch-geochemische Analysen. 458_ Ekkehard Schultze Es soll hier lediglich gezeigt werden, dass bei der Betrachtung der Eutrophie- rungsgeschichte klimatische Parameter wahrscheinlich eine entscheidene Rolle spie- len und anthropogene Veränderungen im Lichte der Ontogenie eines Sees gesehen werden müssen. Mondsee Stammdaten: Seehöhe (m NN bei Mittelwasser) 481 Seefläche (km2) 14,21 Max. Tiefe (m) 68,3 Mittlere Tiefe (m) 36 Volumen (km^) 51 Theor. Wassererneuerungszeit in Jahren 1,7 Abfluß (mVs) 9,2 Einzugsgebiet (km^) 247 Quelle: Jagsch & Megay (1982) Entstehung, Entwicklung und Charakteristik Im Rahmen der derzeit laufenden limnologischen, paläolimnologischen, sedimen- tologischen und geochemischen Untersuchungen am Mondsee ist ein Themenschwer- punkt auf paläoökologische Studien ausgerichtet (Abb. 9). Aufgrund zahlreicher rezenter Studien über das Phyto- und Zooplankton und des Zoobenthos lassen sich nun Rückschlüsse auf vergangene Entwicklungen des Mond- sees ziehen. Die Entwicklung des Mondsees kann auf Grund von palynologischen und paläo- botanischen Untersuchungen (Klaus, 1975, 1983) seit dem Riss-Spätglazial nahezu lückenlos verfolgt werden. Die in dieser Arbeit vorgelegten Pigmentanalysen befas- sen sich schwerpunktmässig mit der jüngsten Vergangenheit, um Vergliche mit bestehenden limnologischen und historischen Befunden anzustellen und dadurch einen Bezug zwischen Biostratigraphie und Ökologie herzustellen. Auf die intergla- zialen Sedimente wird weiter unten eingegangen. Limnologische Untersuchungen am Mondsee wurden in den frühen 30-er Jahren begonnen (Liepolt, 1936) und nach ersten massiven Oscillatoria blüten (Finde- negg, 1969) intensiviert. Schon Einsele (1963) wies auf die mögliche massive Schädigung von Fauna und Flora im Mondsee durch die Einbringung von Abraummaterial durch den Autobahn- bau 1961-63 hin, welche sich auch tatsächlich einstellte (vergi. Jagsch & Megay, 1982). Der geschätzte Abrauminput betrug zwischen 900.000m^ (Findenegg, 1969) und über 1 Million m^ und führte zur Reduzierung der Phyto- und Zooplanktonbio- masse auf 10% (Einsele, 1963). In Wirklichkeit dürfte aber durch Kiesbaggerung und Kieswaschung eine wesentlich grössere Menge über Zuflüsse in den See gelangt sein. Durch den nach Fertigstellung der Autobahn und die beginnende Konjunktur verstärkt einsetzenden Fremdenverkehr wurde der See immer stärker mit Nährstof- fen belastet, so dass es zu ersten Blüten von Oscillatoria rubescens D.C. und Tabella- ria ßocculos a (ROTH) kam (Findenegg, 1969; Danecker, 1969). 1973 wurden dann mit dem Bau der Kläranlage Restaurierungsmassnahmen eingeleitet, die im Fallstudien zur Paläolimnologie 459 Abb. 9. Lageskizze des Mondsees mit Probenbohrpunkten Fig. 9. Sketch - Position of Mondsee with sampling sites Jahr 1978 (Dokulil & Skolaut, 1986) zu einer starken Abnahme von OsciZíaíoria rubescens D.C. führte. Alle diese Ereignisse spiegeln sich im Sediment wider und können durch verschie- dene Methoden (s.o.) nachgewiesen werden. Vorläufige Ergebnisse über Untersuchungen des räumlichen und zeitlichen Wechsels der Ostracodenfauna innerhalb der letzten 50 Jahre (Danielopol et al., 1985) zeigen den Zusammenhang zwischen trophischen Veränderungen und dem Wechsel im Artenreichtum und in der Verbreitung der Ostracodengesellschaften im Profundal des Mondsees. Die Hauptursachen sehen die Autoren in der Anreicherung mit organischem Material, der Veränderung der Sedimentstrukturen und in der Abnahme des Sauerstoffgehaltes nahe der Sedimentoberfläche. Die zu erwartende Akkumulation von Nährstoffen und organischem Material drückt sich in der Zunahme von Ptot und Corg und der Anhäufung von Phytoplank- tonresten wie Diatomeen (Schmidt et al., 1985) und Pigmenten (Schultze, 1985) aus. Der Mondsee liegt im Salzkammergut und ist der wärmste See in dieser Region. Er erreicht epilimnische Temperaturen von 20-22°C und in manchen Jahren wie 1983 sogar 26°C. 460 Ekkehard Schultze Isotherme Bedingungen werden gewöhnlich im Dezember vorgefunden und er mischt üblicherweise während des Winters (monomiktischer See). Inverse Tempera- turen und dimiktische Verhältnisse treten bei vollkommener Eisbedeckung auf, was aber nicht die Regel ist (Dokulil & Jäger, 1985). Probenentnahme Es wurden 175 Oberflächenproben entnommen und auf Carotinoide, Chlorophyll a und Phaeophytin a untersucht. Weiters wurden vergleichsweise noch 5 Langprofile gewonnen, die für verschiedene Seeareale charakteristisch sind (siehe Abb. 9). Ergebnisse Grob gesehen nimmt die Rohcarotinoidfmenge in nahezu allen Bereichen mit der Tiefe zu (siehe Abb. 10) und zeigt ein ähnliches Verteilungsmuster wie Corg und Ptot (mündl. Mitt. Schneider). Ein Auskeilen der Carotinoidwerte ist an Flussmündun- gen zu beobachten was auf verstärkte Strömung durch eingebrachte und sedimen- tierte parktikuläre Frachten zurückgeführt werden kann. Abb. 10. Verteilung der Rohcarotinoide an der Oberfläche des Seebodens im Mondsee Fig. 10. Distribution of raw carotenoids on the surface of the bottom of Mondsee Fallstudien zur Paläolimnologie 461 Weitere Areale, die vom oben genannten Verteilungsmuster abweichen und sehr geringe Carotinoidquantitäten zeigen, liegen im Bereich der Mooswinkelbucht (MO 7) und im Bereich des Seeabflusses. Diese Messergebnisse decken sich nahezu mit dem heute vermehrten Auftreten von Ostracoden, die sehr empfindlich auf Sauer- stoffmangel und Substratveränderungen reagieren (Danielopol et al., 1985). Zudem sind die Ufer beispielsweise im Bereich von MO 7 relativ steil, sodass Sedimentabtragungen im den tieferen Seebereich zu erwarten sind. Die geringe Carotinoidkonzentration im Abflussgebiet könnte wiederum mit verstärkten Strö- mungen zusammenhängen. In der Umgebung der Einleitung des geklärten Wassers aus der Kläranlage, wo Nährstoffe konzentriert eingebracht werden, treten erwartungsgemäss relativ hohe Rohcarotinoidwerte auf. Dünnschichtchromatographische Untersuchungen ergaben hauptsächlich erhöhte Werte von Carotinoidgarnituren der blaugrünen Algen wie Echinenon und Myxoxanthophyll aber auch von Chrsysophyceen und Diatomeen (Fucoxanthin und -derivate). In einem Fall (MO 99) konnte auch Okenon ein Pigment welches hauptsächlich von Chromatium okenii unter Sauerstoffdefizit gebildet wird, isoliert werden (vergi. Züllig, 1984). Eine weitere Abweichung der Carotinoidkonzentration von den Corg und Ptot- Werten (Heibig, 1987) findet man zwischen A und B (siehe Abb. 10), wo verhältnis- mässig geringere Pigmentwerte auftreten. Abb. 11. Vertikalverteilung der Pigmente im Mondsee Fig. 11. Vertical distribution of pigments in Mondsee 462_ Ekkehard Schultze In den tiefsten Seebereichen unter 50 m findet naturgemäss die stärkste Sedi- mentakkumulation statt. Dort treten die höchsten Pigmentraten auf und korrespon- dieren mit dem Corg und Ptot-Gehalt. Die »Normalverteilung« von Pigmenten in Bezug auf die Beckentiefe ist in Abb. 11 dargestellt. Die Abstufungen der Konzentrationskategorien ist auf Grund von Erfahrungswerten aus dem Mondsee und den benachbarten Vorlandseen vorgenom- men worden und kann mit den im Sediment vorkommenden Ptot-Konzentrationen verglichen werden: der höchste im Mondsee gemessene Ptot-Wert 6000ppm ent- spricht einer Carotinoidkonzentration von 285ppm, ein Minimumwert von 400ppm einem Ptot von 5ppm. Verteilung von Pigmenten in ausgewählten Profilen Der Sedimentabschnitt (siehe Abb. 12) unter 22 cm besteht aus einer mehr oder weniger homogenen olivgrünen Kalkmudde mit ungefähr 2% Gehalt an Corg (Schmidt et al., 1985). Spuren von Bioturbation (fecal pellets) sind häufig (Klee & Schmidt, 1987). Eigene pigmentanalytische Untersuchungen beispielsweise an Gammariden- Fäces zeigten einen extrem hohen Gehalt an Phäophytin, einem Abbauprodukt von Chlorophyll, welches durch intensiv dunkelgrüne Farbe des Extraktes auffällt. Ähnliche Ergebnisse konnten bei Extrakten homogenisierter Chironomiden erzielt werden. Offenbar werden Carotinoide fast zur Gänze verdaut, hingegen Chlorophyll nur zu Phäophytin und Phäophorbid abgebaut. Der Abschnitt (unter 22 cm) kann ausgehend vom Pigmentgehalt als oligotrophe Phase angesehen werden, obwohl sich nach Klee und Schmidt (1987) bereits ein Wechsel von oligotrophen Diatomeenarten Cyclotella bodanica E u 1 e n s t, Stephano- discus neoastrea (Hakansson Hickl Melosira italica (E.).K.G. vollzieht (siehe auch Liepolt, 1936). Der Profilabschnitt von 22-12 cm enthält Lagen mit Grobdetritus in die Rinden- und Holzreste eingelagert sind (von 20,5-17 cm) und eine diffuse Hell/Dunkellami- nierung beginnt. Diese Turbidite können von der Bautätigkeit an der Strasse Mond- see-Scharfling stammen, wobei durch Felssprengungen zum Teil ganze Bäume in den See gelangten. Weiters fanden 1954 und 1959 Hochwasserkatastrophen statt, deren Turbidite bis in die tiefsten Seeteile gelangt sein könnten. Solche Turbidite wurden im Jahr 1986 nach schweren Gewittern und Überflutungen durch den kleinen Kienbach im SE des Mondsees bis in die Seemitte hin beobachtet. Am Ende des Abschnittes finden sich noch mehrere diffuse Lagen, die aller Wahrscheinlichkeit nach mittelbar oder unmittelbar vom Autobahnbau stammen und die durch eine starke Abnahme des Pigmentgehaltes gekennzeichnet sind. Der Trübeeintrag führte zu einer »Klärung« des Sees und zur raschen Fällung des Planktons und nach Einsele (1963) im Jahre 1962 zu einer Dezimierung des Zooplanktons um nahezu 90 %. In der Folge stellte sich ein Fischsterben ein, das alle Arten betraf. Es wurde berichtet, dass Saiblinge, die in der Regel Planktonfresser sind, an kleinen Cypriniden erstickt, aufgefunden wurden. Die Fischzuchtanstalt in Scharfling erhielt nicht mehr genug Plankton und musste aus den Vorlandseen Fischfutter herbeischaffen. Diese scheinbare »Reoligotrophierung« bewirkte eine grosse Sichttiefe und schaffte nun ideale Voraussetzungen für ein Phytoplankton- wachstum. Oberhalb dieser Turbiditlagen kommt es jeweils zu einem kräftigen Anstieg der Rohcarotinoidwerte auf über 150 ppm und somit zu eutrophen Stadien. Fallstudien zur Paläolimnologie 463 Abb. 12. Darstellung der Veränderung von Rohcarotinoid-konzentrationen in Abhängigkeit zur Kemtiefe (Kern Mondsee MO 7/67 m) Fig. 12. Layout of changing of raw carotenoid concentrations depending upon the core depth (core Mondsee MO 7/67 m) 464 Ekkehard Schultze In der Folge bildeten sich ab etwa 12 cm charakteristische Hell-Dunkellagen von verschiedener Mächtigkeit, die von Schmidt et al. (1985) als Jahresschichten identifiziert wurden. Zugleich mit dem Auftreten dieser Hell-Dunkellagen setzt die massive Besiedlung des Sees mit Oscillatoria rubescens D.C., beweisbar durch stärkere Konzentrationen von Oscillaxanthin, das Hauptcarotinoid von O. rubescens D.C., ein und erreicht im Jahr 1968, (Findenegg, 1969) ihren Höhepunkt. Auffäl- lig ist weiters ein starker Einbruch in der Pigmentkurve bei 7 cm. Nach Auszählen der Jahresschichten kann dieser Bereich mit dem Jahr 1974 gleichgesetzt werden, in welchem ein enormes Hochwasser, bis 180 cm über dem Normalpegel zu beobachten war. Die dadurch in den See gelangten Trübestoffe führten zur Ablagerung einer deutlich dickeren Jahresschciht und somit zu einer »Verdünnung« der Pigmente. Ab ca. 4 cm kommt es zu einer deutlichen Abnahme der Rohcarotinoide. Schwarz (1981) stellt eine starke Abnahme der Biomasse von Oscillatoria und Tabellaria seit 1980 fest. Tatsächlich kommt es in den obersten 4cm des Sediments zu einer rapiden Abnahme von Oscillaxanthin, gleichzeitig aber zu einer deutlichen Zunahme von Myxoxanthophyll, Echinenon und 4-Ketomyxol-2'Methyl-Methyl- pentosid. Das deutet wieder auf eine Zunahme von anderen Cyanophyceen hin und Abb. 13. Darstellung der Veränderung von Pigmentkonzentrationen in Abhängigkeit zur Kern- tiefe (Kern Mondsee 45 m, unterhalb der Wendeboje) Fig. 13. Layout of changing of pigment concentrations depending upon the core depth (core Mondsee 45 m, below turning buoyancy) Fallstudien zur Paläolimnologie 465 wird von D oku lil (1984) bestätigt. Generell nehmen aber di Eutrophierungser- scheinungen wie die Phosphorkonzentration ab (Moog, 1982), sodass von einer »Reoligotrophierung« (Klee & Schmidt, 1987; D oku lil, 1984) im Zuge der Sanierungsmassnahmen gesprochen werden kann. Das Profil (siehe Abb. 13) wurde 1986 zur Erkundung der Sedimententwicklung in unmittelbarer Nähe der Einleitung des geklärten Abwassers von NEWRKLA entnommen. Pigmentstratigraphisch zeigt sich ein ähnliches Bild wie im Profil MO 7/67 m. Auf die oligotrophe Phase bis etwa 17 cm folgt eine oligo-mesotrophe Zone, die dem von Liepolt (1936) beschriebenen »Sergentia-See« entspricht. Die für den tiefsten Seebereich so charakteristischen Turbiditlagen fehlen im nordwestli- chen Becken ganz (vergi. Klee & Schmidt, 1987). Dies wurde auch durch zahlreiche Kerne von D aniel opol (mündl. Mitt.) und durch Hei big (1987) Bestä- tigt. Zwischen 12 und 10 cm findet man Ansätze von »diffusen« Laminae mit tonig- sandigen Einschwemmungen, die der Zeit des Autobahnbaues zugeordnet werden können. Allerdings sind sie weniger deutlich und weniger mächtig als in Profil MO 7 ausgebildet. Sowohl die Carotinoidwerte als auch die Chlorophyll- und Phaeophy- tinkonzentrationen nehmen stark ab. Danach setzt eine erhöhte Konzentration von Myxoxanthophyll und Oscillaxanthin ein und zeigt die massive Besiedlung des Sees durch Blaualgen und im besonderen durch Oscillatoria rubescens D. C. Der Einbruch in den Pigmentkurven zwischen 6 und 4 cm wird einerseits in Zusammenhang mit der Inbetriebnahme der Kläranlage (FeCl2 als Fällungsmittel für P) gesehen, andererseits kam es 1974 zu einem »Jahrhunderthochwasser« und dadurch zu einem massiven Abb. 14. Darstellung der Veränderung von Pigment- konzentrationen in Abhängigkeit zur Kerntiefe (Kern Mondsee MONH 1/45 m) Fig. 14. Layout of changing of pigment concentrations depending upon the core depth (core Mondsee MONH 1/45 m) 466 Ekkehard Schultze Trübeeintrag, sodass sich eine extrem dicke Jahresschicht (siehe oben) ausbilden konnte. Die darüber liegenden Laminae sind durch eine relativ niedrige Sedimentat- ionsrate gekennzeichnet. Sie zeichnen sich durch höhere Redoxpotentiale aus und sind mit Ausnahme der unmittelbaren Sedimentoberfläche nicht so reich an Pigmen- ten wie im tiefsten Seebereich. Das deutet auf eine bessere Sauerstoffsituation nach Inbetriebnahme der Kläranlage hin. Dieses Profil (siehe Abb. 14) wurde aus dem Bereich der Schotter-Überfuhr vom Baggersee zu der damaligen Autobahnbaustelle bei Loibichl gezogen. Der Schotter wurde durch flache Schiffe (Pletten) über den See transportiert und bei Gefahr einfach in den See gekippt. So entstand ein Kieskörper mit enger räumlicher Verbreitung und wurde immer wieder in Kurzcores während der Beprobung im Rahmen laufender Institutsprogramme, vor allem durch Danielopol et al. (1985) gefunden. Die Arbeitsgruppe Benthos des Limnologischen Instituts in Mondsee plant eine genauere Kartierung dieses Kieskörpers, der als Laichgebiet für Saiblinge von einiger Bedeutung gewesen sein könnte. Von 26-13 cm finden wir olivgrüne bis graue Kalkmudde (Kalkgyttja) mit relativ geringem Gehalt an Pigmenten aus der oligotrophen Seephase. Dann schiebt sich ein ca. 7 cm mächtiger Grobsandkomplex vom Autobahnbau ein der die geringsten Pigmentraten des gesamten Profils führt. Der allochthone Charakter wird durch die Ratio CD/TC verdeutlicht. Abb. 15. Schematische Darstellung einiger wichtiger Parameter zur Eutrophierungsentwick- lung des Mondsees Fig. 15. Scheme of some important parameters demonstrating eutrophication development of Mondsee Fallstudien zur Paläolimnologie 467 Nach dieser »Reoligotrophierung« (s.o.) beginnt bei 7 cm wie in den anderen Profundalprofilen eine scharfe Hell-Dunkelschichtung mit steigendem Pigmentge- halt. Dieser Abschnitt entspricht wiederum der zunehmenden Eutrophierung im See (Abb. 15). Eine Abnahme dieses Vorgangs in jüngster Zeit kann an diesem Profil nicht gezeigt werden. Der Grund dafür lag in der teilweisen Abtragung, oder in Einflüssen durch die einmündenden Gewässer (Mühlbach, Wangauer-Ache) liegen (siehe auch Abb. 9). Die Salzburger Vorlandseen Stammdaten Entstehung, Entwicklung und Charakteristik Die Salzburger Vorlandseen Wallersee, Obertrumer See, Niedertrumer See (Matt- see) und Grabensee, letztere drei im folgenden als Trumer Seen bezeichnet, liegen etwa 25 km nördlich der Stadt Salzburg im ehemaligen Vereisungsgebiet des Sal- zachgletschers im Einzugsgebiet der Salzach. (Siehe Abb. 16 und 17). Die Becken der Trumer Seen sind durch Anhöhen bestehend aus den nördlichsten Ausläufern des alpinen Flysch und des Helvetikums und aus Moränen der Mindel-, Riss- und Würmvereisung, vom Wallerseebecken getrennt. Die glaziale Situation der Seen und ihre Strukturen sind bei, Seefeldner (1961) und Tichy (1980) näher erläutert. Die Seebecken sind demnach durch Toteiskörper vor einer frühzeitigen Sedimentverfül- lung während der Abschmelzphase geschützt worden. Das Einzugsgebiet der Trumerseen (133,8 km^) in Verhältnis zum Wasservolumen ist in Gegensatz zu dem des Wallersees (103 km^) sehr klein, sodass auf Grund der Wasserbilanz mit der Speisung aus unterirdischen Quellen gerechnet werden muss (vergi. Röhrs, 1986). Die Vorlandseen gehören den dem dimiktisch-holomiktischen Seetypus an. Eine Eisbedeckung von 2-3 Monaten ist die Regel, wobei es zu einer inversen Temperaturschichtung kommt. Seit dem Beginn der 60-er Jahre werden die Vorlandseen regelmässig durch die Bundesanstalt für Fischereiwirtschaft in Scharf- ling (Oberösterreich) limnologisch untersucht. 468 Ekkehard Schultze Abb. 16. Lageskizze der Trumer Seen mit Bohrpunkten Fig. 16. Sketch - Position of Trümer Lakes and sampling sites 1962 trat erstmals Oscillatoria rubescens D. C. (Burgunderblutalge) am Obertru- mer See auf (Czernin-Chudenintz, 1980). Im Herbst 1964 kam es in einer Bucht des Niedertrumer Sees (Findenegg, 1973) zu einer extremen Wasserblüte verur- sacht durch die blaugrüne Alge Anabaena spiroida. Ab 1965 nahm Oscillatoria rubescens D. C. verstärkt zu und verursachte seit 1968 spektakuläre Wasserblüten. Der Niedertrumer See blieb davon weitgehend verschont. Diesse Ereignisse führten zu einem grossangelegten Sanierungsprogramm durch die Salzburger Landesregierung. Im Rahmen einer Ökosystemstudie »Vorlandseen« wurden die vielfältigen Zusammenhänge untersucht und in einer Abhandlung zusammengefasset (Herausg. Jäger, 1968) Fallstudien zur Paläolimnologie 469 Abb. 17. Lageskizze des Wallersees mit Bohrpunkt Fig. 17. Sketch - Position of Walersee and sampling site Der Wallersee Das Phytoplankton des Wallersees wird im wesentlichen durch Kieselalgen (vor allem Tabellaria fenestrata (LINGB.) K. G. dominiert, gefolgt von Feueralgen (Cera- tium sp. und Gymnodium sp.). Als dritte Gruppe sind die Grünalgen zu nennen, die durch zahlreiche Taxa vertreten sind (vergi. Czernin-Chudenitz, 1986). Geochemische Analysen der Sedimentoberfläche des Profundais (Röhrs et al., 1986) zeigen hohe Corg und Porg-Werte und somit eutrophe Verhältnisse. Aus den zahlreichen erbohrten Kernen des Wallersees stand uns der Kern WAL 6 (Germatsidis, 1985) für pollen- und pigmentanalytische Untersuchungen zur Verfügung. Er wurde an einem Schelfhang in Ilm Wassertiefe entnommen und sedimentologisch und geochemisch untersucht (Röhrs et al., 1986). Ergebnisse Von 106-61 cm (siehe Abb. 18) sind nur geringe Pigmentkonzentrationen nachzu- weisen. Der Ptot-Gehalt übersteigt 400 ppm in keinem Fall, der Corg-Gehalt bewegt sich unter 1 %. Röhrs et al. (1986) fanden grosse Mengen von Characeenresten, die nach Lang (1967) im Bodensee auf oligo-mesotrophe Sand- und Siltböden beschränkt sind und nach Forsberg (1964) sehr empfindlich auf überhöhte Phos- phorwerte reagieren. Demnach hat der Wallersee bis ca. 900 v.h. einen oligo- mesotrophen Zustand durchlaufen. Aufgrund der geringen Rohcarotinoidkonzentra- tion und des Fehlens von Blaualgen- und Bakterienfarbstoffen kann sogar mit einiger Sicherheit eine oligotrophe Phase angenommen werden. Abb. 18. Darstellung der Veränderung von Pollen und Rohcarotinoiden in Abhängigkeit zur Kemtiefe (Kern Wallersee, WAL 6) Fig. 18. Layout of variation of pollen- and raw carotenoid concentrations depending upon core depth (core Wallersee, WAL 6) Fallstudien zur Paläolimnologie 471 Die Besonderheit an diesem Kern ist jedoch eine deutlich sichtbare und nachweis- bare Diskordanz bei 62 cm. Oberhalb dieser Diskordanz liegen dunkelgraue Sedi- mente mit einem hohen Sandgehalt (Germatsidis, 1985) welche auf massive Störungen hinweisen. In den hangenden 61 cm treten keine Characeenreste mehr auf was auf den erhöten Corg-Gehalt und erhöhte Ptot-Werte infolge einer Eutrophierung des Sees zurückgeführt werden kann. Pollenanalytische Ergebnisse lassen auf spätglaziales Alter in den basalen War- venschichten schliessen. Betula-Juniperus- und Poaceen Pollen dominieren diesen Bereich und zeigen, dass die Vegetation nicht jünger als Bölling (Ib) d. h. ca. 13.000 Jahre alt ist. Die hangende Sedimentpartie ab 60 cm führt einen erhöhten Pollengehalt von Gattungen und Arten der Ruderlflora wie Urtica und Plantago, sowie von Getreide. Dies lässt auf eine stärkere Besiedlung und intensive Landwirtschaft in diesem Gebiet schliessen. Auch der Pigmentgehalt beginnt allmählich zuzunehmen und erreicht bei 25 cm Werte, die auf oligo-mesotrophe Verhältnisse hinweisen. Ab 10 cm kommt es zu einer Abb. 19. Situation einer Schichtlücke (wie am Wallersee) Fig. 19. Situation of a stratigraphie gap (like in Wallersee) 472_ Ekkehard Schultze rapiden Zunahme der Rohcarotinoide mit erhöhten Konzentrationen von Myxoxan- thophyll und Oscillaxanthin (Blaualgenpigmente) was auf zunehmende Eutrophie- rung hindeutet. Wie oben schon erwähnt, ist das Auftreten dieser Diskordanz von grossem Interesse, da sie nicht nur auf den Wallersee beschränkt ist, sondern auch in den Trumerseen und am Mondsee beobachtet wurde. Die Frage nach der Ursache ist noch weitgehend ungeklärt, doch kann man sich vorstellen, dass der eiszeitliche Gletscher härtere Gesteinsrücken nicht abgetragen hat und so parallel zum Ufer verlaufende Barrieren stehen Hess. Das an diese Schwellen anprallende Grundwasser steigt auf und erodiert die Sedimente an deren Oberfläche oder verhindert überhaupt eine Sedimentation, wenn die Strömung start genug ist (siehe Abb. 19, vergel. Behbe- hani et al., 1985). Trumer Seen Der Untersuchungsschwerpunkt lag bei den Trumer Seen in der Rekonstruktion der Eutrophierungsentwicklung in Zeit und Raum. Untersuchungen von Schmidt (1986), Röhrs et al. (1985) und Schultze (1986) zeigten am Profil Grabensee und Zellhof nach Warventonen aus dem Älteren Spätglazial (- ca. 13.000 v.h.) eine erste Eutrophierungsphase mit einem starken Ansteigen von Corg und Ptot. Ähnliche fazielle Änderungen sind auch aus den Sedimenten des Kleinsees (Kärnten) bekannt und werden von Löffler (1977) und Schultze (1976) mit dem Kollabieren des »Kühnsdorfer Stausees« infolge der Erosion der stauenden Endmoränen durch die Drau erklärt. Zum selben Schluss kommen Röhrs und Schneider (1985) für die Trumerseen. Der »Älteste Trumersee« bestand bis zum »Prabölling« Interstadial (vergi. - Schultze, 1984) und floss durch die Dränagierung des Mattig-Flusses teilweise aus. Dadurch wurde der heute verlandete Zellhof er See isoliert und es entstand der Alte Trumersee, der auf Grund des geringen Wasservolumens, der ausreichenden Nährstoffversorgung und des besseren Klimas eutrophierte (siehe Abb. 20) Ergebnisse Am Profil Grabensee (Abb. 21) reichen diese dunklen Lagen zwischen 580 und 544 cm zeitlich bis ins beginnende Alleröd und zeichnen sich durch den Gehalt eines Bakterienfarbstoffes (Okenon) aus, der auf temporäre Sauerstoffdefizite infolge der Eutrophierung schliessen lässt. Nach dieser alten Eutrophierungsphase sind noch drei jüngere in allen Profilen der Trumer Seen bemerkbar und durch erhöhte Ptot- und Corg-Werte sowie durch dunkle Bänder erkennbar. Diese drei jüngeren Phasen sind aller Wahrscheinlichkeit nach anthropogener Natur: Ein erster Nährstoffeintrag erfolgte zur Zeit der bajuwarischen Besiedlung und ist auf Rodungs- und Dränagierungstätigkeit zurückzuführen und bewirkte zunächst noch keine wesentlichen Eutrophierungserscheinungen. Es fehlen nämlich erhöhte Pigmentwerte und es ist anzunehmen, dass dieser massive Nährstoffeintrag weitest- gehend durch die Sedimente »g -puffert« wurde und die Seen zunächst nur einen mesotrophen Zustand erreichter. Ein erneuter eutrophierter Horizont wurde vor rund 350 Jahren abgelagert und führte zum Übergang in ein eutrophes Stadium welches bis heute andauert. Diese Eutrophierungsphase wurde mit verstärkter Besiedlung und der Brauereigründung in Obertrum erklärt (Röhrs et al., 1986, Fallstudien zur Paläolimnologie 473 Schultze, 1986). Nach neueren Überlegungen könnten aber auch klimatische Änderungen eine nicht geringe Rolle spielen. Ärchäologische Untersuchungen von Czech (1980) am Zellersee (Irrsee) brachten einen Fund eines heute in 3m Wasser- tiefe liegenden und mit 300 v.h. datierten Blockbaues aus Holz zutage, der nach Ansicht der Archäologen weder technisch unter Wasser errichtet werden noch irgend einen funktionellen Zweck in dieser Lage erfüllt haben konnte. Nachdem er also an Land errichtet worden ist, muß der Seespiegel zu dieser Zeit un 3 m tiefer gelegen haben. Abb. 20. Paläogeographische Rekonstruktion der Trumer Seen (aus Röhrs et al., 1986: modifi- ziert nach Krisai, 1975; Weinberger, 1955; Del Negro, 1948) Fig. 20. Paleogeographical reconstruction of Trümer Lakes (taken from Röhrs et al., 1986: modified after Krisai, 1975; Weinberger, 1955; Del Negro, 1948) Abb. 21. Darstellung der Veränderung von Rohcarotinoid-konzentrationen in Abhängigkeit zur Kerntiefe (Mattsee, MTT 13; Obertrumersee, OTT 18; Grabensee Core 3; Grabensee litoral) Fig. 21. Layout of changing of raw carotenoid concentrations depending upon the core depth (Mattsee, MTT 13; Obertrumersee, OTT 18; Grabensee core 3; Grabensee littoral) Fallstudien zur Paläolimnologie 475 Dieses Phänomen könnte, wie sooft in der Wissenschaft, mit lokalen Ereignissen wie etwa einer Meliorierung des Sees und späterer Verlandung der Dränagen erklärt werden. Doch haben Beispiele wie die neolithischen Pfahlbauten an den Salzkam- mergutseen, den eindeutigen Beweis erbracht, dass Seespiegelschwankungen im Bereich bis zu 3 m möglich waren und eigentlich keine Seltenheit darstellen (Offen- berger, 1985). Nach bisherigen Befunden (siehe unten) sind solche Seespiegel- schwankungen Europa-, ja sogar weltweit verbreitet und die Folge von überregiona- len Klimapendelungen. Trockene und wärmere Klimaperioden bewirken einen nied- rigeren Wasserstand und eine erhöhte Produktion und drücken sich im Sediment z.B. durch erhöhte Pigmentwerte, Corg"Werte und Ptot~Werte aus. Wenngleich eine solche Entwicklung für die Trumerseen noch nicht als erwiesen gilt, muss diese Möglichkeit der »Eutrophierung« neben den anthropogenen Einflüssen in Betracht gezogen werden. In den letzten Jahrzehnten kam es dann durch drastisch ansteigende Phosphatbe- lastung aus der Landwirtschaft, dem Fremdenverkehr und Gewerbe zu einer kata- strophalen überdügung. Diese drückt sich in den Sedimenten durch die Zunahme von Blaualgenpigmenten wie Myxoxanthophyll, Echinenon und Oscillaxanthin sowie durch Bakterienpigmente und H2S aus - eine Folge des anaeroben Hypolimnions während der Stagnationsphasen. Meromiktische Seen Meromiktische Seen sind Seen, in denen ein großer Teil des Wasserkörpers während der jährlichen Durchmischungsphasen teilweisse oder ganz von einer Durchmischung verschont bleibt, im Gegensatz zum eher gewöhnlichen holomikti- schen Seetyp, in welchem während solcher Perioden der ganze Wasserkörper durch- mischt wird. Findenegg (1935) führte die folgenden Termini in die Literatur ein und bezeichnete diesen nicht durchmischten Wasserkörper als Monimolimnion, seine obere Grenze als Chemokline. Hutchinson (1937, 1957) unterteilte die meromikti- schen Seen nach der Ursache des Eintritts in den meromiktischen Zustand in: 1. ektogene, bei denen externe Katastrophen entweder Salzwasser in einen Süss- wassersee oder Süsswasser in einen Salzwassersee führten. Dabei bildete sich durch die grössere Dichte des Salzwassers ein stabiles Monimolimnion mit einem darüber liegenden weniger dichten Mixolimnion aus; 2. crenogene, bei denen unterirdische Quellen Salzwasser in den See bringen und das leichtere Süsswasser nach oben verdrängen und 3. biogene meromiktische Seen, in denen Salze vornehmlich durch chemische und biochemische Vorgänge in Monimolimnion angereichert werden, die aus dem Sediment freigesetzt werden. Untersuchungen z.B. von Frey (1955) am Längsee haben jedoch gezeigt, dass in vielen Fällen der Grund einer biogenen oder dynamischen Meromixis ektogen initi- iert sein kann. Der Längsee Stammdaten: Seehöhe (m NN bei Mittelwasser) 548 Seefläche (km^) 0,76 476 Ekkehard Schultze Max. Tiefe (m) 21 Mittlere Tiefe (m) 13,4 Volumen (km^) 0,10 Theor. Wassererneuerungszeit in Jahren 7,6 Einzugsgebiet (km2) 5,36 Quelle: Schultz & Kanz (1984) Abb. 22. Lageskizze des Längsees mit Bohrpunkten Fig. 22. Sketch - Map of Längsee and sampling sites Fallstudien zur Paläolimnologie 477 Entstehung, Entwicklung und Charakteristik Die erste Erhebung zur Entwicklung des Längsees stammt von Frey (1955,1956). Später wurden Untersuchungen von Löf fier et al. (1973), Fritz (1973), Harms- worth (1984) sowie eigene Untersuchungen angeschlossen. Frey führt das Einset- zen der Meromixis auf den von ihm »erste Siedlungsphase« bezeichneten Abschnitt, etwa 400 v.h. zurück. Diese Besiedlung ist durch ein charakteristisches Sedimentpa- ket von ca. 15 cm Mächtigkeit dokumentiert, bestehend aus minerogenen und orga- nogenen Wechsellagen als Ausdruck massiver Bodenerosion im Einzugsgebiet infolge von Waldrodung und bewirkt nach Frey (1956) durch den Eintrag von Salzen die Ausbildung eines Monimolimnions. Löf fier (1972 a, b) dagegen ist der Ansicht, die Meromixie habe sich wie in vielen anderen Kärntner Seen bereits mit dem Ausklin- gen des Spätglazials, in manchen Fällen sogar schon mit Einsetzen der Wiederbewal- dung eingestellt. Diese Ansicht wird begründet durch Ausfallen von Ostrakoden verbunden mit einem gleichzeitigen Sedimentwechsel von Ton zu Gyttja. Harms- wort (1984) widerspricht beiden Meinungen nicht direkt, wenngleich er mit dem Einsetzen der Gyttjabildung zumindest saisonale Sauersofffreiheit postuliert. 1984 wurden vom Verfasser jeweils an der tiefsten Stelle (21m) ein Kurzprofil (250 mm) und 1985 im Rahmen des Paläolimnologiekongresses ein Langprofil abge- teuft um dieser Fragestellung nochmals nachzugehen. Diese Proben wurden ergänzt durch Kajak-Cores von 30 cm Länge, um die obersten Sedimentpartien näher zu untersuchen und die Sapropelverteilung zu studieren. Von einer der Halbschalen des Langprofils wurden von Merkt Dünnschliffe angefertigt und von H. Müller (beide Hannover) pollenanalytische Untersuchungen zur Chronologie durchgeführt (mündl. Mitt.). Profilbeschreibung 500-430 cm: Hellgrauer, spätglazialer Schluff der oligotrophen Seephase 430-425 cm: Übergang zu Gyttja 425-397 cm: Gyttja, fein laminiert, meso-eutrophe Seephase 397 cm: feine Tufflage (Laacher Bimstuff) 397-175 cm: laminierte Detritusgyttja, eutrophe Seephase 175-159 cm: Wechsellagen aus Ton und organischem Material mit Kohleanteilen 159- 8 cm: Sapropel, mesoeutrophe Seephase 8- 0 cm: Helle, rosafarbene Kalkgyttja, durchlüftetes Sediment? Ergebnisse Die Besonderheit der profundalen Längseesedimente (siehe Abb. 23) stellt zwei- felsohne der extrem hohe Gehalt an Rohcarotinoiden dar. Bisher sind dem Verfasser - mit Ausnahme von Meeresbuchten wie der Veliko Jezero auf Mljet - keinerlei derartigen Konzentrationen bekannt geworden. Schon während des älteren Spätgla- zials übertrifft der Carotinoidgehalt mit 150-200 ppm Sedimente heutiger eutropher Seen. Dies ist dadurch zu erklären, dass der Längsee ursprünglich 3 x so gross war als heute und dass sich sein Abfluss nach Abschmelzen des Eises tief in die Moränen einschneiden konnte, was zu einer Absenkung des Wasserspiegels und zu einer raschen Verlandung des Sees führte. Damit waren genügend Nährstoffe für eine stärkere Phytoplanktonentwicklung vorhanden. Bereits um ca. 13.000 v.h., an der Wende Älteres-Jüngeres Spätglazial (Schultze 1984 a, b) kam es zu ersten Sauer- 478 Ekkehard Schultze Abb. 23. Darstellung der Veränderung der Rohcarotinoid-konzentrationen in Abhängigkeit zur Kemtiefe (Langprofil Längsee, 21m) Fig. 23. Layout of changing of raw carotenoid concentrations depending to the core depth (long profile Längsee, 21m) Fallstudien zur Paläolimnologie 479 Stoffdefiziten. Verschiedene Schwefelbakterien fanden ausreichend Nahrung und im Sediment wurde Okenon abgelagert, das den indirekten Beweis für das Vorkommen von Chromatien (Athirrodaceae) liefert. Es wurden auch Spuren von Sphäroidin und Sphaeroidenon gefunden - Pigmente die auf das Vorkommen von Rhodopseudomo- nas sp. hinweisen (Züllig 1985) und wichtige Kriterien für das Abschätzen ehemali- ger Sauerstoffsituationen darstellen. Züllig (1985) züchtete Rhodopseudomonas sphaeroides unter streng anaeroben Bedingungen und zeitweisen Luftzutritt und konnte nachweisen, dass unter aeroben Bedingungen kein Sphaeroidenon gebildet wird. Davon wird unter noch gesprochen werden müssen. Eine weitere Besonderheit der Längsee-Sedimente stellt das Auffinden des Laa- cher Bimstuffes dar. Bisher konnte er auf österreichischem Gebiet südlich der Alpen noch nicht gefunden werden. Es wurde durch Merkt (mündl. Mitt.) mit Hilfe von Dünnschliffen und durch mineralogische Untersuchungen als solcher identifiziert. In der Rohcarotinoidkurve (bei 397 cm) ist entsprechend zum allochthonen Tuff horizont ein starker Einbruch der Pigmentwerte auf unter 100 ppm zu bemerken. Danach kommt es wiederum zu einem rapiden Anstieg und zum Auftreten von Okenon und Lycopenal, was auf verschiedene Species von Chromatium und Lamprocystis sp. zurückgeführt werden kann (vergi. Pfennig, 1978 a, b) und auf temporäre Sauer- stoffdefizite hindeutet. Der folgende Abschnitt von 360-250 cm ist durch extrem hohe Rohcarotinoid- werte (bis zu 8000 ppm) mit starken Fluktuationen gekennzeichnet, die in zeitlicher Korrelation zu der von Kral (1979) gegebenen Klimakurve zu sehen sind. Die Spitzen zeigen Perioden mit extrem hoher Produktion und extrem hoher Bakerientä- tigkeit unter trocken warmen Klimaverhältnissen an, deren Folge jeweils Seespiegel- tiefstände sind. Die Kurventäler 350 cm, 310 cm und 250 cm könnten den mit den Gletscherhoch- ständen (Schlafen-Venediger- und Frosnitzschwankung) (Bortenschlager & Patzelt, 1969) einhergehenden Transgression gleichgesetzt werden. Eigene pol- lenanalytische Befunde bestätigen diese Annahme weitgehend. Die höchste Produktion an Pigmenten wird bei 300 cm erreicht. Neben dem Hauptanteil, den verschiedene Bakterienpigmente bilden, kommen nun noch Fuco- xanthin und Myxoxanthophyll verstärkt vor, was eine Umgestaltung der Phyto- planktongesellschaften erkennen lässt. Fucoxanthin als Hauptpigment der Chryso- phyceae und Diatomeae sowie Myxoxanthophyll als Blaualgenpigment sprechen für diesen Wechsel. Löffler (1973) beschreibt das Ausfallen der Ostracoden und Chironomiden (wie bei 300 cm) als Folge der einsetzenden Meromixis, »obschon lange sauerstofflose Jahresabschnitte vor dem eigentlichen Beginn der Meromixis nicht auszuschliessen sind«. Kleinere Pigmentgipfel bei 240 und 210 cm zeigen nochmals ein Ansteigen der Produktion und leiten zu einer diffusen Laminierung des Sediments über. Diese Übergangsphase von 185-150cm entspricht nach Frey (1956) einem Alter von 3000-4000 Jahren und resultiert aus Turbiditen in Wechsellagen mit Sapropel. Das Material wurde in der extrem feuchten Klimaperiode des Alteren Subatlantikums aus den durch Rodung entblössten Grundmoränen der Umgebung des Sees ausgewa- schen und könnte eine solche Dichtezunahme bewirkt haben, sodass eine Vollzirku- lation ausblieb. Unserer Annahme nach ist dieser Klimawechsel mehrfach belegt und führte zur selben Zeit in Mitteleuropa nördlich der Alpen zu einem Ansteigen der Seespiegel um 480 Ekkehard Schultze mindestens 2-3 wenn nicht bis 4 m. Als Beweis dafür können die »ertrunkenen« Pfahlbauten am Mondsee und Attersee genannt werden die heute 2-3 m unter dem Wasserspiegel liegen (Offenberger, 1985). Das verstärkte Auftreten von Buchen- und Tannenpollen spricht ebenfalls für feucht-kühle Verhältnisse an der grenze Subboreal : Subatlantikum um etwa 3000 v.h. Nach dieser Phase kam es wiederum zu einer »Beruhigung« der Situation im See. Die sedimentierenden Trübstoffe fällten einen Grossteil der Biomasse und führten zu einer »Reoligotrophierung« des Sees ähnlich wie nach dem »Autobahnhorizont« am Mondsee (siehe oben). Danach waren die - für ein extremes Algenwachstum notwen- digen - Licht - und Nährstoffverhältnisse geschaffen und die Folge war eine explo- sionsartige Entwicklung von Blaualgenpopulationen, die durch das Massenvorkom- men von Myxoxanthophyll und Echinenon belegt sind. Abb. 24. Darstellung der Veränderung der Rohcarotinoid-konzentrationen in Abhängigkeit zur Kerntiefe (Längsee 21m, Kurzkern) Fig. 24. Layout of changing of raw carotenoids depending upon core depth (Längsee 21m, short core) Fallstudien zur Paläolimnologie 481 Die nun gebildeten Sapropel-Sedimente zeichnen sich durch einen extrem hohen Gehalt an Ca++ aus, den Harmsworth (1984)- ohne Zweifel - auf die photosynthe- tisch induzierte Karbonatausfällung zurückführt. Bei 90 cm werden dann wieder erhöhte Pigmentwerte gefunden, die sich hauptsächlich aus Okenon, Myxoxantho- phyll, Echinenon und Diatoxanthin zusammensetzen. Während einer neuerlichen Klimaverschlechterung, im frühen Mittelalter (Gletscherhochstand), fallen die Roh- carotinoidwerte von fast 2000 ppm auf unter 200 ppm. Dan erfolgt wiederum eine Klimabesserung und gleichzeitig eine verstärkte landwirtschaftliche Tätigketi (Hopfenanbau, vermehrter Getreideanbau) und das erste Auftreten von Oscillaxanthin, dem Hauptpigment von Oscillatoria rubescens D. C., zugleich mit Okenon und anderen Bakterienfarbstoffen. Weiters findet man noch höhere Konzentrationen von Diadinoxanthin und Diatoxanthin, Pigmente, die vor- wiegend in Pyrrhophyceen auftreten, sowie Echinenon, einem Farbstoff vorwiegend der Blaugrünen Algen und Fucoxanthin und dessen Derivate, die auf ein starkes Vorkommen von Chrysophyceen und Diatomeen hinweisen. Zu dieser Zeit errreicht der Längsee etwa das heutige Stadium als relativ »unpro- duktiver See« (vergi. Frey, 1956). Es muss jedoch angemerkt werden, dass sich die meisten »produktiven« Abläufe - mit Ausnahme der Anaeroben - in den ersten 10-12 m Wassertiefen abspielen, da heute die Chemokline am Längsee zwischen 10 und 12 m liegt. Während der letzten 10 cm kommt es zu einem erneuten Anstieg der Rohcaroti- noide, besonders von Oscillaxanthin und Bakterienfarbstoffen als Folge des ver- stärkten Nährstoffeintrages durch Fremdenverkehr und Landwirtschaft. Die in den letzten Jahren häufig auftretenden Algenblüten und die »Katastrophe« im Winter 1984/85, wovon weiter unten noch gesprochen werden muss, veranlassten die Behör- den zu umfangreichen Sanierungsmassnahmen, die heute bereits nahezuabgeschlos- sen sind. Parallel zum oben beschriebenen Langkern wurde bei 21m ein 250 cm langer Kern vergleichsweise entnommen (Abb. 24) Profilbeschreibung: 250-188 cm: laminierte Gyttja 188-155 cm: Übergang mit diffusen Laminae 155- 11cm: Schwarzer, H2S-reicher Sapropel 11- 0 cm: Hellgraue Kalkgyttja (umgelagert?) Ergebnisse Die basalen Sedimente sind relativ sehr reich an Pigmenten (bis 2000 ppm). Vor allem kommen hohe Konzentrationen von Neoxanthin, Lutein und Canthaxanthin (Grünalgenpigmente) und Carotinoide sowie Chlorophylle von diversen Bakterien vor, die stufenweise gegen den Übergang abnehmen. Diese Abnahme kann auf zunehmende Klimaverschlechterung und den erhöhten Eintrag von Allochthonsedi- menten zurückgeführt werden (siehe oben). Die diffusen Laminae der Übergangszone sind reich an verkohlten Makroresten und ähnlich den häufig in Moorsedimenten auftretenden Brandrodungshorizonten. Dazwischen finden sich immer wieder autochthone Lagen, wie sie bereits von Frey (1956) beschrieben und erklärt worden sind. 482___Ekkehard Schultze Zu Beginn der Sapropelzone (bei 145 cm) sind die Pigmentwerte relativ niedrig, steigen in der Folge aber rapid auf über 500 ppm an, um bei 100 cm wiederum einen Kulminationspunkt (2000 ppm) zu erreichen. Dieser basale Sapropelabschnitt ist durch Blaualgenpigmente wie Echinenon, Myxoxanthophyll und Ketomyxol, sowie durch sehr hohe Werte von Okenon und Isorenieraten (nach Züllig 1985 das Hauptpigment von Phaeobium sp.) gekennzeichnet und deutet auf strikte Sauerstoff- freiheit hin. Danach nehmen die Pigmentkonzentrationen, wahrscheinlich infolge der Klimaverschlechterung im Frühmittelalter, welche wieder erhöhte Seespiegel und geringere Produktion zur Folge hat, wiederum bis auf Werte von 150 ppm ab. Nach dem mittelalterlichen Minimum steigen die Werte bei 50 cm abermals auf über 600 ppm an. Ein Pollengipfel vom Humulus-Cannabis-Typ, in derselben Strate, deutet auf verstärkte landwirtschaftliche Nutzung (möglicherweise Hopfenanbau) hin und wird durch das verstärkte Auftreten von Getreide- und Ruderalpflanzenpol- len bestätigt (siehe auch Frey 1956). Zu diesem Zeitpunkt tritt das erste Mal Oscillaxanthin in grösseren Konzentrationen auf und es vollzieht sich die Umbildung der Algenpopulationen zu den heute noch vorherrschenden (siehe oben). Danach kommt es wieder zu einem Rückgang der Rohcarotinoidkonzentrationen, vermutlich gleichzeitig mit dem neuzeitlichen Gletscherhochstand, ohne dass sich jedoch die Pigmentgarnitur qualitativ wesentlich ändert. Innerhalb der letzten 12 cm steigen die Pigmentwerte abermals. Wahrscheinlich infolge des Fremdenverkehrs leicht auf 300 ppm an, ohne dass es aber zu vergange- nen Höchstwerten kommt. Diese Tatsache zeigt die Schwierigkeit einer Bewertung der Pigmentkonzentrationen in Hinblick auf die Eutrophierung eines Sees und die Notwendigkeit, die Vergangenheit und Entwicklung eines Gewässersystems in die Betrachtungsweise miteinzubeziehen. Sprechen wir beim holomiktischen Mondsee bei Rohcarotinoidkonzentrationen von über 150 ppm bereits von »eutrophen« Sta- dien, so stellen solche Werte im meromiktischen Längsee Minimalkonzentrationen dar. Wie oben bereits vermerkt, sind die obersten 10 cm heute in allen Seebodenberei- chen unterhalb der Chemokline hell gefärbt. Dies wurde durch zahlreiche Kurzkerne und Greiferproben nachgewiesen und deutet auf eine einschneidende Änderung der Sauerstoffsituation hin. Nachdem der See aber immer noch ein stabiles Monimolim- nion hat, ist dieses Phänomen nur sehr schwer zu deuten. Regelmässige Untersu- chungen des Seebodens seit 1972 und eigene Probennahmen zeigten bis 1984 fein laminierte schwarze Sapropelsedimente unterhalb von 12 m. Ende Februar 1985 brach durch eine mehrere Tage anhaltende Föhnlage das Eis und der Föhnsturm wühlte den See 2 Tage lang auf. Möglicherweise war die Windenergie so stark, dass der See zu zirkulieren begann. Est ist durchaus denkbar, dass diese Durchmischung auch kurzfristig das Monimolimnion erfasste. S a m p 1 et al. (1979, 1985) haben auf diese Möglichkeit bereits hingewiesen. Dadurch wurden die obersten Sedimentschichten beeinträchtigt und gelangten in den Wasserkörper. Nach etwa 2 Tagen kam es zu einem extremen Kälteeinbruch und der See fror über Nacht zu. Nun konnte kein Sauerstoffaustausch mehr zwischen Wasserkörper und Atmosphäre erfolgen. Die in den Wasserkörper gelangten stark reduzierten Sedi- mente verbrauchten den grössten Teil des Sauerstoffs und ein Massensterben von Fischen setzte ein. In einer »wilden« Aktion wurde dann der Inhalt von etwa 12 Flaschen Sauerstoff unter die Eisdecke eingebracht, um das Fischsterben hintanzu- halten. (Weder Inhalt noch Kubatur sind bekannt) über die Sinnhaftigkeit solcher Aktionen soll an dieser Stelle nicht beurteilt werden, doch ist es von wissenschaftli- Fallstudien zur Paläolimnologie 483 eher Seite zu bedauern, dass solche Ereignisse nicht rechtzeitig bekannt gemacht werden, um durch seriöse Untersuchungen Aufschluss über Ursachen zu erhalten. Weiters wurde beim Beproben mittels Kajak-Corer festgestellt, dass die obersten 10-15 cm des Sedimentes beim Heraufziehen aufschwimmen, was in der Umgangs- sprache als »ausgasen« bezeichnet wird und auf Methanansammlungen in Sperrhori- zonten zurückzuführen ist. Ob aber der gesamte Seeboden von einem solchen Ereig- nis betroffen sein kann, bleibt zu bezwifeln. Tatsache ist jedenfalls, dass die obersten 10-12 cm des Sediments ungeschichtet also nicht wie der darunter liegende Teil annuell laminiert sind. Abschliessend soll noch angemerkt werden, dass nicht nur am Längsee schon weitaus »eutrophere« Phasen als heute in der Seenentwicklung bestanden haben, die mit Sicherheit auf klimatische Ursachen zurückzuführen sind. Der Piburger See Stammdaten: Seehöhe (m NN bei Mittelwasser) 931 Seefläche (km^) 0,134 Max. Tiefe (m) 24,6 Mittlere Tiefe (m) 13,7 Volumen (km^) 0,1835 Theor. Wassererneuerungszeit in Jahren 2,7 Einzugsgebiet (km2) 2,65 Quelle: Jagsch & Megay (1982) Entstehung, Entwicklung und Charakteristik Der Piburger See liegt im zentralalpinen Ötztal und ist nach Psenner (1983) von Biotitplagioklasgneisen, Granodiorit und Biotitgranit umgeben (Abb. 25). Seine landschaftlich reizvolle Lage, eingerahmt von Bergsturzmaterial nahe der Ortschaft Ötz und seine relativ hohen Temperaturen im Frühjahr und Sommer machten ihn zu einem beliebten Badesee. Die Nährstoffbelastung durch den Anfang der 70-er Jahre einsetzenden Touristenstrom und durch die Errichtung einess Hotels unmittelbar am Ufer machten den See zum »Sanierungsfall«. Der See ist ein meromiktischer Weichwassersee mit mesotrophem Charakter. 