YU ISSN 0016-7789 YU ISSN 0016-7789 GEOLOGIJA RAZPRAVE IN POROČILA 21. KNJIGA 2. del n GEOLOGIJA LETO 1978 21. KNJIGA 2. del Str. 169 do 336 LJUBLJANA GEOLOGIJA RAZPRAVE IN POROČILA Od leta 1978 dalje (21. knjiga) izhaja GEOLOGIJA dvakrat na leto, v juniju (1. del) in decembru (2. del), da bi imeli avtorji možnost hitreje objaviti svoja dela Izdajatelji: Geološki zavod, Inštitut za geologijo FNT in Slovensko geološko društvo, Ljubljana Glavni in odgovorni urednik: Stefan Kolenko, Yu 61000 Ljubljana, Parmova 33 Uredniški odbor: M. Drovenik, M. Iskra, S. Kolenko, D. Kuščer, A. Nosan, M. Pleničar in L. Zlebnik Tiskovni svet: S. Papler — predsednik, F. Cimerman, J. Duhovnik, S. Kolenko, 1. Mlakar, A. Nosan, V. Osterc, G. Simčič in D. Turnšek Naklada: 1000 izvodov Letna naročnina: 250 din Tisk in vezava: LJUDSKA PRAVICA, Ljubljana, Kopitarjeva 2 V letu 1978 financirata: Raziskovalna skupnost Slovenije in Geološki zavod, Ljubljana From 1978 (Volume 21), GEOLOGIJA appears biannually, in June (Part 1} and December (Part 2), to advance our publishing activity by a more rapid printing of the submitted papers Published in Ljubljana by the Geological Survey, FNT Institute of Geology, and the Slovene Geological Society Editor in Chief: Stefan Kolenko, Yu 61000 Ljubljana, Parmova 33 Editorial Board: M. Drovenik, M. Iskra, S. Kolenko, D. Kuščer, A. Nosan, M. Pleničar and L. Zlebnik Subscription price: $14 per year Printed by LJUDSKA PRAVICA, Ljubljana, Kopitarjeva 2 VSEBINA — CONTENTS Paleontologija — Paleontology Jurkovšek, B. Biostratigrafija karnijske stopnje v okolici Mežice...........173 Biostratigraphy of the Carnian beds in the Mežica area.........173 Rijavec, L. Tortonska in sarmatska mikrofavna v zahodnem delu Slovenskih goric . . . 209 Tortonian and Sarmatian microfauna from the Western Slovenske Gorice hills 209 Stratigrafija — Stratigraphy Budkovič, T. Stratigrafija Bohinjske doline...................239 The stratigraphic sequence of the Bohinj Valley............239 Pctrologija — Petrology Hinterlechner-Ravnik, A. Zeleni skrilavci Kranjske rebri..................245 Greenschists from Kranjska Reber.................245 Nastanek rudišč — Origin of ore deposits Hamrla, M. The massive sulphides and magnetite deposits of northern Ethiopia .... 255 Hidrogeologija — Hydrogeology Zlebnik, L. Terciarni vodonosniki v Slovenskih goricah in na Goričkem.......311 Tertiary aquifers in the Slovenske Gorice and Goričko hills.......311 Nove knjige — Book reviews Anton Ramovš: Okamnelo življenje v jeseniškem prostoru.........325 Karl Heinrich Hartge: Einfiihrung in die Bodenphysik...........326 Wallace G. Ernst: Bausteine der Erde.................328 Uredniška obvestila — Editorial notices Sodelavcem GEOLOGIJE......................333 GEOLOGIJA GEOLOGICAL RAZPRAVE IN POROČILA TRANSACTIONS AND REPORTS Ljubljana • 1978 • 21. knjiga, 2. del »Volume 21, Part 2 GEOLOGIJA 21, 173—206 (1978) Ljubljana UDK 551.761(497.12)=863 Biostratigrafija karnijske stopnje v okolici Mežice Biostratigraphy of the Carnian beds in the Mežica area Zaporedje karnijskih plasti je v okolici Mežice neprekinjeno. Spodnja meja karnijske stopnje zaenkrat še ni dokazana, bolj pa je poznana notranja razmejitev med podstopnjami. V julijski podstopnji so se odložili trije skrilavi horizonti; v njihovi bazi leži povsod apnenčev oolit, med skrilavci pa so različni apnenci. Določeni fosili pripadajo dvema vrstama polžev, sedmim vrstam školjk, eni navtilidni in petim amonitnim vrstam. Večina fosilov izvira iz prvega skrilavca. Litološki razvoj in fosili kažejo največjo sorodnost z Bleibergam na Koroškem. Tuvalska podstopnja s fosili ni dokazana; glede na konkordantno lego plasti pa obsega najbrž plastoviti apnenec med tretjim skrilavcem in noriškim dolomitom. The Carnian stage appears to be well developed in the Mežica area. Nevertheless, its lower boundary is not closely defined, as the ore-bearing limestone of the Cordevolian substage is devoid of all diagnostic fossils. The Julian substage is characterized by three shaly horizons interbedded by limestone and dolomite. Each of three shales is underlain by a black limestone oolite sheet. From the shales were determined two gastropod, seven pelecypod, one nautiloid. and five ammonoid species; most of them were found in the first shale. The lithologic features and the fossil faunas can be very well correlated with those of the Bleiberg area. The third shale is overlain by a barren bedded limestone assigned to the Tuvalian substage by means of lithological characters and its position under Norian dolomite. Raziskano ozemlje se nahaja jugovzhodno od vrha Pece (2124 m) in zahodno do severozahodno od Črne. Razteza se v ožjem pasu ob Helenskem potoku, od njegovega izliva v Mežo (n. v. 626 m) do prvega križišča (n. v. 755 m) približno 200 m pred rudarskim naseljem Helena (si. 1). Bogdan Jurkovšek Geološki zavod, 61000 Ljubljana, Parmova 33 Kratka vsebina Abstract Uvod Po pisanih dokumentih je bilo prvo dovoljenje za raziskovanje svinčevega sijajnika v bližini Črne izdano leta 1665, dobil pa ga je Hans Sigmund v. Othen-fels; to je tudi rojstna letnica mežiškega rudarstva. Šele dvesto let pozneje sta M. V. Lipoid in W. C. Peters (F. Teller, 1896, 14) raziskala ozemlje vzhodnih in zahodnih Karavank in narisala tudi prvo geološko karto tega ozemlja v merilu 1:144 000. Od leta 1885 do 1919 je F. Teller kartiral območje Karavank ter Kamniških in Julijskih Alp. Leta 1953 sta Brejc in M. H a -mrla geološko kartirala to ozemlje v merilu 1:10 000. Med novejšimi deli je treba poudariti raziskave A. Zore a (1955) in I. S truda (1961). Zore je poleg razvoja mežiškega rudarstva opisal geologijo rudišča in širše okolice. V karnijski stopnji je razlikoval apnenec, dolomit, skrilavec in lapor, ki jih je štel k rabeljskim skladom. Ločil je prvi in drugi skrilavec, tretjega pa v svojem delu ni omenil. Š t r u c 1 je v severnem apnenčevem pasu vzhodnih Karavank zelo natančno razdelil plasti karnijske stopnje. Se bolj pa je zanimiva njegova primerjava z Bleibergom. Za pomoč in nasvete pri izdelavi naloge se zahvaljujem dr. A. Ramovšu. Strati graf ski pregled Plasti karnijske stopnje v okolici Mežice so zelo pestro razvite. 2e na krajših razdaljah opazimo spremembe v petrografski sestavi kamenin in debelini plasti, kar kaže na spremembe sedimentacijskega okolja. Vendar so kljub vertikalni raznolikosti skladi podobno razviti na precej širokem območju, kar je vidno iz primerjave z Bleibergom. V okolici Mežice imamo nad rudonosnim apnencem in dolomitom tri skrilave horizonte; v njihovi bazi povsod leži apnenčev oolit, vmes pa so različni apnenci. Se preden pričnem z detajlnim stratigrafskim opisom, moram omeniti, da pri terenskem delu nisem našel sklenjenega profila karnijskih kamenin; zato je stratigrafska lestvica sestavljena iz več delnih profilov (si. 2). Rudonosni apnenec in dolomit vključno z apnenčevim oolitom v talnini prvega skrilavca sem raziskoval na sedmem obzorju mežiškega rudnika v revirju Navršnik, vmesne plasti med prvim in drugim skrilavcem, lumakelno in oolitno plast v talnini drugega skrilavca ter začetne plasti drugega skrilavca pa na sedmem obzorju v revirju Srednja cona. Celotni razvoj od talnine drugega skrilavca do noriškega dolomita sem pregledal ob Helenskem potoku. V prvem skrilavcu so že več let ustavljena vsa rudarska dela; rovi so zarušeni ali zaradi močnih pritiskov obzidani. Zato sem bogato fosilno favno zbral na jaloviščih Kolerca, Ide in Na klinih. 7. obzorje (Srednja cona), nivo + 545 m. Rov poteka v smeri severozahod-jugovzhod in se končuje ob plošči apnenčevega oolita v talnini prvega skrilavca. Skladi vpadajo pod kotom 40° do 45° proti jugovzhodu (130° do 140°) in le redko odstopajo od teh vrednosti. Zgornji del apnenca pod prvo oolitno ploščo pripada cordevolski podstopnji in ga imenujemo tudi wettersteinski ali rudonosni apnenec. Natančno mejo med ladinsko stopnjo in cordevolsko podstopnjo je težko določiti, ker so mi-krofosili v teh plasteh zelo redki in slabo ohranjeni. Debelina skladov, konstruirana po jamskih profilih in profilih Topla—Peca, znaša 500 do 650 m (A. Zore, 1955, 32). Apnenec pod prvo oolitno ploščo je bel, svetlo rjav in sivkast, Na klinih POLOZAJNA SKICA LOCATION SKETCH MAP y^ii zo a. < o •»ecrr™ Dolomit SgfiBHffl Dolomite -^-ss_ : —i — 7V i ■ \\ It ■ W t "rpotec 100 m Li ■ ■ i Apnenec nad tretjim skrilavcem Limestone overlying the third shale Tretji skrilavec The third shale Apnenčev oolit pod tretjim skrilavcem Limestone oolite underlying the third shale Dolomit Dolomite Apnenec med drugim in tretjim skrilavcem Limestone between the second and the third shale Drugi skrilavec The second shale Apnenčev oolit pod drugim skrilavcem Limestone oolite underlying the second shale PloŠčasti apnenec pod drugim skrilavcem Thin bedded limestone below the second shale Makrofavna Macrofauna 100 200 30 400 500m SI. 1. Geološka skica Helenskega potoka Fig. 1. Geological sketch map of the Helena brook ponekod je nekoliko dolomitiziran. Na videz sicer enotno kamenino mestoma prekinjajo stromatolitno-onkolitne plasti in plasti pasovitega apnenca. Večkrat se vmes pojavi tudi tanjša plast breče s temnim vezivom. Zadnja stromatolitno-onkolitna plast se pojavi približno 2 m pod prvo oolitno ploščo, nato sledi svetlo rjavi masivni apnenec s kalcitnimi žilicami, ki prehaja v plast svetlo rjavega apnenčevega oolita, debelo 10 do 15 cm. Na prvi pogled bi to oolitno plast prej prisodili spodnjim plastem kot pa Črnemu apnenčevemu oolitu nad njo, saj so posamezni ooidi v njej precej večji od enega cm in tudi litološko je nadaljevanje spodnjih plasti. Od spodnjega svetlo rjavega apnenca jo loči le tanek stilolitni šiv, zgoraj pa je meja izrazitejša. S črnim apnenčevim oolitom se prične sedimentacija julijskih plasti. To potrjuje bogata julijska makrofavna iz prvega skrilavca, ki pripada naslednjim rodovom in vrstam: Hypsipleura cf. cathedralis Koken, Coelostylina sp., Nucu-lana cf. tirolensis (Wohrmann), Hoernesia sturi (Wohrmann), Myophoricardium lineatum Wohrmann, Pleuronautilus gaudryi Mojsisovics, Carnites floridus (Wulfen), Arcestes gaytani (Klipstein), Arcestes sp., Joannites cymbiformis (Wulfen) in Megaphyllites jarbas (Munster). Poleg zgoraj navedenih fosilov sem našel dva ostanka krinoidnih pecljev, ki pripadata dvema različnima vrstama. V prvem skrilavcu redko najdemo tudi ostanke vretenčarjev. Doslej sta iz teh plasti znana le dva primerka, ki pripadata ribam kostnicam ali Osteichthyes. Apnenčev oolit v talnini prvega skrilavca vsebuje mnogo pirita. Ooidi imajo premer do 8 mm in so v bližini apnenca navadno sivi in rjavkasto sivi, na prehodu v skrilavec pa temno sivi in črni; v zgornjem delu plasti so nekoliko debelejši. Kot sem že omenil, je dostop do prvega skrilavca povsod zarušen ali obzidan. Zato povzemam podatke, ki jih navaja I. Strucl (1961, 255). V talnini prvega skrilavca je 20 do 70 cm debela plast apnenčevega oolita, bogatega s piritom, v krovnini pa 60 cm debela plast temno sivega peščenjaka. Okrog devet metrov nad apnenčevim oolitom najdemo bogato fosilno ležišče debeline 5 do 15 cm. Celotna debelina teh plasti znaša 15 do 20 m. Ob iskanju fosilne favne na jalo-viščih sem ugotovil, da so v prvem skrilavcu zelo pogostne apnenčevo lapornate pole in piritizirane konkrecije. 