75% des Seebodens besteht aus kalkfreien, organogenen Sedimenten (Psenner, 1983). Für unsere Untersuchungen stand uns ein Bohrkern mit 75 cm Länge aus dem Profundal zur Verfügung (in dankenswerter Weise von Koll. Rohrs, Göttingen, überlassen). Profilbeschreibung : 75-49 cm: diffus laminierte Detritusgyttja 49-48,5 cm: Schluff 48,5-30 cm: diffus (fein laminierte) Detritusgyttja 30-25 cm: grobe Laminae mit abwechselnd Corg-reichen Lagen mit zahlreichen Grossresten 25-19,8 cm: Laminierte Detritusgyttja 19,8-18, cm: »Letten« (eingeschwemmter Boden) 18-15 cm: laminierte Sedimente 484 Ekkehard Schultze Abb. 25. Lageskizze des Piburger Sees mit Bohrpunkt Fig. 25. Sketch - Map of position of Piburger Lake with drilling site 15-14,5 cm: Schluff 14,5-6,5 cm: fein laminierte Sedimente 6,5-5,5 cm: Schluff ab-5,5cm: fein laminierte Detritusgyttja Ergebnisse Der Bohrkern reichte nicht in »Voreutrophe Sedimente«, sodass der sehr wichtige Vergleich mit den Verhältnissen im Spät- und Frühpostglazial entfallen musste, was eine Interpretation der jüngeren Verhältnisse wesentlich erschwerte. Zu Beginn des Profils dominieren Farbstoffe von Grünalgen und grünen Pflanzen im allgemeinen. Bei 55 cm treten erste höhere Werte von Blaualgenpigmenten wie Myxol-2'-0-Methyl- Methylpentosid und 4-Ketomyxol-Methylpentosid, sowie in verstärktem Ausmass Okenon und Lycopenal, Carotinoide von Schwefelbakterien, auf. Eine erste Verschlechterung der Sauerstoffsituation infolge höherer Produktion und darauf folgender Zehrprozesse am Seeboden kann diese Situation erklären. Andererseits weisen nahezu unabgebaute Pflanzenreste und gröbere Pflanzenmakro- reste, sowie gröbere Korngrössenanteile auf stark allochthone Beeinflussung des Sees hin. Dieser Abschnitt wird von einem Schluffband bei 50 cm beendet. Dieses Schluffband kann das Resultat einer verstärkten Einschwemmung aus dem den See umgebenden Moränenmaterial sein, was zu einer scheinbaren »Reoligotrophierung« des Sees geführt haben mag. Nach diesem Schluffband, in dem die Carotinoidwerte zum Teil unter 100 ppm sinken, kommt es zu einer explosionsartigen Entwicklung Fallstudien zur Paläolimnologie 485 Abb. 26. Darstellung der Veränderung der Konzentrationen von Rohcarotinoiden und Einzelcarotinoiden (Bohkern Piburger See) Fig. 26. Layout of changing of raw- and single carotenoid concentrations depending to core depth (core Piburger Lake) 486_ Ekkehard Schultze von Algenpopulationen, die sich durch sehr hohe Werte von Astaxanthin, Canthax- anthin und Fucoxanthin mit dessen Derivaten dokumentieren (Abb. 26). Offenbar gelangten während der Ablagerung des Schiuffbandes mit den Trübestoffen, welche zu einer »Klärung« des Sees führten, genügend Nährstoffe in den See um dann bei optimalen Licht- und Nährstoffverhältnissen eine »Algenexplosion« herbeizuführen. Diese Situation erinnert an die Verhältnisse im Mondsee nach dem Autobahnbau (siehe oben). Die Algenpopulationen wurden hauptsächlich von Grünalgengesell- schaften, Diatomeen und Chrysophyceen gebildet. Bei 39,5 cm fällt die Carotinoidkurve abermals auf unter 100 ppm ab. Die Dominanz von Diatomeen und Chrysophyceengesellschaften bleibt aufrecht. Der See durchläuft wiederum eine »oligotrophere« Phase, deren Ursachen aus der Sedimen- tologie nicht abgeklärt werden können. Dann steigen die Carotinoidwerte wieder auf über 500 ppm und erreichen bei 25 cm einen Höhepunkt. Deutlich höhere Werte erreichen nun wiederum Mykol-2'-0-Methyl-Methylpentosid nach Züllig (1982) ein Hauptpigment von Oscillatoria limosa AG. und Coelospaerum kuetzingianum Naeg., sowie Okenon. Daher muß abermals mit einer zumindest temporären Sauer- stofffreiheit am Seeboden des Profundais gerechnet werden. Zum ersten Mal tritt Diatoxanthin auf und weist auf eine Änderung in der Algenpopulation hin. »Letten- band« (19,8-18 cm) mit relativ geringen Carotinoidwerten wird als Bodenabschwem- mung infolge von Rodungen und damit verbundener geringerer Speicherkapazität von Niederschlägen angesehen. Daraufhin erfolgt abermals ein steiler Anstieg der Carotinoidkurve, wie wir ihn bereits nach dem Schluffband bei 50 cm beobachtet haben und könnte von ähnlichen Faktoren gesteuert sein. Bei 14,5 und bei 6 cm schieben sich abermals 2 Schiuffbänder von geringerer Mächtigkeit ein, die jeweils einen markanten Abfall der Pigmentkurve bewirken. Ab 6 cm steigen die Werte kontinuierlich gegen die Sedimentoberfläche bis auf 600 ppm an. Folgt man den Ergebnissen von Psenner (schriftl. Mitteilung) so ergibt sich auf Grund von Cs-Analysen für 8 cm ein ungefähres Alter von 1954 und bei 5,5 cm eine Datierung in das Jahr 1963 (Maximum des radioaktiven Fallout) und somit eine durchschnittliche Sedimentationsrate von 0,38 mm pro Jahr. Diese vorläufigen Ergebnisse müssten noch durch eingehende sedimentologische, geochemische und pollenanalytische Untersuchungen eines bis ins Spätglazial rei- chenden Bohrkernes abgestützt und ergäntz werden. Wesentlich für die vorliegende Arbeit sind jedoch die durchschnittlichen Rohca- rotinoidwerte, welche zeigen, dass die Problematik bei der Interpretation von quan- titativen Pigmentwerten selbst innerhalb von einheitlichen Typen, wie meromikti- sche Seen nicht unproblematisch ist und noch weitgehenden Forschungen vorbehal- ten bleiben (vergi. Längsee, Bled-See und Malo Jezero). Bled-See Stammdaten: Seehöhe (m NN bei Mittelwasser) 457 Seefläche (km^) 1,438 Max. Tiefe (m) 30,2 Mittlere Tiefe (m) 17,9 Volumen (km^) 2,5 Theor. Wassererneuerungszeit in Jahren 2-3 Einzugsgebiet (km^) 7,502 Quelle: Löf fier (1984) Fallstudien zur Paläolimnologie 487 Material und Probengewinnung Ausgehend von Untersuchungen durch Molnar et al. (1978) die sich mit dem Ursprung, der Zusammensetzung und der Verschmutzung der rezenten Sedimente befassen und einer Studie von Löffler und S ampi (1982 unpubl.) wurde 1982 aus dem Ostbecken des Bled-Sees ein Langprofil erbohrt und von Löffler (1984) und Schultze (1984 a) paläolimnologisch bearbeitet. Aufgrund der Morphologie des Seebeckens welches aus zwei durch eine Schwelle getrennte Teilbecken besteht, war es notwendig, auch aus dem tieferen Westbecken ein Lanfgprofil abzuteufen um die Seeentwicklung besser abschätzen zu können (Abb. 27). 1984 ergab sich in Zusam- menarbeit mit der Slowenischen Akademie der Wissenschaften (SAZU) mit den Kollegen Š e r c e 1 j und C u 1 i b e r g die Gelegenheit, ein Lanfgprofil aus dem West- becken abzuteufen und pigmentanalytisch, sowie pollenanalytisch (Š er cel j und Cul ib erg in Vorbereitung) zu untersuchen (Abb. 28). Ein Jahr darauf wurden noch ergänzend 8 Kurzkerne (max. Länge 45 cm) sowie 10 Greiferproben entnommen um die rezente und subrezente Situation näher zu studieren. Vor allem wurde auf die laminierten Sedimente geachtet, da sie eine annuelle Schichtung aufweisen und den Zeitraum der Ablagerungen zeitlich festzulegen erlauben. Weiters waren die Fragestellung nach dem Beginn der meromiktischen Seephase und die Entwicklung der Eutrophierung des Sees von großber Bedeutung. Profilbeschreibung des Langkerns 609-590 cm: sandiger Schluff 590-570 cm: Schluff 570-565 cm: Seekreide mit Molluskenresten Abb. 27. Lageskizze des Bled-Sees (Blejsko jezero) mit Bohrpunkten Fig. 27. Sketch - Map of Lake Bled and sampling sites 488 Ekkehard Schultze 565-524 cm: Kalkschluff mit Grobdetritus 524-521 cm: Feinsand mit Mollusken 521-509 cm: Kalkschluff 509-480 cm: Kalkschluff rosa gefärbt 480-380 cm: laminierte Gyttja 380-375 cm: Kalkschluff mit Molluskenresten 375-345cm: Feindetritusgy tt j a ab 345 cm: laminierte Gyttja Abb. 28. Darstellung der Veränderung der Pigmentkonzentrationen in Abhängigkeit zur Kem- tiefe (Bled-See Westbecken) Fig. 28. Layout of changing of pigment concentrations depending upon core depth (Lake Bled, westem basin, 30 m) Fallstudien zur Paläolimnologie 489 Ergebnisse Im Abschnitt von 609-509 cm der zeitlich mit dem ausklingenden Spätglazial gleichgesetzt wird, herrschen recht unruhige Sedimentationsbedingungen, die aus der CD/TC Ratio ersichtlich sind. Gut durchlüftete Phasen in denen reiche Boden- fauna (Mollusken, Pisidien) und relativ geringe Konzentrationen von Rohcarotinoi- den (hauptsächlich aus Pigmentgarnituren von Chlorophyceen zusammengesetzt) auftreten, wechseln mit Phasen ab, in denen Okenon eine schlechtere Sauerstoffsi- tuation andeutet. Erst ab 500 cm stellen sich konstantere Bedingungen ein, die sich mit aktuellen Verhältnissen vergleichen lassen. Das zeitliche Gerüst, welches mit Hilfe der Pollenanalyse erstellt wird, ist für das vorliegende Profil noch nicht fertiggestellt. Es wurden jedoch an markanten Punkten übersichtsmässig Pollenana- lysen vorgenommen, die eine Zuordnung zum Präboreal-Boreal zulassen (Haselgip- fel). Zu dieser Zeit kann ein markanter Umbau im Sediment beobachtet werden, der auf eine Wandlung der Zusammensetzung des Phytoplanktons und eine gesteigerte Produktivität des Sees zurückzuführen ist. Es treten deutlich höhere Pigmentkon- zentrationen auf und das Vorkommen von Bakteriencarotinoiden, vor allem von Okenon zeigt zumindest temporäre anaerobe Verhältnisse an. Dies scheint eine widersprüchliche Entwicklung zum Ostbecken (Löffler, 1984, Schultze, 1984) zu sein, kann jedoch durch die verschiedenen hydrologischen Verhältnisse in beiden Seebecken begründet werden. (Das Westbecken liegt im Einmündungsbereich der 2 einzigen oberflächlichen Zuflüsse und wird durch stärkeren unterirdischen Was- sereintrag gespeist als das Ostbecken. Hydrokarbonatreiche Karstwässer neigen von sich aus schon zu einer Entkalkung. Durch die biogene Entkalkung während der Produktionsphase wird das Sauerstoff def izit am Seeboden ebenfalls gefördert). Dass gerade im Präboreal/Boreal höhere Pigmentwerte auftreten, stellt sicherlich keinen Einzelfall dar (siehe oben) sondern ist in allen bisher vom Verfasser unter- suchten Seeprofilen, die in diese Zeit zurückreichen, festgestellt worden und wird auch durch neuere Untersuchungen u.a. von Züllig (1985) bestätigt. Die Ursachen stehen im Zusammenhang mit klimatischen Ereignissen - wahrscheinlich tieferen Seespiegelständen infolge trocken-warmen Klimas - und damit erhöhter Produktion im See. Weitere Unterstützung erfährt diese Annahme durch die im Boreal haüfig festfe- stellten Hiaten (»Hiatus Borealis«) (vergi. Rybnickova & Rybnicek, 1982; Schmidt, 1981) die ebenfalls klimatisch gedeutet werden und mit Tiefständen von Seespiegel und Meeresspiegel zeitlich korrelieren. Zu ähnlichen Ergebnissen kommt Am mann (1986) am Lobsigensee in der Schweiz und beschreibt eutrophierte Sedi- mente aus dem Boreal und Alteren Atlantikum sowie aus Abschnitten des Jüngeren Atlantikums, die mit der Cortaillod-Kultur parallelisiert werden. Von 400 cm-350 cm kommt es zu einer drastischen Reduzierung der Pigmentkon- zentrationen und zur merklichen Erhöhung der CD/TC Verhältnisse. Diese Tatsache wird mit einem stärkeren »Allochthoneinfluss« infolge erhöhter Niederschlagstätig- keit interpretiert. Die bei 375 cm auftretenden Molluskenreste können durch Umla- gerung von litoralen Sedimenten oder durch eine verbesserte Sauerstoffsituation und damit verstärkter Besiedlung des Benthals zustande gekommen sein. Es treten Rohcarotinoidwerte unter 40 ppm auf, was nach derzeitigen Erfahrungen für den Bled-See eine Reoligotrophierung bedeutet. Den Hauptanteil stellen Echinenon, Myxoxathophyll, ß-Carotin, Lutein und Alloxanthin, während Okenon ausfällt. Ab 354 cm, also etwa gegen Ende des Atlantikums, erhöhen sich die Pigmentwerte 490 Ekkehard Schultze leicht um dann zwischen 296 cm und 200 cm unterbrochen durch stärkere Fluktua- tionen, maximale Konzentrationen von 190 ppm bei den Rohcarotinoiden und 210 ppm bei den Phäopigmenten zu erreichen. Geringe CD/TC-Werte zeigen, verbunden mit laminierten Sedimenten, ruhige Sedimentationsverhältnisse und durch das ver- stärkte Auftreten von Okenon eine verschlechterte Sauerstoffsituation an. Dies ist wohl auf trockenes und warmes Klima verbunden mit einem tieferen Seespiegel zurückzuführen. Gleichzeitig kommt es zu einem ersten stärkeren Auftreten der Hainbuche {Carpinus sp.) was eine zeitliche Zuordnung in das Subboreal zulässt. Bei 195 cm kommt es zu einem deutlichen Abfall der Rohcarotinoidkurven auf Abb. 29. Darstellung der Veränderung der Rohcarotinoid-konzentrationen im Verhältnis zur Kemtiefe (Bled-See Ostbecken, Kurzkem) Fig. 29. Layout of changing of raw carotenoids depending upon core depth (Lake Bled, eastern basin, short core) Fallstudien zur Paläolimnologie 491 unter 100 ppm. Durch Zählungen der Laminae, die als annuelle Lagen aufgefasst werden, ergab sich ein Alter von etwa 3000 Jahren vor heute. Der See befand sich zu dieser Zeit in einem mesotrophen Zustand. Bei 150 cm kommt es nochmals zu einem Tiefstand der Rohcarotinoidwerte (40 ppm). Ein Pigmentgipfel bei 100 cm leitet einen Umbau in der Planktonzusammensetzung ein und fällt mit dem ersten massiven Vorkommen von Oscillaxanthin, dem Hauptcarotinoid von Oscillatoria rubescens D.C., der Burgunderblutalge, zusammen. Neben Oscillaxanthin, Myxoxanthophyll und Echinenon von Blaualgengesellschaften stammend, findet man ob diesem Zeit- punkt höhere Konzentrationen von Fucoxanthin, Diadinoxathin und Diatoxanthin, was auf einen Wandel in Richtung Diatomeen- und Chrysophyceengesellschaften, sowie das verstärkte Auftreten von Ceratien und Gymnodien hindeutet. Aufgrund von Zählungen der Laminae, wurde für diese Phase ein Alter von ca. 950 v.h. Jahren festgestellt. Folgt man dem von Kral (1979) gegebenen Klimadiagramm, so liesse sich dieser Abschnitt zwanglos in eine Trockenphase um etwa 900 n.Ch. einordnen. Ohne den laufenden Untersuchungen von Š e r c e 1 j und C u 1 i b e r g vorgreifen zu wollen, konnte aufgrund von pollenanalytischen Untersuchungen ein verstärktes Auftreten des Humulus-Cannabis-Typs festgestellt werden. Dies zeigt eine verstärkte Besiedlung und Kultivierung des Raumes um den See an. Ob eine Rodungsphase diese Ereignisse begleitet, sollen laufende palynologische Untersuchungen (Š e r c e 1 j und C u 1 i b e r g) klären. Von 85-45 cm folgt dann wiederum eine mässig produktivere Phase während der sich die Zusammensetzung der Algenpopulationen nur unwesentlich ändert. Ab 40 cm kommt es unter stärkeren Fluktuationen zu einem Ansteigen der Carotinoidkurven mit Hochständen innerhalb der letzten 10 cm. Um die jüngste Vergangenheit des Bled-Sees näher zu beleuchten, wurde ein Kurzkern (Abb. 29) in geringsten Abständen beprobt und eine zeitliche Zuordnung der Laminae unter der Voraussetzung versucht, dass es sich wie oben gesagt, um annuelle Jahreslagen handelt. Von 1920-1960 beobachtet man eine Erhöhung der Carotinoidwerte von 80 ppm auf 140 ppm mit Unterbrechungen bei 190 mm und bei 140 mm. Diese meso-eutrophe Phase ist gekennzeichnet durch erhöhte Oscillaxanthin-, Myxoxanthophyll-, Keto- myxol- sowie Okenon- und Lycopenalwerte. Diese treten allerdings verstärkt in den Dunkellagen auf und deuten wie am Mondsee (Klee & Schmidt, 1987) auf partiellen Sauerstoffschwund während der Stagnationsphase hin. Dieses Phänomen kann ohne die Postulation einer Meromixie den Ausfall etwa von Benthosostracoden bewirkt haben, wie Danielopol et al. (1985) am Beispiel des Mondsees eindeutig gezeigt haben. Nach einer »Reoligotrophierungsphase« anfangs der 60-er Jahre kommt es bei 75 mm nochmals zu Werten von über 100 ppm, die in jüngster Zeit nicht mehr überschritten werden. Jedenfalls ist festzustellen, dass sich seit Anfang der 70-er Jahre die Produktionsverhältnisse im See ziemlich konstant halten. D agegén nehmen Löffler und S ampi (1982) aufgrund von Leitfähigkeitsdaten zumindest bis 1982 einen Dichtegradienten für den See an, sodass meromiktische Verhältnisse gegeben waren. Diese Ansicht wird teilweise auch von V r h o v š e k et al. (1982) geteilt: » Obwohl die Durchflutung des Sees Homothermie bewirkte, kam es durch die Tiefenwasserableitung zu keiner Reduzierung des Sulfates in tieferen Schichten«. Aus diesen Gründen erscheint die Begründung der Meromixie nur auf Leitfähigkeit und Sulfatgehalt gestützt, zumindest nicht ganz schlüssig. Ebenso kann auf Grund pigmentanalytischer Untersuchungen das Verschwinden 492_ Ekkehard Schultze von Oscillatoria nicht bestätigt werden, es sei denn, dass die Jahresschicht von 1982 bei der Beprobung nicht getroffen wurde. Diese ersten Ergebnisse zeigen die Notwendigkeit weiterer limnologischer und paläolimnologischer Untersuchungen am Bled-See. Gerade in jüngster Zeit hat sich die geochemische Analytik so rasch weiterentwickelt, dass neue Methoden zur Klärung des noch offenen Problems um die Meromixie des Bled-Sees beitragen könnte. Sollte es sich jedoch beim Bled-See tatsächlich um einen meromiktischen See handeln oder gehandelt haben, bleibt noch die Frage nach den geringen Pigmentkon- zentrationen und deren Aussagekraft für die Trophieentwicklung zu klären. Marine Sedimente Malo Jezero Überblick Mljet ist die südlichste Insel der süddalmatinischen Inselgruppe und die grösste der südlichen Adria. Die Länge beträgt 36 km, die Breite 2-4 km, die Fläche 100,41 km2. Die Insel ist gebirgig. Die höchste Erhebung ist der Veliki Grad (514 m) nördlich der Ortschaft Babino Polje. Wegen seiner Naturschönheiten und wertvollen Kulturdenkmäler wurde der westliche Teil der Insel mit einer Fläche von 3100 ha im Jahre 1960 zum Nationalpark erklärt. Der Veliki Planjak (Montekuc) (389 m) ist die höchste Erhebung im National- park. Die Insel ist im wesentlichen aus Kreidekalken und Dolomit aufgebaut. Die Berge und Abhänge bestehen aus Kalkstein, die Depressionen aus Dolomit, in denen sich eine dicke, rote Bodenschicht (Terra rossa) abgelagert hat. In diesen Dolinen wird auch die bescheidene Landwirtschaft (Wein- und Olivenanbau) betrieben. Am äus- sertst südöstlichen Teil der Insel (in Saplunara) sind mächtige, wahrscheinlich äolische Sandablagerungen zu beobachten. Es gibt auf Mljet zwar einige Süsswasser- quellen, jedoch keine Wasserläufe. Im Nationalpark liegen 2 »Seen« (Malo- und Veliko Jezero = Kleiner und Grosser See), die ertrunkene Poljen sind (Abb. 30). Die »Seen« sind durch den Kanal Soline mit dem Meer verbunden. Quelle: Exkursionsführer Volarić-Mršić und Regula-Bevilacqua, 1983. Vorläufige Resultate Angeregt durch Arbeiten an Bohrkernen im Schwarzen Meer (Arkchangelski 1928, 1930), welche einen Modellfall für rezente Jahresschichtung im marinen Bereich darstellen, wurde durch Untersuchungen von Vuletić (1953), Seibold (1955), Seibold et al. (1958), Seibold und Wiegert (1960) ein weiteres marines System mit ähnlich modellhaften Ablagerungen, nämlich der Malo Jezero auf der Insel Mljet entdeckt und Bohrkerne aus dem Malo Jezero gewonnen und sedimento- logisch, geochemisch undpalynologisch (Beug, 1961 und 1962) bearbeitet. Hydrolo- gische und hydrobiologische Untersuchungen (Cvijić, 1955; Pucher-Petković 1957) ergaben für den Malo Jezero meromiktische Verhältnisse. Im allgemeinen enthalten nur die obersten 20 m (bei einer Maximaltiefe von 29 m) Sauerstoff, wäh- Fallstudien zur Paläolimnologie 493 Abb. 30. Lageskizze des Malo Jezero mit Bohrpunkten Fig. 30. Sketch - Position of Malo Jezero ("Little Lake") with sampling sites rend darunter das ganze Jahr über Schwefelwasserstoff festgestellt wurde. Der Malo Jezero ist mit dem Veliko Jezero nur durch einen 2,5 m breiten und durchschnittlich 0,2 m tiefen Kanal verbunden, durch den je nach Gezeiten ein reissender Wildbach von Salzwasser herein- oder hinausströmt. Aller Wahrscheinlichkeit nach ist dieser Kanal anthropogener Natur. Der Malo Jezero wird durch Regen- und Grundwasser gespeist und hat keinen oberirdischen Zufluss. Weil er keinen direkten Kontakt zum Meer hat (der Kanal Soline, der den Veliko Jezero mit dem offenen Meer verbindet ist weit entfernt) soll er ab 19 m keinen Sauerstoff mehr enthalten. Bei unseren Untersuchungen im Mai 1986, 1987 und 1988 konnte jedoch Sauerstoff bis über Grund festgestellt werden. Nach sedimentologischen Untersuchungen zahlreicher Greifer-proben zeigte sich, dass ca. 50% des Seebodens mit Sand, der bis auf Tiefen von 17 m hinunter- reicht, bedeckt ist. Darunter kommen nur noch Mudde - Sedimente vor. Die Oberflächentemperatur variiert im Verhältnis zum offenen Meer: Die durch- schnittliche Sommertemperatur im Meer beträgt 23 °C, im Gegensatz zum Malo Jezero mit einer durchschnittlichen Sommertemperatur von 26°C. Im Winter dage- gen hat das offene Meer durchschnittlich 12°C, der Malo Jezero 4,5°C. Daraus ist 494_ Ekkehard Schultze ersichtlich, dass die oberflächliche Wassertemperatur des Malo Jezero im Sommer höher als im benachbarten Veliko Jezero und im Meer ist, während die Wintertempe- ratur wesentlich niedriger ist. Die Salinität im Malo Jezero -Oberflächenwa,sser ist niedriger als im offenen Meer, schwankt aber saisonal. Sie nimmt mit zunehmender Tiefe zu. Daraus folgert Cvetković (1986), dass eine unterirdische Verbindung zum Meer bestehen müsste. Diese Annahme ist sehr interessant und wäre auf Grund der geologischen Gegebenheiten (wir befinden uns in verkarstetem Gebiet) nicht von der Hand zu weisen. Eine naheliegendere Deutung wäre aber, dass das kältere und salzreichere und daher schwerere Wasser aus dem Veliko Jezero einfach das wärmere und leichtere Wasser des Malo Jezero unterschichtet. (Eine Situation, wie sie für das Schwarze Meer nachgewisen ist). Noch dazu bezieht der Malo Jezero, wie oben erwähnt, die Hauptzuflussmengen durch Regen, was durch die im Mittelmeergebiet sehr starken Winterregen eine jahreszeitliche Aussüssung bewirken könnte. Material Nach Angaben von Beug (1961) und Seibold (1955) fehlen an den von Sei- bold erbohrten Kernen jüngere Partien und eine Erweiterung der Kenntnisse von der Seeentwicklung sei nur durch längere Bohrkerne zu ermöglichen. Aus diesem Grund wurde nach einer Gelegenheit gesucht, längere Bohrkerne mit modernen Geräten abzuteufen und den ganzen Fragenkomplex nochmals zu bearbei- ten. Im Mai 1986 wurden dann aus dem Malo- und Veliko Jezero je 2 Sedimentkerne entnommen und auch die westlichste, flache Teilbucht des Veliko Jezero beprobt. Zu unserer Überraschung fanden wir die von S e i b o 1 d in einem Profil von nur 150 cm gefundene Sequenz in einem Bohrkern mit fast 5 m Länge grossteils bestätigt. Sedimentechographische Untersuchungen durch J. Müller (in Vorher.), die der Erkundung der Lagerungsstrukturen der Seesedimente dienten, zeigten im tiefsten Beckenbereich »kraterartige« Strukturen, deren Deutung noch zukünftigen Untersu- chungen vorbehalten bleibt (siehe Abb. 31). Exkursionen zu den auf der Insel noch existierenden Süsswasserseen (Blatina- Polje und Babino-Polje) ermöglichten dann eine Erklärung dieser Strukturen: In den beiden vorgenannten Seen wurden rezente Quelltrichtger gefunden, wie sie für Karstgebiete allgemein charakteristisch sind. Ein solcher »Quelltrichter« wurde mittels Echographen vermessen und Sediment- und Wasserproben davon entnom- men. Es zeigte sich, dass solche Quelltrichter in allen »Alterungsstufen« auftreten. Viele sind noch intakt und führen Süsswasser zu. Einige sind teilweise oder ganz verlandet. Die Seibold' sehen Bohrkerne könnten also beispielsweise von einem solchen »Kraterrand« stammen, wo die Sedimentation durch das aufdringende Grundwasser gestört wird und zu teilweiser Abtragung führen kann. Aus dieser Erfahrung wurden im Profundal für die Bohrungen jeweils Proben- punkte ausgewählt, die keinerlei Störungen oder von randlichen Hangrutschungen beeinflusste Sedimente zeigten. Profilbeschreibung (MJ 1) 29 m 485-434 cm: roter »Boden« mit schwarzen Einschlüssen 434-380 cm: graubrauner Schluff 380-352 cm: graubrauner Schluff mit violett Ton Fallstudien zur Paläolimnologie 495 352-320 cm: Torf paket mit eingestreuten Schluff lagen 320-314 cm : gelbbraune Kalkgyttj a 314-310 cm: dunkelbrauner Torf 310-295 cm: braune Feindetritusgy ttj a mit einem Tuff band von 297-296 cm 295-244 cm: mehr oder weniger homogene, dunkelbraune Feindetritusgy ttj a 244-195 cm: vorwiegend dunkle, laminierte Sedimente 195-159 cm: groblaminiertes Sediment mit hell-dunkel Wechsellagen 159-137 cm: Wechsellagen zwischen olivgrünen und dunkelbraunen Sedimenten mit undeutlicher Bänderung Blatino Polje Abb. 31. »Alter« und rezenter Quelltrichter im Malo Jezero bzw. in Blatino Polje Fig. 31. "Old" and recent spring pits in Malo Jezero and Blatino Polje 496 Ekkehard Schultze 137-81,5 cm: olivgrüne Gyttja mit dunklen Schichten 81,5-69 cm: olivgrüne, laminierte Gyttja 69-48 cm: hell bis dunkelbraune Wechsellagen; helle Lagen fein laminiert 48-35 cm: graubraune unregelmässig laminierte Schichten 35-10 cm: hellgrauner laminierter Kalkschluff 10-0 cm: Kalkschluff, wasserreich ohne Laminae Ergebnisse Die Sedimente bis 350 cm enthalten - wenn überhaupt - nur geringste Pigment- mengen, wie sie in terrestrischen und telmatischen Systemen im allgemeinen aufzu- treten pflegen. Bis 340 cm treten zudem noch hohe CD/TC-Werte auf, die als Anzei- chen von Allochthonie dienen können. Ab 330cm kommt es zu ruhigeren Sedimenta- tionsbedingungen mit steigenden autochthonen Einflüssen welche durch eine Tuf- flage bei 295 cm unterbrochen werden. Die Rohcarotinoide erreichen Werte von über 250ppm. Den Hauptanteil nehmen Carotinoide von Grünalgen und Chrysophyceen ein. Erste stärkere Konzentrationen von Okenon und Isorenieraten deuten auf ver- stärktes Auftreten von Schwefelbakterien und schlechte Sauerstoffverhältnisse hin. Geochemische Analysen (J. Müller, schriftl. Mitt.) zeigen die höchsten Corg- Konzentrationen im Profil. Sie erreichen Werte von über 20% Corg des Trockenge- wichts. Der Malo Jezero durchlief zu dieser Zeit seine »erste« ausgeprägte Seephase, nachdem das während des Pleistozäns trockene Polje eine telmatische Phase mitge- macht hatte. Während des Spätglazials kam es zu einer Anhebung des Meeresspiegels und damit auch des Grundwassers, sodass sich im Laufe der Zeit Wasseransammlun- gen im Polje des Malo Jezero bildeten und sich durch diese Vernässung ein Flach- moor entwickeln konnte, was zahlreich vorgefundene Makroreste von Wasserpflan- zen bestätigen (Beug, 1961; Jahns, 1988). Nach dieser Tufflage, deren Alter und Herkunft Gegenstand von laufenden Untersuchungen ist, kommt es erneut zu einem Ansteigen der Pigmentkonzentratio- nen und vom Corg unter ähnlichen Verhältnissen wie vor der Tuff läge. Bei 255 cm schaltet sich ein Schluffband mit sehr geringer Pigmentkonzentration und ohne Bakterienpigmente ein. Es herrschten offenbar feucht-kühlere Klimaverhältnisse mit einem höheren Wasserstand und besserer Sauerstoffversorgung. Hier treten erstmals grössere Mengen von Ostracoden auf und deuten auf eine Besiedlung des Seebodens durch wühlende Organismen hin. Ab 250 cm kommt es zu einer explosion- artigen Phytoplanktonentwicklung und bei 235 cm zu den höchsten im Profil gemes- senen Pigmentwerten (Abb. 32). Der Seespiegel wurde offenbar unter trocken- warmen Kllimabedingungen abgesenkt und die Produktion im See erhöht. Es sind abermals erhöhte Okenonwerte vorhanden, die auf schlechte Sauerstoffverhältnisse am Seeboden hinweisen. Eine strikte Laminierung beweist auch das Ausfallen der Besiedlung des Seebodens durch wühlende Organismen. Ergebnisse von meromikti- schen Seen, wie dem oben erwähnten Längsee, lassen eine mögliche Einstufung in das Boreal zu, müssen aber noch durch weitere Datierungen, wie ^^C und palynologi- sche Untersuchungen erhärtet werden. Solche Analysen werden derzeit durch eine internationale Arbeitsgruppe erstellt. Gegen 200cm zu verringern sich die Pigmentkonzentrationen und erreichen bei 180 cm einen Tiefpunkt. Die Ursachen können abermals in feuchten und kühlen Klimaentwicklungen während des Älteren Atlantikums (VI) und einer damit verbun- denen Transgression gesehen werden. Bestätigt wird diese Annahme durch biostrati- Fallstudien zur Paläolimnologie 497 graphische Befunde wie Diatomeenanalysen von Schmidt (mündl. Mitt.) auf Grund derer sich eine schrittweise Wandlung der limnisch-brackischen Formen zu marinen Diatomeengesellschaften vollzieht. Offenbar stehen wir am ersten Höhepunkt der Flandrischen Transgression. Weitere laufende Untersuchungen an Ostracoden, Fora- miniferen und Coccolithineen durch jugoslawische Kollegen aus Ljubljana und Zagreb sollen Auskunft über diesen Fragenkomplex geben. Von 160-135cm schliesst sich ein Sedimentpaket mit abermals erhöhten Pigment- werten, vor allem mit Bakterien- und Grünalgenpigmenten, an. Das Klima war offensichtlich wieder trockener und wärmer, der Seespiegel tiefer. Die erhöhte Produktion in dem nun kleineren Gewässer führte zu einer Eutrophierung und zu wesentlich schlechterer Sauerstoffsituation, was durch hohe Konzentrationen von Okenon und Isorenieraten bestätigt wird. Zwischen 130 und 110 cm kommt es zu einer »Reoligotrophierung« und zu einer besseren Durchlüftung des Sediments infolge einer erneuten Transgression. Abb. 32. Derstellung der Veränderung der Pigmentkonzentration in Abhängigkeit zur Kemtiefe (Kern Malo Jezero, MJ 1) Fig. 32. Layout of changing of concentration of pigments depending upon the core depth (core Malo Jezero, MJ 1) 498 Ekkehard Schultze Ein abermaliges Ansteigen der Pigmentkonzentrationen bis zu einem Maximum bei 65 cm, mit vorherrschender Führung von Bakterienfarbstoffen und einem schwarzen Sedimentpaket zwischen 70 und 63 cm, zeigt wieder warm-trockene Klimaverhältnisse mit extrem starker Produktion. Nach mehreren Fluktuationen, die auf Allochthoneinfluss oder Turbidite hindeu- ten, in denen eine Verdünnung der Pigmente auftritt, setzen bei ca. 50 cm echte »marine« Kalkschluffe ein, die mit dem Kalksapropel im Schwarzen Meer verglichen werden können (Seibold et al., 1958). Seither herrschen im Malo Jezero marine Verhältnisse, mit dem Unterschied, dass der Artenreichtum bei weitem nicht so gross ist, wie im offenen adriatischen Meer. Im Veliko Jezero treten diese Sedimente in einer viel grösseren Mächtigkeit auf. Das kann durch die relativ abgeschlossene Lage des Malo Jezero und die geringere Öffnung zum Meer erklärt werden. Nimmt man nicht allzu grosse tektonische Ereignisse in den letzten 10 000 Jahren an, was die parallele Lagerung der Beckensedimente im Malo Jezero unterstreicht, so bleiben nur eustatische Meeresspiegelschwankungen, die mit Sicherheit grossklima- tische Ursachen haben, als Erklärung für oben beschriebene Phänomene. Untersuchungen von Sedimenten in und am Rand von rezenten Quelltrichtern aus dem Süsswassersee von Blatino Polje zeigten deutliche Unterschiede im Pigmentge- halt und sind verglichen mit Sedimentoberflächenproben aus dem freien Flachwas- ser extrem niedrig. Nachdem aber auch unterirdische Süsswasserquellen für den Veliko- und Malo Jezero vermutet werden, kann bis zum Abschluss der Untersu- chungen etwa im Jahr 1989 noch keine endgültige Schlussfolgerung gezogen werden. Die von Cvijić (1955) beschriebenen und von Bul j an (1956) entdeckten H2 S- Vorkommen und damit verbundenen Vorkommen von »Red Water« - Phänomenen konnten im Zuge unserer Probennahme im Mai 1986, 1987, 1988 nicht vorgefunden werden. Wohl aber enthalten die laminierten Sedimente ab -11cm Spuren von Okenon und Isorienraten, was auf Bakterienvorkommen hindeutet. Aus diesem Grund wurden noch Greif erproben der obersten 10 cm und Kurzcores entnommen, die keine Laminierung zeigten. Das wurde auch durch einen Freezing-Core bestätigt. Das heisse, dass entweder die im Mai 1986, 1987, 1988 festgestellten Beobachtun- gen nicht relevant sind, oder dass das Auftreten von Rhodopseudomonas auf die herbstliche Stagnationsphase beschränkt ist. Sollten die von Cvijić (1955) festgestellten Verhältnisse heute nicht mehr zutref- fen, so müssten seit 1955 10 cm Sediment abgelagert worden sein. Die Sauerstoffsi- tuation bleibt während der Ablagerung der obersten 10 cm jedenfalls so günstig, dass keine Laminierung auftritt. Neuere Ergebnisse zur Chronologie Der Bohrkern Malo Jezero (MJ 1) (siehe Abb. 33) wurde von Jahns (1988) pollenanalytisch untersucht und mit älteren ^"^C - Datierungen und pollenanalyti- schen Ergebnissen von Beug (1961, 1962) und neueren von Brande (1973) aus der Neretva - Mündung verglichen. Daraus ergab sich eine gute Übereinstimmung mit dem in dieser Arbeit postulier- ten Klimaablauf auf Grund der Interpretation der pigmentanalytischen Daten. Auf Grund der Übertragung der oben zitierten älteren Datierung auf Bohrkerne des Malo und Veliko Jezero ergibt sich für Jahns (1988) folgende Einschätzung des Alters. Fallstudien zur Paläolimnologie 499 Abb. 33. Pollenprofil Malo Jezero (MJ 1) (aus Jahns, 1988) Fig. 33. Pollen diagram of Malo Jezero core (MJ 1) (from Jahns, 1988) Tabelle 3. Chronologische Daten zum Pollenprofil Malo Je- zero (aus Jahns, 1988) Table 3. Chronological data to pollen profile of Malo Jezero (from Jahns, 1988) 500 Ekkehard Schultze Ältere limnische Ablagerungen Das Interglazial / Interstadial Mondsee Ausgehend von Arbeiten von Klaus (1975, 1983) und eigenen Aufnahmen gemeinsam mit Tölderer-Farmer von Profilen am Steinerbach und Pichlerhang (Schultze, 1985) wurde der Frage nach der Konservierbarkeit von Pigmenten nachgegangen. Die Sedimente sowohl aus dem Interglazial als auch aus dem Interstadial zeigen geringe Farbstoffkonzentrationen. Neben Phaeophytin und Chlorophyll-a die mit je 40-50 ppm den Hauptanteil darstellen, kommen noch Carotine, vor allem ss-Carotin, sowie die Carotinoide Astaxanthin, Lutein und Neoxanthin vor. Die Hauptverbrei- tung (s.o.) haben diese Carotinoide in allen grünen Pflanzen, aber auch spezifisch in Grünalgen. Die geringe Konzentration und die Zusammensetzung erinnert an oligo- trophe Sedimente wie sie am Funtensee und in litoralen oder durch Strömungen beeinflussten Sedimenten des Mondsees (s.o.) auftreten. Zahlreiche Funde von Cha- raceen (Tölderer-Farmer, mündl. Mitt.) und von Pflanzenmakroresten (Klaus, 1975) unterstreichen ebenfalls den litoralen Charakter der Sedimente. Die Verteilung der Rohcarotinoide ist in Tab. 4 gegeben. Tabelle 4. Mondsee Interstadial/Interglazial (pigmen- tanalytische Ergebnisse) Table 4. Pigment analytical data for the Mondsee in- terstadial/ interglacial Pigmentanalytische Untersuchungen an Proben aus dem Neogen im Lavanttal Aus mehreren Gründen wurden auch ältere Überreste aus limnischen Ablagerun- gen untersucht. Herr Chefgeologe Dr. Beckmanaghetta überliess mir Phospho- ritknollen aus den limnischen Ablagerungen des Neogen des Lavanttales. Aller Wahrscheinlichkeit nach handelt es sich wohl um Koprolithen Wasserpflanzen- fressender Tiere. Aufgrund der nachweisbaren Diatomeen- und Chlorophyceenreste - bei letzteren handelt es sich um die gegen chemische Einflüsse überaus resistenten Reste von Pediastren - könnte sogar auf planktonfressende Grossfische geschlossen werden. Fallstudien zur Paläolimnologie 501 Die Rohcarotinoide in Phosphoriten sind äusserst gering konzentriert. Die Mög- lichkeit der Zerstörung von Pigmenten durch Verdauungssäfte darf nicht ausser acht gelassen werden (siehe oben). Analysen von Fäces von Planktonfressern (rezent, Aquarium und Darmanalysen) zeigten jedoch eindeutig vielfach höhere Carotinoidwerte. Allerdings ist zu beachten, dass die untersuchten Phosphorite aus dem Hangen- den der Kohlenflöze stammen, sodass gewisse terrestrische oder semiterrestrische Einflüsse nicht vernachlässigt werden können (vergi. Klaus, 1971). Vorläufige Ergebnisse pigmentanalytischer und palynologiseher Untersuchungen von hangenden Abschnitten der Bentonite von Weingruben bei Drassmarkt im Burgenland Im Zuge von archäologischen Untersuchungen stiess man bei Grabungen in Drassmarkt im Burgenland auf eine etwa 2,5 m mächtige Ablagerung von laminierten Bentoniten. Nach Bachmayer (briefl. und mündl. Mitt.) sind einige Lagen papier- dünn (»Papierschiefer«) und reich an organischem Material. Aufgrund von Grossre- stanalysen (Bachmayer in Vorb.) liegt der Schluss nahe, dass es sich um jahreszeit- liche Ablagerungen handelt. Durch pigmentanalytische und mikrostratigraphische Untersuchungen (Diatomeen-Jahresabfolgen) sollte diese Annahme erhärtet werden. Ergebnisse Die untersuchten Sedimente zeigen einen durchwegs niedrigen Pigmentgehalt mit geringen quantitativen Unterschieden. Solche Spektren sind aus dem Interglazial (Mondsee) (Schultze, 1985) und dem Neogen im Lavanttal (siehe oben) bekannt. Die Rohcarotinoide (RC) schwanken zwischen 2 und 9 ppm und zeigen einen Gipfel bei 16 cm. Stärkeren Konzentrations-unterschieden sind Chlorophyll und dessen Derivate (CD) wie etwa Phaeophytin (schwarz in Abb. 34) unterworfen. Sie bewegen sich im Bereich von 1-18ppm und erreichen den höchsten Wert bei 13,5cm. Wie Erfahrungen durch Untersuchungen interglazialer, postglazialer und rezen- ter Sedimente aus dem Mondsee gezeigt haben, ist die Primärproduktion bei CD:RC >3 äusserst gering (Schultze, 1985). Aufgrund der vorgefundenen Characeenreste dürfte es sich um eine Litoralfazies handeln, wie sie in manchen Ausständen (Altar- men) vorkommt. Diese Annahme wurde durch qualitative dünnschichtchromatogra- phische Untersuchungen verdeutlicht. Es fanden sich hauptsächlich Carotinoide wie Lutein, Neoxanthin und Canthaxanthin (Pigmentgarnitur aller grüner Pflanzen, vor allem aber bei höheren Pflanzen und Grünalgen anzutreffen), während Pigmentkom- plexe von Blaualgen (Myxoxanthophyll, Aphanizophyll und Echinenon) sowie die von Diatomeen (Fucoxanthin und dessen Derivate) kaum nachweisbar waren. Solche Ergebnisse treten entweder bei extrem geringer Produktivität oder im Litoralmilieu auf. In keiner der untersuchten Proben konnten Diatomeenreste gefunden werden (Schmidt, mündl, Mitt.). Die Ursachen dafür können sehr unterschiedlicher Natur sein. So ist bekannt, dass in stark alkalischem Milieu selten Diatomeenschalen vorzufinden sind. Die physiologischen Zusammenhänge sind jedoch noch nicht genügend geklärt, sodass hiezu keine zwingende Aussage möglich war. Wahrschein- lich werden die Schalen nach Absterben der Populationen während des Sedimentat- ionsprozesses aufgelöst oder, wenn es sich wie angemommen um litorale Ablagerun- gen handelt, fehlen planktische Diatomeen weitgehend. 502 Ekkehard Schultze Abb. 34. Darstellung der Veränderung von Pigmentkonzentrationen in Abhängigkeit zur Profil- tiefe (Profil Weingruben) Fig. 34. Layout of changing of pigment concentrations depending upon core depth (core Weingruben) Der Vollständigkeit halber wurden pollenanalytische Untersuchungen durchge- führt, die einen überraschend guten Erhaltungszustand der Sporomorphen erkennen Hessen und sicherlich noch ergiebige wissenschaftliche Erkenntnisse vermitteln könnten. In Tab. 5 sind die vorgefundenen Typen aufgelistet, sie sollten aber noch einer kritischen Bestimmung zugeführt verden. Über die stratigraphische Stellung des Sporomorphenaspekts ist zu sagen, dass sich das Typenspektrum nicht wesentlich von den von Klaus (1984) beschriebenen, jüngeren sarmatischen Mikrofloren unterscheidet. Es kann daher von palynologi- scher Seite das Oberbaden-Alter der untersuchten Schichten nicht ausdrücklich bestätigt werden. Fallstudien zur Paläolimnologie 503 Tabelle 5. Sporomorphenliste von Weingruben/Drassmarkt (oberes Badenien?) Table 5. List of sporomorphs of Weingruben/Drassmarkt (Upper Badenian?) Carya - Pollenites simplex (R. Pot.) Thomp. u. Pfl. Inaperturopollenites hiatus Sabalpollenites - Sabaloidites areolatus R. Pot. Pinus haploxylon (Cathaya pollenites ?) Engelhardtioipollenites quietus R. Pot. Intraporopollenites sp. Inaperturopollenites dubius (R. Pot.) Queraus pollenites - Quercoidites microhenrioi R. Pot. Tlyssa - Pollenites analeptiaus R. Pot. Araliaceoipollenites edmundi R. Pot. Pollenites bituites R. Pot. Salix - Triaolpopollenites retiformis Thomp. U. Pfl. Myriaa - Myrioaceoipollenites megagranifer R. Pot. Monocolpopollenites ceratus (R. Pot. u. Ven.) Pfl. u. Thomp. Tetracolpopollenites sapotoides Pfl. u. Thomp. Ephedra sp. Pterocarya - Pollenites stellatus ? Abies - Ahietipollenites sp. Olaceae - Olaxipollis mathesi Krutzsah Krutzsch Picea - Pollenites zaklinskaya (Nagy) Liquidarribar sp. Fagus cf. mexicana Typ Fraxinus sp. Ulmus sp. Castanea Typ Alnus pollenites - Alnipollenites verus R. Pot. Danksagung Dank schuldet der Verfasser der Österreichischen Akademie der Wissenschaften für die Ermöglichung zahlreicher Forschungsreisen; dem Institut für Limnologie für die Arbeitsmöglichkeit, besonders den Kollegen Doz. Dr. D. Danielopol und Doz. Dr. R. Schmidt für zahlreiche fruchtbare Diskussionen, meiner Laborantin Frau L. Eisl für die sorgfältigen und zeitraubenden Analysen, Herrn R. Niederreiter für die Konstruktion verschiedenster Geräte und für ständige Mitarbeit bei den Bohrungen; den Kollegen Prof. Dr. J. Schneider, Dr. J. Röhrs und Dipl. Geol. J. Heibig, Göttin- gen; den Kollegen M. Handl, W. Geiger und M. Pöckl für zahlreiche Diskussionen; Dr. J. Müller (München) für fachliche Diskussionen und zahlreiche Analysen; meinen Kollegen Frau Prof. Dr. A. Sokać, Prof. Dr. A. Šercelj und M. Culiberg für die Hilfe 504 Ekkehard Schultze und Gastfreundschaft in Jugoslawien, den Herren J. Nodilo, N. Stražičić und M. Radulj für Gastfreundschaft und Hilfe bei den Arbeiten im Nationalpark Mljet; Frau L Gradi für die Ausfertigung des Manuskriptes; Herrn K. Maier für Unterstützung bei der Anfertigung von Zeichnungen; Herrn Dr. H. Züllig für die Unterstützung bei methodischen Fragen und die Einschulung in neue Methoden. Ganz besonderen Dank schuldet der Verfasser seiner Frau Sabine für ihr Verständnis und ihre Hilfe beim Zustandekommen dieser Arbeit. Nicht zuletzt sei Herrn Univ. Prof. Dr. G. Tichy für die kritische Durchsicht des Manuskriptes, Frau C. Huber für die Unter- stützung bei der Endausfertigung, Herrn cand. phil. H. Wimmer für das Layout und Prof. S. Buser für die Übersetzung gedankt. Zusammenfassung Anhand von pigmentanalytischen, pollenanalytischen und geochemischen Unter- suchungen wurden folgende Ergebnisse herausgearbeitet. Durch pigmentanalytische Untersuchungen kann: 1. der Trophiegrad von Seesedimenten grob abgeschätzt werden. Die Aussage- kraft hängt vom See typ und seiner Entwicklung ab. 1.1. Für oligotrophe Seephasen, wo die Pigmentkonzentrationen sehr gering sind, lassen sich Populationen nur schwer abschätzen. Solche Sedimente werden entweder bei geringer Produktion oder bei starker Durchströmung von limnischen Systemen gebildet. Dabei ist eine Trennung von starker Sedimentakkumulation durch allocht- honen Eintrag oder durch Abtrag aus dem Litoral und geringer Phytoplanktonpro- duktion schwer möglich. Der von verschiedenen Autoren eingeführte Index Chlorophyllderivate: Totalca- rotinoide (CD/TC), der zur Abschätzung des allochthonen Einflusses (allochthon = auch Eintrag aus dem Litoral) dient, hat zu einigen Missverständnissen geführt. Während S wain (1985) hohe CD/TC-Werte auf Vorherrschen von Oligotrophie und grosse Veränderungen der Pflanzengesellschaften, die die Primärproduzenten domi- nieren, zurückführt, interpretieren Sanger und Gorham (1972) hohe CD/TC- Werte (z. B. an Profilen aus dem Kirchner Marsh) als ein Mass grösseren Inputs an allochthonem organischen Material. In dieser Arbeit wird die Auffassung von Likens und Davis (1975) u.a. geteilt, wobei die CD/TC Ratio als Ausdruck des Allochthon-: Autochthon-gleichgewichtes anzusehen ist. In oligotrophen Seen sind daher qualitative Betrachtungsweisen von vorkommen- den Einzelcarotinoiden für die Charakterisierung der Seenentwicklung besser geeig- net als Konzentrationen. 1.2. Eutrophe Sedimente und Seephasen, für die Züllig (1982, 1984) eigens die in dieser Arbeit verwendete Methode entwickelt hat, lassen sich am besten durch quantitative Pigmentanalysen klassifizieren. In diesen Sedimenten, die grösstenteils unter Sauerstoffdefizit abgelagert wurden, scheinenen Farbstoffe am besten erhalten zu sein. Selbstverständlich ist in eutrophen Systemen auch eine vielfache Menge des Ausgangsmaterials (Chlorophyll, Carotinoide) vorhanden, sodass während des Sedi- mentations- und Abbauvorganges die Ausgangspigmente noch in grosser Konzentra- tion im Endprodukt (dem Sediment) vorhanden sind. In solchen »eutrophierten« Sedimenten sind parallel zu hohen Pigmentkonzentrationen auch erhöhte Gorg- und Fallstudien zur Paläolimnologie 505 Ptot-Werte zu bemerken. Meistens finden sich auch Pigmente von Schwefel-und Purpurbakterien (Okenon, Lycopenal, Rhodopin etc.) in erhöhten Konzentrationen. Dieses Phänomen, auf die anaerobe mikrobielle Tätigkeit zurückgeführt, dient als zuverlässiger Indikator für Sauerstoffdefizit. Die Konzentrationen sind von Fall zu Fall unterschiedlich und liegen bei Carotinoiden zwischen 150ppm und бООррт. 1.3. Einen Sonderfall stellen Sedimente meromiktischer Seen und Meeresbuch- ten dar. Bei beiden Systemen ist eine enorme Streuung der Konzentrationen von Rohcarotinoiden festzustellen (100 ppm Maximum in Sedimenten aus dem Bled-See, bis 43000ppm im Veliko Jezero auf Mljet). Eine Besonderheit zeigen die Ergebnisse aus den Seen der Insel Mljet: Die Pigment- und Nährstoffkonzentrationen in den limnischen Sedimenten liegen hier bis zu 150 mal höher als in vergleichbaren marinen Phasen, obwohl auch während der Bildung der marinen Sedimente Sauerstoffdefizit bzw. Sauerstofffreiheit herrschte (siehe Kapitel »Malo Jezero«). Diese überaus grossen Unterschiede werden auf stark erhöhte Produktion infolge klimatischer und hydrologischer Veränderun- gen zurückgeführt. Infolge von warmen Klimaphasen und damit verbundenen nied- rigem Wasserspiegel, steigt die Produktion so extrem stark an, dass ein Grossteil des mikrobiellen Abbaues erst postsedimentär stattzufinden scheint. In diesen »nähr- stoffreichen« Sedimenten findet man auch die höchsten Corg-Werte von 90000ppm und S tot-Werte mit 18000 ppm. 1.4. Die in Hinblick auf den Trophiegrad am schwersten interpretierbaren Sedi- mente stellen die Ablagerungen im Litoralbereich dar: Während in stillen, durch Zuflüsse wenig beeinflussten Buchten, durchaus meso-eutrophe Sedimente vorkom- men können, zeichnen sich im allgemeinen Litoralsedimente durch geringe Pigment- und Nährstoffkonzentrationen aus. Dies kann auf Abrasion durch Wellenschlag und Strömung, oder aber auch durch Eintrag von Zuflüssen, die dann einen Verdün- nungseffekt durch Sedimentakkumulation bewirken, verursacht werden. 2. Der Nachweis von anthropogenen Einflüssen stellte ein besonderes Anliegen im Rahmen dieser Arbeit dar. Am markantesten waren solche Ereignisse am Mondsee (Autobahnbau), an den Trumerseen (bis zu 3 eutrophierte Horizonte seit 1000 Jahren), am Längsee (Rodungsphase) und am Malo Jezero zu sehen. Am Mondsee führte ein Abrauminput von ca. 1 Million m^, der sich als Trübestrom über den Grossteil des Sees ausbreitete, zu einer »Klärung« des Sees. Gleichzeitig wurden grosse Nährstofffrachten eingebracht, die in den folgenden Jahren zu Eutrophie- rungs-erscheinungen führten. In den Trumer-Seen sind mindestens 3 nährstoffreiche Horizonte anzutreffen. Der erste fällt in die Zait der Klostergründung um die erste Jahrtausendwende n. Chr. und zeigt auf Grund von Pigmentanalysen noch keine Auswirkung in Hinblick auf eine Eutrophierung. Vor etwa 350 Jahren (zur Zeit verstärkter Besiedelung und der Gründung der Brauerei) wurde ein weiterer »Eutrophierungshorizont« gefunden. Pigmentanalysen zeigen eine verstärkte Phytoplanktonproduktion und damit eine echte Eutrophierung infolge verstärkter Besiedelung und auf Grund von wahrschein- lich klimatisch bedingten, tieferen Seespiegelstand. Um die Jahrhundertwende ist dann eine weitere Eutrophierungsphase zu bemerken, die bis in die Gegenwart andauert. Am Längsee zeigt sich ein ähnliches Ereignis wie am Mondsee: durch Rodungstä- tigkeit wurde die Abschwemmung von Böden in den See gefördert, was eine Sapro- pelbildung zur Folge hatte, nicht aber eine Erhöhung der Produktion. 506 Ekkehard Schultze Die Sedimentabfolge am Malo Jezero lässt einen markanten Sedimentwechsel ab 50 cm erkennen. Während in den liegenden Partien ab ca. 50 cm vorwiegend limni- sche Sedimente (mit einzelnen marinen Wechsellagen) vorzufinden sind, stellen die obersten 50 cm rein marine Kalksapropellagen dar, die durch das Vorkommen von Emiliana sp. als solche identifiziert werden können. Seibold (1955) führt diesen Sedimentwechsel auf die permanente Öffnung des Malo Jezero durch einen Verbindungskanal (2 m breit, maximal 50 cm tief) zum marinen Veliko Jezero vor ca. 500 Jahren zurück. Dieser Kanal wurde aller Wahr- scheinlichkeit nach von den Klosterbewohnern (Benediktiner) angelegt und zum Betreiben einer Gezeitenmühle verwendet. Nach Anlegen des Kanals bewirkte ein- strömendes Meerwasser einen meromiktischen Zustand, wie er heute am Schwarzen Meer zu beobachten ist. Die Schwefel- und Corg Werte sinken ebenso rapid, wie die Konzentrationen der Pigmente. Vorkommen von Rhodopin zeigen trotz geringerer Produktivität Sauerstoff def izit infolge von Meromixie an. Im Fall vom Malo Jezero hatte ein anthropogener Eingriff - nämlich die Öffnung zum Meer - eine Reoligotro- phierung zur Folge. 3. Hydrologische Veränderungen, vorwiegend auf klimatische Ursachen zurück- gehend, sind besonders an den Sedimenten des Längsees und des Malo Jezero abzulesen und mit einiger Sicherheit am Profil des Halleswiessees nachzuweisen. Tiefstände des Wasserspiegels im Postglazial gehen immer parallel zu Extremwerten von Pigmenten. In kleineren Seesystemen bewirken Tiefstände eine Eutrophierung, während in größeren Systemen, wie etwa am Mondsee, in Profundalsedimenten keinerlei Änderungen eintreten, die auf eine Eutrophierung hinweisen. Sonderfälle stellen der Längsee und der Malo Jezero dar. Der Längsee hat keine nennenswerten oberflächlichen Zuflüsse und reagiert daher sehr empfindlich auf hydrologische Veränderungen (siehe unten). Der Malo Jezero liegt wiederum am heutigen Meeresniveau und seine Sedimente dokumentieren die Entwicklung des Meeresspiegelanstieges während der Flandrischen Transgression. Ausgehend von terrestrischen über telmatische und limnische Phasen, sind bis zu marinen Einflüssen hydrologische Veränderungen dokumentiert, die noch einer genaueren Untersuchung unterzogen werden sollen. Am Malo Jezero werden bei Tiefständen des Meeresspie- gels limnische bis brackische Sedimenttypen gebildet, die extrem hohe Pigmentkon- zentrationen zeigen, während bei Hochständen marine Fazies mit relativ niedrigen Nährstoffkonzentraonen und geringen Pigment-konzentrationen vorherrschen. 4. Neben den speziellen lithostratigraphischen Effekten in einigen Seesedimen- ten (wie bei anuell laminierten Sedimenten) zeichnen sich biostratigraphisch doku- mentierte Ereignisse (wie Veränderungen der Phytoplanktongesellschaften, Ände- rungen der Verteilung und Konzentration von Pigmenten) in nahezu allen untersuch- ten Profilen mehr oder weniger deutlich ab. Eine wesentliche Frage, die in vorliegender Arbeit nur teilweise beantwortet werden konnte, war die chronologische Zuordnung der in den Sedimenten dokumen- tierten Ereignisse: Am Längsee, von dem Pollendiagramme vorlagen, Hessen sich die Produktionsspitzen zwanglos zu trocken-wärmeren Klimaphasen zuordnen: Präbo- real. Boreal, Mittleres Atlantikum (siehe Kapitel Längsee). Ebenso nachweisbar war eine Rodungsphase und eine Zeit verstärkter landwirtschaftlicher Nutzung im Mit- telalter. Auch in den Sedimenten der Trumer Seen, des Halleswiessees und Bled-Sees war dies möglich. Schwieriger war die zeitliche Deutung am Malo Jezero, da die Case studies on paleolimnology 507 Pollenanalysen und Radiocarbondatierungen aus einem wahrscheinlich lückenhaf- ten Profil stammten. Trotzdem waren vier Klimaspitzen (ausgedrückt durch erhöhte Produktion) nachweisbar, die sich zeitlich in das Präboreal, Boreal, Mittlere Atlanti- kum und Subboreal zuordnen lassen. 5. Abschliessend soll nochmals auf die Schwierigkeiten der Interpretation von Pigmentverteilungen und Pigmentkonzentrationen hingewiesen werden: Wie im Kapitel »Problemstellung« beschrieben, sind die Pigmentkonzentrationen und -Ver- teilungen im Sediment von zahlreichen Faktoren abhängig: 5.1. von der Produktivität und Produktion 5.2. von der Sedimentationsgeschwindigkeit und den Sedimentationsbedin- gungen 5.3. von der Sedimentationsrate 5.4. von den Sauerstoff Verhältnissen während und nach der Sedimentation 5.5. von postsedimentären und diagenetischen Vorgängen 5.6. vom Ort der Ablagerung (litoral oder profundal) 5.7. vom Um- und Abbau durch wühlende Organismen und Bakterien. Alle diese Faktoren sind bei einer Abschätzung der vergangenen Entwicklung miteinzubeziehen. Case studies on paleolimnology Summary The following results vere obtained by analysis of pigments and pollen and by byochemical investigations. 1. The trophic state of lake sediments can roughly be estimated by pigment investigations. The significance, however, depends on the type of the lake and its ontogeny. 1.1. Oligotrophic phases of lakes are difficult to estimate, because the concentra- tion of pigments is very low. Such sediments are formed either when the production is very poor or when the rate of flow through it is very high. In this case it is difficult to discern whether strong accumulation of sediments was caused by allochthonous input, shore erosion or insignificant phytoplankton production. Different authors introduced the ratio chlorophyll derivatives: total carotenoids (CD/TC) used for estimating allochthonous input (allochthonous = input also from the littoral) which caused quite a few misunderstandings. While Swain (1985) attributes the high CD/TC ratio to the predominance of oligotrophy and big changes in the plant societies which dominate primary produc- tion, Sänger and Gorham (1972) and Gorham (1974) interprete high CD/TC ratios (e. g. profiles from the Kirchner Marsh) as an indication of increased input of allochtonous material. This paper advocates the opinion of Likens and Davis (1975), and others who regard the CD/TC ratio as an indication of the equilibrium between allochthonous and autochthonous inputs. In oligothrophic lakes, therefore, it is more appropriate to use the qualitative determination of single carotenoids than ther concentrations for the characterization of the development of lakes. 508_ Ekkehard Schultze 1.2. Eutrophic sediments and phases of lakes - for which Züllig (1982, 1984) developed methods used in this study - are best classified by quantitative analysis of pigments. In these sediments which were mainly deposited under oxygen deficiency the carotenoids seem to be best preserved. Of course, in eutrophic systems there is also a large amount of the initial materials (chlorophyll, carotenoids), so that after the process of sedimentation and decomposi- tion there is still a high concentration of primary pigments in the final product, i. e. the sediment. In such "eutrophicated" sediments there are also, concomitantly to high pigment concentrations, increased values of Corg and Ptot- Often pigments of sulphur and purple bacteria (Okenon, Lycopenal, Rhodopin) are found in increased concentration. This phenomenon, caused by anaerobic microbial activity, is a reliable indicator of oxygen deficiency. The concentrations difer as the case may be, and lay between 150 ppm and 600 ppm for carotenoids. 1.3. A special case are the sediments of meriomictic lakes and marine bays. In both systems an enormous scatter of concentrations of crude carotenoid (a maximum of 100 ppm in sediments from Lake Bled and up to 43000 ppm in Veliko Jezero on Mljet, both in Yugoslavia) was found. A special case are the results from the lakes of the island of Mljet: there the concentrations of pigments and nutrients in the limnetic sediments are up to 150 times higher than in sediments from comparable marine phases, although during the formation of the marine sediments oxygen was deficient or completely lacking (see chapter on Malo Jezero). These extreme diferences are being ascribed to highly increased productivity due to climatic and hydrological changes. Because of warm climatic phases with low water level the productivity increases extremely, so that the main part of the microbiological decomposition seems to happen after sedimentation. In these nutrient-rich layers we found the highest amounts of Stot with 90000 ppm and Corg with 18000 ppm. 1.4. The trophic state of the sediments deposited in the littoral is most difficult to interpret: while in a calm bay, less disturbed by inputs, "meso-eutrophic" sediments are found, the littoral sediments generally show low pigment and nutrient concentra- tions. This may be caused by erosion through waves and currents or by affluent input, which cause a diluting effect by sediment accumulation. 2. The proof of anthropogenic influences was of special importance in this project. Most significantly influenced were the lakes Mondsee (construction of the highway), Trumersee (up to 3 eutrophic horizons in 1000 years), Längsee (clearing of woodland) and Malo Jezero. In the Mondsee, the input of about 1 million m^ of rubble which spread as turbidity current over the major part of the lake caused a "purifica- tion". At the same time the nutrient loading increased, leading to eu- trophication in the following years. In the Trumersee we found at least 3 nutrient-rich horizons. The first one originates from the time of the foundation of monasteries at about 1000 A. D. Its pigment analysis shows no effects of eutrophication. About 350 years ago (when the population increased and the brewery was founded), another eutrophication horizon was found. Pigment analysis shows increased phytoplankton productivity and there- fore a real eutrophication induced by denser settlements and a probably lower water level due to climatic influences. At the turn of the century an additional eutrophica- tion phase is noticable, which is still lasting. Case studies on paleolimnology 509 At Längsee the situation is similar as at Mondsee: the clearing of woodland increased the erosion of soil causing the formation of sapropel, but not an increase of productivity. The sequence of sedimentation at Malo Jezero shows a discernable change in sediments at 50cm. While in the subjacent beds from about 50 cm downwards mostly limnetic sediments occur (with individual marine alternating layers), the 50 cm on top represent pure calcareous sapropel layers identified by the occurrence of Emiliana sp. S e i b o 1 d (1955) attributes the change of sediments to the fact that Malo Jezero had a permanent opening which connected it by channel (2 m wide and 50 cm deep) with the marine Veliko Jezero 500 years ago. This channel had been con- structed my the monks of a Benedictine monastery and was used for the operation of a tide mill. Through the channel the sea water streaming in caused a meromictic situation comparable to that in the Black Sea. The sulphur and Corg values decrease as rapidly as the concentrations of the pigments. Despite lower productivity, the occurrence of Rhodopin indicates oxygen deficiency caused by meromixis. In the case of Malo Jezero an anthropogenic interfe- rence - the opening to the sea - led to reoligothrophication. 3. Hydrological changes, mainly resulting from climatic causes, can be seen very well in the sediments of Längsee and Malo Jezero, and are detectable with some certainty in the profiles of Halleswiessee. Low water levels during the Post Glacial are always synchronous with extreme pigment values. In smaller lake systems low water levels cause eutrophication, while in larger systems like Mondsee no changes indicating eutrophication occur in the profundal sediments. Längsee and Malo Jezero represent special cases. Längsee has no significant surface water input and, there- fore, reacts very sensitively to hydrological changes (see below). On the other hand, Malo Jezero is situated at the present sea level and its sediments document the development of the increase of sea levels during the Flandrian transgression. Starting with terrestric via telmatic and limnetic phases hydrological changes are documented up to marine influences which still have to be examined. At low sea levels limnetic to brackish sediment types are formed in Malo Jezero showing extremely high pigment concentrations, while at high sea levels marine facies with relatively low nutrient and pigment concentrations are predominant. 4. Beside special lithostratigraphical effects in some lake sediments (such as annually laminated sediments), biostratigraphically documented events (such as changes of phytoplankton societies, changes in distribution and concentration of pigments) are clearly visible in almost all investigated profiles. An essential question which could be answered only partially in this paper was the chronological classification of the documented events in the sediments. At Längsee, where pollen diagrams existed, production peaks could easily be assigned to dry-warm climatic phases, i. e. Preboreal, Boreal, Middle Atlantic period. A phase of woodland clearing and increased agricultural activity during the Middle Ages could be proved. The same was possible in the Trumerseen, in Halleswiessee and Lake Bled. More difficult was the chronological classification of Malo Jezero because of the fact that the pollen analysis and radio carbon data were problably taken from an incomplete profile (Seibold, 1955). Nevertheless, four climatic peaks (shown by increased production) could be determined which can be classified chronologically as Preboreal, Boreal, Middle Atlantic and Subboreal. 510 Ekkehard Schultze 5. Finally, once again, we want to refer to the difficulties concerning the interpre- tation of the distribution and concentration of pigment. As already described in chapter "problems", the concentration and distribution of pigments in sediments depends on numerous factors: 5.1. Productivity and production 5.2. Velocity and conditions of sedimentation 5.3. Rate of sedimentation 5.4. Oxygen conditions during and after sedimentation 5.5. Postsedimentary and diagnetic processes 5.6. Site of deposition (littoral or profundal) 5.7. Diagenetic changes due to digging organisms and bacteria All these factors have to be considered when estimating the past development. Literatur Amman, B. 1986, Litho- and palynostratigraphy at Lobsigensee: Evidences for trophic changes during the Holocene. Hydrobiologia, 143, 301-307. Arkchangelsky, A. D. 1928, Karra i razrezy osadkov dna Chemogo morya (Map and cross sections of Black Sea sediments): Moskov. Obshch. Ispytateley Prirody Byull. Otdel. Geol., 6, 77-108. Arkchangelsky, A. D. 1930, Opolzanie osadkov na dne Chernogo morya: Geologichees- koe z actrenie etogo yavleniya (Slumping sediments on bottom of Black Sea and geological significance of this phenomenon): Moskov, Abshch. Ispytateley Prirody Byull. Otdel. Geol., 8, 32-79. Barnes, M. A. & Barnes, W. C. 1978, Organic compounds in lake sediments. In: A. L er m an (Ed.) 1978: Lakes Chemistry, Geology and Physics, 127-153, Springer. Behbehani, A., Chondrogianni, Ch., Müller, J., Niessen, F., Schmidt, H., Schmidt, R., Schneider, J., Schröder, H. G., Strackenbrock, I., Sturm, M. & Windolph, H. 1985, Sediments and sedimentary history of the Attersee. In.: Danielo- pol, D. L. et al. 1985: Contributions to the Paleolimnology at the Trumer Lakes (Salzburg) and the Lakes Mondsee, Attersee and Traunsee (Upper Austria). Limnol. Institut Mondsee, 149-176. Behbehani, A. 1987, Sedimentations- und Klimageschichte des Spät- und Postglazials im Bereich der nördlichen Kalkalpen (Salzkammergutseen, Österreich), Göttinger Arbeiten zur Geologie und Paläontologie, 34, 120 p. Berglund, B. 1986, Handbook of Holocene Palaeoecology and Palaeohydrology, Malska-Jasiewiczowa, M. (Ed.), John Wiley and Sons, 869 p. Beug, H. J. 1961, Beiträge zur postglazialen Floren- und Vegetationsgeschichte in Süddal- matien: Der See »Malo jezero« auf Mljet, I: Vegetationsentwicklung, II: Häufigkeit und Pollen- morphologie der nachgewiesenen Pflanzensippen. Flora, 150, 600-631. Beug, H. J. 1962, Über die ersten anthropogenen Vegetationsveränderungen in Süddalma- tien an Hand eines neuen Pollendiagrammes vom »Malo jezero« auf Mljet. Veröff. Geobot. Inst. ETH Zürich, 37, 9-15. Bobek, M. & Schmidt, R. 1975, Pollenanalytische Untersuchungen von Seebohrkemen des nordwestlichen Salzkammergutes und Alpenvorlandes - Ein Beitrag zur spätglazialen bis mittelpostglazialen Vegetations- und Klimageschichte. Linzer biol. Beitr., 7/1, 5-34. Bobek, M. & Schmidt, R. 1976, Zur spät-mittelpostglazialen Vegetationsgeschichte des nordwestlichen Salzkammergutes und Alpenvorlandes (Österreich). Linzer biol. Beitr., 8/1, 95-133. Bortenschlager, S. & Patzelt, G. 1969, Wärmezeitliche Klima- und Gletscher- schwankungen im Pollenprofil eines hochgelegenen Moores (2270m) der Venedigergrupe. Eis- zeitalter und Gegenwart, 20, 116-122. Bradley, W. H. 1948, Limnology and the Eocene lakes of the Rocky Mountains region. Geol. Soc. Am. Bull., 59 (2), 635-648. Brande, A. 1973, Untersuchungen zur postglazialen Vegetationsgeschichte im Gebiet der Neretva Niederung (Dalmatien, Herzegowina) Flora, 162: 1-44. Fallstudien zur Paläolimnologie 511 Brown, S. R. 1968, Bacterial carotenoids from freshwater sediments. Limnol. Oceanogr., 13, 233-241. Brown, S. R. 1969, Paleolimnological evidence from fossil pigments. Mitt. Int. Ver. Theor. Angew. Limnol., 17, 95-103. Bulj an, M. 1956, Hydrochemical Researches of the Lakes on the Island of Mljet. Acta Adriatica, VI. Cvetković, L. 1986, Mljet National Park, 1-88, Stvarnost, Zagreb. Cvijić, V. 1955, Red water in the lake "Malo Jezero" (Island of Mljet). Acta Adriatica, VI/ 2, 3-14. Czech, K. 1980, Fundberichte aus Österreich, 19: 56-64. Czernin-Chudenitz, C. 1980, Zur Limnologie der Vorlandseen - Ergänzende Beobach- tungen des Hydrobiologischen Dienstes seit 1958. Stud. Forsch. Salzburg, 1, 105-110. Czernin-Chudenitz, C. 1986, Die Phytoplanktonentwicklung der Flachgauer Seen. Stud. Forsch. Salzburg, 2, 385-397. Daley, R. J. 1973, Experimental characterization of lacustine chlorophyll diagenesis. II Bacterial, viral and herbivore grazing effects. - Arch. HydrobioL, 72:277-304. Daley R. J. & Brown,S.R. 1973, Experimental characterization of lacustrine chlorophyll diagenesis: I Physilogical and enviromental effects-. Arch. Hydrobiol, 72, 277-304. Danecker, E. 1969, Bedenklicher Zustand des Mondsees im Herbst 1968. Österr. Fische- rei, 22, 25-31. Danielopol, D. L., Schmidt, R. & Schultze, E. 1985, The Ostracods of Mondsee: spatial and temporal changes during the last fifty years. In: Danielopol D. L. et al. (Eds.). 1985: Contributions to the paleolimnology of the Trumer Lakes (Salzburg) and the lakes Mondsee, Attersee and Traunsee (Upper Austria). Limnologisches Institut Mondsee, 99-121. Dokulil, M. 1984, Die Reoligotrophierung des Mondsees. Laufener Seminarbeiträge, 2/84, 46-53. Dokulil, M. & Jäger, P. 1985, General limnological characterization of the Trumer lakes, Mondsee, Attersee and Traunsee In: Danielopol, D. L. et al. 1985 (EDS): Contribu- tions to the Paleolimnology of Trumer Lakes (Salzburg) and the Lakes Mondsee, Attersee and Traunsee (Upper Austria). Limnol. Inst. Österr. Akademie der Wiss. 16-25. Dokulil, M. & Skolaut, C. 1986, Succession at phytoplankton in a deep stratifying Lake: Mondsee, Austria. Hydrobiologia, 138, 9-24. Einsele, E. 1963, Schwere Schädigung der Fischerei und der biologischen Verhältnisse im Mondsee durch Einbringung von lehmig-tonigem Berg-Abraum. Der spezielle Fall und seine allgemeinen Lehren. Österr. Fischerei, 16, 2-12. Erdtman, O. G. E. 1921, Pollenanalytische Untersuchungen von Torfmooren und marinen Sedimenten in Südwest-Schweden. Ark. f. Botanik, 17, 10. Faegri, K. & Iversen,J. 1966, Textbook of pollen-analysis. Munksgaard, 237 p. Findenegg, I. 1935, Limnologische Untersuchungen im Kärntner Seengebiet. Int. Rev. ges. Hydrobiol. und Hydrographie, 32, 369-423. Findenegg, I. 1967, Die Verschmutzung österreichischer Alpenrandseen aus biologisch- chemischer Sicht. Ber. Raumforsch, und Raumplanung, 11 (4), 1-12. Findenegg, I. 1969, Die Eutrophierung des Mondsees im Salzkammergut. Wasser und Abwasser-Forschung, 4, 139-144. Findenegg, I. 1973, Vorkommen und Biologisches Verhalten der Blaualge Oscillatoria rubescens D. C. in den österreichischen Alpenseen. Carinthia II, 83/163, 317-330. Firbas, F. 1949, Spät- und nacheiszeitliche Waldgeschichte Mitteleuropas nördlich der Alpen. Bd. I, 480 pp. G. Fischer, Jena. Firbas, F. 1952, Spät- und nacheiszeitliche Waldgeschichte Mitteleuropas nördlich der Alpen. Bd. II, 256 pp. G. Fischer, Jena. Firbas, F. 1954, Synchronisierung der mitteleuropäischen Pollendiagramme Danmarks Geol. Undersogelse II, 80: 12-21. Forsberg, C. 1964, Phosphorus, a maximum factor in the growth of Characeae. Nature, 201, 517-518. Freiberg, H. M. 1980, Pflanzensoziologische Untersuchungen im Bereich der alpinen Baumgrenze am Glunkerer im Funtenseegebiet - Nationalpark Berchtesgaden. Dipl. Arbeit 43 p., Forstw. Fak. Univ. München. Frey, D. G. 1955, A history of Meromixis. Mem. Ist. Ital. Idrobiol. 8, 141-164. Frey, D. G. 1956, Die Entwicklungsgeschichte des Längsees in Kärnten. Carinthia II, 66, 5-13. 512 Ekkehard Schultze Fritz, A. 1973, Die Bedeutung des Längseemoores für die Vegetations- und Klimage- schichte des Klagenfurter Beckens (Ostalpen) Carinthia II, 163/83, 277-293. Frye, M. 1981, The bridge of language. Science, 212, 127-132. Gams, H. 1927, Die Geschichte der Lunzer Seen, Moore und Wälder. Int. Rev. ges. Hydrobiol. Hydrogr. Í8/5, 305-387. Germatsidis, I. 1985, Die Sedimente des Wallersees. Dipl. Arbeit, Universität Göttingen 74 S (unveröff.). Germatsidis, I. 1986,In: Röhrs, J. et al. 1986: Sedimentgeologische Untersuchungen an den Trumer Seen und am Wallersee. Stud. Forsch. Salzburg, 2, 421-458. Goodwin, T. W. 1976, Chemistry and Biochemistry of Plant Pigments. Bd. 1 und 2, 2. Auflage. Academic Press London, New York, San Francisco. Gorham, E. 1960, Chlorophyll derivates in surface muds from the English Lakes. Limnol. Oceanogr., 5, 29-33. Gorham, E. & Sanger, J. 1964, Chlorophyll Derivates in Woodland, Swamp and Pond Soils of Cedar Creek Natural History Area, Minnesota, U.S.A. In: Miyake, Y. (Ed.) 1964: Recent Researches in the Fields of Hydrosphere, Atmosphere and Nuclear Geochemistry, 1-12. Gorham, E. & Sanger, J. E. 1972, Fossil pigments in the surface sediments of a mero- mictic lake. Limnol. Oceanogr., 17, 618-622. Gorham, E., Lund, J. W. G., Sanger, J. E. & Dean, W. E. 1974, Some relationship between algal standing crop, water chemistry and sediment chemistry in the English Lakes. Limnol. Oceanogr., 19, 601-617. Hager, H. & Meyer-Bertenrath, T. 1967, Die Identifizierung der an Dünnschichten getrennten Carotinoide grüner Blätter und Algen. Planta (Beri.), 76, 149-168. Hager, H. & Stransky, A. 1970a, Das Carotinoidmuster und die Verbreitung des lichtinduzierten Xanthophyllcyclus in verschiedenen Algenklassen. I. Methoden zur Identifizie- rung der Pigmente. Arch. MikrobioL, 71, 132-163. Hager, H. & Stransky, A. 1970b, Das Carotinoidmuster und die Verbreitung des lichtinduzierten Xanthophyllcyclus in verschiedenen Algenklassen. II. Xanthopyceae. Arch. MikrobioL, 71, 154-190. Hager, H. & Stransky, A. 1970c, Das Carotinoidmuster und die Verbreitung des lichtinduzierten Xanthophyllcyclus in verschiedenen Algenklassen. III. Grünalgen. Arch. MikrobioL, 72, 68-83. Hager, H. & Stransky, A. 1970d. Das Carotinoidmuster und die Verbreitung des lichtinduzierten Xanthophyllcyclus in verschiedenen Algenklassen. IV. Cyanophyceae und Rhodophyceae. Arch. MikrobioL, 72, 84-96. Hager, H. & Stransky, A. 1970e, Das Carotinoidmuster und die Verbreitung des lichtinduzierten Xanthophyllcyclus in verschiedenen Algenklassen. V. Einzelne Vertreter der Cryptophyceae, Euglenophyceae und Phaeophyceae. Arch. MikrobioL, 73, 77-89. Handl, M. Paläolimnologische Untersuchungen am Mondsee und Halleswiessee. Diss. Univ. Salzburg (in Vorbereitung). Harmsworth, R. 1984, Längsee: A Geochemical History of Meromixis. Hydrobiologia, 108, 219-231. Heibig, J. 1987, Sedimentgeologische Kartierung des Mondsees und Untersuchungen zur Phosphor-Rücklösung an Sedimenten des Mondsees und des Obertrumer-Sees. Unveröff. Diplomarbeit Univ. Göttingen. Hertzberg, S., Liaaen-Jensen, S. & Siegelmann, H.W. 1971, The carotenoids of blue-green algae. Phytochemistry 10, 3121-3127. Holm-Hansen, O. & Riemann, B. 1978, Chlorophyll a Determinations: improvement in methodology. Oikos 30, 438-447. Hutchinson, G. E. 1937, Limnological Studies in Indian Tibet. Int. Rev. ges. Hydrogr. HydrobioL, 35, 134-177. Hutchinson, G. E. 1957, A Treatease on Limnology 1. John Wiley and Sons, New York, 1015 p. Huttunen, P. & Merilainen, J. 1978, New freezing device providing large unmixed sediment samples from lakes. Ann. Bot. Fennici, 15, 128-130. Isler, P. 1971, Carotenoids. Birkhäuser Verlag, Basel. Jäger, P. 1986, Projekt Vorlandseen. Raumbezogene Forschung und Planung in Lande Salzburg. Stud. Forsch. Salzburg, 2, 1-501. Jagsch, A. & Megay, K. 1982, Der Mondsee. In: E. Wurzer (Ed.), Seenreinhaltung in Österreich. Wasserwirtschaft, 6, 155-163. Fallstudien zur Paläolimnologie 513 Jahns, S. 1988, Vegetationsgeschichtliche Untersuchungen an marinen und limnischen Sedimenten auf Mljet/Süddalmatien (Malo Jezero, Veliko Jezero) Diplomarbeit Univ. Göttingen (unpubl.), 1-63. Jaskolla, F. 1985, Zur Geologie des Funtenseegebietes. In: Müller, J. (Ed.) Der Funten- see. Naturkundliches Portrait eines subalpinen Sees. MaB 6, Forsch. Ber. 7, 7-22. Johansen, J. E., Svec, W. A., Liaaen-Jensen, S. & Haxo, F. T. (1974). Carotenoids of dinophyceae. Phytochemistry, 13, 2261-2271. Karrer, P. & Jucker, E. 1948, Carotinoide. Birkhäuser Verlag Basel. Klaus, W. 1971, Über Form und Erhaltungszustand fossiler Pollenkörner in Koprolithen und Phosphoriten. N. Jb. Geol. Paläont. Mh., 9, 537-551. Klaus, W. 1975, das Mondsee-Interglazial, ein neuer Florenfundpunkt der Ostalpen. JB. Oö. Museal Verl., 315-344. Klaus, W. 1983, Der pollenanalytische Nachweis einer geschlossenen Serie würmzeitli- cher Klimaschwankungen über dem Riss/Würm-Interglazial von Mondsee. In: INQUA-Sub- kommission für Europäische Quartärstratigraphie München 1983, Symposium Würm Stratigra- phie, 157-170. Klaus, W. 1984, Zur Mikroflora des Unter-Sarmat am Alpen-Südostrand. Beitr. Paläont. Österr., 11, 289-411. Klee, R. & Schmidt, R. 1987, Eutrophication History of Mondsee (Upper Austria) as indicated by the Diatom Stratigraphy of a Sediment Core. Diatom Research (im Druck). Kofier, S. 1986, Temperatur und Strahlung als bestimmende Faktoren für Wachstum und Morphologie von Tabellaría flocculosa var. Asterionelloides (Bacillariophyceae) in Kultur. Diss, phil. Fak. Univ. Wien. Kral, F. 1979, Spät- und postglaziale Waldgeschichte der Alpen auf Grund der bisherigen Pollenanalysen. Veröff. Inst. f. Waldbau Univ. f. Bodenkultur Wien, 175 p. Lang, G. 1967, Die Ufervegetation des westlichen Bodensees. Archiv f. Hydrobiol., Suppl. 32, 437-574. Liaaen-Jensen, S. 1963a, Bacterial carotenoids. X. On the constitution of the minor carotenoids of Rhodopseudomonas. 1. P-518. Acta chem. scand., 17, 303-312. Liaaen-Jensen, S. 1963b, Bacterial carotenoids. XI. On the constitution of the minor carotenoids of Rhodopseudomonas. 2. OH-R. Acta chem. scand., 17, 489-499. Liaaen-Jensen, S. 1963c, Bacterial carotenoids. XII. On the constitution of the minor carotenoids of Rhodopseudomonas. 3. OH-Y. Acta chem. scand., 17, 500-508. Liaaen-Jensen, S. 1965, Bacterial carotenoids. XVIII. Microbial-carotenes from Phaeo- bium. Acta chem. scan., 19, 1025-1030. Liaaen-Jensen, S. 1978a, Marine carotenoids 2-64. In: P. J. Scheur, Marine natural products, chemicals and biological perspectives II. Academic Press, New York. Liaaen-Jensen, S. 1978b, Chemistiy of carotenoids. In: Clayton & Sistrom (Ed.): The photosynthetic bacteria. Kap. 8, Plenum Press, New York. Liaaen-Jensen, S. & Andrewes. A. G. 1972, Microbial carotenoids. Phytochemistry 225-245. Liepolt, R. 1936, Limnologische Untersuchungen der Ufer- und Tiefenfauna des Mond- sees und dessen Stellung zur Seetypenfrage. Int. Ref. ges. Hydrobiol., 32, 164-235. Likens, G. E. & Davis, M.B. 1975, Post-glazial history of Mirror Lake and its waters- hed in New Hampshire, U.S.A.: an initial report. Verh. Internat. Ver. Theor. Angew. Limnol., 19, 982-993. Löffler, H. 1972 a, Die Entwicklung der Ostracodenfauna in Klopeiner-See und Kleinsee. Carinthia II, 82, 271-274. Löffler, H. 1972b, The distribution of subfossil ostracods and diatoms in pre-alpine lakes. Verh. Internat. Ver. Theor. Angew. Limnol., 18, 1039-1050. Löffler, H. 1973, Die Entwicklung der Meromixis im Klopeiner See und Längsee. Carinthia II, 83, 373-377. Löffler, H. 1977, »Fossil meromixis« in Kleinsee (Carinthia) indicated by ostracodes. In: Löffler, &H. Danielopol, D. (Eds.) 1977: Aspects of Ecology and Zoogeography of Recent and Fossil Ostracoda. Dr. W. Junk Pubi. The Hague 321-325. Löffler, H. 1984, The paleolimnology of Lake Bled (Blejsko Jezero). Verh. Internat. Verein. Limnol., 22, 1409-1413. Löffler, H., Berger, F., Dokulil, M., Kusel-Fetzmann, E., Lew, H., Herzig, A., Newrkla, P., Strnad, R., Powell, S., Humpesch, U., Schiemer, F., Hacker, R. & Meisriemler, P. 1973, Arbeitsbericht über die Exkursion 1972 zum Längsee. Carinthia II, 83, 331-377. 514_ Ekkehard Schultze Löffler, H. 1973, Arbeitsbericht über die limnologische Exkursion 1972 zum Längsee. Carinthia II, 83, 331-377. Lorenz-Liburnau, J. 1898, Der Hallstättersee, eine limnologische Studie. Ältere und neuere Lothungen im Hallstättersee. Mitt. Geogr. Ges. Wien, 41, 218 p. Merxmüller, H. 1967, Chemotaxonomie? Ber. dt. bot. Ges., 80 (9), 608-620. Molnar, F. M., Rothe, P., Förstner, U., Štern, J., Ogorelec, B., Šercelj, A. & Culiberg, M. 1978, Lakes Bled and Bohinj. Origin, Composition, and Pollution of Recent Sediments. Geologija 21/1, 93-164. Moog, O. 1982, Nährstoffbilanz 1981 und trophische Charakterisierung von Fuschlsee, Irrsee, Mondsee und Attersee. Arb. Labor Weyregg, 6, 3-16. Müller, G. 1972, Das Gebiet des Halleswiessees im Salzkammergut. Oö. Heimatbl., 26/ 1-2, 47-53. Müller, J. 1985, Der Funtensee. Naturkundliches Portrait eines subalpinen Sees. Gem. Veröff. des österr. und deutsch. MaB-6-Beitrages. Forsch. Ber., 7, 5-95. Naumann, E. 1939, Einführung in die Bodenkunde der Seen. Die Binnengewässer. Nipkow, F. 1920, Vorläufige Mitteilungen über Untersuchungen des Schlammabsatzes im Zürichsee. Schweiz. Z. HydroL, 1, 100-122. Nipkow, F. 1927, Über das Verhalten der Skelette planktischer Kieselalgen im geschich- teten Tiefenschlamm des Zürich- und Baldeggersees. Z. Hydrol. Hydrogr. Hydrobiol., 4, 1-2. Offenberger, H. 1985, Investigations of an underwater excavation and a detailed survey within the neolithic settlement of See/Mondsee. In: Danielopol, D. L. et al. (eds.) 1985: Contributions to the Paleolimnology of the Trumer Lakes (Salzburg and the Lakes Mondsee, Attersee and Traunsee (Upper Austria). Limnologisches Institut Mondsee, 132-135. Ohle, W. 1972, Die Sedimente des Großen Plöner Sees als Dokumente der Zivilisation. Jahrber. f. Heimatkunde (Plön), 2, 7-27. Pene k, A. 1898, Die Tiefen des Hallstätter und Gmundner Sees. Ber. HydroL, 112-113, 123-125. Pfennig, N. 1978a, General physiology and ecology of photosynthetic bacteria. In: Clayton, R. K. & Sistrom, W. R. (eds.): The photosynthetic Bacteria. Plenum Press, New York, 3-18. Pfennig, N. 1978b, General physiology and ecology of photosynthetic bacteria. In: Clayton, R. K. & Sistrom, W. R. (eds.): The photosynthetic Bacteria. Biosynthesis of Carotenoids. Plenum Press, New York, 740-747. Post, L. V. 1946, The prospect for pollen analysis in the study of the earth's climatic history. New Phytol. 45. Psenner, R. 1983, Restaurierungsverlauf Piburger See II: Nährstofflieferungen aus Sedi- menten als Ursache der Oligotrophierungsverzögerung. Ergebn. d. Österr. Eutrophierungs- progr. 1978-1982, BM f. Gesundheit u. Umweltschutz, BM f. Wissenschaft u. Forschung, 7-106, Wien. Pucher-Petković, T. 1957, Etude du Phytoplancton dans la Region de l'ile de Mljet dans da Periode 1951-1953. Acta Adriatica, VI/5, 3-53. Röhrs, J. 1986, Salzburger Vorlandseen - Sedimentations- und Eutrophierungsgeschichte. Sedimentchemische Untersuchungen für ein Sanierungskonzept. Documenta naturae, 31, I-V, 1-105. Röhrs, J. 1986, Sedimentgeologische Untersuchungen an den Trumer Seen und am Wallersee. Stud. Forsch. Salzburg, 2, 421-458. Röhrs, J. & Schneider, J. 1985, Eutrophication History of the Trumer Lakes. In: Danielopol, D. L. et al. (Eds.) 1985: Contributions to the Paleolimnology of the Trumer Lakes (Salzburg) and the Lakes Mondsee, Attersee and Traunsee (Upper Austria). Limnologi- sches Institut Mondsee, 25-30. Rybnickova, E. & Rybnicek, K. 1982, A stratigraphie hiatus of the middle Holocene layers in Czechoslovakia (Palynological and '■'C evidences). XIINQUA Congress 1982, Abstracts Vol. 1, 270. S ampi, H. 1979, Bericht über die limnologischen Untersuchungen der Kärntner Seen im Jahr 1978. Veröff. Kämtn. Inst. f. Seenforsch. 5, 1-110. Sampl, H. 1981, Bericht über limnologische Untersuchungen der Kärntner Seen in den Jahren 1979 und 1980. Veröff. Kämtn. Inst. f. Seenforsch. 6, 1-198. Sanger, J. E. & Gorham, E. 1972, Stratigraphy of fossil pigments as a guide to the postglazial history of Kirchner Marsh, Minnesota. Limnology and Oceanography, 17, 840-854. Santelmann, E. P. 1981, Fossillized plant pigments in sediments from foruteen Minne- sota Lakes. Unpubl. M. S. thesis. University of Minnesota (Minneapolis). Fallstudien zur Paläolimnologie 515 Sarnthein, R. v. 1936, Moor- und Seeablagerungen aus den Tiroler Alpen in ihrer waldgeschichtlichen Bedeutung. I. Brennergegend und Eisacktal. Beih. Bot. Cbl. 55, 544-631. Sarnthein, R. v. 1938, Pollenanalytische Untersuchungen in Kärnten. Carinthia II, 56, 111-129. Sarnthein, R. v. 1940, Moor- und Seeablagerungen aus den Tiroler Alpen in ihrer waldgescichtlichen Bedeutung. II. Seen der Nordtiroler Kalkalpen. Beih. Bot. Cbl., 60, 438-492. Sarnthein, R. v. 1948, Moor- und Seeablagerungen aus den Tiroler Alpen in ihrer waldgeschichtlichen Bedeurung. II. Kitzbühler Alpen und unteres Inntal. ÖBZ 95, 1-85. • Schauer, T. 1985, Die Vegetation des Funtensees, Grünsees, Schwarzensees und Obersees im Nationalpark Berchtesgaden. In: Müller, J. et al. Der Funtensee: Naturkundliches Portrait eines subalpinen Sees. Gem. Veröff. des österr. und deutsch. MaB-6 Beitrages. Forsch. Ber., 7, 51-66. Schlager, G. 1983, Waldkundliche Grundlagen für ein Schutzgebiet Salzburger Kalkal- pen. Diss. Univ. f. Bodenkultur Wien. Schmidt, R. 1981, Grundzüge der spät- und postglazialen Vegetations- und Klimage- schichte des Salzkammergutes (Österreich) aufgrund palynologischer Untersuchungen von See- und Moorprofilen. Mitt. Komm. Quartärforsch. Ö.A.W., 3, 1-96. Schmidt, R. 1986, Zur spät- und nacheiszeitlichen Entwicklungsgeschichte der Trumer Seen und ihrer Umgebung. Stud. Forsch. Salzburg, 2, 459-470. Schmidt, R., Müller, J. & Froh, J. 1985, Laminated sediments as a record of increa- sing eutrophications of the Mondsee. In: Danielopol, D. L. et al. (eds.) 1985: Contributions to the Paleolimnology of the Trumer Lakes (Salzburg) and the Lakes Mondsee, Attersee. and Traunsee (Upper Austria). Limnologisches Institut Mondsee, 22-131. Schultz, N.& Kanz, K. 1984, Neue Tiefenkarte des Längsees Carinthia II, 94, 381-386. Schultze, E. 1976, Ein Beitrag zur spät- und frühpostglazialen Vegetationsentwicklung Kärntens. Profil Kleinsee (447 m NN). Carinthia II, 197-204. Schultze, E. 1984a, Beiträge zur Paläolimnologie des Bled-Sees in Slowenien (Jugosla- wien) und zur Vegetations- und Klimaentwicklung der Umgebung. Geologija, 27, 97-106. Schultze, E. 1984b. Neue Erkenntnisse zur spät- und frühpostglazialen Vegetations- und Klimaentwicklung im Klagenfurter Becken. Carinthia II, 174./94., 261-266. Schultze, E. 1985, Carotenoids from selected cores of the Trumer Lakes and the Mondsee (trophic development and human impact). In: Danielopol, D. L. et al. eds.) 1985: Contribu- tions to the Paleolimnology of the Trumer Lakes (Salzburg) and the Lakes Mondsee, Attersee and Traunsee (Upper Austria). Limnologisches Institut Mondsee, 52-64. Schultze, E. 1986, Stratigraphische Pigmentanalysen aus ausgewählten Bohrkernproben der Trumer Seen. Stud. Forsch. Salzburg, 2, 471-475. Schwarz, K. 1981, Das Phytoplankton im Mondsee. Arb. Lab. Weyregg, 5, 110-118. Seefeldner, E, 1961, Salzburg und seine Landschaften. - Eine geographische Landes- kunde. - Zweiter Ergänzungsband zu den Mitteilungen der Gesellschaft für Salzburger Landes- kunde, 573 S. S e i b 01 d, E. 1955, Rezente Jahresschichtung in der Adria. Neues Jb. Geol. PaläontoL, Mh. 1, 11-13. Seibold, E. Müller, J. & Ferrer, H. 1958, Chemische Untersuchungen eines sapropels aus der mittleren Adria. Erdöl und Kohle, 11, 296-300. Seibold, E. & Wiegert, R. 1960, Untersuchungen des zeitlichen Ablaufs der Sedimen- tation in Malo Jezero (Mljet, Adria) auf Periodizitäten. Z. Geophysik, 26, 87-104, Berlin- Heidelberg. Shapiro, L. & Brannock, W.W. 1962, Rapid Analysis of silicate, carbonate and phosphate rocks. U.S. Geol. Surv. Bull., 1144 A. Simony, F. 1847, Messungen der Seen Oberösterreichs. Haidingers Berichte. 2, Wien, 326. Simony, F. 1850, Die Seen des Salzkammergutes. Sitz. Ber. k. Akad. Wiss. mathem. naturwiss. Kl. Abt. IV, 542-566. Simony, F. 1864, Die Seen der Alpen österr. Rev. 202. Simony, F. 1879, Über Alpenseen. Sehr. Ver. naturw. Kennt. 19, 528-565. Swain, E. B. 1985, Measurement and interpretation of sedimentary pigments. Freshwater Biology, 15, 53-75. Szygan, F. 1966, Echinenon als Sekundärcarotinoid einiger Grünalgen. Z. Naturf., 21b, 197-198. Tichy, G. 1980, Geologie des Bereiches um die Salzburger Vorlandseen, Raumbezogene Forschung und Plannung im Land Salzburg. Stud. Forsch. Salzburg, 1, 17-22. 516 Ekkehard Schultze Vallentyne, J. R. 1956, Epiphasic carotenoids in post glacial lake sediments. Limnol. Oceanogr., 1, 252-262. Vallentyne, J. R. 1957, Carotenoids in a 20.000-year-old sediment from Searls Lake, california Arch. Biochem. Biophys., 70, 29-34. Volarić-Mršić, I. & Regula-Bevilaqua, L. 1983, Exkursionsführer für die Exkur- sion nach Mljet, 19. Juni 1983, unveröff. Vuletić, A. 1953, Structure géologique du fond du Malo et du Veliko Jezero sur l'ile de Mljet. Acta Adriatica, 6, 1-63. Wenzel, E. 1956, Aufschlus des Bodens mit Salpetersäure und Überchlorsäure zur Bestimmung der Gesamtphosphorsäure im Boden unter Verwendung der Vanadat-Molybdat- Methode. Z. Pflanzenemährung, Düngung, Bodenkunde, 75, 216-222. Züllig, H. 1961, Die Bestimmung von Myxoxanthophyll in Bohrprofilen zum Nachweis vergangener Blaualgenentfaltung. Verh. Intern. Verein. Limnol., 14, 263-270. Züllig, H. 1982, Untersuchungen über die Stratigraphie von Carotinoiden im geschichte- ten Sediment von 10 Schweizer Seen zur Erkundung früherer Phytoplankton-Entfaltungen. Schweiz. Z. Hydrol., 44/1, 1-98. Züllig, H. 1984, Vorläufige Mitteilungen über das Vorkommendes aus Purpurbakterien stammenden Pigmentes Okenon in Seesedimenten. Schweiz. Z. Hydrol. 