7. obzorje (Navršnik), nivo + 584 m. Rov poteka najprej od zahoda proti vzhodu, v zadnji polovici pa se odkloni proti jugovzhodu. Skladi vpadajo 25° do 40° (povprečno 35®) proti jugovzhodu. V začetnem delu rov preseka prvi skrilavec, vendar so ga zaradi močnih pritiskov obzidali; zato sem njegovo debelino ocenil na 21 m le na podlagi starejših geoloških podatkov. Tudi 60 cm debela plast temno sivega peščenjaka v njegovi krovnini je obzidana. Med prvim in drugim skrilavcem je približno 136 m belega in svetlo rjavega masivnega apnenca, ki je zelo podoben rudonosnemu pod prvim skrilavcem. To je tudi vzrok, da zanj uporabljajo ime psevdo wetter s tein. Med prvim in drugim skrilavcem tu in tam prevladuje dolomit. Predvsem v spodnjem delu se pojavlja SI 2. Stratigrafska lestvica karnijskih plasti v okolici Mežice Fig. 2. Columnar section of the Carnian beds in the Mežica area LOKALNOSTl LOCALITIES blAKUbl AGE DEBfcLINA THICKNESS LITOLOGUA LITH0L0GY FOSILI FOSSILS U) 1/) H ' ' 't m ? Dolomit Dolomite Dolina Helenskega potoka Heienski potok valley o n s o C o o M ,1,1, 1 1, -S- 1 iL l 1 1 1 1 i;'; 40 -60 Plastoviti apnenec s tankimi vložki laporja Bedded limestone with thin marly intercalations 14 -16 Skrilavec in lapor (III.} The third shale and marl o. Is 01 o 11 in o II 3 Z -» —j fi o i S C l/» C >1 ■p "j o C U L / Gervillia (Cultriopsis) angusta, / Myophorfa inaequicostata, Lopha sp., Comucardia homigii, Trocholina biconvex a, T. procera., \ Invofutina sinuosa pragsoides, \ 1. cf. sinuosa Spi 11 Apnencev oolit in apnenec Limestone oolite and limestone 30 -35 Dolomit Dolomite 111. i _l|j I i. -w-i 1 i11 i i 35 -45 Plastoviti apnenec s tankimi vložki laporja Bedded limestone with thin marly intercalations Sledovi lazenja anelidov Annelid trails 14 Skrilavec in lapor (II.) The second shale and marl Hoernesia stun - X |A Trocholina biconvexa, T. procera, Invofutina sinuosa pragsoides 1 6 | ol O 1 © 1 o 2 ^Limestone oolite Rudnik Mežica M^irn mine Apnenec in dolomit Limestone and dolomite 90 -160 iHypsipleura cf. cathedralis, / Coelostylina sp., Hoernesia sturi, / Nuculana cf. tirolensis, j 20 Skrilavec in lapor s peščenjakom (60 cm) na vrhu (I.) The first shale and marl with sandstone (60 cm) in the top part Pleuronautilus gaudryii Arcestes gaytani, Arcestes sp., Carnites floridus, Megaphyllites jarbas, Joannites cymbiformis -0,55 Apnenčev oolit \Limestone oolite Trocholina biconvexa, T. procera, Involutina sinuosa pragsoides F^1 te 60C v Apnenec, dolomitizirani apnenec in dolomit s stromatolitmmi vložki Limestone, dolomitized limestone and dolomite with stromatolitic intercalations med masivnim apnencem ploščasti apnenec. Posebno zanimiv je približno 2 m debel črni bituminozni ploščasti apnenec 35 do 40 m nad prvim skrilavcem. Posamezne plasti so debele 2 do 27 cm, vmes pa so do 5 mm debele močno bitu-minizirane pole. Takšnih vložkov v plasteh pod prvim skrilavcem nisem zasledil. Tudi stromatolitno-onkolitne plasti so v apnencu med prvim in drugim skrilavcem redkejše. Proti drugemu skrilavcu postaja apnenec rjav, sivkasto rjav, siv in temno siv. Nad njim leži 21 cm debela plast lumakelnega apnenca (v osnovi so drobni ooidi), nato pa 40 cm debela plošča apnenčevega oolita, ki je spodaj temno rjava, na meji z drugim skrilavcem pa črna. Sestavljajo jo 10 do 15 cm debele plasti. Ooidi imajo daljšo os vzporedno plastovitosti. Tudi v drugem apnenčevem oolitu je precej železovih spojin, vendar za spoznanje manj kot v prvem. Mikrofavna iz teh plasti pripada vrstam Trocholina biconvexa, T. procera, Involutina si-nuosa pragsoides in I. cf. sinuosa (A. Ramovš, 1973, 384). Sledi drugi skrilavec, ki je črn z rahlim zelenim odtenkom in v tem spodnjem delu ne reagira z razredčeno HC1. Helenski potok teče v spodnjem delu od severa proti jugu, v zgornjem pa od jugozahoda proti severovzhodu. V grapi ob njem se neprekinjeno pojavljajo plasti od talnine drugega skrilavca do noriškega dolomita. Skladi vpadajo proti jugozahodu pod kotom 30° do 50°. Ker je naklon doline manjši od vpadnega kota plasti, se najstarejši sedimenti pojavljajo na vrhu doline, najmlajši pa na samem začetku ob izlivu Helenskega potoka v Mežo. Čeprav sta drugi in tretji skrilavec odkrita le na šestih večjih golicah, sem po enotnem vpadu in smeri vseh skladov s pomočjo pravila V skonstruiral meje med posameznimi enotami in jih v kontinuiranem zaporedju uvrstil v stratigrafsko lestvico. Drugi skrilavec se pojavlja v dveh golicah na vzhodnem (si. 3) in zahodnem (si. 4) pobočju zgornjega dela soteske. V njegovi talnini leže spodaj plasti rjavega in temno rjavega apnenca, debele 5 do 100 cm. Skupna debelina apnenca znaša 2 m. Vsebuje redke ostanke krinoidnih ploščic. Na njem leži 40 cm debela plast temno sivega apnenčevega oolita. ki je na površju rjava zaradi prepere-vanja. Vsebuje školjke, polže in druge fosile. Lumakelna plast v tem profilu povsem manjka. Više sledi drugi skrilavec, debel približno 14 m. Le-ta zaradi večje količine karbonatne komponente v posameznih delih burno reagira z razredčeno HC1 Drugi skrilavec se loči od prvega in tretjega po dveh plasteh temno sivega apnenca s kalcitnimi žilicami, ki leže 50 do 80 cm pod njegovo krovnino. Zgornja je debela 40 do 60 cm, spodnja pa 54 do 60 cm. Vmes je 7 do 10 cm debela pola sivega do zelenkasto sivega laporja. V drugem skrilavcu najdemo 2 m pod njegovo zgornjo mejo tudi plast z lečami temno sivega gostega apnenca, velikimi do 30 X 10 cm. V golici na vzhodnem pobočju leži 3 m pod krovnino fosilonosna plast s školjkami vrste Hoernesia sturi (Wohrmann), debela 7 do 10 cm. Lupine so dobro ohranjene, vendar močno poapnele, zato rade odpadajo od jedra. Njihov položaj v plasti kaže določene zakonitosti. Praviloma so vse lupine z večjo ploskvijo vzporedne plastovitosti in so torej v prvotnem življenjskem položaju. En meter pod to plastjo sledi druga fosilonosna plast. Školjke v njej so večje in bolje ohranjene, vendar redkejše kot zgoraj. Vrsti Hoernesia sturi se pridružijo manjše ovalne školjke, ki pa jih nisem mogel določiti zaradi slabe ohranjenosti. SI. 3. Profil A—B skozi drugi skrilavec (glej si. 1) Fig. 3. Cross section through the second shale (see fig. 1) 740 N WW HELENSKI POTOK SI. 4. Zahodno pobočje soteske Helenskega potoka z drugim skrilavcem Fig. 4. The western steep side of the Helena brook with the second shale SI. 5. Ploščasti apnenec z laporastimi vložki in sledovi lazenja anelidov Fig. 5. Plate-like limestone intercalated by marl showing annelid trails SI. 6. Meja med ploščastim apnencem in dolomitom na vzhodni strani Helenskega potoka nedaleč od jalovišča Fig. 6. The plate-like limestone/dolomite boundary on the eastern side of the Helena brook not far away from a dump SI. 7. Kos apnenčevega oolita iz talnine tretjega skrilavca Fig 7. Specimen of limestone oolite taken from the footwall of the third shale SI. 8. Krinoidne ploščice v zgornji plasti apnenčevega oolita v tal-nini tretjega skrilavca Fig. 8. Crinoid calcareous plates from the top layer of limestone oolite underlying the third shale V profilu na zahodnem pobočju nisem našel fosilov, kajti tam je skrilavec s fosili vred močneje preperel v skrilavo humusno mešanico. Plasti med drugim in tretjim skrilavcem tvori temno sivi, sivi, rjavi in rjavkasto sivi ploščasti apnenec s kalcitnimi žilicami. Vsebuje vložke sivkasto zelenega in črnega laporja. Pet do deset metrov nad drugim skrilavcem je v laporastih vložkih vse polno sledov lazenja anelidov, razporejenih samo vzporedno plastovitosti (si. 5). Po 35 do 45 m meji ploščasti apnenec ostro na sivi in svetlo rjavi drobno-zrnati bituminozni dolomit, ki je masiven in zelo krušljiv. Debelina dolomita na vzhodnem pobočju soteske znaša 30 do 35 m (si. 6). Enak dolomit zasledimo tudi v spodnjem delu soteske na zahodnem pobočju, kjer prav tako tvori zgornji del vmesnih plasti med drugim in tretjim skrilavcem. Nad dolomitom sledi 3 m rjavkasto sivega apnenca s kalcitnimi žilicami, nato pa 50 cm debela plast s številnimi školjkami vrste Cornucardia hornigii (Bittner). Školjke so razporejene po vsej plasti enakomerno. Ohranjena je ponavadi le polovica, ki leži s konveksno ploskvijo vzporedno plastovitosti, sicer pa so primerki neobrušeni in celi, kar izključuje možnost daljšega transporta. Kamenina je sivi apnenec z vmesnimi rdečkasto rjavimi lisami železovih spojin in hitro prepereva. Više sledi 6 do 7 m apnenčevega oolita. Spodnja plast, debela 65 cm, je temno siva, hitro prepereva in vsebuje precej glinaste komponente. Zgornje plasti so debele 5 do 30 cm in so med seboj ostro ločene. Ponekod so vmes tudi tanjši vložki laporja. V glavnem prevladujejo veliki ooidi (si. 7), proti vrhu pa se pojavijo plasti z drobnimi ooidi, ki pa so v manjšini. Mejno plast s tretjim skrilavcem tvori apnenčev oolit, debel nekaj cm; lahko bi ga imenovali celo trohitni apnenec, saj vsebuje vse polno apnenih členkov morskih lilij, ki pripadajo najmanj dvema rodovoma (si. 8). Veliki ooidi so v tej plasti redki, mnogo pa je školjk, polžev, brahiopodov in drugih fosilov. Fosilni material pripada vrstam Gervillia (Cultriopsis) angusta Munster, Myophoria inaequicostata Klip-stein in Lopha sp. Številne so tudi foraminifere Trocholina biconvexa, T. procera in Involutina sinuosa pragsoides (A. Ramovš, 1973, 384). Le-te se pojavljajo tudi v drugem skrilavcu in spremljajočem apnenčevem oolitu. Nad apnenčevim oolitom sledi tretji skrilavec. Za razliko od drugega skrilavca, ki se pogosto iverasto kroji, se tretji kolje v zelo tanke lističe. Tudi ta vsebuje precej karbonatne komponente. Debel je 14 do 16 m in više ostro meji na rjavi apnenec, ki je že verjetno tuvalske starosti (si. 9). Podobne so razmere tudi v spodnjem delu soteske, kjer se tretji skrilavec s krovninskimi in talninskimi plastmi po pravilu V ujame v njeno dno in pobočja ter tako preide na zahodno stran soteske. Nekoliko več pozornosti v pa-leontološkem pomenu je vredna le finolistasta meter debela plast približno štiri metre pod zgornjo mejo tretjega skrilavca, ker vsebuje številne zelo drobne odlomke lupin mehkužcev. Nad tretjim skrilavcem leži sivi in svetlo rjavi plastoviti in ploščasti apnenec (si. 10). Lapornih vložkov je v tem delu karnijskih plasti manj kot v plasteh med prvim in drugim skrilavcem. Po približno 40 do 60 m meji apnenec nad tretjim skrilavcem na sivi in rjavkasti bituminozni dolomit noriške stopnje. SI. 9. Profil C—D skozi tretji skrilavec Fig. 9. Cross section through the third shale SI. 10. Ploščasti in plastoviti apnenec nad tretjim skrilavcem Fig. 10. Plate-like and bedded limestone overlying in the third shale Paleontološki del Classis GASTROPODA Cuvier 1797 Ordo Caenogastropoda Cox 1959 Familia Zygopleuridae Wenz 1938 Genus Hypsipleura Koken 1892 H-ypsipleura cf. cathedralis Koken 1892 Si. 11 cf. 1961 Hypsipleura cathedralis Koken, Wenz, str. 387, si. 927. Material : Bočno stisnjen primerek v kamenini. Ob ustju in na apikal-nem delu je odlomljen. Opis: Vitek polž z rahlo nagnjenimi šivi. Značilna so številna radialna rebra. Ob zgornjem šivu zavojev so rebra močnejša kot na drugih delih. Na enem zavoju je okoli 10 do 12 reber, ki na najmlajših zavojih postanejo zelo šibka. Sklepam, da je bilo ustje sifonostomno, vendar na primerku ni ohranjeno. Primerjava : Primerek se delno ujema z že opisano vrsto