46/2, 290-293. Züllig, H. 1985, Pigmente phototropher Bakterien in Seesedimenten und ihre Bedeutung für die Seenforschung (mit Ergebnissen aus dem Lago Cadona, Rotsee und Lobsigensee). Schweiz. Z. Hydrol., 47, 87-126. GEOLOGIJA 31, 32, 517-553 (1988/89), Ljubljana UDK 556.334.34.38 (497.12) = 863 Prodni zasipi pod jezerskimi sedimenti Ljubljanskega barja The gravel fill beneath the lacustrine sediments of the Ljubljansko barje Zvone Мепсеј Geološki zavod Ljubljana, Dimičeva 14, 61000 Ljubljana Kratka vsebina S prelomi razsekano udorino Ljubljanskega barja so v pleistocenu in holocenu zapolnili rečni in jezerski sedimenti. Skalno osnovo sestavljata na južnem, zahod- nem in osrednjem delu zgornjetriadni dolomit in jurski apnenec, na severnem in vzhodnem pa triadni in permokarbonski skrilavi glinovec in peščenjak. Kamenin- ska osnova je na vzhodnem delu Barja globlje pogreznjena kot na zahodnem. Južno od Ljubljane je kameninska osnova v globini čez 150 m. Številne kotanje in globeli so zapolnjene z rečnimi prodno peščenimi sedimenti, ki zavzemajo okoli 75 % celotne površine Barja. Skozi prodne plasti se pretaka podtalna voda, ki je na precejšnjem delu Barja pod arteškim pritiskom. Prodne vodonosnike pod jezer- skimi glinami napaja delno ponikla voda rečic, v glavnem pa kraški in razpoklin- ski vodonosnik. Zaradi razmeroma dobre zaščitenosti pred onesnaženjem s povr- šine, predstavlja podtalnica prodnih vodonosnikov pod Barjem pomemben vir pitne vode. Abstract The subsidence area of Ljubljansko barje - the Ljubljana Swamp, drained at present, was filled during Pleistocene and Holocene by fluvial and lacustrine sediments. The basement consists in southem, westem and central parts of Upper Triassic dolomite nad Jurassic limestone, and in northem and eastem parts of Triassic and Permo-Carboniferous shaly mudstone and sandstone. The bottom of the basin in the eastem part of Barje is deeper than in the westem part. South of Ljubljana the rocky bottom is more than 150 meters deep. Numerous depressions are filled with fluvial gravelly and sandy sediments which form about 75 % of the entire surface of the Barje. The gravel beds are percolated by ground water which occurs in the major part of Barje under artesian pressure. The gravel aquifers below lacustrine clays are recharged in part by water of small rivers, and for the major part by the karstic aquifer. Owing to relatively good protection from polution from the surface, the ground water of gravel aquifers in Barje represents an important source of drinking water. Uvod Po letu 1960 so se začele v zvezi z gradnjo avtoceste na Ljubljanskem barju obsežne geološke raziskave in sicer za temeljenje in gradnjo nekaterih večjih objek- tov ter zajetja pitne vode. Raziskave so poleg Geološkega zavoda Ljubljana izvedle še 518 Zvone Mencej druge raziskovalne organizacije, predvsem Zavod za raziskavo materiala in kon- strukcij in Fakulteta za gradbeništvo in geodezijo Univerze v Ljubljani. Uporabljene so bile predvsem geofizikalne raziskovalne metode ter vrtanja vrtin in vodnjakov z vsemi potrebnimi laboratorijskimi analizami. Raziskave so pokazale, da so pod barjanskimi glinasto-meljnimi usedlinami ponekod precej debele plasti proda s podtalno vodo pod pritiskom. Raziskave, izvedene med leti 1974-1988 na prodnih vršajih Iške, Borovniščice in Želimeljščice ter njihovih podaljških pod Barjem, so nakazale, da se verjetno pod precejšnjim delom Barja nahajajo vodonosniki z velikimi količinami zdrave pitne vode. V letih 1983-1988 je Geološki zavod Ljubljana (GZL) izvedel raziskovalno nalogo Raziskave podtalne vode na Ljubljanskem barju. Izvedbo naloge so omogočile Območna vodna skupnost Ljubljanica-Sava, Raziskovalna skupnost Slovenije in Mestna razisko- valna skupnost ter Mestni vodovod Ljubljana. Namen naloge je bil na osnovi vseh doslej znanih, pa tudi na novo pridobljenih podatkov ugotoviti razprostranjenost prodnih vršajev rečic pod barjanskimi usedlinami, vodonosnike v prodnih zasipih, njihove osnovne hidrogeološke značilnosti in možnosti izkoriščanja podtalnice brez večjih vplivov na posedanje stisljivih krovninskih barjanskih plasti. Naloga ni bila v celoti izvedena, kot je bilo zamišljeno, predvsem zaradi pomanjkanja denarja. Kratek pregled pred letom 1983 opravljenih hidrogeoloških raziskav Ljubljansko barje je že od nekdaj znano kot posebnost tako zaradi težavnosti pri gradnjah kot zaradi pogostih poplav in stalne zamočvirjenosti. Gradnje na barjan- skih tleh so vedno povzročale težave, zato so jih morali vseskozi skrbno pripraviti in tla predhodno raziskati. Že v letih 1850-1856 so, pred gradnjo železnice Ljublja- na-Trst, izvrtali 14 vrtin med Notranjimi Goricami in Preserjem. Kasneje so izvrtali v okviru posameznih gradenj še številne naslednje vrtine, vendar skoraj vse zato, da bi ugotovili možnosti temeljenja zgradb oziroma prometnic. Pri tem niso posvetili prav nobene pozornosti prodnim vodonosnikom s podtalno vodo pod pritiskom. Šele v vrtinah BV-1 in BV-2, ki sta bili izvrtani v letih 1959-1962, da bi ugotovili globino podlage barjanskih plasti, so prvič opazili pojave arteške vode v prodnih vodonosnih plasteh pod vrhnjo barjansko glino (polžarico). Pri raziskavah za različne variante avtoceste Vrhnika-Ljubij ana so v številnih vrtinah zadeli na arteško vodo. Zato je tedanji Cestni sklad SRS naročil pri GZL študijo hidrogeoloških razmer na Barju, s posebnim poudarkom na preučitvi vpliva arteških voda na gradnjo. V okviru te študije je bilo v letih 1967-68 izvrtanih 23 globokih strukturno-piezometrskih vrtin z dvojnimi vgrajenimi piezometri - plitvimi piezometri v barjanski polžarici in z globinskimi v prodnem oziroma dolomitnem vodonosniku s podtalno vodo pod pritiskom. V naslednjih letih je bilo opravljenih več sistematičnih opazovanj nihanja gladin v plitvih in globokih piezometrih. Številni podatki o pojavih arteških podzemnih voda na Barju so spodbudili nadaljnje raziskave prodnih vodonosnikov na Barju, posebej na njegovem južnem obrobju. Želeli so ugotoviti izdatnost vodonosnikov, da bi bile lahko ocenjene možnosti preskrbe z vodo s črpanjem podtalne vode iz teh vodonosnih plasti. Tako je bil v letu 1974 raziskan vrščaj Iške z dvema globokima in več plitvimi vrtinami ter s poizkusnimi črpanji za ugotovitev izdatnosti prodnih vodonosnikov. Predhodno so bile opravljene geofizikalne raziskave in pa meritve pretokov izvirov na stiku proda z barjanskimi plastmi (R a v n i k, 1965). Raziskave so pokazale, podobno kot že prej Prodni zasipi pod jezerskimi sedimenti Ljubljanskega barja 519 vrtini BV-1 in BV-2 pri Črni vasi in Notranjih Goricah, da so mlade, glinasto-prodne plasti na Barju debele več kot 100 m. V letih 1976-1980 je bilo na podoben način raziskano barjansko območje severno od Borovnice, kjer je bil pod barjanskimi plastmi prav tako ugotovljen 30 do 50m debel prodni vodonosnik s podtalno vodo pod pritiskom. V letih 1981-83 je bilo raziskano barjansko območje ob spodnjem toku Želimeljš- čice. Pod barjanskimi plastmi je bil ugotovljen 15 do 20m debel prodni vodonosnik prav tako s podtalno vodo pod pritiskom. Kratek morfološki in geološki opis Ljubljansko barje je močvirna ravnina, ki leži med Ljubljano, Škofljico, Igom, Podpečjo, Borovnico, Vrhniko in Drenovim gričem ter Brezovico. Obsega okrog 120km2. Večino ozemlja sestavlja zamočvirjena ravnina, iz katere se dvigajo kot otoki barjanski osamelci, med katerimi so nekoliko večji Sinja Gorica, Blatna Brezovica, Bevke in Kostanjevica, Plešivica, Vnanje Gorice in Dobčenica, poleg teh pa so še manjši osamelci pri Igu, Škofljici in Vrhniki (Pleni čar, 1970). Po barjanski ravnini teče reka Ljubljanica, ki izvira pri Vrhniki in dobiva številne pritoke tako z leve kot z desne strani. Z leve pritečejo Podlipščica pod Ligojno in Radna pri Brezovici ter številni manjši pritoki, ki se izlivajo v umetno izkopane jarke Zernico, Pekov jarek, Bevški jarek in Curnovec. Med desnimi pritoki so večji Bistra, Borovniščica, Podpeški potok (Strojarček), Iška, Iščica in Želimeljščica, vmes se izlivajo številni kraški izviri. S topografske karte 1:25.000 in iz podrobnih geodetskih meritev je razvidno, da je Barje skoraj povsem ravno in nima nobenega padca v smeri toka Ljubljanice. Nasprotno, opaziti je, da se Barje v smeri njenega toka celo rahlo dviguje. Med Brezovico, Notranjimi Goricami in izlivom Iške v Ljubljanico je površina Barja povečini nad 290m, medtem ko je zahodno od tod ležeči del Barja med Blatno Brezovico in Notranjimi Goricami povečini nižji od 290m. Najnižji deli Barja so na koti 287,Om. Tudi južno od Ljubljanice je Barje nizko in popolnoma ravno. Površina je povečini nižja od 290m. Severni del Barja, tj. severno od opuščene proge Ljubljana-Vrhnika pa se rahlo dviga in je površje povečini višje od 290m. Vsi ti podatki nam pojasnjujejo, zakaj je ozemlje zamočvirjeno; površinske vode ter s severa in juga pritekajoči pritoki Ljubljanice namreč nimajo skoraj nobenega padca, zato je odtok vode izredno počasen. Razen tega je zaradi neprepustnih in malo prepustnih glinastih in meljnih plasti, ki prekrivajo Barje, pronicanje vode v globino neznatno in se po deževjih voda izredno dolgo zadržuje na površini. Izcejanje meteorne vode v globino preprečuje na večjem delu Barja tudi višji piezometrični pritisk vode prodnih vodonosnikov pod barjanskimi plastmi. Za odvajanje površinskih voda so bili na Barju izkopani številni kanali in jarki, vendar dokončna melioracija Barja še ni opravljena, ker bi bila za to potrebna velika denarna sredstva. Zamočvirjenost Barja se je ponekod zaradi pomanjkljivega vzdrže- vanja kanalov in jarkov celo povečala. K temu je pripomoglo tudi stalno posedanje barjanskega površja, kajti po podatkih Tancika (1965) so se v letih 1888-1965 barjanska tla posedla za en do dva metra. Le ob Ljubljanici so se tla zaradi naplavljenja reke nekoliko dvignila. Glavni vodotok na preiskanem ozemlju je Ljubljanica. Ta izvira v številnih izvirih SI. 1. Karta prve prodne plasti pod Ljubljanskim barjem Fig. 1. Map of the first gravel bed below Ljubljansko barje (Ljubljana Swamp) 522 Zvone Mencej na Vrhniki pribUžno na koti 290,5 m. Od izvirov do vodomera pri mostu na Vrhniki ima pri srednjem vodostaju približno 3m padca, od tod do vodomera pri bolnišnici v Ljubljani pa na dolžini okrog 26km le 4m padca. Razumljivo je, da je njen tok zato izredno počasen, pri večjih deževjih pa pogosto prestopi bregove. Izredno majhen padec je nastal zaradi kotanjaste oblike Barja, ki je upognjena proti sredini, ter verjetno tudi zaradi mladih tektonskih dviganj med Rožnikom, Gradom in Golovcem. Po podatkih, ki jih navaja Rakovec (1955), je dno struge Ljubljanice pri vodomeru na Vrhniki na koti 285,3 m, pri izlivu Iščice 280,7 m, medtem ko je na Špici pri odcepu Gruberjevega kanala skoraj 4m više: na koti 284,2 m. Od Tromostovja navzdol prične dno Ljubljanice ponovno enakomerno padati. Barjanska kotlina je povečini zapolnjena s holocenskimi in pleistocenskimi jezer- skimi, močvirskimi in rečnimi naplavinami, ki prekrivajo skalno osnovo. Ta je sestavljena (po podatkih iz vrtin) v zahodnem in južnem delu iz triadnega in jurskega dolomita ter apnenca. V severnem in vzhodnem delu, tj. vzhodno od Drenovega griča in Bevk ter pri Rudniku in Škofljici, pa sestavljajo podlago delno triadni dolomiti in apnenec, povečini pa triadni in permokarbonski skrilavi glinovci in peščenjaki. Podlaga Barja prihaja na dan tudi v barjanskih osamelcih. Prelomi, ki so bili ugotovljeni na obrobju Barja, se nadaljujejo tudi pod mlajšimi barjanskimi naplavinami. Iz severnega obrobja se nadaljuje preko Bevk, Kostanje- vice, Plešivice in Dobčenice nariv permokarbonskih skrilavcev, ki pripadajo Škofje- loško-Polhograjski tektonski enoti, na dolomit Krimskega hribovja. Z južnega obrobja Barja se nadaljujejo proti Ljubljani Dobrepoljski, Ortneški in Želimeljski prelom, proti Brdu poteka Mišjedolski prelom, proti Ligojni pa Borovniški prelom. 1 Prodni zasip izven barjanskih sedimentov (do 3m pod površino); 2 Prodni zasip prekrit z barjanskimi sedimenti ali peščeno-glinastimi nanosi hudournikov z obrobja; 3 Slabo zaobljen prod peščenjakov in skrilavih glinovcev (nanos hudournikov); 4 Jezerski sedimenti, peščeno- glinasti nanosi hudournikov; 5 Oolitni apnenec (zg. lias in doger); 6 Menjavanje apnenca in dolomita (sp. jura); 7 Apnenec in dolomit (sp. jura); 8 Plastoviti in pasoviti dolomit (norij in retij); 9 Tuf, peščenjak in apnenec (sp. in sr. kamij); 10 Kristalasti dolomit (sp. kamij); 11 Lapornati dolomit, lapor, meljevec in glinovec (sp. triada) 12 Grödenski peščenjak in konglome- rat (sr. perm); 13 Skrilavi glinovec, peščenjak in konglomerat (permokarbon); 14 Prelom; 15 Domnevni prelom; 16 Nariv; 17 Terasa; 18 Barjanski izvir (»okno«); 19 Kraški izvir; 20 Termalni izvir; 21 Zajetje; 22 Vrtan vodnjak, kaptažna vrtina z globino v metrih do prve prodne plasti ali kameninske osnove; 23 Vrtina - piezometer z globino v metrih do prve prodne plasti ali kameninske podlage; 24 Skupina vodnjakov; 25 Geoelektrična sonda z globino v metrih do prve prodne plasti ali kameninske podlage; 26 Geomehanska vrtina z globino v metrih do prve prodne plasti ali kameninske podlage, 27 Profilna črta 1 Gravel fill outside the swamp deposits (to 3 m below the surface); 2 Gravel fill covered by swamp deposits or sandy-loamy deposits of periodical streams from the borderland; 3 Poorly rounded gravel of sandstones and shaly mudstones (periodical stream deposits); 4 Lake depo- sits, sandy-loamy deposits of periodic streams; 5 Oolitic limestone (Up. Lias and Dogger); 6 Interbedding of limestone and dolomite (Low. Jurassic); 7 Limestone and dolomite (Low. Jurassic); 8 Layered and banded dolomite (Norian and Rhaetian); 9 Tuff, sandstone, and limestone (Low. and Mid. Carnian); 10 Crystalline dolomite (Low. Camian); 11 Marly dolomite, marl, siltstone and mudstone (Mid. Triassic); 12 Gröden sandstone and conglomerate (Mid. Permian); 13 Shaly mudstone, sandstone and conglomerate (Permo-Carboniferous); 14 Fault; 15 Supposed fault; 16 Overthrust; 17 Terrace; 18 Swamp source; 19 Karstic source; 20 Thermal source; 21 Water capture; 22 Drilled well, capture borehole with depth in meters to the first gravel bed or rocky basement; 23 Borehole with depth in meters to the first gravel bed or to the rocky basement; 24 Group of wells; 25 Geoelectrical probe with depth in meters to the first gravel bed or to the rocky basement; 26 Geomechanical borehole with depth in meters to the first gravel bed or to the rocky basement; 27 Profile trace Prodni zasipi pod jezerskimi sedimenti Ljubljanskega barja 523 Geoelektrične preiskave ter vrtine, izvrtane v okviru raziskav za avtocesto (V i d i c et al., 1979) ter pri raziskavah na borovniškem in iškem vršaju ter vršaju Želimeljš- čice, so nam dale dokaj točne podatke o globini skalne osnove. Naplavine, ki zapolnjujejo kotlino, sestoje po podatkih vrtanja in kartiranja na površini delno iz šote, šotnega blata in jezerskega melja (polžarice), delno pa iz rjave peščene gline in peščenega melja, ki sta se odlagala v času občasnih poplav. Večji del barjanske površine sestavljata šota in polžarica. Poplavni peščeno-glinasti sedimenti prekrivajo zahodni del Barja med Verdom, Vrhniko, Ligojno, Drenovim gričem in Brezovico vse do osamelcev Kostanjevica, Plešivica in Vnanje Gorice ter vzhodno obrobje Barja od Rakovnika do Škofljice. Na severnem in vzhodnem obrobju barjan- ske kotline so nastali ob prehodu hudourniških pritokov Ljubljanice s hribovja v ravnino precej obsežni vršaji, sestavljeni iz peščene gline, glinastega melja z gruš- čem oziroma slabo zaobljenih prodnikov peščenjaka in skrilavega glinovca (razen vrščaj Gradaščice, ki ga sestavljajo poleg prodnikov peščenjaka in skrilavega gli- novca še prodniki karbonatnih kamenin). Na južnem obrobju Barja so nastali ob prehodu Borovniščice, Iške in Želimeljš- čice iz ozkih dolin na Barje obsežni prodni vršaji, ki tonejo daleč proti severu pod barjanske plasti (si. 1). Pod vrhnjimi šotnimi, meljnimi in glinastimi plastmi leže na vzhodnem delu Barja lahko gnetne jezerske gline in glinasti melji ter trdnejše peščene gline, ki so se usedale ob občasnih poplavah Barja. Med te plasti so vložene močvirske organske gline in šota, pa tudi pesek in prod peščenjakov. Podatki iz vrtin kažejo, da leže na osrednjem in vzhodnem delu Barja jezerske glinaste plasti ponekod neposredno na kraški glini, pod katero sta dolomit ali apnenec. Na že omenjenem podaljšku borovniškega vršaja ter med Gradaščico, Iško in Želimeljščico pa leži prod neposredno na podlagi dolomita oziroma skrilavega glinovca in peščenjaka (si. 2). Hidrogeološke značilnosti ozemlja Padavinsko zaledje Barjanska kotlina pripada povodju Ljubljanice. Na severu poteka razvodnica proti Gradaščici le en do dva kilometra od roba Barja po grebenih Debelega in Loškega hriba ter Kremenika. Proti zahodu in jugu razvodnica ni povsem zanesljivo znana, ker poteka po močno zakraselem ozemlju. Padavinsko zaledje močnih kraških izvirov pri Vrhniki (Primčev studenec, Hribske vode, Močilnik, Retovje, Ljubija in Bistra) ter izvirov na vznožju Krimskega hribovja, sega do povirja Hotenjke, Logaš- čice, Pivke, Cerkniškega jezera in Rakitniške planote. Celotno padavinsko zaledje kraških izvirov na zahodnem in južnem obrobju Barja obsega okrog 1300km^ ozem- lja. S tega ozemlja odteka v omenjene izvire (po približnih podatkih) ob visokih vodah največ 200mVsek, ob nizkih pa okrog 4,4mVsek vode. Na severnem obrobju Barja (brez Gradaščice) je zaradi sorazmerno majhnega padavinskega zaledja dotok površinske vode in podtalne vode (v izvirih) veliko manjši. Pri visokem stanju vode doteka s tega območja skupaj okrog SOmVsek, pri nizkem pa okrog 0,2mVsek vode. Na vzhodnem obrobju Barja poteka meja padavin- skega zaledja sorazmerno blizu barjanskega roba po grebenih Golovca, Orel, Lanišča in po grebenih nad Pijavo Gorico. Padavinsko zaledje je majhno, zato tudi dotok ni posebno velik (Ž leb ni k, 1969). SI. 2. Karta predkvartarne podlage Ljubljanskega barja Fig. 2. Map of the Pre-Quaternary Basement of the Ljubljansko barje 526 Zvone Mencej Sorazmerno veliki povodji in velika pretoka imata Iška in Želimeljščica, ki tečeta v Ljubljanico prek jugovzhodnega dela Barja. Iška ima pretok 0,17-2 mVsek, Želi- meljščica 0,15-2mVsek. Želimeljščica se izliva v kraški vodotok Iščico, ki ima pretok pred sotočjem z Želimeljščico od 0,5-1,5mVsek. Prodni zasipi rečic in potokov Prodni zasip Podlipščice Na zahodnem robu priteče na Barje Podlipščica, ki se pri osamelcu Sinja Gorica izliva v Ljubljanico. Na osnovi podatkov iz vrtin, ki so bile izvrtane v okviru raziskav za avtocesto, in raziskovalnih vrtin, izdelanih v okviru hidrogeoloških raziskav podtalnice borovni- škega vršaja, je razmeroma natančno ugotovljena stara struga Podlipščice oziroma njen prodni zasip, ki ga je nasula v pleistocenu in holocenu. Podlipščica je v pleisto- cenu tekla iz Podlipske doline mimo Vrhnike, med osamelcema Sinja Gorica in Hraševica proti Bistri in se je vzhodno od Bistre združila s staro strugo Borovniščice (v vrtinah V-7, V-4 in V-12 se prepletata prod Borovniščice in Podlipščice). Severna meja prodnega zasipa poteka po severnem robu Podlipske doline mimo Sinje Gorice do sotočja Ljubljanice in Ljubije, nato okoli 2 km ob Ljubljanici in se 500m vzhodno od sotočja Bistre in Ljubljanice združi s severno mejo vršaja Borov- niščice. Južna meja poteka od Podlipske doline po jugozahodnem obrobju Barja do okoli 1000m jugovzhodno od Bistre (vrtina V-7), kjer pride pod barjanskimi usedli- nami v stik z vršajem Borovniščice. V Podlipski dolini je prodni zasip prekrit z do 2 m debelo plastjo meljne gline, med Sinjo Gorico in Vrhniko pa z okoli 10m debelim pokrovom barjanskih usedlin. Debelina glinastega pokrova je na območju, kjer se Ljubija izliva v Ljubljanico, že okoli 20 m in vzhodno od Bistre, kjer pride v stik z zasipom Borovniščice, okoli 36 m (vrtina V-6). Med Vrhniko in Sinjo Gorico je kameninska podlaga, ki jo sestavlja dolomit 1 Oolitni apnenec (zg. lias in dogger); 2 Menjavanje apnenca in dolomita (sp. jura); 3 Apnenec in dolomit (sp. jura); 4 Plastoviti in pasoviti dolomit (norij in retij); 5 Tuf, peščenjak in apnenec (sp. in sr. karnij); 6 Kristalasti dolomit (sp. karnij); 7 Lapornati dolomit, lapor, meljevec in glinovec (sp. triada); 8 Grödenski peščenjak in konglomerat (sr. perm); 9 Skrilavi glinovec, peščenjak in konglomerat (permokarbon); 10 Vodnjak, kaptažna vrtina z označeno globino do kameninske podlage; 11 Vrtina - piezometer z označeno globino do kameninske podlage; 12 Geomehanska vrtina, raziskovalna vrtina z označeno globino do kameninske podlage; 13 Geoelektrična sonda z označeno globino do kameninske podlage; 14 Prelom; 15 Domnevni prelom; 16 Relativno spuščeni blok; 17 Nariv S tankimi šrafurami je prikazana kameninsko-starostna podlaga Barja 1 Oolitic limestone (Up. Lias and Dogger); 2 Interbedding of limestone and dolomite (Low. Jurassic); 3 Limestone and dolomite (Low. Jurassic); 4 Layered and banded dolomite (Norian and Rhaetian); 5 Tuff, sandstone and limestone (Low. and Mid. Camian); 6 Crystalline dolomite (Low. Camian); 7 Marly dolomite, marl, siltstone and mudstone (Low. Triassic); 8 Gröden sandstone and conglomerate (Mid. Permian); 9 Shaly mudstone, sandstone and conglomerate (Permo-Carboniferous); 10 Well, capture borehole with marked depth to the rocky basement; 11 Borehole with marked depth to the rock basement; 12 Geomechanical borehole, research borehole with marked depth to the rocky basement; 13 Geoelectrical probe with marked depth to the rocky basement; 14 Fault; 15 Supposed fault; 16 Relatively depressed block; 17 Over- thrust; In thin hatching, the lithology and stratigraphy of the Barje basement are shown Prodni zasipi pod jezerskimi sedimenti Ljubljanskega barja 527 v globini med 20 in 40m (nadm. višina 270 do 250m). Vrtina V-6, izvrtana severno od Bistre, je zadela podlago (dolomit) v globini 79 m (nadm. višina 211 m) in vrtina V-5, izvrtana pri Bistri, v globini 61,60m (nadm. višina 228m). Največja debelina prodnega zasipa Podlipščice je severno od Bistre okoli 43 m (vrtina V-6). Prodni zasip Podlipščice je za vodo slabo prepusten. Prodniki so drobni, prevladujejo karbonatni, veliko pa jih je tudi iz peščenjaka. Prodni zasip je pomešan z veliko rjavega in sivega melja in peska. Vmes so plasti gline. Podtalnica je pod arteškim pritiskom. V vodi je precej raztopljenega železa. Za oskrbo s pitno vodo je vodonosnik v vršaju Podlipščice manj pomemben. Prodni zasip Borovniščice Mimo Borovnice priteče z juga na Barje Borovniščica, ki se približno 4km severno od Borovnice izliva v Ljubljanico. Še okoli 500m severno od Borovnice je viden prodni zasip Borovniščice na površini, potem pa sorazmerno strmo tone pod barjan- ske glinaste plasti. Z raziskovalnimi vrtinami, ki so bile izvrtane v okviru razisko- valne naloge Hidrogeološke raziskave podtalnice vršaja Borovniščice, je ugotovljeno, da poteka zahodna meja prodnega zasipa od Borovnice mimo Dola, vzhodno od Bistre, nato proti severu mimo posestva Ljubljanskih mlekarn, južno od vrtine G-10 in verjetno južno od Notranjih Goric (južno od vrtine BV-1) še 2 km proti vzhodu, kjer se združi s prodnim zasipom Iške. Vzhodna meja poteka od Borovnice po Borovniščici mimo Brega proti severu, zahodno od vrtine V-8, nato pa se obrne proti severovzhodu v smeri proti Podpeči in se okoli 1,5 km vzhodno od Podpeči verjetno združi z vršajem Iške (Mencej, 1988). Na območju vodnjakov, ki oskrbujejo s pitno vodo vodovoda Vrhnike in Borov- nice, je debelina jezerskih sedimentov na vrhu 12 do 15m. Debelina prodnega zasipa pod njimi je okrog 50 m. Z vrtino BV-1, severno od Podpeči, je prevrtan prod pomešan z glino (verjetno starejši prod Borovniščice) od globine 49m (nadm. višina 241 m) do 100m (nadm. višina 190 m). Od 100m do 105 m imamo v vrtini slabo zaobljen prod, ki ga je nanesla voda z dolomitnega osamelca Notranje Gorice (Pavlovec, 1959). Na območju vodnjakov severno od Borovnice je najgloblje navrtana kameninska dolomitna podlaga v vrtini V-13 (poleg vodnjaka VB-5) v globini 69m (nadm. višina 221 m). Prodni zasip je odložen neposredno na podlago. Z vrtino BV-1 je navrtana podlaga (dolomit) v globini 103m (nadm. višina 187m) (Grimšičar & Ocepek, 1967). Prodni zasip Iške Iška je na južnem delu Ljubljanskega barja nasula vršaj velikega obsega. Ta je viden na površini med Iško vasjo-Strahomerjem-Tomišljem-Brestom-Iško Loko in Igom. Severno od črte Podkraj-Brest-Iška Loka-cesta Ig-Ljubljana tone prodni zasip daleč proti severu pod jezerske gline. Najdalj na severu je prodni zasip Iške zanesljivo ugotovljen v vrtini PB-1, v Črni vasi pri sotočju Iške in Ljubljanice. Vrtina je zadela kameninsko osnovo (dolomit) v globini 141 m (nadm. v. 147 m). Vodnjak TB-3 ob Curnovcu, okoli 2 km južno od Dolgega mostu je prevrtal prodni zasip Gradaščice (karbonatni prodniki in prodniki peščenjaka in skrilovega glinovca) od globine 20 do 40m. Sledi 8m debela glinasta plast in pod njo, do globine 76m, prod Gradaščice pomešan s savskim prodom. Od 76 do 168m (nadm. v. 125m) je prevrtan verjetno samo prod Iške. SI. 3. Morfološka karta podlage Ljubljanskega barja Fig. 3. Morphological nnap of the basement of the Ljubljansko barje 530 Zvone Mencej Med obema vrtinama ob dveh vzporednih prelomih, ki potekata v smeri jugoza- hod-severovzhod vzdolž Ljubljanice, je podlaga (podatki geofizikalnih raziskav) močno dvignjena. Na zahodu je zanesljivo ugotovljen prodni zasip Iške z vrtino PB-2 pri domačiji Kozler (ob cesti Črna vas-Podpeč) in sicer od globine 15,5m (nadm. višina 273m) do globine najmanj 50m (nadm. višina 238,50m). Vrtina ni izvrtana do podlage. Prodni zasip Iške, pomešan s prodnim zasipom Želimeljščice, je ugotovljen v vrtini Š-1, ki je izvrtana na križišču cest Črna vas-Ig-Ljubij ana in sega od globine 20m (nadm. višina 269m) do najmanj 74m pod površino (nadm. višina 215m). Tudi vrtina Š-1 je ostala v prodnem zasipu. Vzhodo od Iga je z vrtinami, izvrtanimi v okviru raziskovalne naloge Hidrogeološke raziskave pitne vode v nanosu Želimeljš- čice (Mencej, 1983, 1985) razmeroma natančno omejen mlajši prodni zasip Iške. Z vrtino PŽ-12 je prevrtan mlajši prodni zasip Iške (zgornji vodonosnik) v globini od 12,5m (nadm. višina 278,5m) do 12,90m (nadm. višina 278m). Severovzhodno od Iga oziroma v bližini osamelca Grmez je vrtina V-9 prevrtala mlajši prod Iške v globini od 15m (nadm. višine 275m) do 16,5m (nadm. višina 273,50m). Pri vrtini OP-2, 300 m severno od Bresta, so jezerski sedimenti debeli 2 m, pri vrtini OP-1 okoli km severneje pa že Ilm. Ob Ljubljanici v Črni vasi sega debelina jezerskih usedlin 20m globoko (nadm. višina 268m). V vrtini Š-1, na križišču cest Ig-Ljubljana in Črna vas-Podpeč, je debelina jezerskih sedimentov tudi okoli 20 m. Na območju vzdolž Curnovca je debelina jezerskih sedimentov med 15m in 20 m. Prodni zasip Želimeljščice Želimeljščica priteče na Barje na skrajnem jugovzhodnem robu. Tudi Želimeljš- čica je nasula v pleistocenu in holocenu obsežen vršaj še daleč na Barje proti severu (Mencej, 1981). Z vrtino PŽ-1, ki je izvrtana sredi doline jugozahodno od Pijave Gorice, je ugotovljeno, da se pod 5 m debelimi barjanskimi glinami prične prodni zasip, ki sega do globine 56m (nadm. višina 239m). Vrtine, ki so izvrtane prečno na dolino, v črti Kremenica-Pijava Gorica, so razmeroma natančno dokazale staro strugo Želimeljš- čice, ki poteka vzhodno od Želimeljskega preloma, ob katerem se je podlaga spustila za okrog 30m. Na območju raziskovalne vrtine PŽ-15 in vodnjaka VŽ-3 je kamenin- ska podlaga v globini 68m. (nadm. višina 224m). Z vrtino PŽ-8 je prevrtan prodni zasip Želimeljščice pod mlajšim prodnim zasipom Iške, to je od globine 13m (nadm. višina 261 m). Kameninska podlaga je dolomit. Predvidevamo, da poteka vzhodna meja vršaja Želimeljščice vzhodno od vodnjakov VŽ-1 in VŽ-3 (Ortneški prelom) zahodno od Gumniškega vrha mimo osamelca Babna Gorica in naprej proti severu. Zahodna meja poteka mimo Kreme- nice, vzhodno od vrtine PŽ-10 in naprej proti severu, kjer se severozahodno od Grmeza verjetno združi z vršajem Iške (si. 3). Prodni zasip Gradaščice Gradaščica je nanesla vršaj na severovzhodnem delu Barja. Meja med vršajem Gradaščice, ki je viden na površini, in barjanskimi sedimenti, poteka od Gorjanca vzporedno z avtocesto do Dolgefa mostu (Drobne & Tovornik, 1961). Od tod dalje poteka meja mimo »smetišča«, kjer se obrne proti severovzhodu, in mimo igrišča na Viču. Tu se obrne proti severu, prečka progo, kjer se obrne in usmeri južno od Viške terase v dolino Gradaščice. Vzhodno od doline Gradaščice leži prodni zasip Gradaščice na prodnem zasipu Save. Južneje od tod pa nastopa prod Gradaščice Prodni zasipi pod jezerskimi sedimenti Ljubljanskega barja 531 SI. 4, Prečni profil 1-1' čez vzhodni del Ljubljanskega barja 1 Prod s peskom in malo melja; 2 Meljna glina (polžarica); 3 Prod z meljem in peskom; 4 Rdeči melj in meljna glina (mejna plast); 5 Glina in organska glina s prodniki; 6 Prod z glino in meljem; 7 Glina; 8 Dolomit (zg. triada); 9 Apnenec in dolomit (sp. jura); 10 Peščenjak in glineni skrilavec (permokarbon); 11 Vrtina - piezometer; 12 Geoelektrična sonda (seizmična razvrsti- tev); 13 Prelom; 14 Nariv; 15 Zgomji vodonosnik; 16 Spodnji vodonosnik Fig. 4. Transversal profile 1-1' across the eastem part of Ljubljansko barje 1 Gravel w^ith sand and little silt; 2 Silty loam (»snail clay«); 3 Gravel with silt and sand; 4 Red silt and silty loam (border layer); 5 Loam and organic loam with pebbles; 6 Gravel with loam and silt; 7 Loam; 8 Dolomite (Up. Triassic); 9 Limestone and dolomite (Low. Jurassic); 10 Sandstone and shaly mudstone (Permo-Carboniferous); 11 Borehole; 12 Geoelectrical probe (seismic disposition); 13 Fault; 14 Overthrust; 15 Upper aquifer; 16 Lower aquifer 532 Zvone Mencej v več plasteh; vmes so poplavno-zajezitveni in jezerski sedimenti. Tako je vrtina G-8, izvrtana ob cesti Ljubljana-Vrhnika, do globine 34 m prevrtala te plasti in nato pod 2-3 m debelo plastjo melja še savski prod, pomešan s prodom Gradaščice. Vodnjak TB-3 ob Curnovcu je prevrtal prod Gradaščice od 18 do 40 m in prod Gradaščice pomešan s savskim prodom od 48 do 76m. Prodniki peščenjaka v jedru vrtine PB-1 v Črni vasi kažejo na to, da je Gradaščica naplavljala prod proti jugu še najmanj do Ljubljanice (si. 4). V dolini Gradaščice, to je severno od ceste Ljubljana-Vrhnika, sega prodni zasip le do globine okrog 14 m. Kameninsko podlago sestavljajo permokarbonski skrilavi glinovci in peščenjaki. Prodni zasip Save južno od Ljubljane Iz vseh rezultatov raziskav na severovzhodnem delu Barja lahko predvidevamo, da savski prod zapolnjuje globel, ki poteka na vzhodu zahodno od Galjevice do sotočja Ljubljanice in Iščice, na jugu še južno od Curnovca (mimo Rakove jelše), na zahodu skoraj do Vnanjih Goric ter na severu do ceste Vrhnika-Ljubij ana. Vzhodno od Malega grabna je Sava odložila svoj prod med Rožnikom in Podutikom (dolina Glinščice) ter Rožnikom in Gradom. Na tem delu je savski zasip najvišje ohranjen na staropleistocenski Viški terasi in Draveljskem brdu (Grad & Ferjančič, 1976). Razen geomehanskih plitvih vrtin so v dolini Glinščice pri Brdu izvrtane 3 kaptažne vrtine. Iz podatkov vrtin (Bi, B2 in B3) je razvidno, da sega mlajši zasip potokov iz obrobja v vrtini B-2 do globine 11,8m, pod njim je savski prod do globine 50 m (Žlebnik, 1983). Podlago sestavljajo za vodo neprepustni permokarbonski skrilavi glinovci. Pri Dravljah je savski prod na površini in sega do globine okoli 10m, kjer so neprepustne plasti melja in gline (nanos hudournikov), nato pa pod njimi ponovno savski prod. Samo savski prod je ugotovljen z vrtinami vzhodno od Celovške ceste (Žlebnik, 1969). Mlajši nanos potokov z obrobja, to je iz območja, ki ga sestavljajo permokarbon- ski peščenjaki in skrilavni glinovci, prekriva savski prod po vsej dolini Glinščice do Draveljske gmajne ter okrog Rožnika severno od Tržaške ceste do Gradu, Tivolija in do Pivovarne Union. Na območju vzhodno od črte Tivoli-Grad se plasti stanjšajo in preidejo v prod Ljubljanskega polja. Debele so te plasti največ okrog 17 m. Povsod v mlajšem nanosu zasledimo visečo podtalnico, ki se v glavnem napaja iz ponikle vode hudournikov in padavin. Viseča podtalnica odteka tako pri Dravljah, kot med Rožnikom in Gradom y prodni zasip Ljubljanskega polja. Zaradi zablatenosti struge Ljubljanice je manj verjetno, da bi zgornjo podtalnico odvajala Ljubljanica. Čeprav ne gre za pretakanje večjih količin vode v prodni vodonosnik Ljubljanskega polja, bo potrebno preprečiti onesnaževanje z vodo viseče podtalnice, posebno še v Kosezah in Podutiku, kjer lahko onesnažena podtalnica vpliva na kvaliteto vode v vodarni Kleče. Po podatkih Verbovška (ustno sporočilo) so številne vrtine za toplotne črpalke v Murglah in Trnovem zadele savski prod 18 do 30m pod površino. Po prevrtanju neprepustnih peščeno glinastih sedimentov se je raven vode dvignila na 6-8 m pod površino. Vrtina TB-2 (južno od Plutala) je prevrtala savski prod od 20 do 50m. Vrtina TB-1 (južno od Curnovca) pa od 20-149 m (V e r b o v š e k, ustno sporočilo). Z vrtino G-8 ob cesti Ljubljana-Vrhnika, je savski prod pomešan s prodom Gradaščice prevrtan od 34 do 56m. Z vodnjakom TB-3 ob Curnovcu pa je savski prod, pomešan s prodom Gradaščice, prevrtan od 48 do 76m. Prodni zasipi pod jezerskimi sedimenti Ljubljanskega barja 533 Savski prod je tudi blizu površine v pasu med Malim grabnom na jugu in železniško progo na severu. Na zahodu sega do prodnega zasipa Gradaščice na Viču. Vzhodno od ožine Grad-Rožnik preide v savski prod Ljubljanskega polja. Peščeno-prodni zasipi potokov z obrobja Hudourniki in potoki, predvsem z obrobja, ki ga sestavljajo permokarbonski peščenjaki in skrilavi glinovci, so na severnem in vzhodnem delu Barja v globeli in kotanje nanašali slabo zaobljen prod peščenjakov in skrilavih glinovcev. Med Brezo- vico (Gorjanc) in Drenovim gričem, so pod vrhnjimi glinastimi plastmi prevrtali večje število peščeno-meljastih plasti s prodniki peščenjakov in skrilavih glinovcev. Te plasti se menjavajo s plastmi melja in gline, v njih pa ni zvezne podtalnice. Na skrajnem vzhodnem delu Barja je v globeli med Gruberjevim kanalom in Lavrico najprej naplavljeni peščeno-prodni material (prodniki peščenjaka in skrila- vega glinovca), nad njim pa odložena okrog 18m debela plast jezerskih sedimentov. Tudi med Lavrico, Škofljico, osamelcem Babniški hrib in Gumniškim hribom je pod jezerskimi usedlinami nanos, ki ga sestavlja prod permokarbonskih peščenjakov in skrilavih glinovcev. Na zahodu pride ta nanos verjetno ponekod v stik s prodom Iške, Želimeljščice in Save (si. 5). Tektonika, globina in sestava kameninske podlage Barja Z vrtinami in geofizikalnimi raziskavami je dokazano, da je skalna podlaga Barja valovita in razrezana v številne kotanje in globeli. Pogrezanje je povzročilo inten- zivno naplavljanje proda in drugih rečnih sedimentov. Največ prodnih naplavin so prinašali pritoki iz Krimsko-Mokrškega hribovja in iz Polhograjskih hribov. Ljublja- nica kot kraška reka ni prinašala proda, prav tako ne njeni kraški pritoki na zahodnem delu Barja. Zanesljivo je ugotovljeno, da je vzhodni del Barja globlje pogreznjen kot zahodni (si. 6). Tukaj je z vrtinami, ki so bile izvrtane do kameninske podlage, in z geofizikal- nimi raziskavami razmeroma natančno ugotovljen potek dinarsko (NW-SE) usmerje- nih prelomov, ki se z obrobja nadaljujejo pod Barjem proti severozahodu. Prav tako je razmeroma natančno ugotovljen potek mediteransko usmerjenih (NE-SW) prelo- mov, ob katerih se je barjanska kotlina ločila na jugu od Krimsko-Mokrškega hribovja, Želimeljsko-Ortneškega narivnega ozemlja in ozemlja severovzhodne Do- lenjske ter na severu od Škofjeloško-Polhograjskega ozemlja in Poljansko-Vrhniških nizov. Vzhodni del barjanske kotline loči od južnega dela Posavskih gub Dobrepoljski prelom (Buser, 1969), ki poteka v dinarski smeri mimo Škofljice, ob zahodnem vznožju Golovca in mimo Gradu ter vzhodno od Šišenskega hriba med Celovško cesto in železniško progo Ljubljana-Kranj naprej proti Šentvidu. Vrtine, ki so bile izvrtane v okviru raziskav za južno obvoznico, so pokazale, da je kameninska podlaga zahodno od preloma v globini okrog 40m in jo sestavljata peščenjak in skrilavi glinovec permokarbonske starosti. Vrtina (IŽ-45), izvrtana ob Ižanski cesti pri bota- ničnem vrtu, je zadela podlago v globini 30m. Podlago sestavlja temno siv skrilavi glinovec. Vrtine med Celovško cesto in Šišenskim hribom so navrtale podlago iz permokarbonskega skrilavega glinovca in peščenjaka v globini 9 m do 20m, vzhodno od Celovške ceste pa v globini čez 30 m. Med železniško progo in vodarno Kleče je vrtina (št. 8) zadela podlago, ki jo sestavlja permokarbonski peščenjak, v globini lOOm. SI. 5. Vzdolžni profil 2-2' čez južni del Ljubljanskega barja Fig. 5. Longitudinal profile 2-2' over the southern part of Ljubljansko barje Prodni zasipi pod jezerskimi sedimenti Ljubljanskega barja 535 Med Ortneškim prelomom, ki poteka v dinarski smeri mimo Gumnišča in ob zahodnem robu osamelca Babna Gorica proti Ljubljani (Premru, 1983), in Želi- meljskim prelomom, ki poteka po zahodnem robu doline Želimeljščice mimo vzhod- nega vznožja Grmeza proti Ljubljani, je tektonski jarek, kjer je v pleistocenu odlagala svoj prod Želimeljščica. Vrtina PŽ-1, izvrtana že v ožjem delu doline (Rogovila), je navrtala podlago, ki jo sestavlja zgornjetriadni dolomit v globini 55m. Pri vodarni Brezova noga je vrtina PŽ-15 (poleg vodnjaka VŽ-3) zadela dolomitno podlago v globini 68m (nadm. v. 225m). Vrtina V-3 pri Babni Gorici do globine 34m še ni zadela podlage. Med Grmezom in Babno Gorico poteka narivni kontakt, kjer sta permokarbonski peščenjak in skrilavi glinovec narinjena na zgornjetriadni dolomit. Severno od tu sestavljajo podlago permokarbonski skladi. Zahodno od Želimeljskega preloma je vrtina PŽ-6 vzhodno od Kremenice zadela podlago (dolomit) v globini 28 m, okoli 700 m severneje je z vrtino PŽ-9 navrtana podlaga (dolomit) v globini 25m in južno od Grmeza z vrtino V-9 pa prav tako dolomit v globini 18m. Severno od Grmeza sestavljata podlago permokarbonski skrilavi glinovec in peščenjak (Premru, 1983). Med vzporednima prelomoma, ki potekata mimo Kremenice oziroma Iga v smeri proti severozahodu, se je podlaga, ki jo sestavlja apnenec, pogreznila skoraj do globine 100m. Vrtina PŽ-11, ki je izvrtana severno od Iga ob cesti Ig-Ljubljana, je zadela podlago (apnenec) v globini 99,3 m (nadm. v. 190m). Okoli kilometer jugo- vzhodno je vrtina PŽ-10 zadela podlago (apnenec) v globini 67 m (nadm. v. 223m). Približno 800m severno od vrtine PŽ-11, kjer poteka prelom v mediteranski smeri (Škofljica-Bistra), se kameninska podlaga, ki jo verjetno sestavlja dolomit, spusti še globlje. Kje natančno poteka narivni kontakt permokarbonskih skladov na dolomit, nam ni znano. Vrtina Š-1, ki je izvrtana na križišču Ižanske ceste in ceste Podpeč- -Črna vas do globine 74 m, ni zadela podlage. Z vrtinama PŽ-11 in PŽ-10 so prevrtani v glavnem glinasti sedimenti, ki so jih nanašali Iščica in kraški izviri v dolini Drage. Verjetno sta dvignjena bloka na obeh straneh preprečevala, da bi Iščica in Želimeljščica zasipali južni del te globeli s prodom (si. 6). I Glina z gruščem in slabo zaobljenimi prodniki; 2 Glina; 3 Meljna glina (polžarica); 4 Rdeči melj in meljna glina (mejna plast); 5 Glina in melj; 6 Glina, organska glina in melj s prodniki; 7 Glina in melj s prodniki; 8 Pesek; 9 Prod z meljem in peskom; 10 Prod s peskom in nekaj melja; II Dolomit (zg. triada); 12 Peščenjak in skrilavi glinovec (permokarbon); 13Vrtina - piezometer; 14 Geoelektrična sonda (seizmična razvrstitev); 15 Prelom; 16 Zgomji vodonosnik; 17 Spodnji vodonosnik 1 Loam with rubble and poorly rounded pebbles; 2 Loam; 3 Silty loam (the "snail clay"); 4 Red silt and silty loam (border layer); 5 Loam and silt; 6 Loam, organic loam and silt with pebbles; 7 Loam and silt with pebbles; 8 Sand; 9 Gravel with silt and sand; 10 Gravel with sand and some silt; 11 Dolomite (Up. Triassic); 12 Sandstone and shaly mudstone (Permo-Carboniferous); 13 Borehole; 14 Geoelectrical probe (seismic disposition); 15 Fault; 16 Upper aquifer; 17 Lower aquifer SI. 6. Prečni profil 3-3' čez vršaja Iške in Želimeljščice 1 Prod s peskom in malo melja; 2 Meljna glina (polžarica); 3 Prod z meljem in peskom; 4 Prod z glino, meljem in peskom; 5 Rdeči melj in meljna glina (mejna plast); 6 Glinasti prod in prod z organsko glino; 7 Grušč, slabo zaobljen prod nekarbonatnih kamenin in glina; 8 Apnenec in dolomit (jura); 9 Dolomit (zg. triada); 10 Apnenec, tuf in peščenjak (zg. triada); 11 Kristalasti dolomit (sp. kamij); 12 Vrtina - piezometer; 13 Prelom; 14 Zgomji vodonosnik; 15 Spodnji vodonosnik Fig. 6. Transversal profile 3-3' across the fans of Iška and Želimeljščica 1 Gravel with sand and little silt; 2 Silty loam (the "snail clay"); 3 Gravel with silt and sand; 4 Gravel with loam, silt and sand; 5 Red silt and silty loam (the border layer); 6 Loamy gravel and gravel with organic loam; 7 Rubble, poorly rounded gravel of non-carbonate rocks and loam; 8 Limestone and dolomite (Jurassic); 9 Dolomite (Up. Triassic); 10 Limestone, tuff and sandstone (Up. Triassic); 11 Crystalline dolomite (Low. Camian); 12 Borehole; 13 Fault; 14 Upper aquifer; 15 Lower aquifer Prodni zasipi pod jezerskimi sedimenti Ljubljanskega barja 537 Vzhodno od Mišjedolskega preloma, ki poteka mimo Iške vasi, Matene, Črne vasi. Dolgega mostu in Vrhovcev, je kameninska podlaga južno od mediteransko usmerje- nega preloma, ki poteka mimo Škofljice, Matene, Podgore in Podpeči proti Bistri, že v globini med 20 in 30m. Z vrtino IŠ-8, ki je izvrtana zahodno od Staj, je navrtana podlaga (apnenec) v globini 28m, vrtina IŠ-7, severno od Iške vasi pa je zadela podlago v globini 33 m. Severno od Matene se podlaga nenadoma spusti in je pri vrtini BV-2 v globini 117 m, na območju med cesto v Črni vasi in Ljubljanico pa že čez 160m (po podatkih geofizikalnih raziskav) - (Tomšič, 1986). Med mediteransko usmerjenima prelomoma, ki potekata ob Ljubljanici v smeri proti Vrhniki, je po podatkih geofizikalnih raziskav (Živanovič & Ravnik, 1978) dvignjen dolomitni blok do okrog 20m pod površino (vzhodno od dolomitnega bloka je Ljubljanica preusmerila tok proti severu). Severno od dvignjenega dolomitnega bloka se podlaga hitro spušča in doseže pri vrtini TB-1 globino 149 m (nadm. višina 148 m) in na območju Mestnega loga globino okrog 170 m. Tu sestavljajo podlago permokarbonske plasti, ki so v bližini Rakove jelše narinjene na dolomit Krimsko-Mokrškega hribovja. Severno od Tržaške ceste oziroma železniške proge je podlaga dvignjena. Vrtina B-2 pri opekarni na Brdu je zadela podlago (permokarbonski skrilavi glinovec in peščenjak) v globini 50m. Med Murglami, Trnovim in centrom Ljubljane žal ni bilo izvrtane vrtine, ki bi zadela kameninsko podlago. Številne vrtine so bile globoke med 30 in 57 m. Tudi globina permokarbonske podlage v ožini med Gradom in Šišenskim hribom nam ni znana, predvidevamo pa, da je v globini prek 50 m. Prelom, ki poteka mimo Strahomerja, Tomišlja, sotočja Iške in Ljubljanice, Gorjanca (Brezovice) in naprej po zahodnem delu doline Gradaščice, loči vzhodni bolj ugreznjeni del Barja od zahodnega. Med tem prelomom in Mišjedolskim prelo- mom je med Brestom in Iško vasjo podlaga močno spuščena (si. 2, 5). Z vrtino IŠ-6, ki je bila izvrtana vzhodno od Strahomerja, je navrtana podlaga v globini 80m. Sestav- lja jo zgornjetriadni dolomit. Na območju vodarne Brest je vrtina IŠ-2 (zahodni del vodarne) zadela podlago v globini 108,5 m (nadm. v. 196 m), vrtina IŠ-1 (vzhodni del vodarne) pa v globini 87,60m (nadm. v. 213m). V obeh vrtinah sestavlja podlago dolomit. Severno od Bresta je podlaga še globlje pod površino. Z vrtino PB-1, izvrtano pri sotočju Iške in Ljubljanice, je navrtana podlaga (dolomit) v globini 141 m (nadm. v. 147 m). Po podatkih geofizikalnih raziskav se ob že omenjenih vzporednih prelomih severno od Ljubljanice podlaga dvigne in je približno 80 m pod površino. Od tod se proti severu kameninska podlaga zelo hitro spušča in je na območju vodnjaka TB-3 ob Curnovcu v globini 168m (nadm. višina 125m). Glede na to, da je temperatura vode črpane iz vodnjaka TB-3 23,3 °C, predvidevamo, da je vodnjak blizu narivnega kontakta permokarbonskih plasti nad dolomitom Krimsko-Mokriškega hribovja iz katerega priteka termalna voda v prodni zasip. Vrtina G-8, izvrtana med železniško progo in cesto Ljubljana-Vrhnika južno od Kozarij, do globine 67m ni zadela podlage. Iz rezultatov geofizikalnih raziskav je razvidno, da je podlaga v globini približno 170m. Vrtine severno od ceste Ljublja- na-Vrhnika v dolini Gradaščice (severno od Brezoviško-Viškega preloma) so zadele podlago (permokarbonski skrilavi glinovec in peščenjak) v globini 11-14m. Del barjanske kotline zahodno od preloma, ki poteka mimo Strahomerja, Tomi- šlja in Gorjanca proti Dobrovi, je znatno manj raziskan. Z vrtinami, ki so bile izvrtane za avtocesto Ljubljana-Vrhnika, in z geofizikalnimi raziskavami za isti namen je bilo ugotovljeno, da so med osamelci in Brezoviško-Viškim prelomom večje 538 Zvone Mencej in manjše globeli in kotanje (Ravnik, 1979). Tako so med Sinjo Gorico in Blatno Brezovico ter Bevkami, Kostanjevico in Drenovim gričem ugotovljene plitvejše glo- beli, kjer je globina do kameninske podlage 20-50 m. Dno globeli sestavlja povečini dolomit, ki je prepusten in vodonosen, kot so pokazale vrtine pri Drenovem griču in ob cesti med Blatno Brezovico in Bevkami. Manjša, toda zelo globoka (90 m) kotanja je bila ugotovljena z geofizikalnimi preiskavami med zapuščeno železniško progo pri vasi Log in Kostanjevico (Ravnik, 1979). Dno kotanje sestavljajo neprepustni permokarbonski skrilavi glinovci in peščenjaki. Obsežna podolgovata in globoko zarezana globel (80 do 90 m) se razprostira vzdolž Bevškega jarka med osamelci Bevke in Kostanjevico ter osamelci Bluše in Medvednico. Globel se proti jugu razširi in poglobi. Dno globeli sestavljajo na jugu delno prepustni dolomit, na severu pa neprepustni permokarbonski skrilavi glinovci in peščenjaki. Na tem območju se nadaljuje s severnega obrobja preko Bevk, Kosta- njevice, Plešivice in Dobčenice nariv permokarbonskih skrilavih glinovcev in pešče- njakov, "ki pripadajo Škofjeloško-Polhograjski tektonski enoti, na dolomit Krim- skega hribovja. Vrtina V-5 ob poti Log-Bevke (vzhodno od Kostanjevice) je prevrtala v globini od 24m do 30 m permokarbonski skrilavi glinovec s plastmi peščenjaka, pod njim pa zgornjetriadni dolomit (Žlebnik, 1969). Izredno globoka podolgovata globel je bila ugotovljena z geoelektričnimi preiska- vami severno od osamelcev Plešivica in Vnanje Gorice ter južno od ceste Ljublja- na-Vrhnika (si. 3). Globel se nadaljuje proti Ljubljani v že obravnavano globel. Najgloblji njeni deli leže 100 do 150m globoko pod površino. Plitvejša, do 70 m globoka kotanja, je med Plešivico in Vnanjimi Goricami. Dno obeh globeli sestavljata neprepustni permokarbonski glinasti skrilavi glinovec in peščenjak, delno pa polpre- pustni dolomit. Na tako sestavo skalne osnove sklepamo iz geološke in tektonske zgradbe obeh osamelcev. Na zahodu sega barjanska kotlina do Borovniškega preloma, ki poteka po zahod- nem robu doline Borovniščice mimo Bistre, Podgore, Vrhnike in vzhodno od Hruševce proti Ligojni. Prelom loči Borovniško-Cerkniško grudo od Krimsko-Mokrškega hri- bovja. Vzporedno z Borovniškim prelomom poteka mimo Paka, posestva Ljubljan- skih mlekarn, ob vzhodnem robu osamelca Sinja Gorica proti Ligojni Rakitniški prelom (Buser, 1965). Med obema prelomoma izvrtane vrtine so pokazale, da je kameninska podlaga, ki jo sestavlja dolomit, razkosana na več spuščenih in dvignje- nih blokov (si. 2). Vrtine med Hruševco in Sinjo Gorico so zadele podlago, ki jo sestavlja dolomit, v globini 25 (G-2) in 32 m (H-1). Južno od Sinje Gorice je podlaga močno ugreznjena in leži v globini okrog 60 m. Z vrtino G-3 je ugotovljena podlaga v globini 52 m (nadm. v. 238m), z vrtino G-1 v bližini Borovniškega preloma pa v globini 30,5m (nadm. v. 260m). Jugovzhodno se podlaga ob prelomu z mediteransko smerjo, ki poteka vzdolž Ljubljanice v smeri proti Rudniku, spusti še globlje. Z vrtino V-6 severno od Bistre, je ugotovljena podlaga v globini 79 m (nadm. v. 211 m). Vrtina V-5 pri Bistri je zadela podlago (dolomit) v globini 61,60m (nadm. v. 228 m). Borovniščica je nasula svoj prod v globel med Borovnico in Bistro (si. 3). Na tem območju je najgloblje dosegla podlago (dolomit) vrtina V-13 (izvrtana poleg vodnjaka VB-6), in sicer v globini 69 m (nadm. v. 221 m). Vzhodno od Rakitniškega preloma med Pakom in Goričico je kameninska podlaga, ki jo sestavlja apnenec le malo pod površino. Vrtina V-8, izvrtana 700 m severno od Paka, je zadela podlago (apnenec) Ilm pod površino. Relativno dvignjen blok apnenca omejuje severno od vrtine V-8 mediteransko usmerjeni prelom, ki poteka mimo Škofljice, Podpeči v smeri proti Bistri. Med tem prelomom in prelomom. Prodni zasipi pod jezerskimi sedimenti Ljubljanskega barja 539 ki poteka večji del vzporedno z Ljubljanico (stara struga) so se tla močneje ugreznila. Od Bistre proti Črni vasi se stopničasto spuščajo dolomitni bloki do najglobljega dela, to je do vzhodnega dela Barja (si. 5). Tako je z vrtino V-12, severno od vodarne Borovniški vršaj, navrtana podlaga (dolomit) v globini 50m in z vrtino BV-1 pri Podpeči v globini 103 m (nadm. v. 185 m). Vrtina PB-2 pri domačiji Kozler do globine 50m ni zadela podlage, medtem ko je vrtina PB-1 zadela podlago v globini 141 m (nadm. v. 147 m). Na severozahodnem delu Barja so potoki z obrobja zasuli kotanje in globeli z glinenim nanosom. Zaradi naravne pregrade, ki so jo sestavljali osamelci, se je verjetno odtok Podlipščice (Tunjice) in Ljubljanice preusmeril proti jugovzhodu, kjer se jima je pridružila še Borovniščica. Od tu je voda odtekala med južnim obrobjem Barja in južno od osamelcev proti severovzhodu (si. 1). Podtalnica prodnih vodonosnikov Podtalnica borovniškega vršaja Zgornji prodni vodonosnik vršaja Borovniščice se prične v območju vodnjakov 12-15 m pod površino. Okrog 1,5 km jugovzhodno, to je pri Borovnici, kjer ni več barjanskih usedlin, je prod zgornjega vodonosnika na površini. Tu je možno napaja- nje zgornjega vodonosnika z vodo Borovniščice in s padavinami. Na območju vodnja- kov VD-1 in VD-5 je zgornji vodonosnik debel okrog 17 m. Piezometrična gladina zgornjega vodonosnika je na koti 290 do 291 m in rahlo pada (i = l%o) v smeri proti severu. Zgornji prodni vodonosnik je na vzhodu v stiku z izdatnim vodonosnikom v dolomitu in apnencu. Med poskusnim črpanjem je ugotovljeno, da se podtalnica zgornjega prodnega vodonosnika obnavlja z vodo iz dolomita in apnenca na vzhod- nem delu vršaja. Gladina vode v vrtini V-8, ki je zajela vodo v apnencu, je med črpanjem nihala podobno kot v vrtinah, ki so zajele vodo v prodnem vodonosniku. Zahodni del Borovniškega vršaja pride v stik z glino in močno zaglinjenim prodom Podlipščice tako, da s tega območja ne dobi večjih količin vode. Spodnji in zgornji vodonosnik loči med seboj l,50m do 3m debela plast rdeče rjavega melja, tako da je mogoče napajanje zgornjega vodonosnika z vodo spodnjega vodonosnika le, če je ta plast kje prekinjena. Podtalnica zgornjega vodonosnika se zaradi višjega piezome- tričnega tlaka preceja skozi polžarico v šoto, iz nje pa v številne melioracijske jarke. Reakcija na padavine je sorazmerno hitra, kar kaže na tesno povezavo prodnega vodonosnika s podzemno vodo v skraselem obrobju. Glede na to, da odteka le malo vode zgornjega vodonosnika, se voda v vodonosniku le počasi menja. Poleg tega prihaja do mešanja s huminskimi kislinami, ki odvzemajo vodi kisik, tako da pride do raztapljanja železa v glinasto-meljastih plasteh, ki vsebujejo precejšnjo količino železa. Na osnovi rezultatov črpalnih poizkusov v vodnjakih VD-1 in VD-2 so izračunane osnovne hidravlične značilnosti zgornjega vodonosnika: Z dosedanjimi raziskavami ni bilo mogoče določiti bilance podtalnice v zgornjem prodnem vodonosniku. S črpalnim poizkusom pa je ugotovljeno, da je mogoče iz zgornjega vodonosnika črpati najmanj 501/sek vode. Bilanca zgornjega vodonosnika 540 Zvone Mencej je odvisna predvsem od velikosti in prepustnosti kontaktne površine med prodnim in kraškim vodonosnikom. Voda zgornjega vodonosnika je bakteriološko neoporečna, kemično pa ni pri- merna zaradi prevelike vsebnosti železa. Temperatura vode je na območju vodnjaka VD-2 11°C, pri vodnjaku VD-1 pa 12 °C. Spodnji vodonosnik vršaja Borovniščice sega na območju vodnjakov od približno 30 do 69 m globoko. Zgornji del spodnjega vodonosnika (do globine 52 m) je slabo prepusten. Z vodnjaki je voda zajeta v globini od 52 do 69m. Prodni zasip s prodniki, debelimi do 30 cm, leži neposredno na kameninski osnovi, ki jo sestavlja dolomit. Piezometrična gladina spodnjega vodonosnika je na koti 290,5 do 291,5m (višje od piezometrične gladine zgornjega vodonosnika) in pada proti severu. Spodnji vodo- nosnik se napaja verjetno samo z vodo kraškega vodonosnika na vzhodu in razpo- klinskega vodonosnika v dolomitu, ki sestavlja kameninsko podlago. Osnovne hidravlične lastnosti spodnjega vodonosnika so: S črpanjem iz dveh vodnjakov izkoriščajo pri stabilizirani depresiji 7,5 oziroma 10,5 m (ob suši) 701/sek pitne vode za vodovodna sistema Vrhnike in Borovnice. Razlika med minimalno in maksimalno gladino vode med črpanjem je 1,5 m. Tudi bilanca podtalnice spodnjega vodonosnika je odvisna predvsem od prepust- nosti in površine kontakta prodnega in kraškega oziroma razpoklinskega vodonos- nika. Glede na to, da je kontaktna površina spodnjega vodonosnika s kraškim vodonosnikom znatno večja od zgornjega, je spodnji vodonosnik izdatnejši od zgor- njega. Izdatnost spodnjega vodonosnika je nad 1001/sek, kar je pokazalo istočasno črpanje pri stabilizirani depresiji iz vodnjakov VB-3 (201/sek), VB-5 (451/sek) in VB- 6 (351/sek). Zaradi bližine nevarnih onesnaževalcev (Fenolit, železniška postaja) so predvsem kakovost podtalnice večkrat raziskovali. Izdelanih je bilo več kot 100 bakterioloških analiz, ki so vse dale neoporečne rezultate. Še več je bilo izdelanih kemičnih analiz (12 širokih analiz). Vse so pokazale, da voda povsem ustreza predpisom za pitno vodo. Količina železa v vodi ni presegla 0,2 mg/l. Temperatura vode je bila 12 °C. Podtalnica Iškega vršaja V letih 1974 do 1976 so bila južno od vasi Tomišelj-Brest-Matena-Iška Loka opravljena obsežna raziskovalna dela, da bi zajeli vodo za ljubljanski vodovod. Rezultati so bili objavljeni v poročilu Hidrogeološke raziskave za vodarno Brest v podtalnici Iškega vršaja (Breznik, 1975a) in v članku Podtalnica Iškega vršaja (Breznik, 1975b). V prvi fazi raziskav je bilo izvrtanih 5 raziskovalnih vrtin (IŠ-1-5). V vrtinah IŠ-3 in IŠ-5 so bili opravljeni črpalni poizkusi. Vrtine IŠ-1, IŠ-2 in IŠ-4 so bile izvrtane do dolomitne kameninske podlage. Leta 1980 je bilo v sedanjem profilu vodarne Brest izvrtanih 11 vrtin z vgrajenimi piezometri (PV-1-11) in 11 vodnjakov (V-1-11) v medsebojni razdalji 100 m. Z raziskavami je ugotovljeno, da sta v profilu vodarne Brest dva vodonosnika, ki sta med seboj ločena z 10m debelo plastjo glinastih neprepustnih plasti (si. 6). V globini 30-31 m je prevrtana plast rdeče rjave meljne gline, podobne kot na vršaju Prodni zasipi pod jezerskimi sedimenti Ljubljanskega barja 541 Borovniščice in Želimeljščice. Zgornji vodonosnik sega do globine 27 m pod površjem (nadm. v. 272m). Piezometrična gladina zgornjega vodonosnika je na nadmorski višini 297 do 292 m. Vodnjaki so zajeli le vodo zgornjega vodonosnika. Po mnenju Breznika (1984) bi črpanje vode, ki teče v profilu vodarne skozi spodnji vodonosnik, povzročilo posedanje tal na Barju. Voda spodnjega vodonosnika napaja namreč arteški vodonos- nik Ljubljanskega barja. Jeseni 1980. leta je bilo ugotovljeno, da je zmogljivost vodnjakov nad 331/sek. V septembru 1983 izvedeni poizkus pa je pokazal, da je zmogljivost vodnjakov V-5 in V-8, za katera je bila izračunana največja zmogljivost 42 in 911/sek, le okrog 101/sek. Breznik (1984) je zato sklepal, da je za zmogljivost vodnjakov zelo pomemben holocenski prod, kjer se formira občasni površinski vodonosnik. Ko se namreč gladina vode zniža in holocenski prod ni potopljen, se zmogljivost vodnjakov zmanjša na 8-121/sek. Holocenski prod ima okoli 10 do 100- krat večji koeficient prepustnosti od pleistocenskega. Leta 1984 sta bili izvrtani vrtini IŠ-7 in IŠ-8 jugovzhodno od vodarne Brest. Pokazali sta, da je podlaga, ki jo sestavlja apnenec v vrtini IŠ-8, 27 m pod površino (nadm. v. 282 m), v vrtini IŠ-7 pa 33 m pod površino (nadm. v. 280 m). Do globine okoli 10 m je dobro prepusten prod, pod njim pa je zaglinjen slabo prepusten prod, odložen na apnencu. Iz tega je mogoče sklepati, da je zgornji vodonosnik na vzhodni strani vodarne Brest za vodo zelo slabo prepusten. Te ugotovitve nam potrjujejo tudi manjše izdatnosti izvirov vzhodno od prelomne cone, oziroma severovzhodno od vodarne Brest (Retje 1, Retje 2, Bršnik, Na Brodu v Talih), ki ob suši skoraj presuše, pa tudi majhne zmogljivosti vodnjakov V-10 in V-11 na skrajnem vzhodnem delu vodarne Brest. Vrtine, izvrtane v okviru hidrogeoloških raziskav prodnega zasipa Želimeljščice, so pokazale, da sega prodni zasip Iške (zgornji vodonosnik) še precej daleč proti vzhodu, kjer prekriva pleistocenski prodni zasip Želimeljščice (si. 6). Z vrtino PŽ-12 ob Domavščici je prevrtan prodni zasip Iške (zg. vodonosnik) v globini od 9,4m (nadm. v. 280,50m) do 13,6m (nadm. v. 276,3m). Zgornji prodni vodonosnik Iške je prevrtan še z vrtinami PŽ-11 (ob cesti Ljublja- na-Ig), PŽ-10, PŽ-8 in PŽ-9, ki so izvrtane okoli km vzhodno od ceste Ljubljana-Ig (si. 6). Tudi vrtina V-9 južno od osamelca Grmez je prevrtala zgornji vodonosnik od 15 (nadm. v. 275m) do 16,5m (nadm. v. 273,50m). Vrtina OP-2, ki je bila izvrtana okoli 300m severno od ceste Brest-Tomišelj (že na območju barjanskih tal), je prevrtala zgornji vodonosnik od globine 1,5 do 17 m (nadm. v. 290,5 do 275m). Okrog 1,5km severneje izvrtana vrtina OP-1 pa je prevrtala zgornji prodni vodonosnik Iške od 10,8 do 21 m (nadm. v. 279 oziroma 268m). Precej zanesljivo je mogoče sklepati, da je tudi z vrtino PB-1, izvrtano v Črni vasi pri sotočju Iške in Ljubljanice, prevrtan zgornji vodonosnik Iškega prodnega vršaja, in sicer v globini od 20 (nadm. v. 268 m) do 31 m (nadm. v. 258 m), prav tako pa tudi z vrtino PB-2 pri domačiji Kozler, kjer je prod zgornjega vodonosnika prevrtan od globine 15,5 (nadm. v. 273m) do 32 m (nadm. v. 256m). Piezometrična gladina zgornjega vodonosnika je v vrtini PB-2 na nadmorski višini 289 do 291 m. Predvidevamo, da je tudi z vrtino BV-2, izvrtano južno od Črne vasi, prevrtan zgornji prodni vodonosnik Iške od globine 20,20 (nadm. v. 268,4m) do 33,20m (nadm, v. 255,4m). To kaže tudi piezometrična gladina vode, ki je bila po prevrtanju te plasti na nadmorski višini približno 292m. Z vodnjakom TB-3 ob Curnovcu ni prevrtan zgornji prodni vodonosnik Iške. Po podatkih iz II. dela poročila Zmogljivost črpališča Brest v sušni dobi (Brez- 542 Zvone Mencej ni k, 1984) je ob suši L 1983 poniknilo na odseku od mostu pri Iški vasi do Strahomerja (1,3 km) približno 2411/sek vode iz Iške. Iz vodnjakov so takrat črpali 561/sek, pretočne količine barjanskih izvirov so bile 951/sek. Kje je bilo preostalih ok. 901/sek ponikle vode Iške, si različno razlagajo. V primeru, da je glinasto meljasta plast, ki loči oba vodonosnika slabo prepustna ali celo ni (to potrjujejo vrtine IŠ-6 v profilu vodarne, PB-1 PB-2 in BV-2), potem se pretaka vsa ponikla voda Iške (tudi voda, ki jo prispevajo padavine) v profilu čez vodarno in zahodno od nje. Manjši del vode v sušnem obdobju črpajo z vodnjaki, večji del pa odteka v barjanske izvire in precejšen del še naprej proti severu. Vzhodno od vodarne se lahko pretakajo zelo majhne količine vode, ker je na tem delu ob prelomu kameninska podlaga dvignjena, prodni zasip pa močno zaglinjen (vrtini IŠ-7 in IŠ-8). To potrjujejo tudi manjše zmogljivosti vodnjakov V-10 in V-11, ki sta na skrajnem vzhodnem delu vodarne, ter manjše izdatnosti izvirov severovzhodno od vodarne Brest. Manj verjetno je, da bi se okrog 901/sek oziroma še več vode (ni upoštevana infiltrirana voda padavin) pretakalo mimo vodarne v dolomitu na zahodnem obrobju. (Vrtina T-1 izvrtana v podaljšku vodarne, na levem bregu Iške, je prevrtala vodo- nosne razpoke v globini 170m). Zmogljivost podtalnice zgornjega prodnega vodonosnika Iške je mogoče določiti približno na osnovi količin ponikle Iške (na odseku od Iške vasi do Strahomerja) in z infiltracijo padavin na območju, kjer je prodni zasip vršaja Iške na površini. Niso nam znane le količine podzemne vode, ki pritekajo v zgornji prodni vodonosnik iz obrobja, tj. predvsem vodonosnika v dolomitu, ki pride v stik s prodnim vodonosni- kom. Iz rezultatov opravljenih meritev pretokov Iške v Iški vasi in Strahomerju ozi- roma Tomišlju je mogoče oceniti, da v povprečju ponikne v prodni vodonosnik okrog 3501/sek vode Iške. Približno 1333 mm/leto padavin (Črna vas), ki pade na okrog 9km2 površine, prispeva pri evapotranspiraciji 700mm (ugotovljeno za Ljubljansko polje), okrog 1801/sek vode. Če odštejemo od skupnih 5301/sek ponikle vode pov- prečno izdatnost barjanskih izvirov, tj. okrog 3001/sek, sklepamo, da povprečno odteka pod jezerske naplavine proti severu še okrog 2301/sek podtalne vode. Velik del te vode se zaradi višjega pritiska preceja navzgor v polžarico in šoto ter se odteka v številne melioracijske jarke (verjetno tudi v 8 do 10m globoko strugo Ljubljanice). Del precejajoče vode tudi izhlapi, posebno poleti. Glede na rezultat črpalnih poizkusov so določene hidravlične karakteristike zgornjega vodonosnika (Breznik, 1975b): Do slabše kakovosti vode zgornjega vodonosnika prihaja predvsem zaradi neure- jene kanalizacije v naseljih, ki leže na zbirnem zaledju. Z dokončno ureditvijo kanalizacije in z zmanjšanjem gnojenja površin se bo kakovost vode zboljšala. Kemično voda ustreza zahtevam za pitno vodo. Spodnji prodni vodonosnik Iškega vršaja se prične na območju vodarne Brest v globini 40 m (nadm. v. 260 m) in sega do kameninske podlage v globini približno 105 m (nadm. v. 191 m). Piezometrična gladina spodnjega vodonosnika je v profilu vodarne na nadmorski višini 290 do 191 m. Podlago sestavlja triadni dolomit (si. 6). Spodnji vodonosnik sega daleč proti severu, verjetno do Brezoviško-Viškega preloma (si. 4). V vrtini PB-1 je bil prevrtan prodni zasip Iške do globine 141 m Prodni zasipi pod jezerskimi sedimenti Ljubljanskega barja 543 (nadm. v. 147 m). Vrtina PB-2 pri Kozlarju je prevrtala iški prod do globine 50 m (nadm. v. 238,50m) in ni dosegla kameninske podlage. Z vrtino BV-2 je prevrtan spodnji prodni vodonosnik Iške (prepleta se s prodnim zasipom Želimeljščice) od globine 40,77 (nadm. v. 248m) do 116,80m (nadm. v. 172m). Vrtina Š-1 na križišču Ižanske ceste in ceste Črna vas-Podpeč je ostala v produ še v globini 74m. Z vodnja- kom TB-3, ki je izvrtan ob Curnovcu južno od Dolgega mosta je prevrtan spodnji vodonosnik Iške od 76m do 168m (nadm. višina 125m). Nad njim je vodonosnik, ki sestavlja prod Gradaščice in Save. Vodonosnika sta med seboj le slabo ločena. Voda spodnjega vodonosnika Iške (verjetno je več med seboj slabo ločenih vodonosnikov) je z vrtino PB-1 zajeta na odsekih od 24,59 do 59m in od 101,5 do 143,3m, samoizliv na koti terena je 181/sek. Piezometrična gladina vode je približno na nadmorski višini 289 do 290 m. V vrtini PB-2 je piezometrična gladina podtalnice spodnjega vodonos- nika na nadmorski višini približno 290,50 m. Piezometrična gladina podtalnice je v vodnjaku TB-3 na nadmorski višini okrog 287,5m in v vrtinah TB-1 in TB-2 na nadmorski višini 287,70m oziroma 288,70m. V vodnjaku in obeh vrtinah je zajeta voda v dolomitu. Predvidevamo, da se piezometrične gladine podtalnice v produ in dolomitu bistveno ne razlikujejo. Zmogljivosti spodnjega vodonosnika z do sedaj razpoložljivimi podatki ni mogoče določiti. K bilanci spodnjega vodonosnika Iškega vršaja največ prispeva vodonosnik v karbonatnih kameninah, ki obdaja prodni vodonosnik na jugu, vzhodu, zahodu in v podlagi. Lego spodnjega prodnega vodonosnika Iškega vršaja lahko primerjamo z lego spodnjega vodonosnika Borovniškega vršaja, kjer smo ugotovili zelo dobro napajanje prodnega vodonosnika z vodo kraškega vodonosnika (primerjamo lahko izvir Pako z izvirom Iščice). Nadaljnje raziskave bodo pokazale ali in kolikšen del ponikle vode Iške napaja spodnji vodonosnik. Spodnji prodni vodonosnik Želimeljščice, ki pride v stik s spodnjim prodnim vodonosnikom Iške pri Črni vasi, verjetno ne prispeva pomembnih količin vode k bilanci spodnjega vodonosnika Iškega vršaja. Podtalnica Iškega vršaja odteka v smeri proti Ljubljani in se severno od Ljubljanice združi s podtalnico v prodnem zasipu Gradiščice in Save. Iz piezometričnih gladin vode je mogoče sklepati, da precejšen del vode s tega območja odteka skoz ožino med Rožnikom in Gradom v prodni vodonosnik Ljubljanskega polja in skoz ožino med Rožnikom, Podutikom mimo Dravelj prav tako v vodonosnik Ljubljanskega polja. Hidravlične karakteristike spodnjega vodonosnika so pri vodarni Brest v vrtini IŠ-4 (Breznik, 1975b): Kakovost podtalnice spodnjega vodonosnika Iškega vršaja pri vodarni Brest kemično in bakteriološko ustreza predpisom za varstvo pitnih voda. Voda iz vrtine PB-2 in PB-3 pa vsebuje prevelike količine raztopljenega železa (nad lmg/1). Z obema vrtinama je zajeta voda zgornjega in dela spodnjega vodonosnika. Vzorec vode, odvzet med črpanjem iz vodnjaka TB-3, kjer je zajeta voda v globini 245 do 346m, je imel samo 0,1 mg/l raztopljenega železa. Podtalnica Želimeljskega vršaja Z vrtinami je razmeroma podrobno preiskan vršaj Želimeljščice med Brezovo nogo (zahodno od Pijave Gorice) in zaselkom Rogovila. 544 Zvone Mencej Z vrtinami sta v vršaju Želimeljščice ugotovljena tudi dva med seboj dobro ločena vodonosnika. Loči ju približno tri metre debela plast rdeče rjavega melja in gline s prodniki (melj je podobne sestave kot v mejni plasti obeh vodonosnikov v vršaju Borovniščice in v vrtinah na vršaju Iške). Zgornji vodonosnik je na območju vodnjaka VŽ-3 (tu so bile opravljene podrobne raziskave in zajeta voda za vodovod Pijave Gorice in Drage) od 7 (nadm. v. 285m) do 25m (nadm. v. 267 m) pod površino. Zgornji del zgornjega vodonosnika do 15,50m sestavlja bolj prepusten prod dolomita in apnenca s sivim peskom (holocen), spodnji del do globine 25 m pa prod karbonatnih kamenin in prodniki peščenjaka s sivim in sivo rjavim meljem. Te plasti so manj prepustne. Piezometrična gladina podtalnice zgornjega vodonosnika je pri srednjem stanju vode na koti terena (292m), pri visokem stanju vode pa na nadmorski višini 292,5m. Zmogljivost vodnjaka VŽ-1, ki je zajel vodo zgornjega vodonosnika, je 121/sek. Zgornji vodonosnik vršaja Želimeljščice se obnavlja delno z infiltracijo padavin južno od zaselka Rogovila (tu vodonosnik izdanja), v glavnem pa z vodo kraškega vodonosnika, s katerim pride v stik na vzhodu in zahodu. Kakovost podtalnice zgornjega vodonosnika so ugotavljali z jemanjem vzorcev iz vodnjaka VŽ-1 in piezometričnih vrtin, ki so zajele vodo zgornjega vodonosnika. Voda je bakteriološko neoporečna, ima pa prevelike količine raztopljenega železa (nad lmg/1). Spodnji vodonosnik je na območju vodnjaka VŽ-3 od 41 (nadm. v. 251 m) do 68m (nadm. v. 224m) pod površino. Prepustnejši je prod spodnjega dela, ki je odložen neposredno na kameninsko podlago (dolomit). Piezometrična gladina vode spodnjega vodonosnika je na območju piezometričnih vrtin PŽ-1, PŽ-2 in PŽ-3 na nadmorski višini približno 294m, na območju vodnjaka VŽ-3 pa na nadmorski višini 291 m (padec gladine med obema lokacijama je 3%o). Zmogljivost vodnjaka VŽ-2 je 181/sek, vodnjaka VŽ-3 pa 301/sek. Zmogljivost spodnjega vodonosnika bo težko določiti. Vodonosnik sprejema vodo verjetno izključno iz kraškega vodonosnika. Zmogljivost podtalnice spodnjega vodo- nosnika je odvisna predvsem od prepustnosti kontaktne površine obeh vodonosnikov. Podtalnica spodnjega vodonosnika odteka proti severu, kjer se verjetno južno od Črne vasi združi s podtalnico Iškega vršaja. Osnovne hidravlične karakteristike spodnjega vodonosnika so ugotovljene s črpa- njem vode iz vodnjaka VŽ-3: Kemične in bakteriološke analize vode iz spodnjega vodonosnika so pokazale, da je voda dobre kakovosti. Vsebnost železa v vodi je pod 0,2 mg/l. Temperatura vode je 10,5°C. Podtalnica v zasipu Gradaščice Prodni zasip Gradaščice je natančneje raziskan na prodni ravnici ob Gradaščici severno od Šujice. Pod 2-3 m debelo plastjo gline, meljne gline in peska je prod karbonatnih kamenin pomešan s prodniki peščenjaka in skrilavega glinovca. Kame- ninska podlaga, ki jo sestavljata permokarbonski peščenjak in skrilavi glinovec, je v globini 9 do Ilm. Gladina podtalne vode je približno dva metra pod površino in je odvisna od gladine vode Gradaščice. Podtalnica prodnega vodonosnika se obnavlja Prodni zasipi pod jezerskimi sedimenti Ljubljanskega barja 545 z infiltracijo vode Gradaščice in padavin. Zmogljivost podtalnice je odvisna pred- vsem od prepustnosti kontaktnega dela med strugo Gradaščice in vodonosnikom. Na območju, kjer smo opravili raziskave, je ugotovljeno, da je kontaktni del dobro prepusten. Iz vodnjaka Š-I, ki je bil izdelan približno 200 m od Gradaščice, so črpali 601/sek podtalne vode z znižanjem 2 m. Zmogljivost vodnjaka pa tudi podtalnice je še večja. S pravilno izbiro lokacij bi lahko v prodnem"vodonosniku Gradaščice zajeli pomembne količine podtalnice. Osnovne hidravlične karakteristike vodonosnika v prodnem zasipu Gradaščice so izračunane iz rezultatov črpalnega poizkusa na vodnjaku Š-I: Večkrat odvzeti vzorci vode so pokazali, da kemični sestav vode zadovoljuje predpise za varstvo pitnih voda. Bakteriološko je voda občasno neprimerna za pitje. Z zaščito na porečju Gradaščice in z zmanjšanjem intenzivnega gnojenja na območju vodnjaka bi lahko dobili vodo dobre kakovosti. Podtalnica v prodnem zasipu Save južno od Ljubljane Vrtine izvrtane v Murglah in Trnovem (Verbovšek - ustno sporočilo), so po prevrtanju jezerskih usedlin zadele na podtalno vodo, ki se je dvignila na okrog 8 m pod površino (nadm. v. okrog 285 m). Hidravlični padec podtalnice med vrtino PB-1 (v Črni vasi) in vrtinami v Murglah je okrog 1 %o. Podtalnica spodnjega vodonosnika Iške odteka v smeri proti Ljubljani in se južno od Ljubljane (Murgle, Mestni log) verjetno združi s podtalnico v savskem produ. Manj verjetno je, da bi na tem območju še imeli dva med seboj dobro ločena vodonosnika (v iškem produ spodaj in savskem produ zgoraj). Od Murgel proti trgu Osvobodilne fronte se hidravlični padec podtal- nice poveča in je okrog 5%o. Če za oceno pretoka vode med Gradom in Rožnikom vzamemo gradient 5 %o in razmeroma slabo prepustnost savskega proda 1 x 10~^m/sek (savski prod je južno od Ljubljane slabše prepusten zaradi večjega deleža peščeno glinastih in meljastih primesi) ter presek vodonosnika 40000 m^ (širina 800, debelina 50m), potem dobimo: Glede na to, da se gradient v centru Ljubljane (Trg Osvobodilne fronte) poveča na 7,5 %o, sklepamo, da se skoz ožino med Rožnikom in Gradom preceja še več vode. Manj podatkov imamo za izračun pretoka podtalnice skozi savski prod med Rožnikom in Podutikom v prodni vodonosnik Ljubljanskega polja. Glede na slabšo prepustnost (vrtina B-2 pri Brdu) in manjšo debelino ter širino vodonosnika, je pretok verjetno znatno manjši od pretoka med Rožnikom in Gradom. Sklepi in predlogi za nadaljnje raziskave Hidrogeološke raziskave, ki so bile opravljene v zadnjih petih letih predvsem na območjih vršajev rečic, so dale nove podatke o prodnih zasipih, njihovi razprostra- njenosti, debelini, prepustnosti, podtalnici v prodnih vodonosnikih in o debelini barjanskih plasti. Dale so tudi precej novih podatkov o predkvartarni podlagi in 546 Zvone Mencej tektoniki. Žal pa je nejasen in še ne dovolj raziskan vpliv črpanja podtalne vode iz prodnih vodonosnikov na posedanje stisljivih krovninskih barjanskih plasti, s tem pa na poslabšanje ekoloških razmer na Barju. Neraziskana je zmogljivost podtalnice posamezni vodonosnikov v prodnih vršajih in njihovo obnavljanje. Kakovost vode je znana le na nekaj ožjih območjih. Niso raziskane vse možnosti onesnaženja podtal- nice s površine skozi krovne barjanske glinaste plasti. Potrebne bodo detajlne raziskave prodnega zasipa južno od Ljubljane, kjer bi lahko zajeli pomembne količine vode za oskrbo v izrednih razmerah. Raziskave, opravljene v okviru raziskovalne naloge Raziskave podtalne vode na Ljubljanskem barju, so potrdile domnevo nekaterih raziskovalcev, da se pod večjim delom Barja nahaja prod, ki so ga v pleistocenu in holocenu nanesle rečice in potoki v globeli in kotanje, nastale ob številnih prelomih. Starejši prelomi (zgornji pliocen) imajo smer severozahod-jugo vzhod in so z vrtinami in geofizikalnimi raziskavami razmeroma natančno določeni v kameninski podlagi Barja. To so predvsem Dobre- poljski, Ortneški, Želimeljski, Mišjedolski, Rakitniški in Borovniški prelom. V spod- njem pleistocenu so nastali prelomi v smeri jugozahod-severovzhod, kot so Brezovi- ško-Viški prelom, ki sega od Ljubljane do Vrhnike; prelom, ki poteka mimo Rudnika, severno od Ljubljanice v smeri proti Verdu; prelom, ki poteka severno od Ljubljanice vzporedno z Ljubljanico do njenih izvirov in prelom, ki poteka od Škofljice proti Bistri, ob katerem je severni del (med vrtinama OP-2 in PB-1) nižji za okoli 40 m. Najmlajši prelomi so še danes aktivni in potekajo v smeri sever-jug. Pomembnejši je Ljubljanski prelom, ki poteka zahodno od Gradu proti Iški Loki oziroma Vodicam. Pod vzhodnim delom Barja zavzemata Iški in Želimeljski prodni vršaj okoli 50km^ ter prod Gradaščice in Save približno 15 km^. Pod zahodnim delom Barja pa sta Borovniščica in Podlipščica s prodom zasuli okrog 18km^. Potoki in hudourniki z obrobja, ki ga sestavljajo predvsem permokarbonski peščenjaki in skrilavi glinovci, so na severnem in skrajnem vzhodnem delu Barja pod jezerskimi sedimenti nasuli s peščeno-prodnimi plastmi okrog 15km^ ozemlja. Predkvartarno podlago prodnega zasipa sestavljajo na severnem delu Barja neprepustne permokarbonske plasti pešče- njaka in skrilavega glinovca, ki so narinjene na dolomit Krimskega hribovja. (Vrtina V-5 pri Kostanjevici je od globine 24m do 30m prevrtala permokarbonske plasti, pod njimi pa zgornjetriadni dolomit). Na južnem in zahodnem delu Barja je v podlagi poleg dolomita še apnenec. Narivni kontakt je ob prelomih, ki potekajo v smeri NW- SE, premaknjen ponekod tudi za več kot 0,5 km. V prodnem zasipu Borovniščice, Iške in Želimeljščice sta ugotovljena dva med seboj ločena vodonosnika. Loči ju mejna plast, ki jo v vršaju Borovniščice in Želimeljščice sestavlja plast rdeče rjavega melja, debelega od 1,5 m do 3m, v vršaju Iške pa zaglinjen prod, debel okrog 10 m (vmes je tudi plast rdeče rjavega melja, debelega okrog Im). Spodnji vodonosnik sestavlja več prodnih vodonosnih plasti, med katerimi so slabo prepustne plasti, ki vodonosne plasti delno ločijo med seboj. Zgornji vodonosniki vršajev Borovniščice, Iške in Želimeljščice segajo na območju vodarn do globine približno 30 m. Podtalnica v vodonosnikih Borovniškega in Želi- meljskega vršaja se napaja z vodo iz vodonosnikov v karbonatnih kameninah na obrobju in le malo z infiltracijo padavin. Zgornji vodonosnik vršaja Iške se napaja okrog 60% z vodo ponikle Iške, 40% pa prispevajo padavine s prodnega vršaja. Zgornji vodonosniki vršajev Iške, Želimeljščice in Borovniščnice segajo pod Barje daleč proti severu. Večji del ponikle vode Iške odteka na zahodnem delu mimo vodarne in med vodnjaki, ki so zajeli vodo zgornjega vodonosnika, proti severu. Del te vode odvajajo barjanski izviri, del pa odteka še naprej proti Ljubljanskemu polju. Prodni zasipi pod jezerskimi sedimenti Ljubljanskega barja 547 Piezometrična gladina vode zgornjega vodonosnika je v profilu vodarne Brest na nadmorski višini 292 do 297 m, na območju vrtine BV-2 na nadmorski višini 292 m in na območju vrtine PB-2 289 m do 291 m. Piezometrična gladina podtalnice zgornjega vodonosnika je v vodnjakih na vršaju Borovniščice na nadmorski višini 290 do 291 m. Piezometrična gladina podtalnice zgornjega vodonosnika v vodnjaku VŽ-3, na vršaju Želimeljščice, je na nadmorski višini 292-292,5m. Po podatkih kemičnih analiz je voda podtalnice zgornjega vodonosnika Iške primerna za pitje, medtem ko je voda zgornjih vodonosnikov vršaja Borovniščice in Želimeljščice neprimerna zaradi prevelike vsebnosti železa. Voda zgornjih vodonos- nikov v vršaju Borovniščice in Želimeljščice je bakteriološko neoporečna, medtem, ko je voda podtalnice zgornjega vodonosnika Iške občasno oporečna. Na vršaju Borovniščice loči spodnji in zgornji vodonosnik predvsem okoli 1,5 do 3m debela plast rdečega melja, ki navzdol prehaja v rdečo rjavo glino. Podobna plast je ugotovljena v vrtinah na vršaju Želimeljščice in v vrtinah IŠ-3, PB-2 in PB-1 na vršaju Iščice. V vodnjakih vseh treh vodarn je ta plast približno povsod na nadmorski višini okrog 270m, medtem ko je v vrtinah PB-2 in PB-1 na nadmorski višini okrog 260m. Glede na to je mogoče sklepati, da gre za eolski sediment verjetno nanesen v zadnji würmnski poledenitvi iz kraškega območja na jugu. Mogoče je tudi sklepati (glede na približno enako nadmorsko višino meljne plasti), da neotektonski premiki (po würmu) niso bistveno vplivali na premike tal južno od preloma, ki poteka mimo Škofljice in Podpeči v smeri proti Bistri. Spodnji vodonosnik vršaja Borovniščice in Želimeljščice sestavlja dobro prepu- sten prod le v spodnjem delu (na raziskanem delu je ta plast debela okrog 15 m) in je odložen neposredno na podlago iz dolomita, ki predstavlja vodonosnik z arteško vodo. Na območju vršaja Iške so te prodne plasti spodnjega vodonosnika odložene severno od vodarne Brest (med vrtino OP-2 in Brezoviško-Viškim prelomom). Spod- nji vodonosnik je zagotovo ugotovljen v vrtini PB-1 v Črni vasi in v vodnjaku TB-3 ob Curnovcu, verjetno pa sega do Brezoviško-Viškega preloma. Južno od Črne vasi se spodnji vodonosnik vršaja Iške združi s spodnjim vodonosnikom vršaja Želimeljščice. Med vrtinama PB-2 in BV-1 pa se verjetno (to je potrebno še dokazati) združi s spodnjim prodnim vodonosnikom vršaja Borovniščice. Podtalna voda tako združe- nega spodnjega vodonosnika odteka v smeri proti Ljubljani (gradient l%o). Piezome- trična gladina vode spodnjega vodonosnika je v vodarni Brest na nadmorski višini 291 do 292m, v vrtini PB-1 na nadmorski višini 289,0 do 290,50m in v Murglah približno na nadmorski višini 283 m. Razlika med minimalno in maksimalno piezo- metrične gladino vode je približno 1,5 m. Spodnji vodonosnik se napaja z vodo vodonosnika iz karbonatnih kamenin. Ni ugotovljeno, če se spodnji vodonosnik Iškega vršaja napaja tudi z vodo ponikle Iške. »Združeni« vodonosnik južno od Ljubljane napaja tudi podtalnica prodnega zasipa Gradaščice. Iz vodnjakov na vršaju Borovniščice, ki so zajeli vodo spodnjega vodonosnika, črpajo 701/sek podtalnice. Iz vodnjakov, ki sta zajela vodo spodnjega vodonosnika na Iškem vršaju, črpajo 1001/sek in iz vodnjaka v spodnjem vodonosniku Želimeljščice zaenkrat le 201/sek. Po podatkih kemičnih in bakterioloških analiz je voda spodnjega vodonosnika povsod primerna za pitje. Na vršaju Borovniščice črpajo vodo spodnjega vodonosnika že pet let in do sedaj še niso opazili posedanja tal zaradi črpanja (izvajajo geodetske meritve). Prodni 548 Zvone Mencej vodonosnik zasipa Gradaščice severno od ceste Dolgi most-Gorjanc je debel med 10 do 12 m. Z vrtino G-8 je ugotovljeno, da sega mlajši prodni zasip Gradaščice do globine 34 m. Prodni zasip Gradaščice in vodonosnik v njem je pomemben predvsem severno od Dobrove in Šujice. Na tem območju napaja podtalnico v prodnem vodonosniku Gradaščica. Struga Gradaščice ni zablatena tako, da lahko precejšnje količine vode pritekajo iz struge v vodonosnik. To je ugotovljeno s črpalnim poizku- som v vodnjaku Š-1 severno od Dobrove, kjer je bilo pri stabiliziranih gladinah črpanih približno 601/sek podtalne vode. Koliko podtalnice v zasipu Gradaščice odteka v prodni vodonosnik južno od Ljubljane, ni izračunano, ker nista znana koeficient prepustnosti in gradient med Kožarji in cesto Ljubljana-Vrhnika. Gladina vode je severno od Šujice približno 2 m, v vrtini G-8 pa 3m pod površino. Voda iz vodnjaka Š-1 je kemično primerna, bakteriološko pa je občasno oporečna. Najmanj so znane hidrogeološke razmere v vodonosniku južno od Ljubljane, kjer se prepletajo prodi Iške, Gradaščice in Save. Debelina zasipa je čez 150 m. Verjetno je tu več vodonosnih plasti, ki so med seboj delno ločene s slabše prepustnimi plastmi gline in melja. Piezometrična gladina podtalnice je v vrtini TB-3 približno na nadmorski višini 287m in v Murglah na nadmorski višini 283m. Podtalnica s tega območja odteka v prodni vodonosnik Ljubljanskega polja skoz ožini med Gradom in Rožnikom ter Rožnikom in Podutikom. Nimamo še dovolj podatkov za natančnejši izračun pretokov podtalnice skoz obe ožini v prodni zasip Ljubljanskega polja. Ocenjujemo, da je ta pretok čez 2001/sek. Podtalnica v prodnem zasipu potokov in hudournikov z obrobja je za oskrbo z vodo nepomembna. Podtalnica ni zvezna, prepustnost prodnega zasipa je zelo majhna. Prodni zasipi potokov in hudournikov z obrobja pa so pomembni predvsem za gradnjo oziroma temeljenje na Barju. Območja na Barju, pod katerimi ni vodonosnikov z arteško vodo ali pa so ti v veliki globini, so verjetno bolj izpostavljena izsuševanju zgornjih plasti in s tem večjim posedanjem. Večja posedanja so tudi tam, kjer imamo še ohranjene plasti šote, to je predvsem v bližni melioracijskih jarkov, kjer zaradi izsuševanja preperi in se posede. Črpanje vode iz vodnjakov vodarne Brest, ki so zajeli vodo zgornjega vodonos- nika, bi verjetno imelo prej bolj neugodne ekološke posledice na Barje kot črpanje vode iz spodnjega vodonosnika. Zgornji vodonosnik leži neposredno pod barjanskimi krovnimi plastmi od barjanskih izvirov proti severu vsaj do Ljubljanice in še daleč proti vzhodu in zahodu. Ni nam znano, da bi dosedanje črpanje vodarne Brest imelo škodljive posledice na ekološke razmere na Barju. Nadaljnje raziskave bodo morale ugotoviti kolikšna količina črpanja vode iz vodonosnikov pod Barjem ne bo ekološko škodljiva oziroma kako izkoristiti naravni filter pod Barjem, kjer lahko prečistimo velike količine podzemne vode, ki priteka iz kraških vodonosnikov v prodni zasip pod Barjem. The gravel fill beneath the lacustrine sediments of the Ljubljansko barje 549 The gravel fill beneath the lacustrine sediments of the Ljubljansko barje Conclusions and recommendations for future work The Ljubljansko barje (the Ljubljana Swamp) is a former swampy region which has been largely drained in the last couple of centuries. Hydrological investigations performed in the last five years, especially in areas of alluvial fans of small rivers which flow into it, furnished new data on the gravel deposits, their extension, thickness, groundwater permeability in gravel aquifers, and on thickness of the swamp deposits. Numerous are also new data on the Pre-Quaternary basement and on the tectonics. Unclear and not sufficiently known remains, however, the influence of withdrawals of groundwater from gravel aquifers on sinking of compressible overlying swamp beds, and, in consequence, on the deterioration of ecological situation on the Barje. The amount of ground water of individual aquifers in gravel fans and its restoring capacity are not sufficiently known. Water quality is known only in a few sites. Major possibilities of pollution of ground water from the surface, through the overlying loam beds, were not investigated. Needed will be detailed investigations of gravel deposits south of Ljubljana where important amounts of water for supply in extraordinary conditions could be obtained. Results of investigations which were carried out in the frame of the research project Investigations of Ground Water on the Ljubljansko Barje furnished support to the hypothesis of several earlier authors that the major part of the swamp is underlain by gravel which was deposited during Pleistocene and Holocene by numerous small rivers and creeks into hollows and depressions which were formed along numerous faults. Older (Upper Pliocene) faults trend northwest-southeast, and they were quite accurately established in the rock basement by boreholes and geophysics. These are above all the Dobrepolje, Ortnek, Želimlje, Mišjedol, Rakitna and Borovnica faults. During the Lower Pleistocene originated faults of southwest- northeast directions, as the Brezovica-Vič fault from Ljubljana to Vrhnika; the fault which passes next to Rudnik and north of the Ljubljanica River towards Verd; fault which passes north of the Ljubljanica River and parallel to it towards its sources, and the fault which passes from Škofljica towards Bistra, and along which the north flank (between the boreholes OP-2 and PB-1) is depressed for about 40 meters. The youngest faults trending north-south are still active. One of the most important ones is the Ljubljana fault which trends from Iška Loka to west of the Ljubljana Castle and farther towards Vodice. Below the eastern part of Barje the Iška and Želimlje gravel fans cover about 50 km^, and the gravel of Gradaščica and Sava about 15 km^. Below the western part of Barje the Borovniščica and Podlipščica creeks filled with gravel about 18 km^. Creeks and periodic streams from the borderland which consists predominantly of Permo-Carboniferous sandstones and shaly mudstones, filled with fans of sand and gravel deposits below the lacustrine deposits around 15 km^ of territory in the north and extreme east part of Barje. The Pre-Quaternary basement of the gravel fill consists in the northern part of Barje of impermeable Permo-Carboniferous beds of sandstone and shaly mudstone which were overthrust on the dolomite of the Krim highlands. The borehole V-5 near Kostanjevica was drilled from 24 to 30 m through Permo-Carboniferous beds, and below that thorough Upper Triassic dolomite. In the south and west parts of Barje there occurs in the basement next to dolomite also limestone. The thrust contact was displaced in places for more than 0,5 km along faults which trend NW-SE. 550 Zvone Mencej In the gravel deposits of the Borovniščica, Iška and Želimeljščica rivers two well separated aquifers were established. They are delimited by a border bed which consists in the Borovniščica and Želimeljščica fan of red brown silt from 1.5 to 3 m thick, and in the Iška fan of loamy gravel which is about 10 m thick (containing also of about 1 meter thick layer of red brown silt). The lower aquifer consists of several gravel water bearing beds which are separated by poorly permeable beds. The upper aquifers of Borovniščica, Iška and Želimeljščica fans reach in the areas of supply wells to approximately 30 m depth. The ground water in aquifers of the Borovniščica and Želimeljščica fans is recharged with water from aquifers in carbonate rocks on the borders of Barje, and only insignificantly in a direct way by infiltration of precipitation. The upper aquifer of the Iška fan is recharged to about 60 % with water of the underground Iška flow, while the remaining 40 % are supplied by precipitation on the gravel fan. The upper aquifers of Iška, Želimeljščica and Borovniščica fans reach below Barje far northwards. The major part of the sinking waters of Iška flows in the western part by the water supply station and between the wells which captured water of the upper aquifer farther northwards. A part of this water is discharged in the Barje springs, and a part flows farther towards the Ljubljansko polje (Field). The piezometric level of water of the upper aquifer is in the traverse of the Brest water station at 292 to 297 m above the sea level, in the area of the borehole BV-2 at 292 m, and in the area of the borehole PB-2 at 289 to 291 m above the sea level. The piezometric level of the ground water of the upper aquifer is in wells of the Borovniščica fan et 290 to 291m above the sea level. The piezometric level of the ground water of the upper aquifer in well VŽ-3 in the Želimeljščica fan occurs at 292 to 292.5 m above the sea level. According to chemical analyses the water from the ground water of the upper aquifer of Iška is appropriate for drinking, whereas water from the upper aquifers from the Borovniščica and Želimeljščica is not appropriate owing to excessive amounts of iron. Water from the upper aquifers in Borovniščica and Želimeljščica fans is bacteriologically irreproachable, while water from the upper aquifer of Iška is periodically not. In the Borovniščica fan the lower and the upper aquifers are separated by a 1.5 m thick layer of red silt which passes downwards into red brown loam. A similar layer was found in the Želimeljščica fan and in boreholes IŠ-3, PB-2 and PB-1 in the Iščica fan. In wells of all three water supply stations this layer occurs approximately at 270 m above the sea level, whereas in the boreholes PB-2 and PB-1 it is situated at about 260 m above the sea level. On the ground of these data it seems probable that layer is of eolie origin, most probably deposited during the last Würm glaciation from the karstic source area in the south. It can be also concluded (on the basis of about equal altitude of the silty layer) that the Post-Würm neotectonical movements did not essentially influence the territory south of the fault which passes from near Škofljica and Podpeč to Bistra. The lower aquifer of the Borovniščica and Želimeljščica fans consists of highly permeable gravel only in its lower part. In the investigated terrain this bed is about 15 m thick. The gravel was deposited directly on dolomitic basement which repre- sents an aquifer with artesian water. In the area of the Iška fan these gravel beds of the lower aquifer were deposited north of the Brest water supply station (between the borehole OP-2 and the Brezovica-Vič fault). The lower aquifer was established with certainty in borehole PB-1 in Črna vas, and in the well TB-3 at Curnovec, it probably The gravel fill beneath the lacustrine sediments of the Ljubljansko barje 551 extends up to Brezovica-Vič fault. South of the Črna vas the lower aquifer of the Iška fan unites with the lower aquifer of the Želimeljščica fan. Between boreholes PB-2 and PB-1 it possibly joins (which remains to be proved) with the lower gravel aquifer of the Borovniščica fan. The ground water of so unified aquifer then flows farther in the direction of Ljubljana (gradient of about 1 %). The piezometric table of the lower aquifer in the water supply station of Brest is at 291 to 292 m above the sea level, in borehole PB-1 at 289 to 290.5 m, and in Murgle at about 283 m above the sea level. The difference between the minimum and maximum piezometric tables of water is about 1.5 m. The lower aquifer is recharged with water from the aquifer in carbonate rocks. It was not found whether the lower aquifer of the Iška fan was being recharged also with waters of the sinking river Iška. The "united" aquifer south of Ljubljana is recharged also by ground water in the gravel deposits of the Gradaščica river. From the wells in the Borovniščica fan which are supplied by water from the lower aquifer, about 70 1/s of water is being withdrawn. From the wells which reach to the lower aquifer in the Iška fan about 100 1/s and from the well in the lower aquifer of the Želimeljščica fan at present only 20 1/s are being withdrawn. According to results of chemical and bacteriological analyses the waters of the lower aquifer are entirely adequate for drinking. On the Borovniščica fan the water from the lower aquifer has being withdrawn for six years already, but no subsidence of the soil due to pumping has been observed by geodetic measurements. The gravel fill of the Gradaščica north of the road Dolgi most bridge-Gorjanc tavern is 10 to 12 m thick. The well TB-3 established the depth of the younger gravel fill of the Gradaščica at 40 m. The gravel deposit of Gradaščica and the aquifer in it are important especially north of villages of Dobrova and Šujica. In this area, the ground water in the gravel aquifer is recharged by the Gradaščica River. The riverbed of the Gradaščica is not muddy, so that considerable amounts of water can flow from the riverbed into the aquifer. This was proved with a pumping experiment in the well Š-1 north of Dobrova, where at steady water levels about 60 1/s of ground water was pumped. The amount of ground water flow from the Gradaščica gravel fill into the gravel aquifer south of Ljubljana was not estimated, because the permeability coefficient and gradient between the Kožarje village and the Ljubljana- Vrhnika highway were not known. The water table north of the Šujica village is about 2 m, and in the borehole G-8 around 3 m below the surface. Water from the well Š-1 is chemically appropriate, but it is periodically bacteriologically unappropriate. The hydrogeological situation in the aquifer south of Ljubljana where the gravels of Iška. Gradaščica and Sava intermingle, is the least known. The thickness of the gravel fill exceeds 150 meters. In it probably occur several aquifer beds which are separated by layers of loam, silty loam and silt of lower permeability. The piezome- tric table of ground water in borehole TB-3 is approximately at 287 m above the sea level, and in Murgle at 283 m. The ground water from this area flows to the gravel aquifer of the Ljubljansko polje Field through the narrows between the Ljubljana Castle Hill and the Rožnik Hill, and between Rožnik and the Podutik village. There are no sufficient data for a reliable estimation of the discharge of ground water through both narrows to the gravel fill of the Ljubljansko polje. A rough estimate would be more than 200 1/s. Ground water in the gravel fill of creeks and periodical streams of the Ljubljan- sko barje borderland is unimportant for the water supply. The ground water is not 552 Zvone Mencej continuous, and the permeability of the gravel fill is very low. The gravel deposits of creeks and periodic streams from the borderland, however, are important especially for construction resp. foundation in the Barje region. The areas of the Moor which are not underlain by aquifers with artesian water, or where these occur in greater depths, are possibly more subjected to drying of upper beds, and by this to subsidence. Considerable subsidence occurs also in the areas of preserved peat layers, especially in the vicinity of a melioration ditches where dried peat weathers. Withdrawals of water from wells of the water supply station Brest which captu- red water of the upper aquifer have possibly more unfavorable ecological consequen- ces for the Moor than pumping the water from the lower aquifer. The upper aquifer lies directly below the upper swamp beds in the area of the Barje springs northwards at least to the Ljubljanica river, and still farther towards the east and the west. It has not been known that the withdrawing of water in the water station Brest had any harmful consequences for the ecological situation of the Barje. Further investigations should establish an estimate of the admissible amount of withdrawals from the aquifers below Barje which would cause no ecological harm, and to suggest ways of using the natural gravel filter below Ljubljansko barje in which large amounts of ground water could be cleaned that arrives from karstic aquifers. Prodni zasipi pod jezerskimi sedimenti Ljubljanskega barja 553 Literatura Breznik, M. 1975 a, Hidrogeološke raziskave za vodarno Brest v podtalnici Iškega vršaja. Tipkano poročilo. Arhiv Geol. zavod, Ljubljana. Breznik, M. 1975 b. Podtalnica Iškega vršaja. Geologija 18, 289-309, Ljubljana. Breznik, M. 1984, Zmogljivost črpališča Brest v sušni dobi, II. del. Tipkano poročilo. B u s e r, S. 1965, Geološka zgradba južnega dela Ljubljanskega barja in njegovega obrobja. Geologija 8, 34-54, Ljubljana. Buser, S. 1969, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000. Tolmaç lista Ribnica, 60 p.. Zvezni geol. zavod, Beograd. Drobne, F. & Tovornik, S. 1961, Obvestilo o raziskavah geoloških pogojev za gradnje na območju Ljubljane. Geologija 7, 269-275, Ljubljana. Grad, K. & Ferjančič, L. 1976, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000. Tolmač za list Kranj. Zvezni geol. zavod, Beograd. Grimšičar, A. & Ocepek, V. 1967, Vrtini BV-1 in BV-2 na Ljubljanskem barju. Geologija 10, 279-303, Ljubljana. Mencej, Z. 1988, Aluvialni vršaj Želimeljščice. Geologija 24/1, 169-171, Ljubljana. Mencej, Z. & Žlebnik, L. 1983, Raziskave podtalne vode na Ljubljanskem barju I. faza. Letno poročilo. Tipkano poročilo. Arhiv Geol. zavod, Ljubljana. Mencej, Z. & Žlebnik, L. 1985, Raziskave podtalne vode na Ljubljanskem barju III. faza. Letno poročilo. Tipkano poročilo. Arhiv Geol. zavod, Ljubljana. Pavlovec, R. 1959, Poročilo o rezultatih vrtin med Notranjimi goricami in Podpečjo na Ljubljanskem barju. Tipkano poročilo. Arhiv SAZU, Ljubljana. Pleničar, M. 1970, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000. Tolmač za list Postojna, 66 p.. Zvezni geol. zavod, Beograd. Premru, U. 1983, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000. Tolmač za list Ljubljana, 75 p. Zvezni geol. zavod, Beograd. Rakovec, I. 1955, Zgodovina Ljubljane 1. Geologija in arheologija, 11-207, Ljubljana. Ravnik, D. 1965, Geoelektrične raziskave na Ljubljanskem barju. Geologija 8, 80-89, Ljubljana. Ravnik, D. 1979, Električno sondiranje vzdolž trase avtoceste prek Ljubljanskega barja. Geologija 18, 325-337, Ljubljana. Ta nei k, R. 1965, Pedološke značilnosti Ljubljanskega barja. Geologija 8, 58-78, Ljub- ljana. Tomšič, B. 1986, Geološke raziskave na Ljubljanskem barju. Tipkano poročilo. Arhiv Geol. zavod, Ljubljana. Vidic, F., Andrič, Z. & Mervič, I. 1979, Geotehnično poročilo o pogojih izvedbe južne obvoznice od Viča do Debelega hriba za glavni projekt 52. Tipkano poročilo. Arhiv Geol. zavod, Ljubljana. Živanovič, M. & Ravnik, D. 1988, Študija geološke strukture na Ljubljanskem polju in Barju s posebnim ozirom na geotermalno energijo, II. faza. Tipkano poročilo. Arhiv Geol. zavod, Ljubljana. Žlebnik, L. 1969, Poročilo o hidrogeoloških razmerah v zahodnem in osrednjem delu Ljubljanskega barja. Tipkano poročilo. Arhiv Geol. zavod, Ljubljana. Žlebnik, L. 1983, Poročilo o rezultatih raziskav v opuščeni opekami na Brodu. Tipkano poročilo. Arhiv Geol. zavod, Ljubljana. GEOLOGIJA 31, 32, 555-553 (1988/89), Ljubljana UDK 556.334.34.36.551.44(495) = 20 Development of the brackish karstic spring Almyros in Greece Sanacija zaslanjenega kraškega izvira Almyros v Grčiji Marko Breznik University of Ljubljana, Hajdrihova 28, 61000 Ljubljana Abstract In karstic massifs of anisotropic permeability groundwater circulates practi- cally, only through zones of high permeability called veins. Coastal springs are contaminated by sea-water either at the mouth of a submarine spring or inside the karstic massif in a branching of veins. The methods to desalinate brackish karstic spring are: - isolation of the karstic aquifer from sea-water intrusion by a dam at the spring or by a grout-curtain that seals the lower vein with sea-water; - interception of fresh-water by boreholes, wells or drainage galleries within the karstic massif, inland of the sea-water influence; - rise of the spring level by a dam. In that case, fresh-water accumulates in the karstic massif and prevents the intrusion of sea-water. There are already numerous cases of successful development of brackish springs. A more detailed analysis discusses the development possibilities of the important brackish spring Almyros with a mean discharge of 7m^/s on Crete island in Greece. Kratka vsebina Podzemna voda se pretaka v kraških masivih neenakomerne prepustnosti v pomembnih količinah samo skozi močno prepustne cone, imenovane žile. Ob- morski izviri se zaslanijo ali v ustju podmorskega izvira ali v razcepu žil znotraj kraškega masiva. Zaslanjene izvire lahko saniramo na naslednje načine: - z izolacijo kraškega masiva od morske vode s pregrado pri izviru ali z injekcij- sko zaveso, ki zatesni spodnjo žilo z morsko vodo; - z zajetjem sladke vode z vrtinami, vodnjaki ali drenažnimi rovi v notranjosti kraškega masiva izven vpliva morske vode; - z dvigom gladine izvira s pregrado. V tem primeru se sladka voda akumulira v kraškem masivu in prepreči vdor morske vode. Imamo že mnogo primerov uspešne sanacije zaslanjenih kraških izvirov. Bolj podrobno razpravljamo o možnosti sanacije pomembnega zaslanjenega izvira Almyros s srednjim pretokom 7 m^/s na otoku Kreti v Grčiji. 