H. cathedralis, vendar zaradi poškodovanosti ni mogoče natančno določiti vrste. Dimenzije : apikalni kot 14°, višina hišice 13,5 mm, širina zadnjega zavoja 4,5 mm. SI. 11 — Fig. 11 Hypsipleura cf. cathedralis Koken Prvi skrilavec v mežiškem rudniku The first shale of the Mežica mine 6 X Stratigrafska razširjenost: H. cathedralis, ki je opisanemu primerku najbolj podobna, se pojavlja v rabeljskem skrilavcu, sam rod pa je pogosten tudi v srednjetriadnih plasteh. Primerek sem našel v prvem julijskem skrilavcu mežiškega rudnika. Familia Coelostylinidae Genus Coelostylina Kittl 1894 Coelostylina sp. SI. 12 in 13 Material: 38 bolj ali manj dobro ohranjenih hišic. Vse imajo poškodovana ustja. Opis: Poprečna višina konvolutne hišice znaša pri odraslih osebkih 8 mm in nikdar ne preseže 10 mm. Hišica je konična s konveksnimi zavoji, potekajočimi v levo. Zadnji zavoj je v primerjavi z drugimi zelo širok. Ovalno ustje je holostomno. Popek je majhen in delno zalizan s kalusom, vendar s strani še dobro viden. Na kolumeli ni opaziti posebnih grbin. Vključno z embrionalnimi zavoji sestoji hišica iz šestih zavojev. Na zgornjem delu zavojev poteka tik ob šivu rahel grebenček, ki postane izrazitejši na najmlajšem zavoju ob ustju. Dva šibkejša grebena, ki sta tesno skupaj, obdajata zunanjo stran popka in prehajata v zunanjo ustno. Prirastnice so opazne le na najmlajšem zavoju, kjer so sorazmerno močne. Vrste zaradi poškodovanosti ustja pri vseh hišicah nisem mogel z gotovostjo določiti. Morfološko se najdeni primerki najbolj približujejo vrsti C. ro-tundata, visoki 2 cm, manj pa vrsti C. trochiformis, ki po velikosti sicer ustreza, ima pa nekoliko šibkejši najmlajši zavoj. Dimenzije: apikalni kot 59°, višina hišice pri sedmih primerkih: 6,7 mm, 6,8 mm, 8,3 mm, 8,5 mm, 7,5 mm, 7,2 mm, 6,8 mm. SI. 12 — Fig. 12 Coelostylina sp. Prvi skrilavec v mežiškem rudniku The first shale of the Mežica mine 7 X 2 — Geologija 21/11 Stratigrafska razširjenost: Koken (1897, 7) uvršča C. trochi-formis v karnijsko stopnjo. Našel jo je v skrilavcu Feuerkogela. Nekatere vrste pa so bile razširjene tudi v drugih triadnih dobah. V prvem julijskem skrilavcu je rod Coelostylinci med vsemi drugimi fosili najštevilnejši. SI. 13 — Fig. 13 Coelostylina sp. Prvi skrilavec v mežiškem rudniku The first shale of the Mežica mine 3 X Classis BIVALVIA Linne 1758 Subclassis PALAEOTAXODONTA Korobkov 1954 Ordo Nuculoida Dall 1889 Familia Nuculanidae Adams & Adams 1858 Genus Nuculana Link 1807 Nuculana cf. tirolensis (Wohrmann) SI. 14, 15; tabela 1 cf. 1895 Leda tirolensis Wohrmann, B i 11 n e r , str. 152, tab. 18, si. 21—23. Material : Šest v celoti ohranjenih zaprtih lupin, ena leva lupina z naravno preparirano notranjo stranjo in s sklepom ter en odprti primerek z obema lupinama in vidno notranjostjo. Opis: Lupine so majhne; največje ne presegajo 1 cm dolžine. So ovalne in bolj dolge kot visoke, vrh je pomaknjen naprej. Sklep je taksodonten, v sredini prelomljen. Sklepna ploskev se v sredini izklini, proti sprednjemu in zadnjemu delu dorzalne strani se razširi. V sprednjem delu sklepa je 7 do 9 zobcev, v zadnjem pa 13 do 15. Odtis zunanjega ligamenta je dolg in sega skoraj do konca obeh lupin. Sprednji rob je enakomerno ukrivljen, zadnji pa nekoliko SI. 14 — Fig. 14 Nuculana cf. tirolensis (Wohrmann) Notranjost leve lupine s sklepom Left interior with the hinge line and beak 6 X ostreje. Na površju lupine so zelo goste in fine koncentrične prirastnice, druge skulpturiranosti na površju ni. Primerjava: Primerki iz mežiškega rudnika morfološko najbolj ustrezajo vrsti Leda tirolensis, ki jo je B i 11 n e r opisal iz severnih Tirolov (St. Cas-sian). Zaradi pomanjkljivo ohranjene notranje strani in poškodovanosti sklepov sem vrsto označil kot Nuculana cf. tirolensis. Stratigrafska razširjenost: Bittner je opisal vrsto Leda tirolensis iz carditskega skrilavca severne Tirolske (Issberg bei Hali), ki spada v julijsko podstopnjo. Enako stari so tudi mežiški primerki, vendar se nahajajo le v prvem skrilavcu, v drugem in tretjem pa jih ni več. SI. 15 — Fig. 15 Nuculana cf. tirolensis (Wohrmann) Prvi skrilavec v mežiškem rudniku The first shale of the Mežica mine 4 X Tabela 1. Mere (v mm) primerkov vrste Nuculana cf. tirolensis (Wohrmann) Table 1 Measurements (in mm) for six specimens of Nuculana cf. tirolensis (Wohrmann) from Mežica Primerek Specimen 1 2 3 4 5 6 višina height 5.4 5.3 4.7 4.5 4.1 4.3 dolžina length 7.5 6.8 6.1 6.0 5.3 5.8 debelina thickness 4.0 3.2 3.7 3.4 2.7 3.1 Subclassis PTERINOMORPHIA Beurlen 1944 Ordo Pterioida Newell 1965 Familia Bakevellidae King 1850 Genus Gervillia (Cultriopsis) Cossmann 1904 Gervillia (Cultriopsis) avgusta Munster 1836 SI. 16 3895 Gervilleia angusta Goldfuss, Bittner, str. 85, tab. 9, si. 7—10. 12, 16,18. 1901 Gervilleia angusta Goldfuss, Bittner, str. 32, tab. 4, si. 18. 1969 Gervillia (Cultriopsis) angusta Munster, Moore, str. N 308, si. C 41/3. SI. 16 — Fig. 16 Gervillia (Cultriopsis) angusta Miinster Apnenčev oolit v talnini tretjega skrilavca ob Helenskem potoku Limestone oolite underlying the third shale along the Helena brook 1.7 X Material: En fragment desne lupine in dva fragmenta levih lupin; poleg fragmenta leve lupine je viden tudi odtis drugih delov lupine. Opis: Lupina je zelo ozka in podolgovata. Ventralni rob je skoraj raven, na sprednjem delu se rahlo usloči navzgor. Vrh je neizrazit in malo dvignjen nad sprednji del sklepnega robu. Sklep je disodonten z redkimi vboklinicami, ki potekajo poševno na zunanji sklepni rob, sklepna ploskev se od vrha proti zadnjemu delu enakomerno oži. Na dorzalni strani lupine je ušesce, ki se konča na robu sklepne ploskve. Od vrha proti zadnjemu delu lupine poteka bliže ventralnemu robu precej izrazit greben. Primerjava: Ker so vsi primerki poškodovani, ne navajam dimenzij, vendar sem lahko na podlagi posameznih fragmentov treh različnih primerkov zanesljivo določil vrsto Gervillia (Cultriopsis) angusta. Morfološko se fragmenti lupin iz Helenskega potoka ujemajo z obema Bittnerjevima opisoma. Stratigrafska razširjenost: Bittner je določil vrsto G. angusta iz julijskih plasti St. Cassiana in Madžarske, kjer navaja, da nastopa v laporju skupaj z vrsto Cornucardia hornigii (Bittner). V Helenskem potoku sem našel vrsto G. angusta na meji apnenčevega oolita, tik pod tretjim skrilavcem, to je 6 do 7 m nad plastjo z vrsto C. hornigii. Opomba: Na notranji strani večjega fragmenta leve lupine so se pritrdile štiri majhne sesilne školjke in se delno izvihale prek njenih odlomljenih robov. To dokazuje, da so bili naši primerki že na tedanjem morskem dnu fragmenti in se niso poškodovali kasneje pri fosilizaciji. Sesilnih školjk zaradi pomanjkanja literature nisem mogel določiti. Genus Hoernesia Laube 1866 Hoernesia sturi (Wohrman) 1889 SI. 17, tabela 2 1895 Hoernesia sturi Wohrmann, Bittner, str. 84, tab. 10, si. 1—4. Material: V celoti ohranjen in izlužen primerek iz prvega skrilavca in tri slabše ohranjena kamena jedra z bolj ali manj poškodovano lupino iz drugega skrilavca. Opis: Obe lupini se med seboj močno razlikujeta. Leva je precej izbočena z izrazitim naprej pomaknjenim vrhom, desna lupina pa rahlo vbočena na zadnjem, nekoliko močneje na sprednjem delu, kjer se prilagodi sprednjemu ušescu leve lupine. Sklep je disodonten, njegov rob pa raven z izrazitima ušescema. Sprednje ušesce loči od vrha leve lupine zaobljena brazda, ki poteka izpred vrha proti sprednji ventralni strani lupine. Zadnje ušesce je manjše, plosko in se zgoraj končuje ob sklepnem robu, medtem ko se sprednje, podobno kot sam vrh, nadaljuje nad sklepni rob in šele nato upogne nazaj k njemu. Ventralni rob je polkrožen, zadnji pa skoraj raven in se pod zadnjim ušescem le malo upogne proti sprednjemu delu. Na površju leve lupine so, razen na ušescih, opazna rebra, ki se skladno z zunanjo obliko razhajajo od vrha proti SI. 17 — Fig. 17 Hoernesia sturi (Wohrmann) Leva lupina iz prvega skrilavca v mežiškem rudniku The left valve taken from the first shale of the Mežica mine 4 X Tabela 2. Mere (v mm) primerkov vrste Hoernesia sturi (Wohrmann) Table 2. Measurements (in mm) for three specimens of Hoernesia sturi (Wohrmann) from Mežica primerek iz primerka iz 1. skrilavca 2. skrilavca dolžina lupine shell length zadnje ušesce posterior ear 12.2 23.4 12 višina lupine .. shell height 1M 20-° 10-4 sprednje ušesce anterior ear • ' 6.4 11.5 4.9 ventralnemu in zadnjemu robu. Rebra so med seboj enaka, tu in tam pa se vmes pojavi posamezno tanjše rebrce. Prečno na rebra potekajo prirastnice, ki so najbolj izrazite na sprednjem ušescu. Desna lupina ni skulpturirana, slabo vidne so tudi prirastnice. Ima dva šibkejša zaobljena grebena, ki se širita od sklepnega roba pod vrhom proti ventralni strani lupine. Primerjava : Vsi mežiški primerki se ujemajo z Bittnerjevim opisom vrste H. sturi iz Bleiberga (dolžina bleiberškega primerka je 7,8 mm). Stratigrafska razširjenost: Bittner je opisal vrsto H. sturi iz carditskega skrilavca v Bleibergu, ki je julijske starosti. Enako stari so tudi primerki iz Mežice; zanje lahko z gotovostjo trdim, da se pojavljajo le v prvem in drugem skrilavcu, v tretjem pa jih ni več. Familia Ostreidae Rafinesque 1815 Lopha sp. SI. 18 Material : Močno deformirana fragmentarno ohranjena lupina odraslega osebka. Opis: Lupina je podolgovata z več kot devetimi visokimi, vijugastimi in ostrimi rebri. Na spodnjem delu se eno od reber dihotomno cepi; podobno ce- Sl. 18 — Fig. 18 Lopha sp. Apnenčev oolit v talnini tretjega skrilavca ob Helenskem potoku Limestone oolite underlying the third shale along the Helena brook 3 X pitev je opaziti tudi ob vrhu, kjer se rebra zgostijo in stanjšajo. Ob vrhu je lupina močneje izbočena, zadnji rob je verjetno raven ali le malo upognjen. Stratigrafski položaj: Primerek je iz zgornjega dela apnenčevega oolita tik pod tretjim skrilavcem. Nastopa skupaj s številnimi krinoidi in vrstama Gervillia angusta ter Myophoria inaequicostata, ki dokazujeta julijsko starost plasti. Subclassis PALAEOHETERODONTA Newell 1965 Ordo Trigonioida Dali 1889 Familia Myophoridae Bronn 1849 Genus Myophoria Bronn & Alberti 1834 Myophoria inaequicostata Klipstein SI. 19 1895 Myophoria inaequicostata Klipstein, Bittner, str. 94, tab. 11, si. 1—14. Material: V celoti ohranjen vrh desne lupine z zgornjim robom. Zadnji rob je odlomljen, sprednji in ventralni sta v kamenini. Opis: Vrh je oster, zavit navzdol in pomaknjen pred središčno črto. Zgornji zadnji rob, ki poteka nekoliko pod vrhom, je skoraj horizontalen in SI. 19 — Fig. 19 Myophoria inaequicostata Klipstein Fragment desne lupine iz apnenčevega oolita v talnini tretjega skrilavca ob He- lenskem potoku Fragment of a broken right valve taken from the limestone oolite underlying the third shale along the Helena brook 5 X nosi razločno brazdo zunanjega ligamenta. Od vrha proti ventralnemu delu se širijo različno močna radialna rebra. Zadnje rebro je nizko in široko, predzadnje, ki leži više, je od vseh najmočnejše. Med njima je tudi največji presledek. Sorazmerno izrazita so tudi naslednja štiri rebra. Sledi jih še štirinajst, ki pa so čedalje šibkejša, manjšajo se tudi njihove medsebojne razdalje. Močne prirastnice, ki potekajo koncentrično, se prilagajajo skulpturiranosti lupine, rned zadnjim rebrom in ligamentno brazdo pa se ostro obrnejo proti vrhu. Stratigrafska razširjenost: Bittner je našel vrsto M. inae-quicostata v karnijskih plasteh v okolici Rablja in St. Cassiana ter v carditskem skrilavcu Berg-Angerla. V Helenskem potoku pri Mežici se ta vrsta pojavlja v apnenčevem oolitu tik pod tretjim julijskim skrilavcem skupaj z vrsto Gervillia angusta. Subclassis HETERODONTA Neumayr 1884 Ordo Veneroida Adams & Adams 1856 Familia Dicerocardiidae Kutassy 1934 Genus Cornucardia Koken 1913 Cornucardia hornigii (Bittner) 1901 SI. 20, tabela 3 1901 Craspedodon n. gen. hornigii n. sp., Bittner, str. 8, tab. 1, si. 1—9. 