556 Marko Breznik Contamination in the branching of veins Karst aquifers of anisotropic permeability are characterized by zones both of very low and of high permeability. Groundwater circulates practically only through zones of high permeability, called veins. The term "vein" does not determine its shape which can be a solution canal, a cave, a fractured or cavernous zone, etc. The vein in which fresh-water circulates is a primary vein. The place where the primary vein branches (Fig. 1) into the lower vein connected with the sea and into the upper vein leading to the spring is called a branching of veins (or vein-branching). Lower veins were formed by fresh-water when their carbonatic rocks massif was above sea level during previous geological periods. Later the elevation of the sea level increased in relation to the massif with veins either due to the tectonic subsidence of the massif Fig. 1. Scheme of karstic veins of a brackish spring (after Breznik 1973) mo - Sea; gm - Sea level; i - Brackish spring; v - Primary vein with fresh-water; m - Lower vein with sea-water; s - Upper vein with brackish water; r - Vein-branching; u - Mouth of lower vein; m, min - Lowest point of lower vein; h and g - Height above reference level; 1 - Mean sea level; 2 - Reference level; 3 - Piezometric head line of the primary and upper veins; 4 - Piezome- tric head line of the lower vein; 5 - Energy head line of the primary and upper veins; 6 - Energy head line of the lower vein; 3 to 6 - All the heads expressed through the head of fresh water SI. 1. Položaj kraških »žil« zaslanjenega izvira (po Breznik 1973) mo - morje; gm - gladina morja; i - zaslanjen izvir; v - dovodna žila s sladko vodo; m - spodnja žila z morsko vodo; s - zgornja žila s somornico; r - razcep žil; u - ustje spodnje žile; m, min - najgloblji del spodnje žile; hing- višina nad primerjalno ravnino; 1 - srednja morska gladina; 2 - primerjalna ravnina; 3 - piezometrična višina dovodne in zgornje žile; 4 - piezometrična višina spodnje žile; 5 - energetska višina dovodne in zgornje žile; 6 - energetska višina spodnje žile; 3 do 6 - višine so podane s stebrom sladke vode Development of the brackish karstic spring Almyros in Greece 557 (Tertiary to Holocene periods), or due to the rise (Holocene) of the sea level (Herak, 1975, 1977). The mechanism of contamination inside the karstic massif was explained by G j u r a š i n (1943), Kuščer (1950) and Breznik (1973). This type of contamination of coastal springs is the most frequent one along the limestone coasts of Yugoslavia and Greece, and there are some such springs along the coasts of France, Italy, Turkey, Syria, Lebanon and other countries. Supposed disposition of karstic aquifers The Almyros spring on the Crete island in Greece is a typical brackish spring contamined in the branching of veins inside a karstic massif of anisotropic permea- bility (Bur don & Papakis, 1964; Kuščer I. & Kuščer D., 1962; Plataki, 1968). Fig. 2. Schematic block diagram of veins in the karstic massif of the Almyros spring (after Breznik 1978) 1 - Neogene deposits (sand, clay, organic limestone); 2 - Tripolitza series deposits (limestone mostly); 3 - Metamorphic schists (quartzite, phyllite, chlorite, marble); 4 - Direction of flow in veins during dry period; i - Almyros spring; v - Primary vein; r - Branching of veins; s - Upper vein; m - Lower vein; m, min - Lowest point of lower vein; u - Mouth of lower vein; gm - Sea level;/-Fault SI. 2. Shematičen blok diagram žil v kraškem masivu izvira Almyros (po Breznik 1978) 1 - neogenski sedimenti (pesek, glina, organski apnenec); 2 - sedimenti serije Tripolitza (pretežno apnenec); 3 - metamorfni skrilavci (kvarcitni filit, klorit, marmor); 4 - smer pretoka v žilah v sušnem obdobju; i - izvir Almyros; v - dovodna žila; r - razcep žil; s - zgornja žila; m - spodnja žila; m, min - najnižji del spodnje žile; u - ustje spodnje žile; gm gladina morja; f - prelom 558 Marko Breznik The probable disposition of the lower karstic aquifer is explained in Fig. 2. The lower main karstic aquifer which drains the Psiloritis massif is a deep, confined aquifer contaminated by sea-water in several 500 to 1000 meter deep vein-branch- ings (mixing points). There are some vein-branchings of different depths at a supposed distance of 2 to 5 km from the spring. The upper secondary karstic aquifer which drains the NE part of the Psiloritis massif (Keri plateau) is a semi-unconfined aquifer. The main outflow of both aquifers is the Almyros spring. The circulation between veins of the two aquifers is probably weak, except in the spring area. The very deep position of the primary and lower veins is explained by a gradual subsidence of the eastern part of the Psiloritis massif (Papadopoulos & Scan- vic, 1968) and by the existence of a Mesozoic limestone stratum below the Neogene deposits of the Iraklion graben (Fig. 2). In former geologic periods the lower vein of the lower aquifer was the primary vein and the main outflow into the sea probably to the NE of Iraklion. During the Pleistocene period, with an 80 meter lower sea level, the direct outflow into the sea in the area of the Almyros spring was blocked by a belt of metamorphic schists of Roghdia. The present upper vein and the spring were formed or reactivated afterwards. The present upper vein has namely a better hydraulic gradient in comparison with the present lower vein which is supposedly over 20 km long. Such a long vein is not an exception. For instance the famous sea- water mills with a maximum inflow of 1.7 m^/s of sea-water on the western shore of the Kefallinia island feed the lower vein of the Sami Springs with a discharge of lOm^/s of brackish water situated on the eastern shore at a distance of 15 km. Observations of Almyros spring Measurements of discharge, salinity and elevation of water level of brackish springs are the most important observations necessary to determine their mechanism. Discharge versus salinity relation The salinity starts and stops suddenly in correlation with the spring discharge in the spring Blaž in Yugoslavia. The Almyros spring, however, has a gradual increase of the salinity during the decrease of its discharge. The discharge-salinity relations of the Almyros spring (Fig. 3) deary show that the salinity of the spring depends mainly on discharge and only sligtly on spring level. In natural conditions, losses of head due to friction in the upper vein predomi- nantly influence the important piezometric surface of fresh-water in the branching of veins. The discharge of about 12-13 m^/s is the critical discharge that regulates the inflow of sea-water at a spring level of 3 metres above M.S.L. Summer test 1977 with rise of spring level A dam was constructed downstream of the Almyros pool and the level of the spring artificialy raised with the aim to reduce its salinity. There was not any rain during the test. The observation data are presented in Table 1. The influence of the rise in spring level was either small - 5 percent decrease in discharge and salinity - or nil as the measurement accuracy was about 10 percent. Percolation of water below the dam and springs on the downstream slope of the dam were observed. Development of the brackish karstic spring Almyros in Greece 559 Consequenty we recommended (Breznik, 1977, 1978) a reconstruction of the dam spillway and a similar test to be performed in winter when the discharge is greater. Winter test 1987 with rise of spring level The stability of the dam was increased with relief wells and the spillway recon- structed. The level of the spring was raised to 10 metres above M.S.L. Discharge and salinity were observed. The former and new results are presented in Fig. 3. The salinity is reduced below 50 mg Cl/1 one or two days after the discharge rose over about 12-13 m^/s. The brackish water, namely has to be washed out of the under- ground storage after the inflow of sea-water has been blocked. Intrusion of sea- water, perceptible by a rise in salinity over 100 mg Cl/1 started when the discharge was reduced either below 12.5 mVs (29 March 1987) or below 9.2 m^/s (14 May 1987). A discharge of about 10-11 m^/s was a critical discharge which regulated the sea water inflow at the spring level of 10 metres above M.S.L. during the 1987 test. Boreholes between the spring and the sea From 1968 to 1971 many boreholes were drilled between the spring and the sea with the aim to find the area with sea-water intrusion into the karstic massif, and to explore the geology of the area. The deepest boreholes reached below 400 m. The limestone massif was found to be underlain by metamorphic schists at a depth of about 300 metres below the spring. The schists crop out between torrent Keri and the sea. Limestone strata extend in the depth for about 0.5 km from the spring towards the sea where they are cut of by a fault. The level and the salinity at different depths were measured. Sea-water was not detected and the highest salinity of water in boreholes was only one half of the Almyros spring salinity (United Nations, 1968, 1971, 1972). Piezometric boreholes Several new boreholes were drilled in the karstic massif behind the Almyros spring. Levels of karstic groundwater and salinity were observed in these boreholes and in the old ones. The results are presented in the following Table 2. In most of the boreholes the levels were measured on the 11. 02. and 6. 10. 1983 and the salinity on the 17. 02. and 21. 10. 1983. Mehanism of groundwater flow Mechanism of contamination An about 40 meter high column of sea-water exerts due to its higher density the same hydrostatic pressure as an about 41 meter high column of fresh water. That is known as the Ghyben-Herzberg law. In coastal aquifers in sand and gravel of isotropic permeability the surface of equal fresh and sea water pressures is called interface or zone of mixing. This zone is about 2 m thick and can be detected in every borehole in the coastal area (Cooper, 1959). Fig. 3. Salinity in dependence of discharge and pool level elevation in the Almyros spring Cl - salinity; Q - discharge; (hi-hrrJ - elevation of spring pool surface SI. 3. Slanost v odvisnosti od pretoka in višine gladine jezerca izvira Almyros Cl - slanost; Q - pretok; (hrhm) - višina gladine jezerca izvira 562 Marko Breznik Table 1. Observations during summer test 1977 Tabela 1. Meritve med poletnim poizkusom 1977 In coastal karstic aquifers of anisotropic permeability such an interface does not exist because there the main quantity of water flows through fissure or canal veins. A discontinuous plane of equal fresh and seawater pressures in veins is called the equilibrium plane (Breznik, 1973). The difference between an interface and an equilibrium plane is like the difference between the phreatic surface of an uncon- fined aquifer and the piezometric surface of a confined karstic aquifer. The first exists in the whole mass of gravel and could be detected in every borehole. The second exists in veins only and in boreholes which have penetrated into the karstic veins. The position of the equilibrium plane determines the mixing process of fresh and sea water in the vein-branchings. In the spring-autumn period the piezometric surface of fresh-water in the primary vein is low and the equilibrium plane crosses the vein-braching what enables the sea-water to intrude into the karstic aquifer. The energy for such a flow pattern is furnished by fresh-water flowing through the vein- branching. Spring-Autumn Period in Almyros spring In that period the Almyros is contaminated by sea water. The contamination occurs in those vein-branchings where sea water has an equal pressure than the fresh water. The head and energy lines explain the relevant flow conditions. Some vein- branchings at different depths produce the gradual salination of the spring. Development of the brackish karstic spring Almyros in Greece 563 Table 2. Water level and salinity in boreholes (Breznik, 1984a) Tabela 2. Gladina in slanost vode v vrtinah (Breznik, 1984 a) Winter period in Almyros spring In the vv^inter period the piezometric surface of fresh-w^ater is high and the corresponding equilibrium plane in a low position. The Almyros spring discharges fresh-water. The lowest point of the lower vein - in limestone somewhere below the impervious Neogene deposits of the Iraklion-Festos graben - is certainly deeper than the vein- branching. A high pressure of sea-water in a lower vein of such a shape prevents losses of fresh-water out of submarine springs during the fresh-water flow of the Almyros spring in winter. Submarine springs were never observed in the Iraklion sea, although they could be easily detected by their wheels, i.e. characteristic surface surges. Evidently they do not exists in this area. Possibilities of Development Methods of Development The methods to desalinate brackish karstic springs are: - isolation of the karstic aquifer from sea-water intrusion by a dam at the spring or by a grout-curtain that seals the lower vein; - interception of fresh-water by boreholes, wells or drainage galleries within the karstic massif, inland of the sea-water influence; - rise of the spring level by a dam. In that case, fresh-water accumulates in the karstic massif. The fresh-water piezometric surface is raised to a higher level and the equilibrium plane is pushed down so that sea-water intrusion is blocked also during dry periods. 564 Marko Breznik There are already numerous cases of successful development of brackish springs (Biondić & Vulić, 1974; Fritz & Pavlin, 1978). The important Bačvice springs in Yugoslavia were developed by grout-curtains that have blocked their lower veins and isolated the aquifer from sea-water intrusion. Two regional drinking water supply systems were constructed with desalinated water of this springs. The Žrnovica spring in Yugoslavia was developed by means of a grout-curtain and by the rise of the spring level. The period of fresh-water flow was extended by a short grout- curtain in the area of the Tabačina spring (Pavlin, 1982). The Dobrica, Dobra and Golubinka springs in Yugoslavia and Brojnica spring in Italy were isolated by small diaphragm walls from seawater influence. The Kiveri springs in Greece were developed by isolation of the spring area from the sea by a dam and by the rise of the spring level ( P a V1 i n & Biondić, 1971; Ständer, 1971; Pavlin, 1973, 1982; Pavlin & Fritz, 1978; Breznik, 1973). Fresh-water of the springs Gustima, Opačica, Bakar, Kovča-Zaton, Stari grad. Korita, Jelsa, Dubrava, Zvir and others in Yugoslavia was intercepted in galleries or shafts. Alike the success was achieved with many deep boreholes in Greece and Italy (Tadolini & Zanframundo, 1988) at distances of 5 to 10 km from the sea. It has been possible to intercept only about 20 % of the discharge of the correspondent springs (Fritz, 1978, 1979; Mijatović, 1976,1986, Breznik 1973). Development of the Almyros Irakliou Spring Extensive geological and geophysical investigations as well as drilling of deep boreholes in 1968 to 1971 in the area between the spring and the sea have failed to detect the lower vein. Now we are sure that it is not there. The lower vein is presumably very long and at a great depth at an unknown position, and probably connected with the sea to the NE of Iraklion. As its precise location is not known, it is impossible to isolate the spring by grouting (Breznik, 1958, 1962, 1976, 1978). Otherwise, it is possible to intercept the fresh-water in the area of the Gonies gorge or in the Tylissos area by deep boreholes connected by a drainage gallery. The technical and economic disadvantage of the interception method are the very great number of boreholes wanted to intercept every important karstic vein, and that is still aggravated by the high ground elevation. In the Gonies gorge about 450 meter deep tube-wells with an about 320 meter pumping head and in the Tylissos area about 300 meter deep tube-wells with an about 200 meter pumping head would be needed. Observations of the natural conditions indicate that the Almyros spring offers favourable possibilities for development by means of a rise in spring level. The most important observation results to consider are: - Discharge - spring level - salinity relation During winter the spring delivers fresh-water at a discharge of about 12-13 m^/s and level of 3 m above M.S.L. During smaller discharges and lower levels the spring water is brackish. - Flood discharge and loss of water As submarine springs have never been observed in the sea of Iraklion (Breznik, 1984 b), there are no losses of water through the lower vein, even during the flood periods with discharges of about 50 m^/s and a very high piezometric head of fresh- water in vein-branching and lower vein. Development of the brackish karstic spring Almyros in Greece 565 - Discharge - raised spring level - salinity relation During the 1977 summer test the level was raised to 10 m above M.S.L., and with a discharge of about 4m^/s the decrease in discharge and salinity of 4500 mg Cl/1 were either very small - about 5 % - or possibly nil. - During the 1987 winter test the level was raised to 10 m above M.S.L., and with a discharge of about 10-11 ^/s the spring delivered fresh water. The explanation of these results is as follows: The piezometric head in the vein-brancing regulates the position of the equilib- rium plane and of the inflow of sea-water into the spring. - During winter the karstic massif is filled with water, so the piezometric surface rises. The fresh-water head and pressure at the vein-branching and in the lower vein are high enough to block the inflow of sea-water. The equilibrium plane is below the vein-branching and sea-water cannot infiltrate into the vein at dis- charges above 12-13 m^/s (Fig. 4). - During flood discharges the head and pressure at the vein-branching are higher due to very high losses of head in the upper vein. The equilibrium plane is lowered Fig. 4. Flow directions in the lower aquifer of the Psiloritis-Iraklion region in the winter period during fresh-water flow of Almyros spring (after Breznik, 1984 a). See legend of Fig. 1 7 - Piezometric head line of the lower vein; 8 - Energy head line of the lower vein; 7-8 all the head expressed through the head of sea-water; 9 - Equilibrium plane in winter period; 10 - Equilibrium plane during winter flood discharge; 11 - Pressure line of the lower vein expressed through the head of fresh-water S1. 4. Smeri pretoka v spodnjem vodonosniku področja Psiloritis-Iraklion pozimi med sladkovodnim izlivom izvira Almyros (po Breznik, 1984 a). Glej legendo slike 1 7 - Piezometrična višina spodnje žile podana s stebrom morske vode; 8 - Energetska višina spodnje žile podana s stebrom morske vode; 9 - Ravnotežna ploskev v obdobju zime; 10 - Ravnotežna ploskev v obdobju zimskih poplavnih pretokov; 11 - Tlačna črta spodnje žile podana s stebrom sladke vode 566 Marko Breznik and interesects the lower vein at a lower elevation. But not all the lower vein is above equilibrium plane, as this would induce losses of fresh-water through the lower vein. There is no flow of either fresh- or sea-water through the lower vein (Fig. 4). - From spring to autumn, the karstic massif is drained, the spring level lowered and the fresh-water head at the vein-branching subsides as losses of head in the upper vein are smaller due to smaller discharges. The ascending equilibrium plane crosses the vein-branching and with discharges below 12-13 m^/s some sea water infiltrates into the upper vein (Fig. 5). In the case of more vein-branchings sea water infiltrates first throught the lower ones. - During the 1977 test the fresh-water head and pressure at the vein-branching were equal to the sea-water head and pressure, expressed through the head of fresh- water, so sea water countinued infiltrating into the upper vein. This indicates that the fresh-water head and pressure at the vein-branching were at that time smaller than during the winter when the discharge had amounted to 12-13 m^/s and the spring water was fresh. The artificial rise in spring level in 1977 did not counterba- lance the difference in head losses between the discharges of 4 m^/s and 12-13 m^/s. The artificial rise in spring level was too small. Evidently, during the summer a higher artificial rise in spring level is needed. Fig. 5. Flow direction in the lower aquifer of the Psiloritis-Iraklion region in the spring-autumn period during brackish water flow of Almyros spring (after Breznik, 1984b). See legend of Figs. 1 and 4 12- Equilibrium plane in the spring-autumn period SI. 5. Smeri pretoka v spodnjem vodonosniku področja Psiloritis-Iraklion od spomladi do jeseni med zaslanjenim pretokom izvira Almyros (po Breznik, 1984 b). Glej legendo si. 1 in 4 12- Ravnotežna ploskev v obdobju pomlad-jesen Development of the brackish karstic spring Almyros in Greece 567 - During the 1987 winter test the spring level was raised to 10 m above M.S.L. and the spring delivered fresh water at discharges of about 10-11 m^/s. This indicates a clear influence of the level rise on the spings salinity. Supposition on the Necessary Artificial Rise in Sping Level The unknown value is the piezometric head of fresh-water in the vein-branching (hr - hm) during the fresh-water flow of the spring. It is the sum of the spring elevation (hj - hm) and of losses of head yQ^ in the upper vein reduced for the velocity head avr2/2g in the vein-branching. The direction of flow, largely determined by the orientation of the veins, may influence the mixing process during high discharges but cannot be accounted for with certainty. This influence is very small in the spring-autumn period as the velocity of flow is small due to small discharges. The elevation of the spring can be measured. Losses of head depend on length, cross section and roughness of the upper vein and the square of discharge. On that last quantity also depends the velocity head. The natural condition of the vein does not change. Thus, the changes in loss of head and velocity head can be expressed as functions of discharge: The thus derived ratios of loss of head for characteristic discharges are given in the following Table 3. The ratios between the losses of head and the discharge clearly indicate the predominance of the influence of discharge on the fresh-water head and pressure in the vein-branching. The characteristics of the upper vein that determine the losses of head in vein- branching can be calculated if the discharge at which the fresh-water flow starts is measured at two different spring levels. 568 Marko Breznik Table 3. Ratios between losses of head as function of discharges Tabela 3. Razmerje med tlačnimi izgubami in pretokom During the winter test 1987 the spring level was 10 m. The discharge increased very quickly and considering the volume of underground storage it is difficult to assess the critical discharge at which the fresh-water flow initiated. It was easier to evaluate the discharge at which fresh-water (salinity below 50 m Cl/1) began to become slightly salty (100-200 mg Cl/1). This discharge was 10 to llm^/s during the winter test 1987 and 12 to 13m^/s during the years 1971-1977 when the spring level was 3 m above M.S.L. For measurement data of the piezometric levels in boreholes in the karstic marssif behind the Almyros spring see Table 2. The boreholes II (ALD 3), T1 and G5 (ALD 1) with winter levels of 45.8, 44.6 and 42.6m above M.S.L. are too far inland. The boreholes G3/68 and G4 (FAO 9) with winter levels of 7.3 and 8.9 m are apparently in the secondary upper karstic aquifer and the borehole G2 (FAO 6) with a winter level of 2.9 m in the outflow area of both aquifers. However, the boreholes Argiry-Tylissos, T2 and G6 (AGR 1) with winter levels of 22-30 m, 31.1m and 28.0 above M.S.L., all situated in the Tylissos-Koubedes area, could give an indication on the winter levels either in the area of the vein-braching, or in an area more inland of that area, or in an area drained by the upper aquifer. We can surmise therefore that the needed autumn elevation of spring level should be from 20 to 30 m above M.S.L. This elevation has to be determined by new tests in the rise of the spring level. Development of the brackish karstic spring Almyros in Greece 569 Rockfill dam The construction of an appropriate rockfill dam might be confronted with serious problems. The requested height (20 to 30 m) of the dam is not exactly known in advance because it depends on the rise of the spring level achievable by the dam. That requests a dam and a spillway that can be constructed in stages. A concrete face rockfill dam would be an appropriate solution. Makropolos (1985/86) concluded that there is a 90-percent probability for a 0.21-0.24 g horizontal acceleration earthquake at Knossos near Iraklion in the next 50-100 years. We have to expect a bigger earthquake at the Almyros rockfill dam site due to the presence of the main fault and sandy materials below the dam. Fine to medium sand saturated with water is not a good foundation ground in seismic areas as the overturning of a structure in the 1961 Niigata earthquake in Japan and the collapse of the San Fernando dam in the 1971 earthquake in USA have demonstrated. Very gentle slope of dam faces will be required. The stability of the present dam was endangered by springs on the downstream face in the 1977 test and improvement measures were undertaken afterwards. Construction of a deeper diaphragm wall and other measures will be necessary in order to obtain the Lane's ratio (length of flow: head of water) of 5-8 needed for the hydraulic stability of sand layers against underground erosion. Construction of the present diaphragm wall was difficult already because of blocks of older rocks in sand layers. A semicircular dam is needed as the space around the spring is limited and the rocky abutments are short. Underground dam An underground dam similar to many constructed below surface dams and in embankments of reservoirs in karstic areas of Yugoslavia and Spain offer the advantage of a step by step construction and of a smaller financial risk. The first stage is the installation of 2000 mm steel pipes into the lower and upper springs with the assistance of divers and a crane on the surface. The pipes are fixed and sealed with concrete plugs and grouting by pumping the concrete and the grout from the surface. An outlet valve and a gate or 2 valves with driving mechanism on the pool shore and on the road are installed later. Piezometric boreholes are needed too. The first test of raising the piezometric surface in the rock massif by partial closure of the valve and the gate could be made in summer or autumn during small discharges of the spring. There is a fair chance to achieve a désalinisation of the spring, because the rise in piezometric level can be only small due to permeability and a too small stability of the rock above the upper spring. That could be sufficiently increases by prestressed anchors, however. The main task of these constructions will be implemented in the second stage (Fig. 6). The second stage consists in the drilling of boreholes and interception wells and excavation of a collecting gallery. The wells have to be drilled either out of the collecting gallery by a technique used in mining (e. g. diameter 350 mm, depth 400 m, Bleiberg mine, Austria, works performed by Geološki zavod Ljubljana) or from the surface by the normal drilling technique and by 30 m deeper wells. The aim is to open new ways for underground circulation. A test of closing the lower and upper springs by the valves installed in the first stage and observation of the piezometric surface 570 Marko Breznik should show the flow capacity of the new water passage. Afterwards, a second test in raising the piezometric surface in the rock massif can be performed also in spring period. A cupola-shaped concrete plug in the access tunnels would make such a test possible. During a to high spring discharge the plugs could be blasted because a to high water pressure inside the rock massif could be dangerous. The concrete plug in a spring at Fatničko polje in Yugoslavia had to be blasted after the piezometric head in the rock massif rose over 100 m and endangered a village and a road. There are better chances to succeed in this test than in the first stage because the rise can be done in spring period also. The third stage entails closure of canals of the lower and upper springs with concrete plugs cast by pumping concrete from the surface. The underground dam is constructed by sealing the main canals by a grout-curtain of cement-bentonite-sand grout (Borelli & Pavlin, 1965, Pavlin 1970, 1982) and by sealing the cavities either by pumping cement mortar or by constructing prepact concrete through 15 mm Fig. 6. Cross-section of Almyros springs with structures needed for the first and second stages of explorations SL 6. Prerez izvirov Almyros z objekti potrebnimi za prvo in drugo fazo raziskav Development of the brackish karstic spring Almyros in Greece 571 boreholes - a technique used at Nikšič dams in Yugoslavia (Breznik, 1979, 1985) or by pumping concrete through 300 mm boreholes - a technique used at Keban dam in Turkey (Ö z bek 1975). In the outer part of access tunnels steel pipes of 2000 mm have to be fixed and sealed by concrete plugs. The valve and the gate installed in the first stage into the springs have to be dismantled and fixed on steel pipes at the outflow of access tunnels (Fig. 7). By partial closing of the valve and of the gate the piezometric surface will be gradually raised to 20 or 30 m. Desalination of the spring has to succeed also in autumn during the lowest discharges. The stages from one to three are still explora- tory, and a final positive result is not assured in advance. The forth stage is to be implemented only if a complete desalination has been achieved in the third stage. The construction works will include the extension and Fig. 7. Cross-section of Almyros springs with structures needed for the third stage of explorations SI. 7. Prerez izvirov Almyros z objekti potrebnimi za tretjo fazo raziskav 572 Marko Breznik condensing of the grout-curtain, completion of the bottom outlets, construction of a shaft with spillway, chute and skijump, of the water supply tunnel, of the pipeline with control valve and of the monitoring and driving devices. A small hydropower station could be installed, too. It cannot be known in advance how many interception wells will have to be drilled, but the underground canals area is nat wide. The proposed underground dam is very small in comparison with the already constructed grout-curtains of Yugoslav dams in karstic areas (Breznik, 1979,1983, 1985,1988,1989; Pavlin, 1961,1970). Underground dams are safe in special conditions, e. g. wars, terroristic attacks or earthquakes. Evaluation of development success With the plan of raising the spring level the two following circumstances are to be taken into consideration as possibilities of an unsuccessful development. Escape of fresh-water through the lower vein Due to the increased spring level fresh-water could escape through a lower vein that rises from the vein-branching toward the sea (Breznik 1973). The equilibrium plane in such a case is below the lower vein. If a lower vein is falling from the vein- branching, the equilibrium plane might cross the lower vein and fresh-water would not be lost. It seems that the Almyros spring indeed has a falling lower vein, as no losses of fresh-water into the sea have been observed also during the flood periods (Fig. 2). Losses of fresh-water around the dam or into the upper karstic aquifer In such cases the spring level could not be raised to the needed elevation in the spring pool and not high enough in the vein-branching, and so the spring water would remain brackish during the lowest discharges. We estimate that there is a possibility of such water losses. In the spring and perhaps also in the summer month the losses would be less than the fresh-water discharge, and the levels in the spring and vein-branching could be raised to the necessary elevation; the spring water would be fresh. Yet in the autumn period the levels in the spring and vein-branching might decline and admit the instrusion of seawater. During the summer test in 1977 with a spring-level elevation of 10 m above M.S.L. the losses around the dam were small, and only an about 5-percent decrease in spring discharge was estimated. The rise of water level in boreholes around the spring was small, too. This indicates small losses of water outside the main spring during the 1977 rise of spring level. On the base of these observationes we estimate that the losses into the upper karstic aquifer will not deplete too much the spring fresh-water flow. The losses around the dam can be blocked by a larger grouting screen. We have to allow for a 20-percent risk of failure in the autumn period. But also in such a case of small probability the water would persist fresh during the winter, spring and early summer periods and could be used for irrigation or stored in a reservoir in the Neogene area for use in late summer and autumn. Sanacija zaslanjenega kraškega izvira Almyros v Grčiji 573 In any case we have to expect some losses of fresh-water into the upper karstic aquifer or around the dam. The dam alone cannot capture the whole fresh-water flow of the spring. Yet the lost water will be probably fresh and could be captured by wells, by the existing dam and smaller dams. The Almyros spring offers very good natural conditions and technical possibilities for a successful desalination but the progress of explorations has been surprisingly slow. We estimate the distrust in the proposed rise-in spring-level with underground dam method being the main reason. Rehabilitation of the natural scenery The Almyros spring was a natural beauty with its depth, size, shape, flora, quantity of water and a historical monument with old mills. A surface dam would destroy all this forever. An underground dam offers all the possibilities to restore the previous natural scenery and the old mills. This and a museum explaining the mechanism of the sea-water intrusion, of many exploration campaigns, of the engineering works performed and of the mechanism of an unique desalination achieved could made Almyros spring world famous and a touristic attraction similar to the Kefallinia island sea-water mills. In the case of a development failure a rockfill would remain as a „monument" of an unsuccessfull development. On the other hand all the structures of the under- ground dam development method would not be visible. Author's rights All the rights to use parts of this article as explanation of the mechanism of contamination and desalination, programme of the step-by-step explorations and design of the development structures after the underground dam method are with the author. Acknowledgements Thanks are due to the Government of Greece and to many of my Yugoslav colleagues who gave their unpublished data at the disposal. Sanacija zaslanjenega kraškega izvira Almyros v Grčiji Povzetek V kraškem vodonosniku neenakomerne prepustnosti se pretaka kraška podzemna voda skozi žile, ki so lahko rovi, kaverne, razpokane ali skrasele cone. Sladka voda, ki doteka po dovodni žili, se zaslani v razcepu žil s težjo morsko vodo, ki doteka skozi spodnjo žilo. Mehanizem takega zaslanjenja so pojasnili Gjurašin (1943), Kuščer (1950) in Breznik (1973). 574 Marko Breznik Izvir Almyros na otoku Kreti v Grčiji s srednjim pretokom okrog 7 m^/s in gladino 3m nad morjem, je pretežni del leta zaslanjen z do eno četrtino morske vode. Ob večjih pretokih pa ima krajši čas sladko vodo. Zadnjih 20 let so bile izvršene obsežne raziskave, ki naj bi razjasnile mehanizem zaslanjevanja in ugotovile možnost sana- cije. Slanost je odvisna predvsem od pretoka in le delno od gladine izvira. Z obsežnimi raziskavami smo ugotovili, da morska voda ne doteka v razcep žil iz okrog 1 km oddaljenega morja. Spodnja žila mora biti zelo dolga, podobno kakor na otoku Kefallinija pri znanih mlinih na morsko vodo. Točen položaj spodnje žile ni poznan, zato izvira ni možno sanirati z izolacijo morskega vpliva z injekcijsko zaveso, ki bi zatesnila spodnjo žilo. Manjši del vode izvira bi bilo možno prestreči v razdalji okrog 4 km od morja s 300 m globokimi vrtanimi vodnjaki z višino črpanja 200 m. V področju Irakliona niso nikoli opazili podmorskih izvirov, tudi ne ob poplav- nem pretoku Almyrosa z okrog 50 m^/s. Zato sklepamo, da se spodnja žila od razcepa žil proti morju spušča v večjo globino, kar je posledica pogrezanja tektonskega jarka Iraklion-Festos. Spuščajoča se spodnja žila omogoča sanacijo z dvigom gladine izvira. Posledica je splošen dvig gladine sladke Vode v kraškem masivu. Povečan pritisk sladke vode v razcepu žil pa naj bi onemogočil vdor morske vode vanj. Analize so pokazale, da je v času, ko je izvir sladek, pri pretokih nad okrog 12-13 m^/s, piezometrična gladina v razcepu žil predvsem pod vplivom tlačnih izgub v zgornji žili. Poleti 1977 so s pregrado dvignili gladino izvira na 10 m nad morje. Poizkus ni bil pozitiven, ker se slanost ni zmanjšala in tudi ne negativen, ker se pretok ni zmanjšal. Očitno je bila pri tem poizkusu piezometrična gladina v razcepu žil nižja, kakor je pozimi ob sladkovodnem izviru. Umetni dvig gladine izvira ni nadomestil manjših tlačnih izgub v zgornji žili pri pretoku okrog 4m^/s poleti 1977. V sušnih obdobjih bi bil potreben mnogo večji dvig gladine izvira. Na osnovi analize razlike tlačnih izgub pri različnih pretokih in gladine podzemne vode v oddaljenosti okrog 4 km v notra- njost kraškega masiva cenimo, da bi bil potreben dvig gladine izvira na 20 do 30 m. Vendar bo možno ugotoviti končen pozitiven rezultat samo s terenskim poizkusom. Ker so takšne raziskave izredno drage predlagamo postopne raziskave in tudi izgradnjo injekcijske zavese, namesto nasute pregrade. Ocenjujemo da je 20 % mož- nost za neuspeh, ker zaradi prepustnosti morda ne bi mogli dovolj dvigniti gladine v razcepu žil ob suši. Zato bi bila gradnja pregrade ali injekcijske zavese še vedno poizkus, končen uspeh ni zagotovljen v naprej, vendar je velika verjetnost, da bo uspel. Preseneča počasnost raziskav tako pomembnega izvira, ki je predvsem posle- dica nezaupanja v predlagan način sanacije. Development of the brackish karstic spring Almyros in Greece 575 References Biondić, B. & Vulic, Ž. 1974, Hidrogeološke prilike slivnih područja izvora sjevernog dijela Hrvatskog Primorja (Hydrogeologie Conditions of the Springs in the Northen Part of the Croatian Coast). Zbor. rad. 3. jug. simp, o hidrogeol. i inž. geol., 1-11. Opatija. Borelli, M. & Pavlin, B. 1965, Karst Storages Buško Blato, Peruča and Kruščica. Unesco, I. H. D. Symp. on Hydrology of Fracturated Rocks. No 30, 32-62. Dubrovnik. Breznik, M. 1958, Probno injekciono polje Plašnica (Plašnica-Grouting test plot). 4. jug. kongr. o visokim branama, 294-301, Skopje. Breznik, M. 1962, Akumulacija na Cerkniškem in Planinskem polju (Water Accumulation in the Cerknica and Planina Poljen). Geologija, 7, 119-149. Ljubljana. Breznik, M. 1973, Nastanek zaslanjenih kraških izvirov in njihova sanacija (The Origin of Brackish Karstic Springs and Their Development). Geologija, 16, 83-186. Ljubljana. Breznik, M. 1976, Mogućnost saniranja zaslanjenih kraških izvora sa injektiranjem (Possibility of Development of Brackish Karstic Springs By Grouting). Prvi jug. simp, za kons, tla, 293-296. Zagreb. Breznik, M. 1977, Test to Raise the Water-level of the Almyros Irakliou Spring - Evalu- ation of Results of the 1977 Summer Test. Not published report presented to the Greek Government, 1-11, Iraklion. Breznik, M. 1978, Mechanism and Development of the Brackish Karstic Spring Almyros Irakliou. Ann. Geol. des Pays Hell., 29-46. Athenes. Breznik, M. 1979, The Reliability of and Damage to Underground Dams and Other Cutt Off Structures In Karstic Regions. 13'^- Inter, Cong, of Large Dams. New Delhi, C. 4, 57-79, Paris. Breznik, M. 1980, Safe Yield of Wells in Arid Areas. lARH-Unesco Sem. Hydr. Res. and River Basin Devel., Nairobi, 130-133, Beograd. Breznik, M. 1983, Večnamenska akumulacija Cerkniško jezero (Multipurpose Accumula- tion Basin Cerknica). Gradb. vest. št. 1, 3-15, Ljubljana. Breznik, M. 1984 a. Development of the Almyros Irakliou brackish spring. Not published report presented to Greek Government. 1-34, Ljubljana. Breznik, M. 1984 b, Exploration of the Bali brackish springs. Not published report presented to Greek Government. 1-5. Malia. Breznik, M. 1985, Exploration, design and construction of cutoffs in Karstic regions, IS**" Inter. Cong, of Large Dams, Lausanne. Q. 58, Vol. Ill, 1111-1129, Paris. Breznik, M. 1988, Influence of the Mavčiče reservoir on the environment. 16"' Int. Cong, of Large Dams, San Francisco, Q. 60, Vol. I, 1547-1568, Paris. Breznik, M. 1989, Explorations, mechanism and development of brackish karst spring Almyros toy Irakleiou. Unpublished report presented to Greek Government and Universities, 59 p., 21 figs., 3 tabs., Ljubljana. Burdon, D.J. & Papakis, N.J. 1964, Preliminary Note on the Hydrogeology of the Almyros Spring Iraklion. Inst, for Geol. and Subs. Res., Athenes. Cooper, H. H. Jr. 1959, A hypothesis concerning the dynamic balance of fresh water and salt water in coastal aquifer. J. Geophys. Res., 64, no. 4, U.S.A. Fritz, F. 1978, Hidrogeologija Ravnih kotara i Bukvice (Hydrogeology of Ravni Kotari and Bukvica). Jug. akad. znan. i umj., Carsus lug. 10/1, 1-43. Zagreb. Fritz, F. 1979, Hidrogeološke rajonizacije priobalnog krša Hrvatske u svetlu novijih saznanja (Hydrogeologie Zoning of the Coastal Karst of Croatia in the View of Recent Studies). Geološki vjesnik 31, 327-336. Zagreb. Fritz, F. & Pavlin, B. 1978, Vodonosno područje kod Žmana na Dugom otoku (Ground- water Conditions at Žman on Dugi Otok Island). Jug. simp, za hidrogeol. i inž. geol., 57-64. Beograd. Gjurašin, K. 1943. Prilog hidrografiji primorskog krša. Tehnički vjesnik, 1-2, 1-17, Zagreb. Herak, М. 1975, Geotectonics and Karst, Acta geologica, VIII/21, (Prir. istr. JAZU, 41). 