1969 Cornucardia hornigii Bittner, Moore, str. N 660, si. E 136/4. Material: Kamena jedra štirih levih in dveh desnih lupin ter odlično ohranjeno jedro cele školjke. Opis: Kamena jedra so srednje velika, ovalna in nekoliko bolj visoka kot dolga. Zobna ploskev (heterodontna) ni na nobenem primerku ohranjena, vendar se da sklepati, da je bila precej masivna in z močnimi zobci. Vrh kamenega jedra je dvignjen nad osnovo in zavit v začetnem delu naprej, v zadnjem pa nazaj in nekoliko vstran od simetrijske ravnine. Zavojna os tvori kot 45» do 50° s simetrijsko ravnino in 10° do 20° s horizontalno ravnino. V preseku je kameno jedro srčasto, vrhova sta razmaknjena. Ob zadnjem robu poteka plitva brazda, ki se prične na notranji strani vrha in konča na zadnjem delu ventralnega roba. Presek jedra skozi simetrijsko ravnino se močno približuje krogu, ki predstavlja stikališče obeh lupin. SI. 20 — Fig. 20 Cornucardia hornigii (Bittner) Kameno jedro iz plasti (50 cm) pod tretjim apnenčevim oolitom. Profil C—D ob Helenskem potoku. Naravna velikost Cast taken from the layer (50 cm) underlying the third limestone oolite. Cross section along the Helena brook. Natural size Stratigrafska razširjenost: Vrsto C. hornigii so našli doslej v zgornjetriadnih plasteh Severnih in Južnih apneniških Alp ter na Madžarskem. Primerki; ki jih je opisal Bittner, so iz Bakonjskega gozda. V Helen-skem potoku nastopa ta vrsta v 50 cm debeli plasti sivega apnenca tik pod apnenčevim oolitom tretjega skrilavca (v plasti ni druge julijske makrofavne). Tabela 3. Mere (v mm) primerkov vrste Comucardia hornigii (Bittner) ter primerjava s primerki po Bittnerju in Mooru Table 3. Measurements (in mm) of Cornucardia hornigii (Bittner) from Helenski potok at Mežica and specimens identified by Bittner (1901) and Moore (1969) Helenski p. Bittner (1901) Moore (1969) komeno jedro lev. lupina des, lupina des« lupina cast left valve right valve right valve v'5«no 29.2 63 65 31.5 height dolžina 27.9 - 57 28 length debelina 3Q 7Q thickness Familia Myophoricardiidae Chaven & Vokes 1967 Genus Myophoricardium Wohrmann 1889 Myophoricardiwm lineatum Wohrmann 1889 SI. 21, tabela 4 1889 Myophoricardium lineatum n. sp., Wohrmann, str. 227, tab. 10, si. 10—14. 1895 Myophoricardium lineatum Wohrmann, Bittner, str. 117, tab. 13, si. 18—22. 1966 Myophoricardium lineatum Wohrmann, Allasinaz, str. 707, tab. 55, si. 4—11. Material: V celoti ohranjen primerek z nekoliko premaknjenima lupinama ob simetrijski ravnini in kameno jedro desne lupine v prikamenini. Opis: Lupina je visoka, trapezoidna do triangularna in močno konveksna. Vrh je oster in močno zavit ter premaknjen pred središčno črto. Lunula je podolgovata, srčasta in ostro omejena od soseščine. Od vrha proti zadnjemu ventralnemu delu se razteza skoraj raven oster greben. Zadnji rob poteka pod večjim kotom kot greben in postane v zgornjem delu, ko zavije proti vrhu, skoraj horizontalen. Tudi spodnji rob je v zgornjem delu poševen in raven, v prehodnem delu z ventralnim pa se oba robova polkrožno stikata. Ventralni rob je rahlo konveksen vse do meje z grebenom, kjer se mu pod ostrim kotom priključi zadnji rob. Po lupini potekajo koncentrične prirastnice. Stratigrafska razširjenost: Nekateri menijo, da se pojavlja M. lineatum od cordevolske do julijske podstopnje. A. A11 a s i n a z (1966, 780) jo je uvrstil v julijsko podstopnjo. Bittner jo je omenil iz julijskega skrilavca v Bleibergu ter iz nekaterih severnoalpskih krajev. V prvem julijskem skrilavcu v mežiškem rudniku nastopajo fosilni ostanki vrste M. lineatum praviloma skupaj v večjem številu. SI. 21 — Fig. 21 Myophoricardium lineatum Wohrmann Dorzalna stran. Dobro ohranjen primerek z nekoliko premaknjenima lupinama Prvi skrilavec v mežiškem rudniku Dorsal view. Well preserved specimen showing slightly shifted valves taken from the first shale of the Mežica mine 3.5 X Tabela 4. Mere (v mm) primerkov vrste Myophoricardium lineatum Wohrmann in primerjava z Bittnerjevimi podatki Table 4. Comparative measurements (in mm) of Myophoricardium lineatum Wohrmann from Mežica and Bleiberg (Bittner, 1895) Mežica . i • cel. primerek D1 .. des. lupina r . Bleiberg right valve comPlete (Bittner, 1895) specimen dolžina length višina height debelina thickness 9.6 13.3 18.5 8.2 12.8 16 8.8 10 Classis CEPHALOPODA Leach 1817 Superordo Nautiloidea Agassiz 1847 Ordo Nautilida Agassiz 1847 Familia Tainoceratidae Hyatt 1883 Genus Pleuronautilus Mojsisovics 1884 Pleuronautilus gaudryi Mojsisovics SI. 22, tabela 5 1901 Pleuronautilus gaudryi Mojsisovics. Mojsisovics, str. 242, tab. 9, si. 5. Material: Kameno jedro, z delno ohranjeno lupino; starejši zavoji so bočno stisnjeni, zelo dobro pa je ohranjen najmlajši zavoj, ki ima vse potrebne elemente za natančno določitev. Opis: Hišica je rahlo konvolutna s široko ventralno ploskvijo ki se enakomerno oži od mlajših kamric proti starejšim. Oblika ustja je pravokotna in se že nekoliko približuje kvadratni, marginalni in umbilikalni del pa sta enakomerno zaokrožena. Umbilikalni del je tako poškodovan, da se ne da ugotoviti perforacije. Skulpturiranost lupine je zelo izrazita za navtilide. Od dorzalne proti ventralni strani zavojev potekajo rebra, ki se na obeh straneh končujejo z vozli. Dorzalni vozel je šibkejši in je na zgornji meji umbilikalnega polja, SI. 22 — Fig. 22 Pleuronautilus gaudryi Mojsisovics a) ventralna stran, b) pogled s strani Prvi julijski skrilavec v mežiškem rudniku Naravna velikost a.) ventral view, b) lateral view The first shale of the Mežica mine Natural size Tabela 5. Mere (v mm) primerka vrste Pleuronautilus gaudryi Mojsisovics in primerjava z Mojsisovicsevimi podatki Table 5. Comparative measurements (in mm) of Pleuronautilus gaudryi Mojsisovics from Mežica and Rothel-stein (Mojsisovics, 1901) Mežica Rtfthelstein (Mojsisovics, 1901) premer hišice shell diameter višina zadnjega zavoja last whorl height Širina zadnjega zavoja ^ last whorl width širina popka umbilicus width 97 109 38 46 53 35.5 popkova perforacija ^ umbilical perforation ventralni pa močnejši in izrazito izstopa na meji med marginalnim in ventral-nim delom. Zgornji vozel se ne dviga nad ventralni del, temveč je nekaj milimetrov pod njim. Hebra potekajo v konkavni liniji proti zgornjemu vozlu, ga za nekaj milimetrov preidejo, zavijejo nazaj in se zgubijo v ventralni ploskvi zavoja. Čim bolj se oddaljujejo od ustja, tem izrazitejši so podaljški reber prek zgornjega vozla, dokler se končno levo in desno v rahlem, nazaj upognjenem loku ne združita. Na površju lupine so opazne izredno šibke podolžne in prečne linije, ki tvorijo nekakšno mrežo. Podolžne so šibkejše, komaj opazne in nimajo odločilne vloge pri določevanju navtilidov. Pomembnejše so prečne; med njimi se na vsakih 6,5 mm (merjeno na ventralni strani najmlajšega zavoja), pojavljajo močnejše brazde, široke do 0,8 mm. Primerjava in dimenzije v mm: Mojsisovics je opisal primerek iz Rothelsteina in navedel tudi dimenzije. Po vseh strukturnih elementih se opisani navtilid povsem ujema z Mojsisovicsevim. Nekoliko odstopajo le razmerja posameznih dimenzij, kar pa je zaradi močne deformacije mežiškega primerka povsem razumljivo. Zanesljive so le dimenzije najmlajšega zavoja. Stratigrafska razširjenost: Mojsisovics je omenil vrsto P. gaudryi iz skrilavca julijske podstopnje skupaj z amonitom Trachyceras austriacum v spodnjem delu cone T. aonoides. Mežiški primerek je iz prvega skrilavca julijske podstopnje in dokazuje njene najstarejše plasti. Superordo Ammonoidea Zittel 1884 Subordo Ceratitina Hyatt 1884 Familia Carnitidae Arthaber 1911 Genus Carnites Mojsisovics 1879 Canutes floridus (Wulfen) 1793 SI. 23, 24, 25; tabela 6 1873 Pinakoceras floridum Wulfen sp., Mojsisovics, str. 58, tab. 22, si. 15—16, tab. 25. 1882 Carnites floridus Wulfen, Mojsisovics, str. 228, tab. 50, si. 5—8, tab. 51, si. 1—8. 1957 Carnites floridus Wulfen, Moore, str. L 157, si. 188/5. Material: Deset odraslih in šest juvenilnih primerkov ter več odlomkov. Vsi so sorazmerno dobro ohranjeni, juvenilni primerki pa največkrat močno piritizirani. Lupina je ohranjena le pri redkih, običajno je odstranjena od kamenega jedra, zato je lobna linija skoraj pri vseh zelo razločna. Opis: Oblika hišice se je v različnih starostih amonita močno spreminjala. V juvenilnem stadiju, ko hišica še ni presegla premera okoli 10 mm, je eksterna stran zadnjega zavoja široko zaobljena, po sredini pa poteka šibek greben, ki ga spremljata na vsaki strani po ena plitva brazda. Lobna linija je v tem stadiju enostavna z nazobčanimi lobusi, sedla pa so gladka. Navadno se vidijo štirje lobusi. Hišica juvenilnih primerkov je konvolutna. Ko se amonit stara, torej preseže premer približno 10 mm, postaja hišica vse bolj involutna, greben z dvema brazdama pa je močneje razvit. Skulpturiranost lupine, ki je pri juvenilnih primerkih še precej izrazita v obliki radialnih reber, se prične reducirati, dokler ne ostanejo od nje le maloštevilna kratka in skoraj neopazna srpasta rebrca. Pri odraslih osebkih postane hišica diskasta. Nekateri manjši primerki imajo močno povišan zadnji zavoj, kot smo ga vajeni pri navtilidih. S staranjem se bolj razčleni tudi lobna linija. Tanke in goste prirastnice so opazne le pri primerkih z ohranjeno lupino. Od ventralnega roba do sredine zavoja so usločene v rahlem loku nazaj, pred umbilikalnim delom pa se v nekoliko šibkejšem loku zopet obrnejo proti starejšemu delu hišice. Stratigrafska razširjenost: Vrsta C. floridus je znana doslej iz številnih severnoalpskih nahajališč in Karavank. Najbolj znano nahajališče je prav gotovo Bleiberg na Koroškem, kjer se nahajajo amoniti v julijskem skrilavcu, vendar sem mnenja, da mežiška nahajališča po pestrosti oblik in številu primerkov ne zaostajajo za njim. V Mežici nastopa C. floridus samo v prvem julijskem skrilavcu v 5 do 15 cm debeli plasti približno 9 m nad apnenčevim oolitom. Mojsisovics je omenil to vrsto tudi iz belega in rdečega hallstattskega apnenca. C. floridus spada v cono Trachyceras aonoides in je v prvem skrilavcu najpogostejši amonit. b SI. 23 — Fig. 23 Carnites floridus (Wulfen) Kameno jedro z razločno vidno lobno linijo a) pogled proti ustju, b) pogled s strani Prvi skrilavec v mežiškem rudniku Naravna velikost Cast showing distinct lobe line a) apertural view, b) lateral view Taken from the first shale of the Mežica mine Natural size a b SI. 24 — Fig. 24 Carnites floridus (Wulfen) Kameno jedro juvenilnega primerka z močno podaljšanim zadnjim zavojem Prvi skrilavec v mežiškem rudniku Cast of a juvenile specimen with the elongated last whorl Taken from the first shale of Mežica mine 2 X Tabela 6. Mere (v mm) primerkov vrste Carnites floridus (Wulfen) in primerjava z Mojsisovicsevimi podatki Table 6. Statistical comparison of ten specimens of Carnites floridus (Wulfen) with the specimens recorded after Mojsisovics (1882). All measurements in millimeters primerek Ru d n i k Mežica Mojsisovi cs (1882) št. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 1 2 3 4 premer hišice 99 101 41 92 30 147 120 98 78 21 134 122 11 5 višina zadnjega 60 62 26 63 20 83 69 58 46 11.5 70 70 6 2 zavoja 5irina zadnjega 23 24 10 26.7 6.6 31 24 23.5 21.5 5.5 32 25 3.5 2.5 zavO|a premer popka 3.8 4.5 2.6 - 2 8 5 4.5 4.3 1.5 5 4.5 2 1.5 Explanation of table 6 primerek -— specimen premer hišice — shell diameter višina zadnjega zavoja — last whorl height širina zadnjega zavoja — last whorl width premer popka — umbilicus width a b SI. 25 — Fig. 25 Camites floridus (Wulfen) Kameno jedro z rahlo vidnimi srpastimi rebri a) pogled proti ustju, b) pogled s strani Prvi skrilavec v mežiškem rudniku Cast with slightly seen sickle-shaped ribs a) apertural view, b) lateral view The first shale of the Mežica mine 2 X Familia Arcestidae Mojsisovics 1875 Genus Arcestes Suess 1865 Arcestes gaytani (Klipstein) 1845 SI. 26, tabela 7 1873 Arcestes gaytani Klipstein sp., Mojsisovics, str. 100, tab. 58, si. 1—3. 1875 Amm. (Arcestes) gaytani Klipstein, Hauer, str. 302, si. 156—166. Material: Kameno jedro z odlomljenim sprednjim in zadnjim delom zunanjega zavoja. Opis: Kameno jedro je gladko in tudi lupina ni skulpturirana. Hišica je bila involutna z majhnim popkom. Bivalni del zavoja je v bližini ustja zelo SI. 28 — Fig. 26 Arcestes gaytani (Klipstein) Kameno jedro z odlomljenim sprednjim in zadnjim delom zunanjega zavoja a) pogled proti ustju, b) pogled s strani Prvi skrilavec v mežiškem rudniku Naravna velikost Cast with broken anterior and posterior parts of the last whorl a) apertural view, b) lateral view The first shale of the Mežica mine Natural size Tabela 7. Mere (v mm) primerka vrste Arcestes gaytani (Klipstein) in primerjava z Mojsisovicsevimi podatki Table 7. Comparative measurements (in mm) of Arcestes gaytani (Klipstein) from Mežica and specimen determined by Mojsisovics (1873) .. .. Mojsisovics ° (1873) premer hišice gg shell diameter višina zadnjega zavoja 45 last whorl height širina zadnjega zavoja ^ 3 last whorl width * širina popka U umbilicus width 3 — Geologija 21/11 nizek in kot plašč obdaja starejši zavoj. Ventralna stran je pravilno polkrožna, v umbilikalni coni pa hitreje zavije proti dorzalnemu delu. Lobna linija je razgaljena na nekaj delih kamenega jedra in se ujema z Mojsisovicsevim opisom. Primerjalni podatki kažejo, da se razmerja dimenzij ujemajo z Mojsisovicsevim primerkom. Morfološko pa ima A. gaytani tako značilno oblikovano hišico, da ga le težko zamenjamo z drugimi predstavniki rodu Arcestes. Arcestes sp. SI. 27 Material : Kameno jedro adultnega osebka s poškodovanim lateralnim dnom zadnjega zavoja. Opis: Kameno jedro kaže, da je bila hišica involutna z majhnim popkom in gladkim površjem. Cel zadnji zavoj in morda Se pol naslednjega, ki je pripadal bivalni kamrici, ima zelo majhen povišek, lateralno proti umbilikalnemu delu pa se stanjša le na nekaj milimetrov. Popek je majhen, pravilno okrogel in na kamenem jedru razločno viden. Pod lateralnim delom zadnjega zavoja je površje drugega zavoja prepredeno z gostimi radialnimi in vijugastimi razami. S podobnimi strukturami je bilo morda prepredeno površje celotne hišice. Lob-na linija amonitnega tipa, ki je zelo gosto nazobčana, je podobna kot pri predstavnikih rodu Arcestes. Dimenzije: premer hišice 185mm, višina zadnjega zavoja 93mm, približna širina zadnjega zavoja od 60 do 70 mm, premer popka 10 mm. Stratigrafski položaj: Samo v prvem julijskem skrilavcu. Familia Joannitidae Mojsisovics 1882 Genus Joannites Mojsisovics 1879 Joannites cymbiformis (Wulfen) 1793 SI. 23, tabela 8 1873 Arcestes cymbiformis Wulfen sp., Mojsisovics, str. 85, tab. 61, si. 1, 5, tab. 62, si. 1, tab. 63, si. 1, tab. 65. 1957 Joannites cymbiformis Wulfen, Moore, str. L 178. Material : Kameno jedro z ohranjeno lupino na eni strani, spredaj pod ustjem nekoliko poškodovano. Opis: Primerek je juvenilen; o tem pričajo dimenzije jedra in odprt popek (pri odraslih živalih ga je zapiral kalus). Ima sorazmerno visoko ustje, ki ga tudi ločuje od rodu Arcestes. Na močno involutnem kamenem jedru vidimo štiri zažetke, ki so sledovi letvic na notranji strani lupine (varices), površje lupine pa je gladko. Ventralni del zavoja je polkrožno obokan in brez grebena. Razgaljena lobna linija kaže, da je amonitna; ukrivljena je med internim in ekster-nim delom naprej, v eksternem pa nazaj proti starejšim kamricam, kar ustreza vrsti J. cymbiformis. Kazmerja dimenzij se dobro ujemajo, prav tako pa ustrezajo Mojsiso-vicsevemu opisu tudi vse morfološke značilnosti mežiškega primerka. Stratigrafska razširjenost: Mojsisovics je opisal več primerkov vrste J. cymbiformis iz karnijske stopnje. V skrilavcu Rothelsteina nastopajo skupaj z vrsto Lobites ellipticus in Trachyceras austriacum, v Rosch-bergu pa v skrilavcu vodilnega conskega amonita Trachyceras aonoides. Omenil jih je še iz rabeljskega skrilavca Severnih in Južnih apneniških Alp. V Sloveniji, razen v okolici Mežice, ne poznamo drugih nahajališč te vrste. Tu se nahaja v prvem skrilavcu skupaj z amonitom Carnites floridus. Po Mojsisovicsu (1893, 820) sega vrsta J. cymbiformis tudi v cono Trachyceras aon. SI. 27 — Fig. 27 Arcestes sp. Kameno jedro iz prvega skrilavca v mežiškem rudniku Cast taken from the first shale of the Mežica mine 0.75 X a b SI. 28 — Fig. 28 Joannites cymbiformis (Wulfen) Kameno jedro iz prvega skrilavca v mežiškem rudniku Pogled s strani a) brez lupine, b) z ohranjeno lupino Naravna velikost Cast taken from the first shale of the Mežica mine Lateral view a) without shell, b) shell preserved Natural size Tabela 8. Mere (v mm) primerka vrste Joannites cymbiformis (Wulfen) in primerjava z Mojsiso-vicsevimi podatki Table 8. Comparative measurements (in mm) of Joannites cymbiformis (Wulfen) and specimen determined by Mojsisovics (1873) .. .. Mojsisovics a (1873) premer hišice ^ shell diameter višina zadnjega zavoja ^g last whorl height debelina zadnjega zavoja 26 7 44 last whorl thikness širina popka umbilicus width 5.2 8 Familia Megaphyllitidae Mojsisovics 1896 Genus Megaphyllites Mojsisovics 1879 Megaphyllites jarbas Munster SI. 29, tabela 9 1882 Megaphyllites jarbas Miinster, Mojsisovics, str. 193, tab. 53, si. 7, 8. 1957 Megaphyllites jarbas Munster, M o o r e , str. L 179, si. 210/4. Material : Nepoškodovano kameno jedro manjšega primerka z razločno vidno lobno linijo. Opis: Hišica je bila involutna. Ventralna stran zavojev je enakomerno polkrožno zaobljena in brez grebena. Zavoji se od ustja, ki je sorazmerno visoko, enakomerno ožijo proti starejšemu delu. Lobna linija je ceratitna z gladkimi sedli, ki so proti vratu zožena, in z nazobčanimi lobusi. Od ventralne strani proti dorzalni se lobusi in sedla naglo manjšajo. Na opisanem primerku sem naštel do popka deset lobusov, drugi trije ali štirje pa so izredno majhni in jih ni videti. Mojsisovicsev primerek je precej večji od mežiškega, ki je bil ob smrti še v juvenilnem stadiju. Razmerja posameznih dimenzij se bolj ali manj ujemajo, lobna linija pa dokončno potrjuje pripadnost vrsti M. jarbas. SI. 29 — Fig. 29 Megaphyllites jarbas (Munster) Kameno jedro iz prvega skrilavca v mežiškem rudniku a) pogled proti ustju, b) pogled s strani Cast taken from the first shale of the Mežica mine a) apertural view, b) lateral view 1.7 X Tabela 9. Mere (v mm) primerka vrste Megaphyllites jarbas (Munster) in primerjava z Mojsisovicse- vimi podatki Table 9. Comparative measurements (in mm) of Megaphylliles jarbas (Munster) from Mežica and specimen determined by Mojsisovics (1882) .. .. Mojsisovics Mezica premer hišice ^ ^ ^ shell diameter ' višina zadnjega zavoja ^ last whorl height širina zadnjega zavoja ^ last whorl width širina popka q ^ umbilicus width 25 15 Stratigrafska razširjenost: Mojsisovics (1893, 820) je trdil, da se pojavlja M. jarbas v conah Trachyceras aonoides in T. aon, podobno kot vrsta Joannites cymbiformis. Našel jih je v skrilavcu Raschberga, Rothel-steina in Bleiberga (povsod v coni Trachyceras aonoides) ter v laporju St. Cassi-ana. Omenil je tudi nahajališča z Balkana (povsod v coni Trachyceras aon). V Mežici se najde vrsta M. jarbas poleg številnih drugih amonitov samo v prvem julijskem skrilavcu. Sklep Biostratigrafske raziskave v okolici Mežice in v mežiškem rudniku so dale nekaj novih spoznanj o julijskih plasteh; prvič je bila sistematično obdelana tudi njihova makrofavna. Določil sem 109 primerkov, ki pripadajo trem razredom in 13 družinam. V oklepaju je poleg imena število najdenih primerkov. Hypsipleura cf. cathedralis Koken (1) Coelostylina sp. (38) Nuculana cf. tirolensis (Wohrmann) (8) Gervillia (Cultriopsis) angusta Munster (3) Hoernesia sturi (Wohrmann) (4) Lopha sp. (1) Myophoria inaequicostata Klipstein (1) Myophoricardium lineatum "Wohrmann (2) Cornucardia hornigii (Bittner) (7) Pleuronautilus gaudryi Mojsisovics (1) Carnites floridus (Wulfen) (16) Arcestes gaytani (Klipstein) (1) Arcestes sp. (1) Joannites cymbiformis (Wulfen) (1) Megaphyllites jarbas (Munster) (1) Drugi fosili so ostali nedoločeni, ker so slabo ohranjeni. Zaradi pomanjkanja literature nisem uspel določiti ribjih vretenc in ostankov iglokožcev. 2e pri opisovanju stratigrafske razširjenosti posameznih vrst sem navedel nekatera tuja nahajališča in kamenine, v katerih nastopajo. Ti podatki so že stari in so se v zadnjih letih z napredujočimi paleontološkimi raziskavami prav gotovo spremenili. Vse cefalopodne vrste razen Arcestes gaytani in Pleuronautilus gaudryi so našli tudi v julijskem skrilavcu Bleiberga, žal pa avtorji ne navajajo, v katerem horizontu. Tudi iz hallstattskega apnenca poznamo številne skupne vrste. Školjčna favna je podobna kot v okolici St. Cassiana, Bleiberga, Rablja in v Bakonyskem gozdu ter v severnih Tirolah, z Lombardijo pa jo druži le vrsta Myophoricardium lineatum. Za vse tri julijske skrilavce se je v Mežici udomačilo ime carditski skrilavec po vrsti Cardita guembelli. Ime ne ustreza, ker se ta vrsta v omenjenih plasteh ne pojavlja ali pa je zelo redka. Verjetno gre za zamenjavo z drobnimi rebratimi spiriferinami, pogostimi v talnini drugega in tretjega skrilavca. Mislim, da bi bilo bolj prav, če bi jih preimenovali v julijski skrilavec po julijski makrofavni. 2e dalj časa se postavlja vprašanje meje med srednjo in zgornjo triado. Mikropaleontološke raziskave tako imenovanega wettersteinskega apnenca pod prvim skrilavcem niso dale željenih rezultatov, ker ni fosilov, ali pa so zelo močno prekristalizirani in zato nedoločljivi. Bolj razločna je meja med cordevolsko in julijsko podstopnjo. V prvem skrilavcu se pojavijo amoniti, ki so jih v številnih znanih nahajališčih zgornje-triadne makrofavne našli skupaj z vrsto Trachyceras aonoides. Le-ta je vodilni fosil za julijsko podstopnjo. V cono Trachyceras aon segata od vseh nabranih primerkov le vrsti Joannites cymbiformis in Megaphyllites jarbas. Večina mežiških amonitov se je pojavila že v začetku julijske podstopnje; o tem pričajo skupne najdbe z vrsto Trachyceras austriacum, ki je predstavnik spodnjega dela cone Trachyceras aonoides (M o j s i s o v ic s , 1893, 810). Čeprav cordevolska mikrofavna v raziskanih profilih še ni dokazana, lahko meja glede na te določitve ostane tik pod talnino prvega skrilavca. Drugi skrilavec je mnogo bolj siromašen s fosili: vanj seže iz prvega skrilavca le vrsta Hoernesia sturi. V talnini tretjega skrilavca se makrofavna močno spremeni. Zastopane so štiri značilne julijske vrste: Cornucardia hornigii, My-ophoria inaequicostata, Gervillia (Cultriopsis) angusta in Lopha sp. V doslej znanih nahajališčih sta vrsti C. hornigii in G. (C.) angusta v isti plasti. V našem primeru pa leži G. (C.) angusta približno šest metrov nad vrsto C. hornigii, ki predstavlja monofavno v plasti, debeli 50 cm. Na koncu naj podamo še sliko o razdelitvi julijskih plasti v okolici Mežice. Spodnji del julijskih plasti tvori prvi skrilavec z bogato školjčno in amonitno lavno, med katero je najpogostnejši Carnites floridus. V srednji julijski pod-stopnji je drugi skrilavec z vrsto Hoernesia sturi, zgornji del julijske podstopnje pa se prične z vrsto Cornucardia hornigii in se konča s tretjim skrilavcem. Tuvalskih plasti nad tretjim skrilavcem kljub številnim zbruskom ni bilo mogoče dokazati, vendar lahko po konkordantni legi plasti med tretjim skrilavcem in noriškim dolomitom sklepamo, da sedimentacija v tem času ni bila prekinjena. S tem pa še niso končane biostratigrafske raziskave karnijskih plasti v okolici Mežice. V nadaljevanju bi bilo treba napraviti še več mikropaleontoloških analiz in dokončno dokazati vse meje. Tudi paleontološke raziskave bi se morale razširiti, saj bi le s sistematičnim nabiranjem makrofosilov skozi več let lahko dobili celovito predstavo o življenju v zgornjetriadnem morju na mežiškem prostoru. Literatura Allasinaz, A. 1966, II Trias in Lombardia (Studi geologici e paleontologici), 18. La Fauna a Lamellibranchi dello Julico (Carnico medio). Riv. Ital. Paleont. Strat., 72, 3, 609—753, 16 tab., Milano. Bittner, A. 1895, Lamellibranchiaten der Alpinen Trias, Theil 1: Revision der Lamellibranchiaten von St. Cassian. Abh. Geol. R.-A., 18, 1. 236 str., 24 tab., Wien. Bittner, A. 1901, Lamellibranchiaten aus der Trias Bakonyer Waldes. Res. Wiss. Erforsch. Balatonsees, 1, 1, 107 str., 9 tab., Wien. H a u e r, F. 1875, Die Geologie. A. Holder Verlag, 681 str., 658 si., Wien. Koken, E. 1897, Die Gastropoden der Trias um Hallstatt. Abh. Geol. R.-A., 4, 112 str., Wien. Mojsisovics, E. 1873, Das Gebirge um Hallstatt. Abh. Geol. R.-A., 4, 1, 174 str., 32 tab., Wien. Mojsisovics. E. 1882, Die Cephalopoden der Mediterranen Triasprovinz. Abh. Geol. R.-A., 10, 322 str., 94 tab., Wien. Mojsisovics, E. 1893, Die Cephalopoden der HallstStter Kalke. Abh. Geol. R.-A., 2, 1, 835 str., Wien. Mojsisovics, E. 1902, Die Cephalopoden der Hallst&tter Kalke. Abh. Geol. R.-A., 4, 1, 256 str., 23 tab., Wien. Moore, R. C. (Ed.), Treatise on Invertebrate Paleontology. Geol. Soc. Amer. & Univ. Kansas Press, New York. L Mollusca 4, XXII + 490 str., 558 si.. 1957; N Mollusca 6, 1—2, XXXVIII + 952 str., 6168 si., 1966. Ramovš, A. 1973, Biostratigrafske značilnosti triasa v Sloveniji. Geologija 16, 379—388, Ljubljana. S t r u c 1, I. 1961, Geološke značilnosti mežiškega rudišča s posebnim ozirom na kategorizacijo rudnih zalog. Geologija 6, 251—278, Ljubljana. Strucl, I. 1962, Rezultati najnovejših geoloških raziskav v širši okolici mežiškega rudišča. Geologija 7, 43—53. Ljubljana. Strucl, I. 1970, Stratigrafske in tektonske razmere v vzhodnem delu severnih Karavank. Geologija 13, 5—18, Ljubljana. Teller, F. 1896, Erlauterungen zur Geologischen Karte der ostlichen Auslaufer der Karnischen und Julischen Alpen (Ostkarawanken und Steiner Alpen), Wien. Wen z, W. 1961, Gastropoda (Handbuch der Palaozoologie). Gebriider Born-traeger, 6, 2, 241—480, si. 427—1235, Berlin. Wohrmann, S. 1889, Die Fauna der sogenannten Cardita und Raibler Schich-tcn in der Nordtiroler und Bayerischen Alpen. Jb. Geol. R.-A., 39, 1—2, 181—258, tab. 5—10, Wien. Zore, A. 1955, Rudarsko geološka karakteristika rudnika Mežica. Geologija 3, 24—80, Ljubljana. UDK 593.12:551.782(497.12)=863 Tortonska in sarmatska mikrofavna v zahodnem dela Slovenskih goric Tortonian and Sarmatian microfauna from the Western Slovenske Gorice hills Lija Rijavec Geološki zavod, 61000 Ljubljana, Parmova 33 Kratka vsebina Tortonske plasti vsebujejo tri foraminiferne združbe. Značilni predstavnici spodnjetortonske združbe sta Uvigerina macrocarinata in Uvi-gerina grilli, ki ju spremljajo zastopniki družin nodosariid in eouvigennid. V srednjetortonski združbi so poleg vrst Uvigerina venusta in Uvigerina cf pygmaea foraminifere s peščenimi hišicami. Zgornjetortonska združba pa sestoji iz značilne vrste Uvigerina venusta liesingensis in predstavnikov rodov Bolivina, Bulimina, Hanzawaia in Heterolepa. Tudi v sarmatskih plasteh so tri foraminiferne združbe, in sicer dve v spodnjem delu in ena v srednjem delu. Prvo predstavljajo Elphidium reginum in Cibicides badenensis v spremstvu drugih elfidijskih vrst, Ammonia beccarii in Cytheridea hungarica. Druga združba obsega Elphidium hauerinum, poleg oblik Elphidium antoninum, Elphidium josephinum, Articulina sarmatica in Haplocytheridea dacica dacica. Značilen predstavnik tretje združbe pa je Protelphidium subgranosum, ki ga spremljata protelphidium tuberculatum in Elphidium Jlexuosum grilli. Tortonske plasti so razdeljene na pet biocon, sarmatske pa na tri biocone. Abstract The succession of the Tortonian-Sarmatian strata of the Western Slovenske Gorice hills is ascertained by foraminifers. Six assemblages have been distinguished, three from the Tortonian and three from the Sarmatian beds. The characteristic representatives of the Lower Tortonian assemblage are Uvigerina macrocarinata and Uvigerina grilli accompanied by some forms from the two families Nodosariidae and Eouvigerinidae. In the Middle Tortonian series Uvigerina venusta venusta and Uvigerina cf. pygmaea are associated with some foraminifers marked by arenaceous tests. The Upper Tortonian series is characterized by Uvigerina venusta liesingensis and the representatives of the genera Bolivina, Bulimina, Hanzawaia, and Heterolepa. From the Lower Sarmatian sequence two assemblages have been recognized. In the first one Elphidium reginum and Cibicides badenensis occur associated with some other elphidiums, Ammonia beccarii, and Cytheridea hungarica. The second one comprises Elphidium hauerinum beside Elphidium antoninum, Elphidium josephinum, Articulina sarmatica, and Haplocytheridea dacica da- cica. Finally the Middle Sarmatian assemblage is represented by Protel-phidium subgranosum accompanied by Protelphidium tuberculatum and Elphidium flexuosum grilli. The vertical distribution of different Uvi-gerina species indicates five Tortonian biozones and that: 17. macrocari-nata, U. grilli, U. venusta venusta, U. cf. pygmaea, and U. venusta liesin-gensis. The three Middle Sarmatian biozones have been determined by Cibicides badenensis, Elphidium hauerinum, and Protelphidium subgranosum. Uvod V zahodnem delu Slovenskih goric prevladujejo tortonske in sarmatske usedline. Njihova podlaga sestoji iz metamorfnih kamenin in erozijskih ostankov mezozojskih sedimentnih kamenin. Litostratigrafsko je bilo zaporedje terciarnih plasti že prej razčlenjeno, predvsem takrat, ko so raziskovali nafto-nosne miocenske formacije. Za nadrobno korelacijo z drugimi terciarnimi območji pa je potrebna tudi biostratigrafska horizontacija. Tortonska makrofavna je v zahodnih Slovenskih goricah zelo siromašna in ne pride v poštev za hori-zontiranje plasti. Bogatejša pa je mikrofavna, zlasti številne so foraminifere. Zato sem se odločila nabrati večje število površinskih vzorcev in določiti mikro-favno. Na območju Šentilj—Jurovski dol, Ščavnica, Lenart, Negova—Radgona, velikem okrog 75 km8, sem vzela 490 vzorcev. Mikrofavno je vsebovalo 274 vzorcev, makrofavno pa samo šest vzorcev. Med mikrofavno so prevladovale tortonske foraminifere, manj je bilo sarmatskih ostrakodov. S pomočjo uvigerin sem razdelila tortonske plasti na pet biocon, sarmatske pa na tri biocone delno po foraminiferah delno po ostrakodih. Delo sta finančno podprla Geološki zavod v Ljubljani in Raziskovalna skupnost Slovenije, obema ustanovama gre moja topla zahvala. Posebno pa se zahvaljujem prof. dr. Vandi Kochansky-Devid<§, redni profesorici zagrebške univerze, ki je kot mentor spremljala moje delo od izbire naloge do njene rešitve na višini magistrskega dela. Pregled dosedanjih raziskovanj Prve foraminifere v miocenskih plasteh Slovenskih goric je določil A. Reuss (1850, cit. po F. Rolleju, 1855, 353—354), ki je raziskal glinasti lapor v talnini litotamnijskega apnenca pri Šentilju. R. Jaeger (1914, 123 do 141) je vzorčeval foraminiferni lapor zahodno in južno od Šentilja. Na podlagi foraminifer je določil globokomorske sedimente, nadrobneje pa miocenskih plasti ni razčlenil. I. Meznerics (1936, 118) je raziskala foraminifere iz usedlin pri Polički vasi, Poličkem vrhu in Jareninskem dvoru. L. Rijavec (1970, 275—286) je s pomočjo foraminifer razčlenila helvetske, tortonske in sarmatske plasti. O. Spajič & L. Rijavec (1973, 183—189) sta razdelili spodnjesarmatske, tj. volinske usedline na podlagi makrofavne in mikrofavne na dve bioconi: 2. Elphidium hauerinum-Ervilia 1. Cibicides badenensis ali Elphidium reginum-Rissoa in Hydrobia L. Rijavec (1976, 53—82) je definirala biostratigrafske cone miocenskih plasti v Slovenskih goricah in jih primerjala z bioconami v okolici Gnasa in v Dunajski kotlini. Tortonske plasti je razdelila na tri biocone: Praeorbulina in * Orbulina suturalis, Spiroplectammina carina ta ali biocona peščenih hišic in Bolivina dilatata. Biocona Ammonia beccarii značilna za Gnas in Dunajsko kotlino je v Slovenskih goricah erodirana. V sarmatskih plasteh je določila vse tri biocone Elphidium reginum ali Cibicides badenensis, Elphidium hauerinum in Protelphidium subgranosum. Opis določenih vrst Opisala nisem vseh najdenih oblik, temveč samo stratigrafsko pomembne; to so vrste rodov Heterostegina, Globorotalia, Globigerina, Globigerinoides, Orbulina, Uvigerina, Elphidium, Protelphidium in Cibicides. Med heterosteginami sem našla obliko, ki je verjetno nova, vendar sem jo zaradi pomanjkanja materiala določila zaenkrat kot Heterostegina sp. Favno sem razdelila na štiri skupine: 1. velike foraminifere, 2. male fora-minifere (planktične in bentične), 3. ostrakoda in 4. spremljevalna favna. 1. velike foraminifere Na več krajih zahodnega dela Slovenskih goric sem našla od velikih fora-minifer rod Heterostegina, ki je vezan na facies apnenega peščenjaka, litotam-nijskega apnenca, laporastega apnenca in apnenega laporja. Rod Heterostegina d'Orbigny 1826 Heterostegina costata costata d'Orbigny Tabla 1, desna slika 1846 Heterostegina costata d'Orbigny — d'Orbigny, str. 212, tab. 12, si. 15—17. 1954 Heterostegina costata costata d'Orbigny — P a p p & Kupper, str. 116, tekst. tab. 3, si. 8—10. 