387-395, Zagreb. Herak, М. 1977, Tecto-genetic approach to the classification of Karst terrains. Jug. akad. znan. i umj., Carsus lug., 9/4, 227-238, Zagreb. Kuščer, I. 1950, Kraški izviri ob morski obali (Karst Sources at the Sea Coast). Dissertati- ones. Academia Scientiarum et Artium Slovenica, Classis III, I, 97-147, Ljubljana. 576 Marko Breznik Kuščer, I. & Kuščer, D. 1962. Observation on Brackish Karst Sources and Swallow- Holes in the Yugoslav Coast. Mem. de D'Association Inter, des Hydrogeologues. V. Reunion d'Athenes. Makropoulos, K. 1985/1986, Seismic Hazard of Knossos Hystorical Site. Ann. Géol. des Pays HélL, 169-189, Athens. Mijatović, B. 1976, Kaptaža Mojdež kot Hercegnovog (Captage Mojdež près de Herceg- novi). Jug. simp, za hidrog. i inž. geol., 235-249. Skopje. Mijatović, B. 1986, Problèmes de captage en régions Karstiques littorales. Univ. de Neuchatel. Bull, du centre d'hydrogéoL, 1986, 65-106. Neuchatel. özbek, E. 1975, Cavity at Keban Dam. Bull. Inter. Assos. Eng. Geol., No 12, 45-48. Krefeld. Papadopoulos, N. & Scanvic, Y. 1968, Esquisse géologique de l'île de Crète. Raport inédit. Paris. Pavlin, B. 1961, Réalisation du bassin d'accumulation de Peruča dans le Karst Dinarique. Vll'h Inter. Congr. of Large Dams. Q. 25, 1-28. Rome. Pavlin, B. 1970, Kruščica Storage Basin in the Cavernous Karst Area. X"' Inter. Cong, of Large Dams. Montreal. Q 37, R 13, 209-224. Montreal. Pavlin, B. 1973, Estabilishment of Surbsurface Dams and Utilization of Natural Subsur- face Barriers for Relization of Underground Storages in the Coastal Karst Spring Zones and Their Protection Against Sea-Water Intrusion. XI"' Int. Con. of Large Dams. Q 40, R 33, 487-501. Madrid. Pavlin, B. 1982. Izvor Tabačina. Tehničke mjere za zaštitu protiv upliva mora. Zbor. ref. sav. Obezb. i zašt. voda. Sisak. Sav. inž. i tehn. Jug. 58-77. Beograd. Pavlin, В. & Biondić, В. 1971, Dopunska kaptaža kraškog izvora Opačica za vodovod Herceg Novog (Aditional Catchment Works in the Karst Spring Opačica Feeding Herceg Novi Municipal Water Supply System). Zbor. rad. I. jug. simp, o hidrogeol. i inž. geol., 181-192. Hercegnovi. Pavlin, B.& Fritz, F. 1978, La protection du système des sources karstiques de Golu- binka contre la contamination par la mer. SIAMOS-78, 227-236. Granada. Plataki, E. 1968, O Almyros toy Irakleioy. Kritika Hronika, 55-104, Iraklion. Ständer, W. 1971, written communication. Tadolini, T. & Zanframundo, P. 1988, A Water Balance of the Karstic Aquifer in Apulia - Southern Italy in Viewof a Rational Exploitation of Ground Water Resources. Proc. Karst Hydrol. Karst Envir. Prot., 1983-1984, Guilin China. United Nations UNDP-FAO (Ré, Breznik 1968), The Problems of the Almyros Spring of Iraklion. Tech. note. Nr. 2, 1-114. Iraklion. United Nations UNDP-FAO (Breznik 1971), Geology and Hydrogeology of the Almyros Spring Area. Tech. note Nr. 103, 1-94, 22 fig., Iraklion. United Nations UNDP-FAO (Dietrich, Ré 1972), Study of the Almyros Spring of Iraklion. Tech. Rep. 3, 1-177. Iraklion. United Nations UNDP-OTC (Breznik 1977), Exploration and Development of Coastal and Submarine Brackish Springs in Turkey. Not published report presented to Turkish Govern- ment. 1-15, Ankara. GEOLOGIJA 31, 32, 577-580 (1988/89), Ljubljana UDK 550.34.01:550.343.42 = 20 Generalization of the Kövesligethy equation for non-circular macroseismic fields Posplošitev Kövesligethyjeve enačbe za nekrožna makroseizmična polja Janez Lapajne Seizmološki zavod SR Slovenije, Kersnikova 3, 61000 Ljubljana Abstract In European countries the equation of Kövesligethy for macroseismic determi- nation of focal depths is often used as the attenuation law for seismic hazard assessment. For non-circular fields the expression with an additional parameter - "the coefficient of non-circulatity" is much better model as the original form of the Kövesligethy equation. This coefficient is a function of azymuth and can also be a function of epicentral distance. The function of azymuth can be analytically simply expressed for elliptic macroseismic fields. Kratka vsebina Kövesligethyjeva enačba za makroseizmično določanje globine potresnih ža- rišč se v Evropi pogosto uporablja kot enačba pojemanje učinkov pri oceni potresne nevarnosti. Za krožna in približno krožna polja je enačba uporabna v svoji prvotni obliki. Za nekrožna polja pa daje ustreznejši model enačba, v kateri nastopa dodatna količina - »koeficient nekrožnosti«: The formula of Kövesligethy, Jánosi, and Gassmannn (Blake, 1941) or simply the equation of Kövesligethy (Sponheuer, 1960) has been often used for the determination of the focal depth and other macroseismic parameters of historic earthquakes from the available isoseismal maps. Its vv^ell known form is: 578 Janez Lapajne in which Io is the epicentral intensity, f is the radius of the area enclosed within the isoseismal I, h is the focal depth, and â is the average value of the absorption coefficient. The procedure of evaluation of macroseismic parameters consists of two steps: 1. the determination of f for all isoseismals of the given macroseismic field, 2. the calculation of parameters Iq, h, and à from the system of equations of the type (1), corresponding to different isoseismals of the given macroseismic field. In European countries Kövesligethy equation is also very often applied as a mac- roseismic attenuation law I = I(r, Ф) in the form: where r is the epicentral distance, a = а(Ф) is the absorption coefficient, and Ф is azimuth. It is presumed that the formula of Kövesligethy holds also for all and singular direction from the epicentre. To use the equation (2) as the attenuation relation we must first evaluate macroseismic parameters Io, h, and a = а(Ф) for all earthquake sources from the available isoseismal maps. In the calculation procedure a system of equations of the type (2) for different directions Ф is used. This procedure works usually quite well for circular and near-circular macroseismic fields. In the case of non-circular fields the results of calculations are often great standard deviations. The more the macroseis- mic field deviates from the circular one the bigger are standard errors. Obviously, the equation (2) is generally not appropriate for non-circular fields. If for instance, the fitness of the model to the observed field is good for the direction in which the field is prolongated, then for the direction in which the isoseismals are squeezed together is very bad, and vice versa. Farther, if the fitness is good for medium epicentral distances, then for small and large distances is very bad. Main deficiency of the equation (2) lies in the fact that basically only the last part of the equation can be (through a) a function of azimuth. The influence of the last part of the equation (2) increases with increasing epicentral distance, but is negligi- able in the vicinity of the epicentre. For this reason the isoseismals of the model field corresponding to the equation (2) are almost circular near the epicentre and become more and more non-circular with increasing epicentral distance (Fig. la). The shape of the isoseismals of an observed field has mostly just the oposite tendency (Fig. Ic). To get a better expression for non-circular fields we may still rely on the formula of Kövesligethy. But we must consider its original purpose: the determination of the average characteristics of the given macroseismic field. Namely, Kövesligethy equa- tion has been proved a good model for the equivalent circular fields of many non- circular fields. The radius f is actually the average epicentral distance to the intensity I isoseimal. It can be written as f = r/k, where r is the epicentral distance to the intensity I isoseismal in an arbitrary direction Ф. Parameter k is a function of azimuth (and could be also a function of the epicentral distance). We can call it "the coefficient of non-circularity". Puting k into equation (1), we get the following expression: Generalization of the Kövesligethy equation for non-circular macroseismic fields 579 Fig, 2. The parameters of an elliptic macroseismic field SI. 2. Količine eliptičnega makroseizmičnega polja For many practical cases radially constant non-circularity (k is only a function of azimuth) is a good approximation (Fig. lb). For circular fields r = f and k = 1; equation (3) converts to equation (1). Now the calculation of input parameters consists of three steps (first two were already mentioned): 1. the determination of f for all isoseismals of the given macroseismic field, 2. the calculation of Io, h and ä from the system of equations of the type (1), corresponding to different isoseismals of the given macroseismic field, 3. the calculation of k as a function of azimuth from the system of equations кф = Гф/г, corresponding to different azimuths Ф. 580 Janez Lapajne The coefficient of non-circularity can be analyticaly fairly simply expressed for an elliptic field (Fig. 2): where 0 is the angle between the major axis of the ellipse and the direction in which we are interested in attenuation, and e is the eccentricity of the ellipse. More general expression of k is given in the previous paper (Lapajne, 1987), where k is called "the coefficient of asymmetry". The eccentricity can be constant for the entire macroseis- mic field as in Fig. lb (k is only a function of azimuth) or different for different isoseismals as for instance in Fig. la and Ic (k is a function of azimuth and epicentral distance). Knowing the maximum value of Iq, the range of h, a, and k = к(Ф) for the given earthquake source, we can use the equation (3) as the attenuation model for intensity I = 1(г,Ф), where r is the epicentral distance. Writing kh as hk and ä/k as a^ the equation (3) becommes: where hk = hk (Ф) and ak = ak (Ф) for k = (Ф) Let us substitute the parameter h in the equation (2) with the parameter h beeging a function of azimuth: The quantities Iq, h = h (Ф), and a = a (Ф) in equation (6) should be calculated from the given isoseismal map using the system of equations of the type (6) for different directions Ф. Realizing that hk = h and ak = a, it is obvious that equations (3) (or (5)) and (6) express identic attenuation models. Comparing the corresponding calculation pro- cedures, the use of the equation (3) is less complicated. Besides, the parameter h in equation (6) has no visible physical meaning. On the other hand, assuming ä/k = a, the geometric parameter k has also an understandable physical meaning. Namely, its reciprocal 1/k = a/a is "relative absorption coefficient" for different directions from the epicentre. It should be emphasized that in aplying the Kövesligethy equation as an attenua- tion law, earthquake parameters determined by the same equation should be used as input parameters. This is especially important for the focal depth. Macroseismic focal depths are usually much smaller than the corresponding instrumental values. References Blake, A. 1941, On the estimation of focal depth from macroseismic data. Bull. Seism. Soc. Am., 31, 225-231. Lapajne, J. 1987, A simple macroseismic attenuation model. Geologija 30, 391-409, Ljubljana. Sponheuer, W. 1960, Methoden zur Herdtiefenbestimmung in der Makroseismik. Freiberger Forschungshefte, C 88, Geophysik, Akademie Verlag, Berlin, 120 p. GEOLOGIJA 31, 32, 581-580 (1988/89), Ljubljana UDK 553.7(497.12)=863 Geotermični model Krško-Brežiškega polja Geothermal model for the Krško-Brežice Field Renato Verbovšek Geološki zavod Ljubljana, Dimičeva 14, 61000 Ljubljana Kratka vsebina Območje Krško-Brežiškega polja je znano po številnih izvirih termalne vode, ki se javljajo vzdolž južnega in zahodnega obrobja. Analize podatkov in novejša spoznanja kažejo, da prihaja do povišanih temperatur le zaradi razlike v toplotni prevodnosti med kamninami, ki zapolnjujejo sinklinalo (področje polja) in mezo- zojskimi karbonati v njihovi podlagi, medtem ko je toplotni tok v mejah povpreč- nih vrednosti. Termalno vodo ob dani geološki zgradbi pričakujemo na širšem področju v večjih globinah, plitveje pa v zaledju že znanih termalnih izvirov. Abstract The Krško-Brežice Field area is known for its numerous thermal springs, appearing on its southern and westem margins. Data analysis and recent interpretations indicate that the origin of elevated temperature is due solely to differences in heat conductivities between rocks infilling the syncline (of the Field) and those of the calcareous Mesosoic basis, whereas the heat-flow density is within average values. At the given geological build-up, thermal waters may be expected in greater depths for the wider Field area and in shallower depths for the hinterland areas of the already known thermal springs. Uvod Kot Krško-Brežiško polje označujemo področje, ki sega do Otočca na zahodu, Sotle na vzhodu, proti severu in jugu pa je omejeno s Krškim hribovjem oziroma Gorjanci. V nadaljevanju bomo skušali predstaviti geotermične lastnosti tega področja, genezo nastanka termalnih pojavov in možnosti izkoriščanja termalne vode. Na skoraj celotnem Krško-Brežiškem polju so dane možnosti izkoriščanja ter- malne vode. Le-to energetsko in balneološko trenutno izkoriščajo le v Čateških Toplicah za ogrevanje steklenjakov in v hotelu Emona v Šmarjeških Toplicah. Ugotovljene so bile temperature vode do 64 °C in izdatnosti do 401/s. Vode so nizko mineralizirane in primerne za neposredno rabo. 582 Renato Verbovšek Z nadaljnjimi raziskavami bi bilo možno pridobiti dodatne količine termalne vode, ki bi jo lahko rabili za komunalno ogrevanje npr. v Brežicah, možno pa bi bilo tudi znatno povečati površine steklenjakov in njeno rabo v balneologiji. Pregled dosedanjih geotermičnih raziskav Celotno obravnavano področje je bilo obdelano v kompleksni raziskovalni nalogi, ki jo je financiral nekdanji Sklad Borisa Kidriča (Lapajne et al., 1974). Potekala je v petih fazah od 1. 1973 do 1978 pod naslovom Raziskave območja termalnih izvirov jugovzhodne Slovenije, nosilec pa je bil Geološki zavod Ljubljana (GZL). Opravljena je bila reambulacija že znanih podatkov, dodatno pa so bile opravljene regionalne geofizikalne, hidrogeološke in tektonske raziskave. Registrirani so bili obstoječi termalni izviri, hidrogeološko so bili klasificirani tipi vodonosnikov, opravljena je bila hidrogeokemična interpretacija, z geofizikalnimi metodami in geološko-tekton- sko študijo pa je bila interpretirana struktura tega območja. Podrobneje je bilo raziskano območje Čateških Toplic in Topličnika pri Kostanje- vici. Tu so bile izdelane številne raziskovalne in kaptažne vrtine. Natančneje je bilo področje Čateža obdelano v članku z naslovom Hidrogeologija Čateških Toplic (Ivankovič & Nosan, 1973) in v številnih internih poročilih. Opis izvirov Toplič- nika je podan v več separatnih poročilih v arhivu Geološkega zavoda Ljubljana. Raziskave na obeh področjih so se nadaljevale v letih 1985-86, in sicer z dodat- nimi geofizikalnimi meritvami (Verbovšek & Ravnik, 1986) in izdelavo dveh kaptažnih vrtin globine 800m pri Kostanjevici (Verbovšek, 1986a) in 700m pri Mostecu (Verbovšek, 1986b). Omenimo naj še geofizikalne meritve refleksij ske seizmike v več vzporednih profilih v smeri sever-jug preko celega obravnavanega področja. Izdelala jih je Geofizika Zagreb v 1. 1984 za potrebe naftnih raziskav. Z njimi je bila ugotovljena homogena sinklinalna zgradba. Geološke in tektonske razmere Geološka zgradba je podana na Osnovni geološki karti 1:100 000 listov Novo mesto (Pleničar et al., 1976) in Zagreb (Šikič et al., 1978). Področje Krško-Brežiškega polja predstavlja tektonsko enoto Krške sinklinale, ki pripada v širšem pomenu jugozahodnemu delu Zagorskega terciarnega bazena. Proti jugu je omejena s horstom Gorjancev in proti severu s Posavskimi gubami. Os sinklinale poteka v smeri vzhod-zahod. Zapolnjena je s pretežno lapornimi sedimenti srednjega in zgornjega miocena. Z mlajšim pogrezanjem udorine Krškega polja je prišlo do zapolnjevanja sinklinale s pliokvartarnimi in kvartarnimi klastičnimi sedimenti. V podlagi terciarnih sedimentov se javljajo mezozojski karbonati - triadni dolomiti, jurski apnenci in dolomiti ter kredni laporno-apneni sedimenti, ki nasto- pajo predvsem v najglobljem delu obsega po interpretaciji refleksijske seizmike do okoli 1700 m. Na obrobjih, proti severu in zahodu se javljajo mezozojski karbonati, ki nastopajo kot predterciarna podlaga v sinklinali. Geotermični model Krško-Brežiškega polja 583 Hidrogeološke razmere Najmlajši prodni zasipi, ki se pojavljajo v površinskem delu, v večji debelini predvsem v severnem in vzhodnem delu polja, so izdaten vodonosnik s hladno podtalnico. Pretežna večina terciarnih sedimentov je za vodo nepropustnih, z izjemo litotam- nijskih apnencev, ki nastopajo kot lokalno omejeni vodonosniki, znani predvsem na področju Čateža. Njihova poroznost je kraškega tipa z večjimi kavernami. Triadni dolomiti, jurski apnenci in dolomiti ter pretežni del krednih sedimentov predstavljajo izdatne vodonosnike, ki so zaradi razširjenosti in medsebojne poveza- nosti regionalnega pomena. Predvidevamo, da se vodonosniki s termalno vodo pod terciarjem Krško-Brežiškega polja napajajo iz mezozojskih karbonatov na obrobju. Ob celotnem južnem obrobju pod Gorjanci se ob kontaktu terciarja z mezozoikom javlja več izdatnih hladnih ali toplih izvirov. Pregled termalnih izvirov Na shematski karti (si. 1) podajamo lokacijo izvirov s povišano temperaturo vode. Pregledna karta kaže, da se izviri javljajo ob južnem in zahodnem obrobju Krško- Brežiškega polja na stiku z mezozojskimi kamninami ali v njegovi neposredni bližini. SI. 1. Karta termalnih izvirov v Krško-Brežiški kotlini Fig. 1. Map of thermal springs in the Krško-Brežice valley 584 Renato Verbovšek Najbolj vzhodni izvir je Pri Perišču v Čatežu. Voda ima pri izviru temperaturo 32 °C. Okoli 7 km proti zahodu pri Bušeči vasi je več izdatnih izvirov s temperaturo 27 °C. Naslednji proti zahodu je izvir pri Topličniku in več izvirov v strugi Krke s temperaturo do 22 °C. Na skrajnem zahodu se javlja močan izvir v strugi Krke pri Otočcu s temperaturo okoli 20°C. Končno naj nevedemo še Šmarješke Toplice s temperaturo 33°C in kraški izvir pri Klevevžu s temperaturo 18-20°C. Pregled rezultatov, dobljenih z globinskimi vrtanji Najbolj je preiskano področje Čateža, kjer je bilo izvrtanih okoli 20 vrtin. Razen ene so vse locirane ob desnem bregu Save. Globoke so do 450 m, njih izdatnost je do 50 l/s (K-1) in temperatura do 64°C (V-12). Vrtina L-1/86 je izvrtana na levem bregu Save pri Mostecu; globoka je 700 m, njena izdatnost je 40 l/s in temperatura 61 °C. Ugotovljeno je, da pada kontakt terciarja oziroma zgornje krede v krovnini z dolomi- tom v podlagi strmo proti severu. Največji dotoki so bili ugotovljeni ob kontaktu. Temperatura narašča od juga (od Perišča) proti severu in doseže največ 64 °C. Vrtina L-1/86 kaže izrazit temperaturni obrat (si. 2), ki kaže na tok hladnejše vode v večji globini, od juga proti severu. Po Nosanu (1973) bi bilo možno na celotnem področju Čateža izkoriščati do 120 l/s vode z zmesno temperaturo 60 °C. Z vrtino L-1/86 je potrjeno, da se visoke temperature voda nadaljujejo proti severu, proti vzhodu in zahodu pa z dosedanjimi raziskavami niso omejene. Proti jugu, torej proti obrobju, temperatura pada zaradi mešanja s hladno podtalnico v karbonatnih vodonosnikih Gorjancev. Pri Kostanjevici je bila podrobno raziskana hidrogeološka zgradba neposredne okolice Topličnika. Proti severovzhodu je bila izvrtana vrtina SI-1/86. Pri Topličniku je bilo izvrtanih šest strukturno-kaptažnih vrtin globine 45-192 m, in dve termome- trični vrtini globine 100 m. Z vrtino V-6 (45 m) je bilo v jurskem apnencu kaptiranih 40 l/s s temperaturo 27°C, kar je najvišja temperatura pri Topličniku. Vrtine so locirane ob levem in desnem bregu Krke in ugotovljeno je, da kontakt terciarja s karbonatno podlago pada strmo proti severu. To kažejo tudi geoelektrične meritve, opravljene v letih 1985 in 1986 severno in severovzhodno od Topličnika. Termometrična vrtina V-7, locirana v podaljšku cone povišanih temperatur proti severu, kaže izrazito povišan temperaturni gradient (si. 3), ostala pa je v miocenskem laporju. V letu 1986 je bila pri Sajevcah izvrtana 800 m globoka vrtina SI-1/86 (glej si. 4 in 5). Na njej je možno črpati 45 l/s termalne vode s temperaturo 35,5°C. Kot vodonosnik nastopa triasni apnenec, navrtan v globini 633 m. Nad njim leže miocenski laporji in karbonatni peščenjaki. Dotoki vode v vrtino so razporejeni od globine 633 m do dna. Z globinskim vrtanjem je bilo podrobneje preiskano širše področje Šmarjeških Toplic. Izvrtanih je bilo 11 globljih vrtin do 495 m in ugotovljene najvišje tempera- ture 34,5 °C. Kot vodonosnik nastopajo mezozojski karbonati. Predvideni geotermični model Krško-Brežiškega polja Geološka in hidrogeološka zgradba Krško-Brežiškega polja predstavlja struk- turo, ki je ugodna za nastopanje povišanih temperatur. Debela skladovnica miocen- skih laporjev v sinklinali ima toplotno prevodnost okoli 1,7 Wm i K i, karbonati Geotermični model Krško-Brežiškega polja 585 SL 2. Termogram vrtine L-1/86 pri Mostecu Fig. 2. Thermogram of the borehole L-1/86 near Mostee 586 Renato Verbovšek SI. 3. Termogram vrtine V-7/85 Fig. 3. Thermogram of the borehole V-7/85 V podlagi pa okoli 4,5Wm-i К-Ч Ob enakem toplotnem toku je ob nižji toplotni prevodnosti temperaturni gradient v laporju povišan. To lahko ponazorimo z diagra- mom (si. 6). Temperaturno distribucijo smo skušali določiti z matematičnim mode- lom, po metodi končnih elementov, s programom MISES 3 (si. 7). Privzeta je debelina miocena po podatkih refleksijske seizmike. Pri konduktivnem modelu prenosa to- plote je tako izračunana temperatura okoli 60 °C v najglobljem delu kadunje. Prenos toplote poteka zaradi višje vodoprepustnosti karbonatov tudi konvek- tivno. Topla voda se ob kontaktu lapor-karbonati dviguje ob nagnjeni podlagi proti jugu. To lahko ponazorimo s skico (si. 8). Hladna voda teče v globljih delih proti severu in se tam segreva. Vrtine bližje obrobja imajo zato z večanjem globine do karbonatov višjo temperaturo. Ob obrobju se termalna voda meša s hladno podtal- nico v karbonatih Gorjancev; širina področja mešanja je od nekaj sto metrov do 1 km pri Čatežu. Vzpostavitev navedenega pogoja toka je, da se ob obrobju javljajo termalni izviri, ki predstavljajo naravno dreniranje. Termalna voda teče od severa proti jugu v širokih »pasovih«. Ti nastopajo v Čatežu, Bušeči vasi, Topličniku in Geotermični model Krško-Brežiškega polja 587 SI. 4. Geoelektrični profil in njegov položaj Fig. 4. Geoelectric profile and its location verjetno tudi drugje. Če lociramo vrtine v teh pasovih proti severu, temperatura narašča, dokler smo v področju mešanja, dosežena ustaljena vrednost pa ostaja enaka do najglobljih delov sinklinale. V globini kroži hladnejša voda. Najvišje temperature, ki jih dosežemo lahko na celotnem polju, so do okoli 65 °C, s tem da je zaradi dane geološke zgradbe možnost teh temperatur večja od Kostanje- vice proti vzhodu. Na mestih zunaj področij iztekanja termalne vode so temperaturni gradienti sicer povišani, vendar znatno nižji kot v njih. Kot primer naj navedemo vrtino SI-1/86 pri Kostanjevici (si. 5). 588 Renato Verbovšek SI. 5. Termometrični podatki o vrtini SI-1/86 Fig. 5. Thermometrical data for the borehole SI-1/86 Pričakovani rezultati in možnosti izkoriščanja termalne vode Za določitev lokacije in širine »pasov« iztekanja termalne vode bo potrebno izvrtati termometrične vrtine globine do 100 m in z geofizikalnimi meritvami določiti globino karbonatne podlage. V prvi fazi bi se bilo potrebno usmeriti na področja proti severu od znanih termalnih izvirov ob obrobju Gorjancev. Tam lahko pričaku- jemo najvišje temperature (do 65°C) v globinah 500-700 m. Izdatnosti na vrtino bi bile do 501/s, skupne izdatnosti na posameznih področjih pa najmanj 300-5001/s. To predstavlja ob vhodni temperaturi 60°C, pretoku 3001/s in temperaturnemu izko- ristku 30°C termično moč okoli 38MWt za posamezno področje. Vode so nizko mineralizirane in primerne za neposredno uporabo. Navedene temperature pa lahko pričakujemo tudi zunaj teh »pasov« iztekanja termalne vode, le da bi bila v tem primeru globina vrtin za iste temperature znatno višja, od 1200-1500 m. Geotermični model Krško-Brežiškega polja 589 SI. 6. Potek temperature zaradi »efekta prekrivanja«; v kontaktu sta dve različno toplotno prevodni kamnini (>-1, X2) s pogojem, da je < Fig. 6. Temperature-depth relation caused by the "blanketing effect"; two rock-types differ in thermal conductivities X2 and >4 < X2) Termalno vodo bi bilo možno izkoriščati za komunalno ogrevanje mesta Brežice, kjer je predvidena lokacija vrtin ob že obstoječih kotlarnah (Ravnik et al., 1988). Velike so možnosti za uporabo termalne vode v kmetijstvu, npr. v toplih gredah, pa seveda v balneologiji. Sklepi V prispevku sem skušal prikazati geotermične razmere na Krško-Brežiškem polju. Postavljen je bil geotermični model, temelječ na novejših spoznanjih s podob- nih področij v svetu in na reinterpretaciji vseh razpoložljivih podatkov s tega področja. Do javljanja termalne vode prihaja zaradi specifične geološke zgradbe - sinkli- nale, zapolnjene s klastičnimi in nizko toplotno prevodnimi sedimenti, ki ne prepuš- čajo vode, in vodonosnimi karbonati v podlagi. Sedimenti se med seboj razlikujejo po toplotni prevodnosti, kar je vzrok višjim temperaturnim gradientom v krovnini karbonatov. Toplota se dovaja s konduktivnim toplotnim tokom in odvaja s konvek- tivnim kroženjem podtalnice v karbonatnih kamninah. Ob celotnem južnem in zahodnem obrobju polja se javlja več termalnih izvirov, v katerih pa je voda že ohlajena zaradi mešanja s hladno podtalnico v karbonatih Gorjancev. 590 Renato Verbovšek Geothermal model for the Krško-Brežice Field 591 SI. 8. Shematski geološki profil Gorjanci-Brežice z izotermami Fig. 8. Schematic geologic cross-section Gorjanci-Brežice with isothermals Temperaturo 60-65 °C je možno pričakovati vzdolž celotne osi sinklinale v globini okoli 1500 m. Isto temperaturo pa je možno dobiti na znatno manjših globinah, v conah s poudarjenim konvektivnim kroženjem podtalnice. Te ležijo v zaledju znanih izvirov s povišano temperaturo, proti osi sinklinale. Geothermal model for the Krško-Brežice Field Conclusions An attempt has been made hereby to present the geothermal conditions for the Krško-Brežice Field area. The geothermal model conceived is based on recent concepts applied for similar conditions elsewhere, and on reinterpretation of all available data concerning the Field area. The appearance of thermal waters is due to specific synclinal structural build up, with the impervious clastics of low heat conductivities overlying the water-bearing calcareous basis. The differences in heat conductivities of the sediments are the cause of the greater temperature gradients in the beds above the carbonates. The heat within the carbonate rocks is supplied by conduction heat flow and is removed by convectine circulation of groundwater. On the entire southern and western margin of 592 Renato Verbovšek the Field area some thermal springs appear, their water already cooled down because of mixing with cold groundwater from the Gorjanci carbonate rocks. A water temperature of 60 to 65 °C may be expected in a depth of about 1500 m along the whole axis of syncline. The same temperature might be obtained at much lesser depths within zones of intense convective groundwater circulation. Such zones are situated in the hinterlands of the known thermal springs, their temperature increasing towards the axis the syncline. Literatura Ivanković, J. & Nosan, A. 1973, Hidrogeologija Čateških Toplic. Geologija, 16, 353-361, Ljubljana. Lapajne, J., Premru, U. & Ivanković, J. 1974, Raziskave obmoćja termalnih izvirov jugovzhodne Slovenije. Petfazna raziskovalna naloga 1970-78. Arhiv Geološkega zavoda Ljub- ljana. Nosan, A. 1973, Termalni in mineralni vrelci v Sloveniji. Geologija, 16, 5-46, Ljubljana. Pleničar, М., Premru, U. & Herak, М. 1976, Osnovna geološka karta SFRJ, list Novo mesto, 1 : 100000. Zvezni geološki zavod, Beograd. Ravnik, D., Verbovšek, R. & Živanović, М. 1988, Predhodne raziskave za lociranje raziskovalne vrtine za zajem termalne vode v Brežicah. Tipkano poročilo. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. Šikič, K., Baš, D. & Šimunić, A. 1978, Osnovna geološka karta SFRJ, list Zagreb, 1 : 100000. Zvezni geološki zavod Beograd. Verbovšek, R. 1986a. Raziskave termalne vode na Čateškem polju. Tipkano poročilo. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. Verbovšek, R. 1986b, Raziskave termalne vode pri Kostanjevici. Tipkano poročilo. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. Verbovšek, R. & Ravnik, D. 1986, Poročilo o geotermičnih raziskavah pri Topličniku s predlogom lokacije struktumo-kaptažne vrtine globine 800 m. Tipkano poročilo. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. GEOLOGIJA 31, 32, 593-580 (1988/89), Ljubljana UDK 930.55.549=30 Palnstorfova zbirka mineralov in kamnin Palnstorfsche Mineralien- und Gesteinssammlung Ernest Faninger Prirodoslovni muzej Slovenije, Prešernova 20, 61000 Ljubljana Kratka vsebina Članek obravnava zbirko mineralov in kamnin Jožefa Palnstorfa, katero je skupno s pripadajočima v nemščini napisanima katalogoma predal Friderik Ru- dež nekako na prehodu 1831/32 Deželnemu muzeju v Ljubljani. Za znanost sta pomembna kataloga, v katerih še zasledimo znake alkimistov. Nadalje nam omogočata vpogled v mineraloško izrazoslovje in sistematiko druge polovice 18. stoletja, ko je zbirka nastala. Auszug Der Artikel befaßt sich mit der mineralogisch-petrographischen Sammlung von Joseph Palnstorf, welche samt den zwei dazugehörigen Katalogen um die Jahreswende 1831/32 herum von Friedrich Rudesch dem Landesmuseum in Ljub- ljana (=Laibach) übergeben worden ist. Von wissenschaftlichem Interesse sind die beiden Kataloge, in welchen noch die von den Alchimisten verwendeteten Zeichen vorkommen. Femer ermöglichen sie uns einen Einblick in die mineralogische Terminologie und Systematik der zweiten Hälfte des 18. Jahrhunderts, als die Sammlung entstand. V Prirodoslovnem muzeju Slovenije v Ljubljani, kjer je na ogled znamenita zbirka mineralov Žige barona Zoisa pl. Edelsteina (1747-1819), hranijo tudi dva stara v nemščini napisana kataloga. Najprej so mislili, da predstavljata najstarejši popis Zoisove zbirke mineralov (Faninger, 1971), kar pa se je pokazalo za napačno. Kot poroča Illyrisches Blatt 14. januarja 1832, je takrat šele nedavno Friderik Rudež predal Deželnemu muzeju v Ljubljani poleg manjše zbirke konhilij še mineraloško- petrografsko zbirko skupno s pripadajočima katalogoma. Nadalje še poroča časopis, da vsebuje po podatkih v enem katalogu petrografska zbirka 1330 v četverokotnik oblikovanih poliranih ploščic kamnin, medtem ko ima mineraloška zbirka po podat- kih drugega kataloga 2429 vzorcev. Če upoštevamo okolnost, da takrat še niso ostro razlikovali mineralov od kamnin, lahko trdimo, da se časopisni podatki povsem ujemajo z zapiski v obeh katalogih, ki ju sedaj hranijo v Prirodoslovnem muzeju Slovenije. Kataloga predstavljata torej popis mineraloško-petrografske zbirke, ki jo je Friderik Rudež nekako na prehodu 1831/32 poklonil nekdanjemu Deželnemu 594 Ernest Faninger SI. 1. Prva stran v manjšem katalogu Abb. 1. Die erste Seite im kleineren Katalog Transkripcija ^ Transkription Verzeichniß Deren in das Viereck zugerichteten geschlifnen, und polierten Stein = Tableten: gesammlet, gröstentheils aber selbst bearbeitetet von Joseph Palnstorf, Kaisl: Königl: Landrath und Staatsgüter Administrator im Herzogthum Krain. Prevod Seznam v četverokotnik oblikovanih brušenih in poliranih ploščic kamnin, ki jih je zbral, večidel pa sam priredil Jožef Palnstrof, cesarsko kraljevi deželni svetnik in administrator državnih posestev v vojvodini Kranjski. muzeju v Ljubljani, predhodniku današnjega Narodnega muzeja. Slovenskega etno- grafskega muzeja in Prirodoslovnega muzeja Slovenije. Na pričujočih katalogih ni nikake letnice niti oznake, kdo je bil lastnik popisane zbirke. Le na platnici manjšega kataloga je nalepljena etiketa, kjer piše, da vsebuje katalog popis velike zbirke v četverokotnik oblikovanih brušenih in poliranih ploščic kamnin. Isto izvemo tudi na prvi strani kataloga, kjer je še podatek, da je ploščice zbral in večidel tudi sam pripravil Jožef Palnstorf, višji državni uradnik v nekdanji vojvodini Kranjski (si. 1). Na drugi strani tega lista je tabela z znaki alkimistov za posamezne skupine mineralov in kamnin (si. 2). Enako razporeditev z istimi znaki alkimistov zapazimo tudi v večjem katalogu, ki zajema celotno mineraloško-petro- SI. 2. Tabela v manjšem katalogu Abb. 2. Tabelle im kleineren Katalog Transkripcija Transkription Die chemischen Geschlechtszeichen der Mineralien, und anderen Steinarten seynd nachbe- nante. Gold. Spiesglaß. Silber. Kobolt. Kupfer. Kieselartige Steine. Zinn. Thonartige Steine. Bley. Kalkartige Steine. Eisen. Gipsartige Steine. Queksilber. Brennbare Körper. Zink. Vulkanische Körper. Arsenik. Prevod Kemični simboli za skupine mineralov in za druge vrste kamnin so sledeči. Zlato. Antimon. Srebro. Kobalt. Baker. Kremenaste kamnine. Kositer. Glinaste kamnine. Svinec. Apnene kamnine. Železo. Sadraste kamnine. Živo srebro. Gorljive snovi. Cink. Vulkanski produkti. Arzenik. 596 Ernest Faninger SI. 3. Skupina arzenovih mineralov Abb. 3. Gruppe der Arsenmineralien Transkripcija Transkription Numerus Geschlecht und Karakter Provinz Arsenik 1. Gelber Arsenikkalk, Operment, von Neupol in ................Hungam 2. Gelber Arsenikkalk, Operment, von Neupol in ................Hungam 3. Gelber Arsenikkalk, Operment, von Neupol in ................Hungam 4. Rother Arsenikkalk, Rauschgelb, von Falsokanien in.............Hungam 5. Rother Arsenikkalk, Rauschgelb, von Falsokanien in.............Hungam 6. Rother Arsenikkalk, Rauschgelb, von Falsokanien in.............Hungam 7. Arsenikalischer rother Schwefel, auf Quarz mit Sießglas s Falsokanien . . Hungam 8. Arsenikalischer rother Schwefel, auf Kalkspat von Jauernburg in Ober = . Krain 9. Arsenikalischer rother Schwefel, auf Kalkspat von Jauernburg in Ober = . Krain 10. Arsenikalischer Scherbenkobolt aus......................Sachsen 11. Arsenikalischer Kieß, Mißzikel eben daher ..................Sachsen grafsko zbirko. Navedeni podatki bi nam torej dali sklepati, da bi lahko bil Jožef Palnstorf avtor in prvi lastnik obravnavane mineraloško petrografske zbirke, prav tako pa bi lahko to bil tudi Friderik Rudež, ki naj bi mu Palnstorf le priskrbel obdelane vzorce kamnin. Da bi 'ešili vprašanje izvora obravnavane zbirke, si prej oglejmo, kaj sta omenjena bila. Friderik Rudež je bil, kot lahko še nadalje izvemo iz omenjene objave v Illyrisches Blatt, graščak in hišni lastnik. Sicer pa je rodovina Rudež visoko zapisana na straneh slovenske kulturne zgodovine. Friderika Rudeža je zanimalo naravoslovje, pri čem pa Palnstorfova zbirka mineralov in kamnin 597 SI. 4. Skupina kobaltovih mineralov Abb. 4. Gruppe der Kobaltmineralien Transkripcija Transkription Numerus Geschlecht und Karakter Provinz Kobolt 1. Dichtes weißes Kobolterz von Schladming in .................Steyermarkt. 2. Sschwarz und rothe Koboltblühe von Plandigistan in ............Spanien. 3. Scherbenkobolt von Hütenberg in .......................Kämthen. 4. Giftkobolt aus ..................................Sachsen. 5. Glanzkobolt aus .................................Sachsen. 6. Knospiger Kobolt aus..............................Sachsen. 7. Graupenkobolt aus ...............................Sachsen. 8. Graupenkobolt, aus ...............................Sachsen. 9. Aerenförmiger Kobolt aus............................Sachsen. 10. Schwarzer erdiger Kobolt von Alemont in...................Frankreich. 11. Schwarze, rothe Koboltblühe von Plandigistan................Spanien. 12. Schwarze, rothe, Koboltblühe, Joachimsthall in ...............Böhmen. 13. Blau, und Grüne Koboltokern von Sallfeld in.................Sachsen. 14. Blau, und Grüne, Koboltokern von.......................Sachsen. je bil izrazito zoološko usmerjen. To dokazuje obvestilo o njegovi smrti v Illyrisches Blatt 22. oktobra 1836, ko se mu kuratorij Deželnega muzeja v Ljubljani še posebej zahvaljuje za številne prispevke s področja zoologije. Jožef Palnstorf je bil, kot smo že omenili, višji državni uradnik na Kranjskem. Kot se lahko prepričamo v šelatizmih za vojvodino Kranjsko, npr. za leto 1803, je tudi stanoval v njenem glavnem mestu 598 Ernest Faninger Ljubljani. V omenjenih letopisih se omenja Jožef Palnstorf zadnjikrat leta 1806. Tudi Palnstorfa je zanimalo naravoslovje, toda izključno mineralogija, na katerem po- dročju je imel stike z Žigo Zoisom. To potrjuje pismo od 9. decembra 1789, ko je bil Palnstorf začasno zaposlen v Gradcu (Graz). V njem se najlepše zahvaljuje Žigi Zoisu za prejete minerale (Dodatek). Primerjava Palnstorfovega pisma s katalogoma ned- vomno dokazuje, da je vse napisala ista roka. Zato moramo imeti Jožefa Palnstorfa za avtorja in obenem tudi prvega lastnika obravnavane mineraloško-petrografske zbirke. Kasneje jo je dobil Friderik Rudež in jo predal, kot smo že izvedeli, s pripada- jočima katalogoma vred Deželnemu muzeju v Ljubljani. Ker so v inventami knjigi Kranjskega deželnega muzeja Rudolfinuma iz leta 1890 posebej označeni le minerali iz Zoisove in Potočnikove zbirke, izvora drugih do takrat prejetih vzorcev ne moremo ugotoviti. Vsekakor pa se Palnstorfova zbirka nikoli ni mogla primerjati z Zoisovo zbirko mineralov. Pač pa sta dragocena Paln- storfova kataloga, kjer še vidimo znake alkimistov (SI. 2, 3 in 4). Tako najdemo v njih vse minerale zlata grupirane pod znakom, ki simbolizira sonce (krog s piko v sredini), srebrove minerale pa pod simbolom za mesec. Bakrove, kositrove, svinčeve, železove in živo srebrove minerale zasledimo pod znaki, ki so jih prej enačili s planeti Venero, Jupitrom, Saturnom, Marsom in Merkurjem. Nadalje nam še kataloga predstavljata mineraloško terminologijo druge polovice 18. stoletja, ko je Palnstorfova zbirka v glavnem nastala. Ker sta dokumenta napisana v nemščini, je izrazoslovje v priču- joči razpravi bolj podrobno obdelano v nemškem tekstu. Omenimo le nekaj značilno- sti. Mnoga imena mineralov ustrezajo današnjim, npr. „Gold" (=zlato), „Silber" (=srebro), „Kupfer" (=baker) ali pa so napisana le malo drugačno, npr. „Queksilber" (=danes Quecksilber, živo srebro). Toda v katalogih najdemo tudi imena, ki jih sedaj ne rabijo več. Tako so argentit, nemško Silberglanz, nekoč imenovali „Silberglaserz". Čeprav „Rothgülden" po imenu spominja na zlato, je srebrov mineral. Danes bi ga imenovali proustit ali pa pirargirit, pač glede na to ali je v njem kemično vezan arzen ali pa antimon. „Kupfer Nikel" je nikljev mineral nikelin. Imenovali so ga po bakru, čeprav rudnina, kot danes vemo, ne vsebuje bakra. „Glanzkobolt" je starodavno ime za kobaltov mineral kobaltin. "Kupfer Nikel" in „Glanzkobolt" sta izpeljanki od Nickel in Kobold. Po starem ljudskem verovanju naj bi bila hudobna podzemeljska duhova, ki naj bi povzročala, da se je širil pri praženju sicer po videzu obetavnih rud na česen spominja j oč vonj (strupene arzenove pare!), a iz preostankov se ni dalo pridobivati cenjenih kovin. Potem še omenimo „Arsenikalischer Kobold", to je samoroden arzen. Zanimivo je tudi ime „Pflinz". Kot je že pojasnil Žiga Zois, pomeni beli različek siderita (Belar, 1894). „Spiesglas" je staro ime za antimonit. Sadro so prej imenovali tudi „Selenit". Sicer je še vedno v rabi, lahko pa se nanaša tudi na druge bele snovi (S C h r Ö C k e & We in er, 1981). Razporeditev mineralov v Palnstorf o vi zbirki je seveda bila povsem drugačna od današnje sistematike, ki temelji na kemični osnovi. V Palnstorfovi zbirki so bili minerali s kovinskim sijajem grupirani glede na kovine, ki jih sestavljajo, npr. posebej minerali zlata, posebej srebrovi minerali, itd. Sledijo jim minerali z nekovin- skim sijajem, pri čemer razlikuje Palnstorf več skupin. Posebej še obravnava gorljive snovi, med katere ne uvršča samo premoge ampak tudi žveplo in pirit, ki imata danes svoje mesto med samorodnimi prvinami oziroma sulfidi. Zbirko zaključujejo vzorci predornin, npr. primerki lave. Pri tem naj še enkrat poudarimo, da v drugi polovici 18. stoletja še niso povsem ostro razlikovali mineralov, se pravi rudnin, od kamnin. To je tudi ena izmed karakteristik Werner j evega klasifikacijskega sistema, ki ga je Palnstorf v glavnem upošteval pri ureditvi svoje zbirke. Original Palnstorfovega pisma Žigi Zoisu Original des Briefes von Palnstorf an Sigmund Zois 600 Ernest Faninger Palnstorfova zbirka mineralov in kamnin 601 602 Ernest Faninger Transkripcija Palnstorfovega pisma Žigi Zoisu Transkription des von Palnstorf an Sigmund Zois gerichteten Briefes Hoch und Wohlgeborener Freiherr! Gnädiger Herr! Ein seltenes Erstaunen hat mich anheute ganz dahin gerißen, indeme mir Herr Suppantschitsch 3 große Kisten, von allen Fracht und Übertragungskosten frey ins Hauße gestellt hat. Da ich mich darüber entsetzte, meldete er endlichen, daß dariner 365. Pf. Mineralien verwahret wären, welche er mir auf hohe Orden zu übergeben hätte. Gnädiger Herr! ich bin hierüber so betrefen, daß ich bitten muß, die hier folgende kurze Vorauserzählung nicht für überflüssig anzusehen. Ich hatte mich durch meinen 25. Jährigen Aufenthalt in Krain so an dieses Land gewöhnt, daß ich alhier in Steyer weder eine Unterhal- tung, noch weniger aber in dem Umgange der hiesigen Stadtsbewohner einen Geschmak finden kann. Die wenigen Erholungsstunden, welche mir einen Amte übrig läßt, wurden außer wenigen des Sommers, meistens, absonderlich durch den traurigen Winter zu Hauße hingebracht. Da meinen Geiste nichts mehr, als vorzüglichen die Natur, und ihre gränzeloße Begebenheit Nahrung verschafet, so hatte ich mich schon eine Zeit lang mit dem studieren meiner wenigen, aus Krain mitgebrachten Mineralien abgegeben. Der Vorrat war klein, und so konte mich dieser nur auf einer Laufbahne der Bemerkung bringen, wo ich gleich stehen bleiben mußte, einmal aber eine nähere Auf Schließung der Dinge finden kunte. Ich wurde unruhiger, und daher entsparm sich die Ursache, daß ich Euer Gnaden nur gütige Mittheilung eines überflüßigen, jedoch nur sehr weniger Vorraths gebeten hatte. Ich suchte zwar wenig, aber ich erhielt einen solchen Überfluß der seltensten einheimisch sowohl als fremden Kostbarkeiten, ja ein ganzes Mineralienkabinet selbst. Wann ich diesen großen Werth der Mineralien, den Unkosten der Übersendung, und die eben so kostspillig, als fürsichtige Verpackung derselben, dann das mitgefolgt erklärende Verzeichnüß betrachte, so muß ich bekennen, daß Euer Hoch und Wohlgebohren für einen Fürsten nicht mehr hätten thun könen, und daß das mir Übersendete ein königliches Geschänke ist, daß ich diese Menge der Schön- und Seltenheiten, ja das geringste nicht verdienet, und ich außer dem jenigen, was mir mein Dienst gewähret, einmal ein grösseres Glike gehabt, ja einmal einen freudigen Tag erlebt habe, als eben an jenen, da ich dieses kostbare Geschänk erhielt. Schon durch 3. Tage bin ich zu 2. und 3. Studen über Mitternacht auf, um meine Neugierde zu befridigen, jedes Gepäke wird mit zitterenden Hand entwiklet, jedes Stük Übertrift meine Erwartung, und dann rufe ich die erblikte Schönheit aus, so, daß sich die bey Tag anwesende Fremde darüber in Erstauen seyen. Euer Gnaden erstatte ich nun hiefür den gehorsamst, schuldigen, ja unaussprechlichen Dank, den je ein Sterblicher zu erstaten vermögend ist. Jeder Tag, jede Stunde, da ich den Überkom- menen Schaz betrachte, und zu meinen Vergnügen studire, wird mir die Erinnerung erneuern, daß ich diesen kostbaren Werth von Euer Hoch und Wohlgeboren übergroßen Güthe und Gnad erhalten habe. Niemals aber wird sie schlagen, die für mich unglickliche Stunde, wo es Euer Gnaden bereuen könten, an mich dieses Geschänk gethan zu haben. Zu Unterbringung dieser Mineralien wird im künftigen Jahre ein eigener Schranke verfertigt, und selbst die von mir in selben, und am Titlblat des Verzeichnißes gemacht werdende Übersicht wird, es jederman sagen, daß ich diesen großen Schaze von Euer Hoch und Wohlgebo- ren Güthe zum Geschänk erhalten habe. Ich bin in tiefster Ernidrigung. Euer Gnaden Graz den 9'®" Dezember 1789 unterthänligst gehorsamster Joseph Palnstorf Opomba: Pismo hrani Arhiv SRS v Ljubljani. Bemerkung: Der Brief wird aufbewahrt im Arhiv SRS in Ljubljana. Palnstorfsche Mineralien- und Gesteinssammlung 603 Na koncu naj še povemo, da je dal v prvih letih obstojanja nekdanjega Deželnega muzeja v'Ljubljani njegov kurator F. J. grof Hohenwart, napisano tudi kot Hochen- wart (1836), izdelati dve leseni mizi in ju obložiti s 392 ploščicami iz Palnstorfove zbirke. Biedermeierska izdelka sta danes na ogled v Prirodoslovnem muzeju Slove- nije. Zahvala Za transkripcijo nekaterih tekstov se najlepše zahvaljujem Emi Umek, Arhiv SRS v Ljubljani. Palnstorfsche Mineralien- und Gesteinssammlung Im Prirodoslovni muzej Slovenije (= Naturkundliches Museum von Slowenien) in Ljubljana, wo heute die berühmte Mineraliensammlung von Sigmund Freiherrn Zois von Edelstein (1747-1819) ausgestellt ist, werden unter anderem auch zwei alte, deutsch abgefaßte Kataloge aufbewahrt. Die beiden wurden zuerst als die älteste Bestandsaufnahme der Zoisschen Mineraliensammlung angesehen (Faninger, 1971), was sich aber inzwischen als falsch herausgestellt hat. Wie im Illyrischen Blatt am 14. Jänner 1832 zu lesen ist, hatte Friedrich Rudesch dem Landesmuseum in Ljubljana (= Laibach) erst kurz zuvor außer einer kleinen Conchiliensammlung auch eine Gesteins- und Mineraliensammlung übergeben, die laut der zwei beigegebenen Kataloge 1330 viereckig zugeschnittene Steinplatten und 2429 Exemplare von Mine- ralien enthält. Abgesehen davon, daß damals noch kein so strenger Unterschied zwischen Mineralien und Gesteinen gemacht wurde, wie dies heute der Fall ist, stimmt die Zeitungsangabe völlig mit den Eintragungen in den im Museum aufbe- wahrten Katalogen überein. Sie stellen also die Bestandsaufnahme der mineralo- gisch-petrographischen Sammlung dar, die um die Jahreswende 1831/32 herum von Friedrich Rudesch dem Landesmuseum in Ljubljana, dem Vorgänger der heutigen Museumsanstalten Narodni muzej (= Nationalmuseum), Slovenski etnografski muzej (Slowenisches Volkskundemuseum) und Prirodoslovni muzej Slovenije, übergeben worden ist. Die beiden Kataloge sind weder mit einer Jahreszahl noch mit einer Angabe des Inhabers der Sammlung versehen. Nur auf dem Vorsatzblatt des kleineren Kataloges befindet sich ein Etikett mit der Bemerkung, es handele sich um das Verzeichnis einer großen Sammlung von zum Viereck geschliffenen und polierten Steintabletten. Das wird auf dem ersten Blatt dieses Kataloges wiederholt mit dem Vermerk, daß die Steintabletten gesammelt und größtenteils selbst von Joseph Palnstorf, kaiserl. und königlichem Landrat bzw. Staatsgüteradministrator im Herzogtum Krain, bearbei- tet worden sind (Abb. 1). Auf der Rückseite desselben Blattes folgt eine Tabelle mit den Zeichen der Alchimisten für die verschiedenen Gruppen der Mineralien und Gesteine (Abb. 2). Nach demselben Prinzip und unter den gleichen alchimistischen Zeichen erfolgten die Eintragungen im Größeren Katalog. Aus all dem könnte geschlossen werden, daß Joseph Palnstorf der Autor und zugleich der erste Inhaber der betroffenen mineralogisch petrographischen Sammlung gewesen ist, aber es könnte dies genauso Friedrich Rudesch gewesen sein, dem Palnstorf nur die Steinta- bletten besorgt hätte. Bevor wir dies zu klären versuchen, wollen wir Stand und Stellung der genannten Männer betrachten. 