1959 Heterostegina costata d'Orbigny — P a v 1 o v s k y, str. 32. Podvrsta Heterostegina costata costat<0 d'Orbigny je zelo pogostna v lapora-stem apnencu in apnenem laporju pri Srebotju vzhodno od Šentilja. Po obliki popolnoma ustreza opisu in sliki, ki sta ju objavila A. Papp & K. Kupper (1954). To podvrsto sem našla v bioconi Uvigerina venusta venusta v spodnjem delu srednjega tortona, ki ustreza bioconi peščenih hišic v Dunajski kotlini (R. Grill, 1941; A. Papp & K. Turnovsky, 1953). Heterostegina ex gr. costata d'Orbigny V laporastem litotamnijskem apnencu pri Srebotju sem našla nekaj primerkov te vrste, vendar so tako slabo ohranjeni, da podvrste nisem mogla določiti. Ornamentacija in zgradba hišice pa potrjujeta, da najdena oblika pripada tej vrsti, ki se nahaja v isti bioconi kot nominalna podvrsta. Heterostegina granulatatesta granulatatesta Papp & Kupper 1954 Heterostegina granulatatesta granulatatesta Papp & Kupper — Papp & Kupper, str. 122, tab. 22, si. 1—5. Apneni peščenjak pri Berlogi zahodno od Šentilja vsebuje mnogo hetero-stegin, dobro ohranjenih v prerezih. Določila sem vrsto Heterostegina granulatatesta granulatatesta. Primerki kažejo na filogenetsko razvojno stopnjo, značilno za zgornjo lagenidno cono. Na primerkih se je lepo ohranila omamen-taci j a, pomembna za to podvrsto. Na omenjenem peščenjaku leži lapor z bogato foraminiferno združbo z uvi-gerinami. Po njih sem določila biocono Uvigerina grilli, kar potrjuje Pappovo mišljenje o starosti plasti. Heterostegina sp. Tabla 1, leva slika Laporasti apnenec pri Srebotju vsebuje med drugim tudi obliko, ki je večja kot druge heterostegine in ima en zavoj več. Na sliki (tabla 1, leva slika) so dobro vidni protokonh, devterokonh, primarna in sekundarna septa ter zavoj. Sekundarna septa kažejo na evolucijo vrste Heterostegina costata; zato sklepam na više specializirano vrsto, ki je zaenkrat nisem mogla določiti. Gre verjetno za novo vrsto, vendar je treba za njeno določitev zbrati več primerkov. Tabela 1. Stratigrafska razširjenost heterosteginskih vrst in podvrst v zahodnih Slovenskih goricah Table 1. Stratigraphic distribution of Heterostegina species and subspecies recovered from Western Slovenske Gorice B i o c o n a B i o z o n e • Heterostegina costata costata d'Orbigny Heterostegina ex gr. costata d *Orbigny Heterostegina granulatatesta granulatatesta Papp AKilpper Heterostegina sp« Torton - Tortonian Uvigerina venusta liesingensis Uvigerina cf. pygmaea Uvigerina venusta venusta Uvigerina grilli i Uvigerina macrocarinata Rod Heterostegina je pomemben za razčlenjevanje tortonskih plasti zahodnega dela Slovenskih goric. Vertikalno razširjenost heterosteginskih vrst kaže tabela 1. A. Papp&K. Kiipper sta določila heterostegine zgornjega terciarja iz različnih nahajališč Evrope. Našla sta več novih podvrst in sestavila tabelo o stratigrafski razširjenosti posameznih podvrst. Slovenskogoriške oblike se časovno ujemajo s podvrstami drugih evropskih najdišč. Kaže pa, da drugod med podvrstami, znanimi doslej, ni oblike, ki sem jo označila s Heterostegina sp. Heterostegine hrvaških najdišč je obdelala M. Pavlovsky (1959) in od tortonskih oblik določila vrsto Heterostegina costata d'Orbigny, ki se šteje v biocono Spiroplectammina carina ta, oziroma v biocono Uvigerina venusta venusta in Uvigerina cf. pygmaea v zahodnem delu Slovenskih goric. Heterostegine so tudi pomemben indikator okolja; kažejo na plitvo obrežno morje in toplo klimo. 2. male foraminifere Planktične oblike S pomočjo planktičnih foraminifer sem razmejila tortonske in helvetske plasti. Za razčlenitev tortona pa ne pridejo v poštev, ker so siromašne z vrstami, na drugi strani pa imajo nekatere precejšnjo vertikalno razširjenost To velja za naše območje. H. M. Boli i (1966, cit. po J. A. P o s t u m a, 1971) je na podlagi planktičnih foraminifer, in sicer po globorotalijah in v najnižjem delu po preorbulini, horizontiral tortonske plasti. Tudi W. Blow je leta 1969 (cit. po J. A. P ost uma, 1971) s pomočjo oblik Globorotalia, Globigerina, Globigerinoides in Orbulina razdelil tortonske plasti. Rod Globorotalia Cushman 1927 Globorotalia johsi barisanensis (Le Roy) Tabla 2, si. 1 1963 Globorotalia johsi barisanensis (Le Roy) — Papp, str. 239, tab. 2, si. 8—11. Vrsta Globorotalia barisanensis Le Roy je bila najprej določena na Trini-dadu. Med našimi primerki le redki ustrezajo Pappovemu opisu, ki je imel primerjalni material s Trinidada (A. Papp, 1963). V zahodnem delu Slovenskih goric je Globorotalia fohsi b arisanensis omejena na cono Uvigerina macrocarinata in na najnižji del cone Uvigerina grilli. Globorotalia mayeri Cushman & Ellisor ssp. indet. Tabla 2. si. 2 1963 Globorotalia mayeri ssp. Cushman & Ellisor — Papp, str. 238, tab. 2, si. 7. Ta oblika ima v zadnjem zavoju šest kamric in se zelo razlikuje od prejšnje podvrste. V primerjavi s Pappovimi primerki nisem ugotovila bistvenih razlik. To vrsto sem določila samo v bioconi Uvigerina grilli in v spodnjem delu biocone Uvigerina venusta venusta. Po A. Pappu (1963) je razširjena samo v spodnji lagenidni coni, ki ustreza bioconi Uvigerina macrocarinata v Slovenskih goricah. Rod Globigerina d'Orbigny 1826 Globigerina bulloides d'Orbigny Tabla 2, si. 3 1846 Globigerina bulloides d'Orbigny — d'Orbigny, str. 163, tab. 9, si. 4—6. 1963 Globigerina bulloides d'Orbigny — P a p p , str. 234. Opis in slike d'Orbignyjevih primerkov se ujemajo z našimi. Vrsta strati-grafsko ni pomembna, ker se nahaja v vseh tortonskih bioconah. Rod Globigerinoides Cushman 1927 Globigerinoides trilobus (Reuss) Tabla 2, si. 4 1963 Globigerinoides trilobus (Reuss) — P a p p, str. 241, tab. 3, si. 1 in 2. Ta vrsta ni značilna, ker se pojavi že v predtortonskih plasteh, v tortonskih pa se najde skoraj v vseh bioconah razen v bioconi Uvigerina venusta liesin-gensis. Opis in slika Pappovih primerkov se ujemata z našimi oblikami. Rod Orbulina d'Orbigny 1839 Orbulina bilobata (d'Orbigny) Tabla 2, si. 5 1846 Globigerina bilobata d'Orbigny — d'Orbigny, str. 164, tab. 9, si. 11—14. 1963 Orbulina bilobata (d'Orbigny) — Pap p, str. 246, tab. 3, si. 14 in 15. Hišica ima pri večini primerkov po dve kamrici, le pri nekaterih se vidijo tudi starejše kamrice. Sekundarne odprtine so dobro vidne. Pri primerkih z dvema vidnima kamricama so odprtine nametane brez reda. Te oblike imajo navadno več odprtin. Vrsta je redka: najde se skupaj s foraminifero Orbulina suturalis Bronnimann v bioconi Uvigerina grilli, še redkejša je v coni Uvigerina venusta venusta. Orbulina suturalis Bronnimann Tabla 2, si. 6 1963 Orbulina suturalis Bronnimann — Papp, str. 245, tab. 3, si. 8 in 9. Orbulina suturalis ima veliko kroglasto hišico, ki delno prekriva starejše kamrice. Sekundarne odprtine so lepo vidne na šivih starejših kamric. Na podlagi te vrste sem ločila tortonske plasti od helvetskih. Zgornji helvet (karpatij) in spodnji torton (badenij) sta si namreč po združbi foraminifer precej podobna; razlikujeta se prav po orbulinah in še po uvigerinah. Na območju Paratetide so ponekod našli v spodnjem delu spodnjega tortona vrsto Praeorbulina glomerosa, oziroma Orbulina glomerosa (Blow). Po W. Blowu (1956) je to prehodna oblika med vrstama Globigerinoides bisphaericus (Todd) in Orbulina suturalis Bronnimann. Prehodne oblike pri nas nisem našla. Orbulina suturalis Bronnimann se najde v vseh tortonskih conah razen biocone Uvigerina venusta liesingensis. Številna je v bioconi Uvigerina grilli pa tudi v bioconi Uvigerina cf. pygmaea. Po Nortonovi klasifikaciji so planktične foraminifere razširjene v globokih morjih (cit. po Pokorny, 1958, 125—127). Po R. W. Walton u (1964) so zelo Številne v globini 70 m do 185 m. Od planktičnih foraminifer se najdejo v Jadranskem morju rodovi Globigerina, Globigerinoides in Orbulina. Ti so vezani izključno na večje globine Jadranskega morja (S. Alfirevič, 1976). Pri otoku Mali Obručan in Borovik (Komati) sta našla K. Drobne & F. Čimer m a n (1976) planktične foraminifere v globini 0—70 m. Prisotni so rodovi Globigerina, Globigerinoides in Orbulina. Iz njunega diagrama se vidi, da planktične vrste naraščajo z globino morja. V Piranskem zalivu sta dobila F. Cimerman & K. Drobne (neobjavljeno poročilo) vrsti Globigerina sp. in Orbulina universa d'Orbigny v globini 14 m in 18,50 m. Tabela 2. Stratigrafska razširjenost planktičnih foraminifer v zahodnih Slovenskih goricah Tnble 2. Stratigraphic distribution of planktic foraminifers in Western Slovenske Gorice B i o c ona B i o z o n e Globorotalia fohsi barisanensis (Le Roy) Globorotalia mayeri Cushman & Ellisor ssp.indet. Globigerina bulloides d *Orbigny Globigerinoides trilobus (Reuss) Orbulina bilobata (d'Orbigny) Orbulina suturalis BrSnnimann Torton - Tortonian Uvigerina venusta liesingensis Uvigerina cf. pygmaea Uvigerina venusta venusta Uvigerina grilli Uvigerina macrocarin ata Biostratigralska razširjenost planktičnih vrst in podvrst se ujema s podatki znanih avtorjev, ki so raziskovali planktične foraminifere. Razširjenost planktičnih foraminifer v zahodnih Slovenskih goricah kaže tabela 2. Bentične oblike Za tortonske in sarmatske plasti zahodnih Slovenskih goric so značilni naslednji rodovi bentičnih foraminifer: Uvigerina, Elphidium, Protelphidium in Cibicides. Rod Uvigerina ter nekatere vrste rodov Elphidium in Cibicides so živeli v tortonskem morju, ki je vsebovalo dovolj soli za njihov obstoj. Rod Protelphidium in nekatere vrste rodov Elphidium in Ctbicides so tipični predstavniki brakičnega sarmatskega morja. Uvigerine imajo majhno vertikalno razširjenost in so zelo uporabne za poimenovanje biocon v tortonu. Sarmatske biocone so dobile ime po nekaterih vrstah rodov Elphidium in Protelphidium. Rod: Uvigerina d'Orbigny 1826 A. P a p p & K. Turnovsky (1953) sta razdelila uvigerine na štiri skupine. V zahodnih Slovenskih goricah sta prisotni skupini Uvigerina macrocari-nata in Uvigerina semiornata. 1. skupina Uvigerina macrocarinata Uvigerina macrocarinata Papp & Turnovsky Tabla 2, si. 7 1953 Uvigerina macrocarinata n. sp. — Papp & Turnovsky, str. 123, tab. 5, odd. B, si. 1—3. Hišica je majhna; dolžina naših primerkov je 0,40 do 0,68 mm, širina pa 0.28 do 0,45 mm. Sestoji iz sedmih kamric. Prečni prerez je okrogel. Začetne kamrice se slabo ločijo med seboj, posebno pri nekaterih primerkih. Sivi so jasni le v zadnjem delu hišice. Kamrice so okrašene s precej močnimi rebri, razen zadnje kamrice. Na naših primerkih se redko vidi vrat z ustjem. Opisana vrsta po A. Pappu & K. Turnovskem (1953) popolnoma ustreza našim primerkom. Vrsta je zelo značilna, ker ima majhno vertikalno razširjenost in se nahaja v apnenem laporju. Po njej je dobila prva tortonska biocona svoje ime. Vrsta prehaja še v najnižji del druge tortonske biocone, imenovane Uvigerina grilli. Uvigerina grilli Schmid Tabla 2, si. 8 1953 Uvigerina cf. acuminata Hosius — Papp & Turnovsky, str. 124, tab. 5, si. 4—6. 1963 Uvigerina acuminata Hosius — Papp, str. 250, tab. 4, si. 11—15. 1971 Uvigerina grilli n. sp. — Schmid, str. 46, tab. 1, si. 1, 2. Hišica je srednje velika, dolga 0,65 mm, široka 0,30 mm z okroglim prečnim prerezom. Sestoji iz šestih do sedmih kamric. Sivi so slabo vidni. Kamrice imajo značilna rebra, ki so pri začetnih kamricah podaljšana v večje bodice. Na zadnji kamrici so rebra slabo izražena ali pa manjkajo. Ustje je na srednje dolgem vratu in je na koncu nekoliko razširjeno. Pri nas je foraminifera Uvigerina grilli zelo pogosta v laporju, odtod tudi ime druge tortonske biocone. Njena značilnost je v tem, da ima majhno vertikalno razširjenost. Vrsta prehaja v spodnji del naslednje biocone, imenovane Uvigerina venusta venusta. Uvigerina venusta venusta Franzenau Tabla 2, si. 9 1953 Uvigerina venusta venusta Franzenau — Papp & Turnovsky, str. 125, tab. 5, odd. B, si. 7, 8, 13. 