604 Ernest Faninger Wie aus dem schon erwähnten Zeitungsbericht noch zu entnehmen ist, war Friedrich Rudesch Guts- und Hausbesitzer; außerdem hatte die Familie Rudesch noch einen besonders guten Namen in der slowenischen Kulturgeschichte. Friedrich Rudesch befaßte sich mit den Naturwissenschaften, war aber dabei ausgesprochen zoologisch interessiert. Dies geht aus einer am 22. Oktober 1836 im Illyrischen Blatt veröffentlichten Anzeige vom Hinscheiden des Friedrich Rudesch hervor, in welcher sich das Kuratorium des Landesmuseums in Ljubljana bei dem Verstorbenen noch insbesondere bedankt für die anschlichen Beiträge aus dem Gebiet der Zoologie. Dagegen handelt es sich bei Joseph Palnstorf, wie wir bereits erfahren haben, um einen höheren Staatsbeamten in Krain, der wie noch aus dem Instanzen-Schematis- mus, z. B. für das Jahr 1803, zu entnehmen ist, auch in der Landeshauptstadt Ljubljana lebte. In diesen Jahresberichten erscheint sein Name zum letztenmal im Jahre 1806. Joseph Palnstorf befaßte sich mit der Mineralogie und stand in diesen Sachen in enger Beziehung zu Sigmund Zois. Dies bekundet deutlich ein am 9. Dezember 1-789 von Palnstorf während einer zeitweiligen Amtstätgkeit in Graz (Steiermark) abgefaßter Brief, in welchem er sich bei Zois schönstens bedankt für die von ihm erhaltenen Mineralien (Anhang). Der Vergleich des Briefes mit den hier behandelten Katalogen bringt deutlich zu Tage, daß alle von derselben Hand geschrieben worden sind. So muß Joseph Palnstorf als der Autor und zugleich auch als der erste Inhaber der hier besprochenen mineralogisch petrographischen Samm- lung angesehen werden. Diese wurde später von Friedrich Rudesch erworben, und wie bereits mitgeteilt, samt den dazugehörigen Katalogen dem Landesmuseum in Ljubljana übergeben. Da in dem im Jahre 1890 abgefaßten Inventarbuch des einstigen Krainischen Landesmuseums Rudolfinum nur die aus den Sammlungen von Zois und Potočnik stammenden Mineralien mit besonderen Abkürzungen versehen sind, kann die Her- kunft der übrigen bis damals erhaltenen Mineralien nicht ermittelt werden. Jeden- falls konnte sich aber die Palnstorfsche Sammlung nicht mit der Zoisschen verglei- chen. Von wissenschaftlichem Interesse sind jedoch die beiden Kataloge der Paln- storfschen Sammlung, denn es kommen darin noch die von den Alchimisten verwen- deteten Zeichen vor. So stehen darin die Goldmineralien unter dem Zeichen der Sonne (Kreis mit einem Punkt in der Mitte) und die Silbermineralien unter dem des Mondes. Die Mineralien des Kupfers, Zinns, Bleis, Eisens und Quecksilbers stehen der Reihe nach unter den Zeichen der Planeten Venus, Jupiter, Saturn, Mars und Merkur. Ferner ermöglichen uns die Palnstorfschen Kataloge einen Einblick in die mineralogische Terminologie der zweiten Hälfte des 18. Jahrhunderts, als der Größt- teil der Sammlung entstanden ist. Bei der nun folgenden Besprechung folgen wir den Eintragungen im größeren Katalog. Beim bloßen Aufzählen von Mineralien schreiben wir ihre Namen in der vorliegenden Arbeit unter Anführungszeichen in transkribier- ter Form. Auch bei der Angabe von Fundstätten bleibt die Schreibweise dieselbe wie im Katalog, obwohl in manchen Fällen ihre Namen heute etwas anders geschrieben werden oder überhaupt anstatt dieser neue Ortsbezeichnungen auftreten können. Als Beispiele aus dem Katalog nennen wir »Schemniz« und »Kremniz« in »Hungarn«. Es handelt sich um die auf dem Gebiet des einstigen Ungarns gelegenen Ortschaften bzw. Berkwerke Schemnitz und Kremnitz. Heute liegen sie in der Slowakei und werden Banská Štiavnica und Kremnica genannt. Die Eintragungen im großen Katalog beginnen mit dem Gold. Bei den 31 unter dem alchimistischen Zeichen für das Gold bzw. der Aufschrift »Gold« angeführten handelt es sich zum Teil um »gediegenes Gold«, teilweise um »vererztes Gold«. In Palnstorfsche Mineralien- und Gesteinssammlung 605 einem Falle ist das »vererzte Gold« näher als »Gelberz, Kattunerz« angegeben. Jedenfalls, »Gelberz« ist ein alter Name für den Goldtelurid Krennerit (Tscher- m a k, 1905). Die meisten Exemplare der Goldmineralien stammen aus Siebenbürgen mit den berühmten Lagerstätten Nagyag und Vöröspatak, heute unter den rumäni- schen Namen Sàcàrîmb und Ro§ia Montana bekannt. Auch in der benachbarten, heute ebenfalls in Rumänien liegenden Provinz Banat grub man in Orawiza, jetzt Gravita, nach Gold. Ferner werden als Fundstätte der in der Palnstorfschen Samm- lung vorkommenden Goldmineralien Kremniz, das Zillertal in Tirol und Beresow in Sibirien genannt. Unter der Aufschrift »Silber« und dem alchimistischen Zeichen des Mondes gibt es 50 Eintragungen im Katalog. Es handelt sich um: »gediegenes Silber, Silber- glaserz, Silberhältiger Kieß, Silberglanzerz, Silber Röschgewächs, Rothgülden, Sil- ber rothgülden Erz, Weißgülden, Silber = Fahlerz, Silber = Tigererz, Silber Leberezt, Harsilber«. Die alten Bezeichnungen »Silberglaserz« und »Silberglanzerz« entspre- chen der des heutigen Argentit, deutsch Silberglanz. Mit »Silber Röschgewächs« meinten die sächsischen und siebenbürgischen Bergleute das später nach dem mine- ralogisch interessierten Erzherzog Stephan von Österreich benannte Mineral Stepha- nit (Schröcke & Weiner, 1981). Ebenfalls einen sehr alten Namen stellt das »Rothgülden« bzw. »Silber rothgülden Erz« dar. Obwohl selbst die Bezeichnung dieses edlen Silbererzes an Gold erinnert, ist darin kein Gold enthalten. Später stellte es sich heraus, daß es ein arsen- und ein antimonhaltiges »Rothgülden« gibt. Das erste wird jetzt Proustit, das andere Pyrargirit genannt. Mit »Weißgülden« bezeich- netete man einst ein silberhaltiges Fahlerz. Die meisten Stufen der in der Palnstorf- schen Sammlung enthaltenen Silbererzmineralien stammten aus der einst zu Ungarn gehörigen Slowakei. An Silberreichtum konnten sich rühmen die Bergwerke Schnem- niz und Kremniz. Ebenfalls fand man Silbererze in den Bergwerken Freiberg in Sachsen, Ratiborschiz in Böhmen und Allemont in Frankreich. Es gibt 71 Eintragungen von Kupfermineralien, die unter der Aufschrift »Kupfer« gruppiert sind. Ihre Namen lauten: »gediegenes Kupfer, Kupferkieß, rothes Kupfer- glas, grüne Kupfer = Okern, blaue Kupfer = Okern, Schwarz Kupfererz, Kupfer = Fahlerz, Kupferblau, Kupferlasur, Malachit, Kupfer Nikel«. Beim »Kupfer Nikel« handelt es sich um Nickelin bzw. Rotnickelkies, wie heute dieses Nickelmineral genannt wird. Man hielt es seiner Farbe wegen zuerst für ein Kupfererz, da man aber daraus das Metall nicht gewinnen konnte, so beschimpften es die Bergleute mit »Kupfer Nikel« (Kobell, 1864). Über die alten das Wort »Nikel« bzw. Nickel enthaltenden Mineraliennamen wird noch näher im Zusammenhang mit den Kobalt- mineralien die Rede sein. Die meisten Stufen der Kupfermineralien in der Palnstorf- schen Sammlung stammten aus dem Banat und zwar aus den Bergwerken Orawiza und Dognaska, heute Gravita und Dognecea genannt. Die unter der Aufschrift »Zinn« vorkommenden 14 Exemplare werden durch »schwarzes Zinnerz« und »Zingraupen« vertreten. Die meisten Stufen stammen aus Schlagenwald, heute Horni Slavkov, in Böhmen. Nun folgen 37 Eintragungen von Bleimineralien, die unter der Aufschrift »Blei« vereinigt sind. Darunter werden »Bleiglanz« und »Bleispat« erwähnt. Auch eine Stufe von »Pyramidal Bleierz« aus Bleiberg in Kärnten wird dabei noch erwähnt. Gewiß wurde damit das später nach F. X. Wulfen benannte Mineral Wulfenit gemeint, der als Begleitmineral des Bleiglanzes für die kärntnerischen Blei-Zinkla- gerstätten so charakteristisch ist. Mit den von Palnstorf als »Bleispat« eingetragenen Mineralien muß aber vorsichtig vorgegangen werden. Bei dem näher als »Bleispat, 606 Ernest Faninger gelber, kristalisirt, in 4. 8. und mehrseitigen Täfeichen« von Bleiberg in Kärnten handelt es sich sicherlich wiederum um Wulfenit. Auch Wulfen selbst beschrieb 1785 dieses schon längst als Gelbbleierz bekannte Mineral mit dem Namen »Bleyspat« (M e i X n e r, 1951). Anders ist der Fall mit den näher als »Bleispat weißer in stralich- ten Säulen« von Zellerfeld am Harz und »Bleispat, grüner, kristalinischer« von Freiburg aus »Vorder = Österreich« erwähnten Erzmineralien. Die Beschreibungen wie auch die Fundortangaben deuten im ersten Falle auf Cerussit, im zweiten dagegen auf Pyromorphit. In der Gruppe^ »Eisen« gibt es sogar 129 Eintragungen. Es wurden angeführt- »Magnet, Retraktorisches Eisenerz, Eisenglimmer, Blutstein, Hemalit, Eisenstein, Eisen Adler, Eisen = Adlerstein, Klapperstein, Eisen = Bohnenerz, Glaskopf, Eisen Mogi, Waßererz, Eisen = Lebererz, Pflinz, Eisenleberkieß«. Die Bezeichnung »Pflinz« bezieht sich, wie es schon Sigmund Zois erläutert hat, auf die weiße Eisenspatvarie- tät (Belar, 1894). Mit »Magnet« wurde gewiß Magnetit gemeint. Proben dieses wertvollen Eisenerzminerals kamen von der Insel Elba und aus Mißling, heute Mislinja in Slowenien. Die unter der Aufschrift »Queksilber« vorkommenden 31 Eintragungen beziehen sich auf die folgenden Quecksilbermineralien: »gediegenes Queksilbererz, Stahlerz, Lebererz, Zinober«. Als deren Fundstätte wird meist Idria, heute Idrija, in Krain erwähnt. Es folgt nun die Gruppe »Zink« mit 26 Eintragungen von Zinkmineralien. Dabei werden »Zinkblende« und »Zinkspat« erwähnt. Als Fundstätte fungieren die Berg- werke Bleiberg, Schemniz und Kremniz. Unter der Aufschrift »Arsenik« befinden sich 11 Eintragungen von Arsenminera- lien (Abb. 3). Sie werden bezeichnet als »arsenikalischer Scherbenkobolt, gelber Arsenikkalk, rother Arsenikkalk, arsenikalischer rother Schwefel, arsenikalischer Kieß«. Als Synonim für das Mineral »gelber Arsenikkalk« wird »Operment« angege- ben und an Stelle »rother Arsenikkalk« wird auch »Rauschgelb« angeführt. Die alte Bezeichnung »gelber Arsenikkalk« entspricht dem Auripigment und »rother Arse- nikkalk« dem Realgar. Auch »rother arsenikalischerr Schwefel« konnte nichts ande- res als Realgar bedeutet haben. Dafür spricht auch die Angabe der Fundstätte Jauernburg, heute Javomik, in Krain, wo Realgar als Begleitmineral des Bleiglanzes festgestellt wird. Die Bezeichnung »arsenikalischer Scherbenkobolt« bezog sich auf gediegenes Arsen. Unter »arsenikalischer Kieß« bzw. »Mißzikel« verstand Palnstorf das heute als Arsenopyrit, Arsenkies oder Mißpickel bezeichnete Mineral (K o b e 11, 1864). Die 15 Antimonmineralien wurden unter der Aufschrift »Spiesglas« eingetragen. Sie werden näher als »Spiesglanz, Spiesglas oder Antimonium, rothes Spiesglas« bezeichnet. Sicherlich stellt der »Spiesglanz« das heute als Antimonit bezeichnete Mineral dar. Da in diesem Verzeichnis die Bezeichnung »gediegenes Spiesglas« nicht auftritt, konnte das »Spiesglas« auch nichts anderes als Antimonit gewesen sein. Aber beim Mineral »rothes Spiesglas« handelte es sich gewiß um Kermesit. Die meisten Stufen der Antimonmineralien stammten aus dem einstigen Ungarn. Es folgen die unter der Aufschrift »Kobolt« vorkommenden Mineralien (Abb. 4). Mit »Glanzkobolt« und »rothe Koboltblühe« wurden gewiß die Kobaltmineralien Cobaltin und Erithrin gemeint. Welche Mineralien die Bezeichnungen »dichtes wei- ßes Kobolterz, Scherbenkobolt, Giftkobolt, Knospiger Kobolt, Graupenkobolt, Aeh- renförmiger Kobolt, schwarze Koboltblühe«, ferner »blau, grüne Koboltokern« dar- stellten, konnte nicht erraten werden. Nur beim »Scherbenkobolt« läßt sich vermu- Palnstorfsche Mineralien- und Gesteinssammlung 607 ten, es handele sich um gediegenes Arsen. Jedenfalls leiten sich die in den Palnstorf- schen Katalogen angeführten das Wort »Kobolt« und »Nikel« enthaltenden Minera- liennamen von Kobold und Nickel ab, dem alten Volksglauben nach bösen Erdgei- stern, die man dafür verantwortlich gemacht hat, daß die entsprechenden dem Aussehen nach vielversprechenden Erze beim Rösten einen an Knoblauch erinnern- den Geruch entwickelten (giftige arsenhaltige Dämpfe!) und daß man aus den Rückständen in den damaligen Zeiten keine wertvollen Metalle gewinnen konnte. Die unter der Aufschrift »Kieselartige Steine« erfolgten Eintragungen entspre- chen größtenteils den Mineralien der Quarzgruppe. Eintragungen gibt es 453. Meist handelt es sich um Mineralien der Quarzgruppe, wie etwa »Quarz, Kalzedon, Jaspis, Karneol, Onix, Avanturin, Achat, Opal«. Zu den »kieselartigen Steinen« wurden auch Mineralien gerechnet, die heute als Silikate bezeichnet werden: »Granat, Zeolit, Lasurstein, Turmalin«. Auch Namen von magmatischen Gesteinen findet man darun- ter: »Granit, Sienit, Obsidian«. Es folgen »Thonartige Erden und Steine«. Es kommen 85 Eintragungen in dieser Gruppe vor. Es sind darunter »verschieden gefärbte Thonarten, Talg, Speckstein, Amiant, Serpentin, Asbest, Bergleder, Glimmer« vertreten. Nach der heutigen Syste- matik dürften in dieser Gruppe nur die Tone vorkommen, die übrigen Bezeichnungen stellen Silikate dar. Am reichsten an Exemplaren ist die Gruppe »Kalkartige Steine«. Es gibt deren 1326. Am häufigsten findet man darunter verschiedene Marmore, selbstverständlich fehlt nicht ter Kalkspat, aber auch der »Schwärspat« und »Flusspat« wurden in diese Gruppe eingereiht. In der Gruppe »Gipsartige Steine« mit 36 Eintragungen sind »Gipsspat, Schwär- spat, Selenit« zu finden. Selenit ist eine andere Bezeichnung für Gips, aber es Können darunter auch andere weiße Substanzen verstanden werden (Schröcke & Wei- ner, 1981). Es folgt die Gruppe »Brennbare Körper«. Man findet darunter nicht nur »Erd- pech, Holzkohle unterirdische, Steinkohle«, wie zu erwarten, sondern auch »Schwe- fel« und »Schwefelkießkristallen«, die in der heutigen Systematik zu den Elementen bzw. Sulfiden gerechnet werden. Man darf sich nicht darüber wundern. Die Werner- sche Systematik, die in wesentlichen Zügen von Palnstorf befolgt worden ist, basierte auf den äußeren Kennzeichen der Mineralien. Außerdem reihte. A. G. Werner noch manches unter den Mineralien ein, was nicht in die Mineralogie gehört. Darunter befinden sich jedenfalls die verschiedenen Kohlenarten, das Erdpech und der schon unter den »kieselartigen Steinen« erwähnte Obsidian. In der letzten Gruppe »Vulkanische Körper« sind 36 Exemplare vorhanden. Es handelt sich um »Auswürfe des Vesufs, Lava, vulkanisches Glas«. Am Schluß soll noch vermerkt werden, daß in den ersten Jahren des Bestehens des einstigen Landesmuseums in Ljubljana dessen Kurator F. J. Graf Hohenwart, auch Hochenwart geschrieben (1836), zwei hölzerne Tische fertigen und mit 382 Tabletten aus der Palnstorfschen Sammlung belegen ließ. Die beiden Biedermeier- Erzeungnisse werden heute im Prirodoslovni muzej Slovenije zur Besichtigung auf- gestellt. Danksagung Für die Transkription einiger Texte bedanke ich mich schönstens bei Ema Umek, Arhiv SRS in Ljubljana. 608 Ernest Faninger Literatura Balar, A. 1894, Freiherr Sigmund Zois' Briefe mineralogischen Inhalts. Mittheilugen des Musealvereins für Krain, Siebenter Jahrgang, Zweite Abteilung: Naturkundlicher Theil, 120-134, Laibach. Faninger, E. 1971. Zoisova zbirka mineralov. Argo, X/2, 201-211, Ljubljana. H o C h e n w a r t, F. J. v., 1836, Leitfaden für die das Landes = Museum in Laibach Besuchen- den. Laibach. Instanzen Schematismus vom Herzogthume Krain. Nebst Kalender für das Jahr 1803. Laibach, gedruckt bey Leopold Eger k. k. Buchdrucker. Kobell, F. V., 1864, Geschichte der Mineralogie. Von 1650-1860. Literarisch = artistische Anstalt der J. G. Cottaschen Buchhandlung, München. Meixner, H. 1951, Geschichte der mineralogischen Erforschung Kärntens. Carinthia II, Jahrgang 61, 16-35, Klagenfurt. Schröcke, H. & Weiner, K.L., 1981, Mineralogie. Walter de Gruyter, Berlin. Tschermak, G. 1905, Lehrbuch der Mineralogie. Alfred Holder, Wien. GEOLOGIJA 31, 32, 609-580 (1988/89), Ljubljana UDK 930.55.549=30 Neue Daten über die Entdeckung des Zoisits Novi podatki o odkritju zoisita Ernest Faninger Prirodoslovni muzej Slovenije, Prešernova 20, 61000 Ljubljana Auszug Die vorliegende Arbeit stellt die Fortsetzung der vom selben Autor im Jahre 1985/86 veröffentlichten Abhandlung über die Entdeckung des Minerals Zoisit dar, Anlaß dazu gab die unlägst gefundene Zoissche Kartothek. Sigmund Zois (1747-1819) erhielt schon im Jahre 1797 die ersten Proben des unbekannten auf der Saualpe in Kärnten gefundenen und später ihm zu Ehren Zoisit benannten Minerals. Sie wurden ihm vom Mineralienhändler Preschem, wahrscheinlich Simon Preschem, gebracht, doch bei dem Mann, welchen Sig- mund Zois wegen des unbekannten Minerals im Sommer 1804 auf die Saualpe schickte, handelt es sich höchstwahrscheinlich um Georg Preschern, dem vermut- lichen Bruder von Simon Preschem. Bevor dieses Mineral 1805 Zoisit benannt worden ist, lief es unter dem Namen Saualpit. Derselbe Name bezog sich eine Zeitlang auch auf das ebenfalls auf der Saualpe vorkommende Mineral Karinthin. Kratka vsebina Pričujoče delo predstavlja nadaljevanje od istega avtorja leta 1985/86 objav- ljene razprave o odkritju minerala zoisita, povod za to pa je dala nedavna najdba Zoisove kartoteke. Žiga Zois (1747-1819) je prejel že leta 1797 prve vzorce neznanega, na Svinji na Koroškem najdenega in kasneje njemu na čast imenovanega minerala zoisita. Prinesel mu jih je trgovec z minerali Prešem, verjetno Simon Prešem, vendar človek, ki ga je Žiga Zois zaradi neznanega minerala poslal poleti 1804 na Svinjo, je bil po vsej verjetnosti Jurij Prešem, domnevni brat od Simona Prešerna. Predno so ta mineral 1805 imenovali zoisit, so ga poznali kot saualpit. Isto ime so nekaj časa uporabljali tudi za mineral karinthin, ki se prav tako pojavlja na Svinji. Bekanntlich v^^urde laut Hoffmanns (1811) Bericht der Zoisit von einem Mine- ralienhändler, welchen Sigmund Freiherr Zois von Edelstein (1747-1819) auf seine Kosten in Krain, Steiermark und Kärnten reisen ließ, um neue Entdeckungen zu machen, auf der Saualpe in Kärnten zuerst gefunden, und man belegte ihn anfangs mit dem sehr »unschicklichen und fehlernaft« gebildeten Namen Saualpit. Als sich Sigmund Zois aufgrund der ihm gebrachten Proben vergewissert hatte, daß es sich tatsächlich um ein bis dahin noch unberkanntes Mineral handelte, verständigte er zwei prominente Wissenschaftler, A. G. Werner in Freiberg und M. H. Klaproth in 610 Ernest Faninger Berlin, und stellte ihnen zugleich auch Proben zu. Ebenfalls wurden Proben des unbekannten Minerals an D. L. G. Karsten in Berlin gesandt. Werner und Klaproth antworteten Zois 1805 in dem Sinne, daß er ein neues Mineral entdeckt habe, wobei Klaproth noch hinzufügte, daß er, Karsten und Werner beschlossen hätten, dieses Mineral Zoisit zu nennen. Der Name Zoisit trit in der Literatur erstmals 1805 im Zusammenhang mit der Bekanntgabe der neuesten Veränderungen im Werners Mineralsystem auf (Moll, 1805, 453). Deshalb wird Werner als der Namensgeber des zu Ehren von Sigmund Zois benannten Minerals angeführt, obwohl Werner die diesbezüglichen Untersuchungsergebnisse nirgends veröffentlicht hat. Dagegen ver- öffentlichte Klaproth (1806) ein Jahr später seine chemische Untersuchungen des Zoisits von der Saualpe, wobei er in seinem Artikel auch die von Karsten gemachten Ermittlungen der äußeren Charakteristika dieses Minerals miteinbezogen hatte (Hoppe, 1984; Faninger, 1987). Es wäre interessant zu wissen, seit wann Zois schon über das auf der Saualpe gefundene unbekannte Mineral Bescheid wußte. Leider ist die entsprechende Korre- spondenz zwischen Zois und Werner einerseits und Zois und Klaproth anderseits, die gegewiß Auskunft darüber geben könnte, trotz aller Bemühungen bisher unauffind- bar geblieben. Die Nachricht, daß Zois im Sommer 1804 einen »eigenen Mann« auf die Saualpe schickte (Moll, 1805, 445-446), wurde entweder so gedeutet, daß dieser Mann damals absichtlich wegen des unbekannten Minerals dorthin geschickt worden sei (Kidrič, 1939, 26), aber auch so daß es sich damals nur um eine im Auftrag des Freiherrn routinenmäßige Begehung gehandelt habe, wobei ihm das erstemal Proben des unbekannten Minerals gebracht wurden (Faninger, 1983, 26). Das Problem konnte jetzt gelöst werden. Im Prirodoslovni muzej Slovenije ( = Naturkundliches Museum von Slowenien) in Ljubljana wird nebst der Mineraliensammlung von Sigmund Zois auch die dazuge- hörige von unbekannter Hand geschriebene Kartothek aufbewahrt, worin die von der Saualpe stammenden Zoisitproben erfaßt sind. Zwei Karteiblätter sind von besonde- rem Interesse. Auf beiden wird der Geber bzw. Sammler angegeben, auf der einen zusätzlich noch die Jahreszahl. Der Inhalt des einen Karteiblattes lautet: »Letztgefundener Anbruch des Epidot-Zoisit, auf der Saualpe durch Preschern. Von diesem ist die weiße blättrige Beiart von dem Lotröhre und dem Gravimeter zu untersuchen - ob es Feldspath - oder nur ganz weißer Epidot sei! Kasten...« (Abb. 1) Dagegen ist auf dem anderen Karteiblatt zu lesen: »Cyanit, Augit, Granat, Titan und Epidot-Zoisit, in Quarz, das eine Kluft im Hornblende-Granatfels ausfüllt, von der Mazitscher-Wiese, ob der Lavakerhütte -August 1779. Preschern. Kasten...« (Abb. 2). Aus den beiden Dokumenten geht folgendes hervor. Sigmund Zois hat die Proben des unbekannten, später nach ihm benannten Minerals von Preschern erhalten, welcher auf der Saualpe auch eine Stelle entdeckt hat, wo dieses Mineral gesammelt werden konnte. Gewiß handelt es sich um den schon längst aufgegebenen Steinbruch auf der Prickler Halt oberhalb Kupplerbrunn, wo in einem den Eklogit durchqueren- den Pegmatitgang grauweiße Zoisitstengel und rosarote Zirkone vorkommen (Meixner, 1952). Zoisit tritt aber auf der Saualpe auch in Quarzlagen zusammen mit Cyanit und Granat auf. Es wird sogar der genaue Fundort einer solchen Probe samt Jahreszahl angegeben. Es kann wohl berechtigt angenommen werden, daß das unbekannte apäter Zoisit benannte Mineral zuerst in einer Quarzlage gefunden Neue Daten über die Entdeckung des Zoisits 611 Abb. 1. Karteiblatt der Zoisschen Sammlung Sl. 1. Kartotečni list Zoisove zbirke Abb. 2. Karteiblatt der Zoisschen Sammlung Sl. 2. Kartotečni list Zoisove zbirke 612 Ernest Faninger worden ist. Die weißen Quarzaggregate mit ihren blauen Cyaniten und roten Grana- ten mußten ja für die Sammler attraktiver gewesen sein als die im Vergleich zu ihnen eher monoton aussehenden Pegmatite. Ferner kommen die schwach gefärbten durch- sichtigen Zoisitkristalle in den Quarzlagen mehr in den Vordergrund als die undurchsichtigen grauen Zoisite im Pegmatit. Was die Jahreszahl 1779 anbelangt, so ist Vorsicht geboten. Aufgrund der Zois- schen Kartotek hat 1852 der Kustos des einstigen Landesmuseums in Ljubljana (= Laibach), aus dem später unter anderem auch das Prirodoslovni muzej Slovenije hervorgegangen ist, Heinrich Freyer ein Inventarbuch aufgestellt, in welchem der zweite der eben zitierten Texte einen etwas geänderten Inhalt aufweist: »Cyanit, Augit, Granat, Titan und Epidot-Zoisit, in Quarz, das eine Kluft in Hornblende-Granatfels ausfüllt, von der Saualpe an der Mazitscher-Wiese, ob der Lavacker Hütte, - 1797. Prejhern.« Im Zusammenhang mit dieser Eintragung kommt noch unter der Rubrik »Geber oder Sammler« die Angabe »Prejhern 1797« vor, wobei aber offensichtlich die zuerst geschriebene Jahreszahl 1779 in 1797 ausgebessert worden ist. Hatte Freyer einen Grund dafür? Es muß das bejaht werden. Betrachtet man nämlich die übrigen im Zusammenhang mit dem Namen Prejhern im Inventarbuch eingetragenen Jahres- zahlen, so fällt auf, daß darin die Jahreszahl 1779 nur einmal vorkommt, während die übrigen sich in dem relativ kleinen Intervall zwischen 1798 und 1806 häufen. Also muß die Jahreszahl 1797 als die richtige angesehen werden. Ohnehin, wie es damit schon stehen mag, erhielt Zois die ersten Proben des unbekannten, später nach ihm benannten Minerals bereits im letzten Quartal des achzehnten Jahrhunderts. Daraus folgt, daß Sigmund Zois, als er laut Molls (1805) Bericht im Sommer 1804 einen »eigenen Mann« auf die Saualpe schickte, dies deshalb tat, um noch weitere Proben des unbekannten Minerals zu bekommen. Er brauchte sie ja, um mit ihnen Werner, Klaproth und Karsten zu versorgen. Man wird sich jetzt fragen, wer nun dieser Preschern gewesen ist, der Zois die ersten Proben des unbekannten Minerals von der Saualpe gebracht hat? Dieser Name, zuweilen auch Prejhern geschrieben, kommt in der von Kidrič (1939 und 1941) veröffentlichten Korrespondenz aus den Jahren 1808-1810 zwischen dem in Ljubljana lebenden Sigmund Zois und dem damals schon in Wien beschäftigten Slawisten Jernej Kopitar öfters vor. Es handelt sich eigentlich um zwei aus Ober- krain stammende und in Wien lebende Mineralienhändler, die aber im Briefwechsel immer nur mit ihren Zunamen erwähnt werden. Der eine hieß laut Kidrič (1939, 188) Simon Preschern und wird als der jüngere der beiden Brüder angesehen, während Gspan (1933-1952, 498) diesen für den älteren hält. Wie Simons Bruder hieß, blieb bisher unbekannt. Nach den neuesten Ermittlungen könnte es sich dabei um Georg Preschern handeln. Dieser Name tritt nämlich in dem von Anton Redl herausgegebenen »Handelsgremien-Schema der Kaiserlichen Haupt-resident-Stadt Wien für das Jahr 1808« unter den »Börsemäßigen Kauf- und Handelsleuten« auf. Ferner wird im Narodni muzej (= Nationalmuseum) in Ljubljana unter der Zoisschen Korrespondenz neben zahlreichen von Simon Preschern zwischen den Jahren 1800 und 1805 abgefassten Briefen auch eine am 3. 10. 1804 ausgestellte und von Georg Preschem unterzeichnetete vorläufige Rechnung aufbewahrt, aus welcher ersichtlich ist, daß dieser eine Reise auf die Saualpe machte, um dort, wie es darin heißt, »Bronzithe« zu sammeln. Es geht aus all dem hervor, daß Sigmund Zois hauptsäch- lich mit Simon Preschern, der sich bei ihm im Jahre 1801 sogar aus Paris meldete, in Neue Daten über die Entdeckung des Zoisits 613 Kontakt stand. So kann wohl berechtigt angenommen werden, daß Simon Preschern der Mineralienhändler gewesen ist, welcher laut Hoffmanns (1811) Bericht auf Kosten von Sigmund Zois in Krain, Steiermark und Kärnten herumreiste und auf der Saualpe zuerst das unbekannte, später nach Sigmund Zois benannte Mineral gefun- den hat. Von Simon Preschern stammen wahrscheinlich auch die ersten für Zois von der Saualpe mitgebrachten Proben des unbekannten Minerals. Aber Georg Preschern konnte laut Molls (1805) Bericht der »eigene Mann« gewesen sein, welchen Sigmund Zois im Sommer 1804 auf die Saualpe schickte, um ihm von dort noch weitere Proben des unbekannten Minerals zu bringen. »Bronzith« konnte damals nur die eigene Bezeichnung von Georg Preschern für das unbekannte Mineral gewesen sein, denn in der Zoisschen Sammlung kommen keine Bronzite aus der Saualpe vor. Am 13. September 1809 schrieb Kopitar an Zois, daß die Brüder Preschern nicht mehr am Leben wären. Danach starb der jüngere Preschern im Dezember 1808 oder Jänner 1809, als sein Bruder schon nicht mehr lebte (Kidrič, 1939, 160, 1941, 88). Obwohl der auf der Saualpe gemachte Fund von Werner, Klaproth und Karsten als eine neue Mineralart erkannt worden ist, wurde die Eigenständigkeit des Zoisits noch eine Zeitlang angezweifelt. Als Benhardi im Sommer 1805 Zois in Ljubljana aufsuchte und von ihm von der bevorstehenden Benennung des Zoisits erfuhr, wünschte er Zois von Herzen eine solche Verewigung seines Namens, doch Bernhardi hielt das auf der Saualpe gefundene, wie auch das ungefähr gleichzeitig im Fichtelge- birge entdeckte ähnlich aussehende Mineral für Epidot (Bueholz, 1806). Erst Des Cloiseaux gelang es 1859 durch optische und kristallographische Untersuchungen einwandfrei zu beweisen, daß Zoisit orthorombisch kristallisiert, weshalb dieses Mineral vom monoklinen Epidot getrennt werden muß (Hintze, 1897). Die weiteren Untersuchungen stehen damit im Einklang. Der Epidot stellt Mischkristalle zweier Komponenten dar; die chemische Formel der einen Komponete lauter Са2А1з [O/OH/ SÌO4/SÌ2O7], während die andere die Formel CaaFeAlz [O/OH/SÌO4/SÌ2O7] aufweist. Danach wird die chemische Formel des Epidots allgemein geschrieben Саг (Al, Fe) AI2 [O/OH/SÌO4/SÌ2O7]. Nach Weinschenk heißt seit 1896 das seltenere eisenfreie bzw. eisenarme Endglied der Epidot-Mischreihe Klinozoisit. Dieselbe chemische Zusammensetzung wie Klinozoisit weist auch der Zoisit auf, nur daß er dem orthor- hombischen System angehört. Klinozoisit und Zoisit sind also zwei polymoprhe Modifikationen. Deshalb stellen Epidot und Zoisit zwei verschiedene Mineralarten dar. Da aber die beiden Mineralien dennoch viel Gemeinsames aufweisen, z.B. sind beide gestreift und nach der Längsachse gestreckt, werden sie in der Systematik zu einer Gruppe, nämlich der Epidot-Zoisit-Gruppe, vereinigt. Die Korrespondenz zwischen Sigmund Zois und dem seit November 1808 in Wien lebenden J. Kopitar (Kidrič, 1939 und 1941) bringt noch manches mineralogisch Interessante zu Tage. Bevor nämlich Kopitar seinen Wohnsitz nach Wien verlegte, war er Privatsekräter von Sigmund Zois, als solcher Aufseher seiner Mineralien- sammlung, deshalb auch in der Mineralogie gut bewandert. Man braucht sich nicht zu wundern, daß in Briefwechsel zwischen den beiden Gelehrten in den Jahren 1808- 1810 so viel die Rede von der Mineralogie ist. Daß das 1805 nach Zois benannte Mineral darin schon mit der Bezeichnung Zoisit vorkommt, ist ganz verständlich. Aber man wird sich fragen, wieso taucht in den Briefen daneben auch noch die alte Bezeichnung Saualpit vor? So kann man in dem von Kopitar am 23. Jänner 1809 abgefassten Brief folgendes lesen: 614 Ernest Faninger »Die 2 Stücke Saualpfels lagen auf dem Neuigkeitstisch, mit einem Octav- blatt darunter: Saualpfels mit Augit und Topasolith, Baron Zois den 18^®" Jäner 1809. Daneben lag ein Handstuffen Saualpit ohne Topasolith, aber mit oxydirten Äderchen an der Oberfläche, mit der Etiquette: Saualpit, mit meteorstein artig oxydirten Äderchen, wahrscheinlich von wiederhohlten Blitzschlägen, Bischof Hochenwart von Ciagenfurt den Jan. 1809.« (Kidrič, 1939,127-128). Saualpit ist ja, wie wir bereits wissen, die alte'Bezeichnung für Zoisit, bevor es 1805 zu dieser Benennung gekommen ist (K1 a p r o t h, 1806; Hoffmann, 1811; Zappe, 1817). Die befriedigende Antwort ist in Abraham Gottlob Werners letztem Mineralsy- stem aus dem Jahre 1817 zu finden. Darin wird erläutert, daß mit der Bezeichnung Saualpit eine Zeitlang auch das seit 1817 (Strunz, 1870) von Werner Karinthin genannte Mineral gemeint worden ist. Man hat also vorher eine Zeitlang die Bezeich- nung Saualpit für zwei verschiedene Mineralien gebraucht, für Zoisit und Karinthin, bis halt diese die jetzt anerkannten Namen erhalten haben. Und Saualpit als die alte Bezeichnung für Karinthin wurde noch von Kopitar im Jahre 1809 gebraucht. Jetzt kann auch nicht schwer erraten werden, was im oben zitierten Satz aus dem Brief von Kopitar mit »Saualpfels« gemeint worden ist. Jedenfalls ein für die Saualpe charakteristisches Gestein! Und das ist gerade der Eklogit, dessen Typusfundstelle die Saualpe in Kärnten, genauer gesagt Kupplerbrunn oberhalb St. Oswald, im Jahre 1822 geworden ist (Mo tt an a et. al., 1968). Granat, dessen eine Abart der Topazolith darstellt, fungiert als einer der Hauptbestandteile des Eklogits, in welchem auch die dunkle Hornblendeabart Karinthin vorkommt. Danksagung Im Zusammenhang mit dieser Arbeit halfen mir auf verschiedenartige Weise die folgenden Personen: Dr. Manfred Arndorf er, Magistrat der Stadt Wien, Valentin Leitner, St. Michael im Lavanttal, Ema Umek, Arhiv SRS in Ljubljana, Horst Wolle, Knittelfeld. Für die erwiesenen Gefälligkeiten spreche ich den Genannten meinen innigsten Dank aus. Neue Daten über die Entdeckung des Zoisits 615 Literatur Abraham Gottlob Werner's Mineral=System. 1817, Freyberg und Wien. Bucholz, C. F. 1806, Analyse des Zoisits. Journal für die Chemie und Physik, Hrsg. A. F. Gehlen, Band 1, 197-202, Berlin. Faninger, E. 1983, Baron Žiga Zois in njegova zbirka mineralov. Baron Sigmund Zois and His Mineralogical Collection. Scopolia, 6, Ljubljana. Faninger, E. 1987, Die Entdeckung des Zoisits. Geologija, 28/29 (1985/86), 337-342, Ljubljana. Gspan, A. 1933-1952, Prešeren. Slovenski biografski leksikon, II, Ljubljana. Hintze, C. 1897, Handbuch der Mineralogie, 2. Band, Silikate und Titanate, Leipzig. Hoffmann, C. A. S. 1811, Handbuch der Mineralogie, Band 1, Freyberg. Hoppe, G. 1984, Die Beziehungen von Baron Sigmund Zois (1747-1819) zu Berliner Naturforschern. Geologija, 27, 27-38, Ljubljana. Kidrič, F. 1939, Zoisova korespondenca 1808-1809. Korespondence pomembnih Sloven- cev 1. Izdala Akademija znanosti in umetnosti v Ljubljani, Ljubljana. Kidrič, F. 1941, Zoisova korespondenca 1809-1910. Korespondence pomembnih Sloven- cev 2. Izdala Akadenmija znanosti in umetnosti v Ljubljani, Ljubljana. Klaproth, M. H. 1806, Chemische Untersuchung des Zoisits. Journal für Chemie und Physik, Hrsg, A. F. Gehlen, Band 1, 193-197, Berlin. Meixner, H. 1952, Entdeckung, Wiederauffindung und neue Beobachtungen am Zoisit- Zirkon-Vorkommen von der »Prickler-Halt«, Saualpe, Kärnten. Berg- und Hüttenmännische Monatschefte, 97 (11), 205-210, Springer Verlag, Wien. Moll, von C. E. 1805, Annalen der Berg- und Hüttenkunde, 4. Band, Hrsg. J. Lindauer, München. Mottana, A., Church, W. R. & Edgar, A. D., 1968, Chemistry, Mineralogy and Petro- logy of an Eclogite from the Type Locality (Saualpe, Austria). Contr. Mineral, and Petrol., 18, 338-246, Berlin, Heidelberg, New York. Strunz, H. 1870, Mineralogische Tabellen, 5. Auflage, Leipzig. Zappe, J. R. 1817, Mineralogisches Hand-Lexikon. 3 Band, Wien. NOVE KNJIGE - BOOK REVIEWS UDK 048.1 H. W. Flügel, F. P. Sassi & P. Grecula Eds.: Pre-Variscan and Variscan events in the Alpine-Mediterranean mountain belts. Mineralia slovaca - Mono- graphy, 487 str., Bratislava 1987. Izšla je monografija 34. regionalnih sestavkov, eno sklepnih del IGCP-projekta št. 5 v okviru UNESCA. Pri tem projektu je sodelovalo več kot 200 geologov iz 17 držav. Decembra 1986 je bilo končano desetletno plodno znanstveno sodelovanje in v tem času je izšlo okoli tisoč del v raznih geoloških časopisih, povrh pa še sedem številk revije Newsletter. Končni rezultati zelo uspešnega projekta bodo objavljeni v treh zvezkih oziroma knjigah. Prvi je sedaj pred nami: v njem je serija regionalnih razprav, ki predstavljajo bodisi vrhunec različnih pogledov v predalpinski zgodovini in geologiji Alpino-mediteranskega ozemlja ali pa so pregledi predalpskih dogajanj na različnih ozemljih sodelujočih držav. Rezultati te, prve knjige so pomemben prispevek k boljšemu poznavanju geolo- ških in bioloških dogajanj v predvaristični in varistični eri v mediteranskem pro- storu. Spoznanja, zajeta v prvi knjigi, pa bosta dopolnili še naslednji dve knjigi. Med 34 članki je en sam jugoslovanski prispevek z naslovom Results of biostrati- graphical investigations in Western Yugoslav Paleozoic realized in IGCP Project No. 5 (A. Ramovš, J. Sremac & E. Kulenović). Anton Ramovš Miruna Čanovič & Ruža Kernend: Mezozoik podine Panonskog basena u Vojvodini: stratigrafija i facije, magmatizam, paleogeografija. Matica srpska, Odeljenje za prirodne nauke. Novi Sad, 1988. Obseg: 339 strani, 25 grafičnih prilog (23 profilov, 2 barvni karti), 96 črno-belih in 7 barvnih tabel. Avtorici sta v delu podali sintezo večletnih litostratigrafskih, sedimentoloških, paleontoloških in petrografskih raziskav talnine terciarnega Panonskega bazena v 190 vrtinah na področju Vojvodine. Najobširnejši del knjige je namenjen stratigrafskemu in facialnemu pregledu vrtin. Poglavje je razdeljeno na podpoglavja glede na starost sedimentov v podlagi: trias, jura s spodnjo kredo in zgornja kreda. Starost je dokazana s foraminiferami, nanoplanktonom, palinomorfami, kalpionelami in algami. Ločeni podpoglavji obrav- navata serije, katerih starost ni določena, in postsenonske klastite molasnega tipa. V posameznem podpoglavju je nadrobno opisana vsaka vrtina posebej. Vrtine z najpopolnejšimi in najbolj tipičnimi razvoji so predstavljene grafično s stratigraf- skim stolpcem. Poleg podatkov o litologiji in starosti so navedeni fosili, elektrokaro- tažni diagram, tekstura, litofacies, litostratigrafska enota in okolje sedimentacije. 618 Nove knjige Posebej so obdelane magmatske mezozojske kamnine: ofiolitni kompleks in vul- kanogeni klasti v zgornjekrednih sedimentih. Razprostranjenost obeh tipov pojavlja- nja magmatskih kamnin v vrtinah je prikazana na kartah. Sledi interpretacija zbranih podatkov. Paleogeografsko je ozemlje Vojvodine razdeljeno na dva prostora. Prvi obsega severni del Vojvodine. Zanj so značilne samo triasne kamnine. Trias je zastopan z vsemi stopnjami in je razvit v glavnem plitvo- morsko. V južnem in vzhodnem delu Vojvodine je dokazan celoten mezozoik. V spod- njem triasu in aniziju je na tem prostoru ugotovljen plitvomorski facies, od ladinija naprej pa so zanj značilni pretežno bazenski sedimenti, v zgornji juri in neocomu vezani na ofiolite. Izjemo predstavlja urgonski facies (barremij do albij), nastal na dvignjenih področjih v bazenu. Pelagično serijo končuje zgornjekredni fliš. Podana je primerjava mezozoika na Fruški gori z mezozoikom v vrtinah. Stratigrafske raziskave so dale tudi prve podatke o zapletenih tektonskih odnosih znotraj mezozojskih enot v podlagi terciarja (gubanja, prelomi, narivi) in omogočile pogled v intenzivnost neotektonskih premikov, saj se sinhroni mezozojski in tudi nekateri neogenski horizonti danes pojavljajo v različnih globinah. Sklep predstavljajo geološka karta mezozojske podlage Panonskega bazena v Voj- vodini in shematizirana geološka stolpca triasa v severni Bački in severnem Banatu ter jure in krede v srednjem Banatu v in jugovzhodni Bački. Sledi precej obsežen povzetek v angleščini. Knjiga je pregledno pisana in dokumentirana z bogatim slikovnim gradivom. Poleg številnih že naštetih grafičnih prilog jo odlikujejo 103 table s fotografijami mikrofaciesa in mineralne sestave. V dodatku je še 13 regionalnih geoloških profilov skozi več vrtin. Delo je izjemen dosežek dolgoletnega aktivnega dela in izkušenj Mirune Ča- novič in Ruže Kemenci ter mnogih sodelavcev. Najširšemu krogu geologov so s to knjigo na voljo številni novi podatki, potrebni za razumevanje stratigrafske in paleogeografske evolucije ozemlja Vojvodine v mezozoiku. Rezultati omogočajo pri- merjavo s sosednjimi območji v Jugoslaviji, na južnem Madžarskem in v zahodni Romuniji. Predstavljajo pomembno osnovo za nadaljnja raziskovanja mezozojskih plasti kot potencialnih generatorjev in kolektorjev ogljikovodikov v Vojvodini in na sosednjih ozemljih. Špela Goričan Ulrich Lehmann & Gero Hillmer: Wirbellose Tiere der Vorzeit. Leitfaden der systematischen Paläontologie der Invertebraten. 2., neu bearbeitete Auflage. Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart, 1988, 281 ilustracij, 10 tabel, 279 strani, 15,3 X 23 cm, broširano. Knjiga je drugi ponatis priročnika o fosilnih nevretenčarjih. V zadnjih nekaj letih je izšlo več učbenikov o splošni paleontologiji. Avtorja U. Lehmann in G. Hillmer sta zaradi izrazitega pomanjkanja po zgoščenem priroč- niku napisala predstavljeno delo o sistematski paleozoologiji. Glede na prvo izdajo je druga dopolnjena, dodanih je več ilustracij, predelan in razširjen je register in popolnoma novo je poglavje o sledovih življenja. Učbenik pričenja z uvodom o nastanku življenja na Zemlji in o mineralni sestavi skeletov. Pri taksonomskem opisu sta se avtorja odločila za Whittackerjevo razdeli- tev organizmov in ne za tradicionalno, ki deli živa bitja le v dve nadkraljestvi. Book reviews 619 Oprijeta razdelitev prepoznava pet nadkraljestev organizmov (Monera, Protista, Plantae, Fungi in Animalia). Whittckerjeva delitev je zasnovana glede na gradbeni tip (prokarioti, enocelični in večcelični evkarioti) in glede na način prehranjevanja. Čeprav ima ta klasifikacija nekatere prednosti pred tradicionalno, je uvrščanje v posamezne skupine zelo težavno. V učbeniku so opisani prokarioti (Monera), evkarioti (Protista: Protophyta in Protozoa) in večcelične živali vse do vretenčarjev. Poleg naštetih sta avtorja podala tudi opise problematičnih skupin: Acritarcha, Chitionozoa in Petalonamae. V tem delu učbenika, kateremu je odmerjen večji del knjige, so predočene posamezne taksonomske enote, in sicer njihova zgradba, najpomembnejše prepoznavne značil- nosti in ekologija. Pri večceličnih organizmih so zbrani podatki o najpogostejših in najznačilnejših rodovih. Za sistematskim delom podajata avtorja še šest različnih tipov sledov organizmov. Zgoščeno besedilo odlično dopolnjuje 281 skic in 10 tabel. Večina ilustracij je povzeta po drugih virih. Delo končuje obsežni stvarni register. Namen knjige ni prikazati najnovejša odkritja in teorije iz tega področja, marveč podati zanesljivo osnovo in navodila za nadaljnje izobraževanje. Ker sta oba avtorja knjige profesorja na univerzi v Hamburgu, sta tematiko podala v kratkem in zgošče- nem besedilu, ki je primerno za predavanja. Priročnik je zasnovan tako, da daje osnovo iz ustreznih predavanj na II. stopnji in je uporaben tudi za študente samouke. Tistim, ki si želijo poglobiti študij iz taksonomije, pa bo služil kot izhodišče. Tea Kolar-Jurkovšek Hansgeorg Pape: Leitfaden zur Gesteinsbestimmung. 5. nespremenjena iz- daja, 1988, 152 str., 65 slik, 9 tabel, 12 x 19 cm, broširano, DM 16,80, Ferdinand Enke Verlag Stuttgart ISBN 3 432 843453 Navodila za določanje kamenin so nastala v okviru vaj za študente geologije, mineralogije, geografije in gradbeništva. Namenjena so uporabi med študijem pa tudi strokovnjakom v poklicih. Prav tako jo lahko uporabljajo ljubitelji narave, ki bi radi določili najdeno kamenino in zvedeli tudi nekaj o njeni geološki zgodovini. Knjiga je razdeljena v štiri dele. Prvi del je najobsežnejši (91 strani). Avtor pregledno podaja o literaturi zbrano sistematiko kamenin, ki je osnova ključa za njihovo določanje. Opisuje nastanek oziroma izvor posameznih glavnih skupin kame- nin: magmatskih, sedimentnih in metamorfnih. Dotakne se mineralnih struk- tur glavnih kameninotvornih mineralov. Preprosto razloži nekaj zanimivih osnovnih geokemičnih procesov, ki potekajo v kameninah, zlasti sedimentih. Posamezne skupine kamenin loči na podlagi njihove mineralne sestave (modalne sestave). V večini primerov lahko opišemo kamenine na podlagi štirih glavnih mineralnih sestavin. Zato so lahko posamezne skupine kamenin predstavljene v ena- kostraničnem tetraedru, čigar oglišča ustrezajo 100% vsebnosti označene kompo- nente. Možno je pregledno predstaviti sestavo posameznih različkov določene sku- pine kamenin, npr. granitne družine. Lahko tudi neposredno primerjamo mineralno sestavo globočnine s sestavo ustrezne sorodne predomine glede na lego v tetraedru, npr. granit/riolit. Drugi del knjige obsega določitev nekaterih bistvenih kameninotvornih minera- lov. Podan je tabelarno na dveh straneh. Namen knjižice je zaobsežen v tretjem delu. Predstavlja ga obsežna tabela na 24 straneh, po kateri lahko določimo najpomembnejše kamenine po močno razčlenje- 620 Nove knjige nem ključu. Temu ključu sledi potek raziskave, ki določa način in zaporedje opazova- nja na vzorcih. Zato lahko hitro in z gotovostjo poiščemo ime kamenine ali pa vsaj kameninske skupine. Na tabelo so vezani tudi podatki o pomembnih lastnostih, ki izvirajo iz načina nastanka določene kamenine. Zadnji, četrti del knjižice predstavljajo na 24 straneh slike kamenin, kot jih vidimo pri povečavi z lupo. Enako sliko kamenin lahko izluščimo iz besedila ključa, ki služi za določanje kamenin. Za boljšo preglednost in možnost hitreje najti iskano snov bi morali biti naslovi poglavij in podpoglavij bolj poudarjeni. Knjižico priporočamo! Ana Hinterlechner-Ravnik