1963 Uvigerina venusta Franzenau — Papp, str. 250, tab. 4, si. 16—20. Hišica je precej velika in sestoji iz 11 kamric. Njena dolžina variira od 0,55 do 0,75 mm, širina pa od 0,30 do 0,40 mm. Prečni prerez je okroglast. Sivi so precej poglobljeni. Kamrice so okrašene s podolžnimi rebri po celi hišici. Ustje je terminalno na precej kratkem vratu. V Dunajski kotlini se pojavi ta vrsta šele v spodnji coni peščenih hišic ali v coni s Spiroplectammina carinata (R. Grill, 1941, 1943). A. P a p p & K. Turnovsky (1953) navajata tudi prehodno obliko k vrsti Uvigerina aculeata. Takšno obliko sem našla skupaj z Uvigerina venusta venusta Franzenau v laporju zahodnih Slovenskih goric. Na sliki (tab. 2, si. 10) so starejše kamrice okrašene s podolžnimi rebri, medtem ko so mlajše posejane z bodicami. Foraminifera Uvigerina venusta venusta Franzenau je značilna; prvič se pojavi v tretji istoimenski tortonski bioconi in seže do konca morskega razvoja tortona. Uvigerina venusta liesingensis Toula Tabla 2, sL 11 1953 Uvigerina venusta liesingensis Toula — Papp & Turnovsky, str. 126, tab. 5, odd. B, si. 11, 12. 1963 Uvigerina venusta liesingensis Toula — Papp, str. 250, tab. 4, si. 21—25. Hišica je precej velika, dolžina variira od 0,70 do 1,00 mm, Širina pa od 0,35 do 0,45 mm. Sestoji iz 10 do 15 kamric. Prečni prerez je ovalen. Sivi so močno poglobljeni. Kamrice so okrašene s podolžnimi rebri po celi hišici. Ustje se nahaja na srednje dolgem vratu in je nekoliko razširjeno. Vrsta se prvič pojavi v bioconi Uvigerina cf. pygmaea, ki ustreza zgornjemu delu cone peščenih hišic v Dunajski kotlini. Vrsta je mnogoštevilna v naslednji bioconi Uvigerina venusta liesingensis, ki je po njej imenovana. 4 — Geologija 21/H Uvigerina cf. pygmaea d'Orbigny Tabla 2, si. 12 1826 Uvigerina pygmaea d'Orbigny — d'Orbigny, str. 269, tab. 12, si. 8—9 (Catalogue of Foraminifera). 1953 Uvigerina cf. pygmaea d'Orbigny — Papp&Turnovsky, str. 127, tab. 5, odd. B, si. 9—10. Hišica je sorazmerno majhna in sestoji iz 9 do 11 kamric. Njena dolžina je 0,57 do 0,70 mm, Širina pa 0,25 do 0,30 mm. Nekateri primerki so zelo vitki. Zadnji dve kamrici sta posejani nepravilno s kratkimi bodicami, ostale pa imajo longitudinalna rebra. Ustje je terminalno, na precej dolgem vratu in malo razširjeno. Vrsta je zelo značilna zaradi majhne vertikalne razširjenosti. Nahaja se samo v četrti tortonski bioconi, ki ustreza zgornjemu delu cone peščenih hišic v Dunajski kotlini. Ta biocona je dobila ime po tej karakteristični vrsti. Uvigerina aculeata aculeata d'Orbigny Tabla 2, si. 13 1846 Uvigerina aculeata d'Orbigny — d'Orbigny, str. 191, tab. 11, si. 27, 28. 1953 Uvigerina aculeata aculeata d'Orbigny — Papp & Turnovsky, str. 127, tab. 5, odd. A, si. 12. Hišica je srednje velika, sestavljena iz 8 do 10 kamric. Dolžina variira od 0,65 do 0,75 mm, širina pa od 0,25 do 0,30 mm. Je valjasta in nepravilno posejana s kratkimi bodicami. Sivi so pri nekaterih oblikah slabo vidni, ker jih prekrivajo bodice. Na precej visokem vratu je ustje, ki se na koncu lijakasto razširi. Vrsta je značilna za biocono Uvigerina grilli, kjer je številno zastopana. Redki primerki se nahajajo tudi v bioconi Uvigerina venusta venusta. 2. skupina Uvigerina semiornata semiornata Uvigerina semiornata semiornata d'Orbigny Tabla 2, si. 14 1846 Uvigerina semiornata d'Orbigny — d'Orbigny, str. 189, tab. 11. si. 23—24. 1951 Uvigerina urnula var. semiornata d'Orbigny — Marks, str. 62. 1953 Uvigerina semiornata semiornata d'Orbigny — Papp&Turnovsky, str. 128, tab. 5, odd. C, si. 1, 3, 7. Hišica je srednje velika, dolga 0,70 do 0,95 mm in široka 0,27 do 0,43 mm. Sestoji iz 8 do 10 triserialno razvrščenih, močno konveksnih kamric, ki so ločene ena od druge z globokimi šivi. Kamrice so okrašene s številnimi finimi podolžnimi rebri, ki segajo približno do polovice zadnje kamrice. Pri nekaterih primerkih je zadnja kamrica gladka. Na precej visokem vratu je ustje, ki se na koncu lijakasto razširi. Naše oblike delno ustrezajo opisu in sliki po A. Pappu & K. Turnov-skem (1953). Razlika obstoji v velikosti; naši primerki so večji, kar kaže na ugodne ekološke pogoje. Vrsta nastopa v vseh bioconah razen biocone Uvigerina venusta Itesinpensis. Zaradi velike vertikalne razširjenosti ni značilna za biostratigrafijo. V filo-genetskem pogledu je zelo pomembna; iz nje so se razvile mnoge podvrste, ki imajo večjo vlogo v biostratigrafiji srednjetortonskih plasti. Uvigerina semiornata urnula d'Orbigny Tabla 2, si. 15 1846 Uvigerina urnula d'Orbigny — d'Orbigny, str. 189, tab. 11, si. 21, 22. 1951 Uvigerina urnula d'Orbigny — Marks, str. 62. 1953 Uvigerina semiornata urnula d'Orbigny — Papp & Turnovsky, str. 129, tab. 5, odd. C, si. 2, 6. Hišica je srednje velika, dolžina variira od 0,70 do 0,80 mm, širina pa od 0,25 do 0,30 mm. Sestoji iz 10 kamric, ki so ločene med seboj z globokimi šivi. Kamrice so okrašene s podolžnimi rebri in segajo nekako do polovice hišice. Ta podvrsta se nahaja v laporju biocone Uvigerina venusta venusta in Uvigerina cf. pygmaea. Uvigerina semiornata brunnensis Karrer 1953 Uvigerina semiornata brunnensis Karrer — Papp & Turnovsky, str. 130, tab. 5, odd. C, si. 8. Hišica je precej velika, dolga je 1,00 mm, široka pa okoli 0,30 mm. Sestoji iz 10 kamric, ki so okrašene s podolžnimi rebri razen zadnje kamrice. Na srednje dolgem vratu je ustje, ki se na koncu lijakasto razširi. Podvrsto sem našla v glinastem laporju biocone Uvigerina venusta venusta in Uvigerina cf. pygmaea. Uvigerina pygmoides Papp & Turnovsky Tabla 2, si. 16 1846 Uvigerina pygmaea d'Orbigny — d'Orbigny, str. 190, tab. 11, si. 25—26. 1951 Uvigerina venusta Franzenau — Marks, str. 62. 1953 Uvigerina pygmoides n. sp. — Papp & Turnovsky, str. 131, tab. 5, odd. C, si. 4. Hišica je dolga 0,90 do 1,00 mm in široka 0,45 mm. Sestoji iz 10 kamric, ki se končajo spodaj in zgoraj bolj koničasto. Kamrice so ornamentirane s številnimi finimi podolžnimi rebri prav do ustja. Vrat je navadno kratek in širok. V zahodnih Slovenskih goricah sem našla vrsto v laporju, ki je bolj apnen in pripada bioconi Uvigerina grilli in Uvigerina venusta venusta. Enaka razširjenost se kaže v Dunajski kotlini, kjer se nahaja v redkih primerkih še v spodnjem delu naslednje biocone Uvigerina cf. pygmaea ali v zgornjem delu cone peščenih hišic. Tabela 3. Stratigrafska razširjenost uvigerinskih vrst in podvrst v zahodnih Slovenskih goricah Table 3. Stratigraphic distribution of Uvigerina species and subspecies in Western Slovenske Gorice B i o c ona B i o z o n e Uvigerina macrocarinata Papp & Turnovsky Uvigerina grilli Schmid Uvigerina venusta venusta Franzenau Uvigerina venusta liesinaensis Toula Uvigerina cf. pygmaea d'Orbigny Uvigerina aculeata aculeata d'Orbigny Uvigerina semiornata semiornata d'Orbigny Uvigerina semiornata urnula d'Orbigny Uvigerina semiornata brunnensis Karrer Uvigerina pygmoides Papp & Turnovsky Torton - Tortonian Uvigerina venusta liesingensis Uvigerina cf. pygmaea Uvigerina venusta venusta Uvigerina grilli Uvigerina macrocarinata Vertikalno razširjenost uvigerinskih vrst kaže tabela 3. V Dunajski kotlini sta helvetske in tortonske uvigerine detajlno obdelala A. Papp & K. Turnovsky (1953). Določila sta tri nove tortonske vrste. V tabeli sta prikazala vertikalno razširjenost uvigerin in njihov stratigrafski pomen v conah in podconah. Veliko teh uvigerin sem našla tudi v zahodnih Slovenskih goricah. Primerjava je pokazala v glavnem enako razširjenost. Uvigerine so zelo značilne pri detajlnem coniranju tortonskih sedimentov. Z njihovo pomočjo sem določila 5 biocon. Raziskave so pokazale, da so ugodnejše za coniranje kot pa planktične foraminifere. Vse uvigerine kažejo na morski razvoj plasti. Najbolj pogoste so v laporju, ki je mestoma glinast, peščen ali apnen. Po Nortonovi klasifikaciji so uvigerine prisotne od cone B do D, tj. globina morja od 9 do 5510 m in pri temperaturi vode 2 do 24 °C. Rod: Elphidium de Montfort 1808 Rod Elphidium je številno zastopan v zahodnih Slovenskih goricah tako po individuih kot po vrstah. Pri obdelavi posameznih vrst sem rabila delo A. Papp a (1963), ki je sistematično obdelal rod Elphidium in ga razdelil na naslednje skupine: 1. skupina primitivnih elfidijev 2. skupina Elphidium crispum 3. skupina Elphidium ungeri 4. skupina zelo skulpturiranih elfidijev Na ozemlju zahodnih Slovenskih goric pridejo v poštev 1., 2 in 4. skupina. 1. skupina primitivnih elfidijev Elphidium obtusum (d'Orbigny) 1846 Polystomella obtusa d'Orbigny — d'Orbigny, str. 123, tab. 6, si. 5, 6. 1963 Elphidium obtusum (d'Orbigny) — Papp, str. 261, tab. 9, si. 4. Naša oblika ustreza opisu in sliki po A. d' O r b i g n y j u iz leta 1846. Prav tako se ujema z opisom in s fotografijo A. Pappovega (1963) primerka. Vrsta je zelo redka v glinastem laporju prve sarmatske biocone. Elphidium antoninum (d'Orbigny) Tabla 3, si. 1 1846 Polystomella antonina d'Orbigny — d'Orbigny, str. 128, tab. 6, si. 17 in 18. 1939 Elphidium antoninum (d'Orbigny) — Cushman, str. 43, tab. 11, si. 14. 1963 Elphidium antoninum (d'Orbigny) — Papp, str. 262, tab. 10, si. 3—5. Hišica je srednje velika, včasih malo stisnjena. Od zunaj se vidi 11 kamric. Nekateri primerki so malo izbočeni na umbilikalni strani. Sivi so jasni, malo vtisnjeni. Stene so fino perforirane. Septalni mostovi so dobro vidni. Ustje na bazi zadnje kamrice je dobro vidno. Opisana vrsta se razlikuje od d'Orbigny j eve po velikosti. Naši primerki so znatno večji, njihov premer znaša 0,35 do 0,45 mm, po d'Orbignyju pa 0,25 mm. P. Marks (1951) je opisal obliko iz Dunajske kotline ob priliki revizije mio-censkih foraminifer in navedel premer 0,35 mm. Vrsto sem našla pri Benediktu v glinastem laporju druge sarmatske biocone, ki pripada spodnjemu sarmatu, tj. volinu. Elphidium hauerinum (d'Orbigny) Tabla 3, si. 2 1846 Polystomella hauerina d'Orbigny — d'Orbigny, str. 122, tab. 6, si. 1, 2. 1939 Elphidium hauerinum (d'Orbigny) — Cushman, str. 42, tab. 11, si. 9. 1951 Elphidium hauerinum (d'Orbigny) — Marks, str. 52. 1963 Elphidium hauerinum (d'Orbigny) — Papp, str. 262, tab. 10, si. 6. Hišica je sorazmerno majhna, periferija je široko zaokrožena, umbilikalni del pa vtisnjen. Sestoji iz 9 kamric, ki so jasno izražene, malo nabrekle. Ustje sestoji iz številnih malih odprtin na bazi sprednje ustne strani. Vrsto Elphidium antoninum je očitno težko ločiti od vrste Elphidium hau-erinum. To se vidi iz nekaterih del R. G r i 11 a (1943), kjer avtor to obliko označuje kot Elphidium haneriniim-antoninum. Vrsta je zelo značilna, ker ima majhno vertikalno razširjenost. R. Grill (1941) je dal po njej ime drugi sarmatski bioconi. Pri nas je ta vrsta bolj redka in se nahaja skupaj z vrsto Elphidium antoninum v glinastopeščenem laporju pri Benediktu. 2. skupina Elphidium crispum Elphidium crispum (Linnž) Tabla 3, si. 3 1846 Polystomella crispa d'Orbigny — d'Orbigny, str. 125, tab. 6, si. 9—14. 1939 Elphidium crispum (Linne) — Cushman, str. 50, tab. 13, si. 17—21. 1951 Elphidium crispum (Linne) — Marks, str. 51. 1963 Elphidium crispum (Linne) — Papp, str. 264, tab. 7, si. 2; tab. 8, si. 1—5; tab. 9, si. 1—2. Naše oblike popolnoma ustrezajo opisom in slikam A. d'Orbignyja (1846), J. A. Cushmana (1939), P. Marks a (1951) in A. Papp a (1963). Vrsto Elphidium crispum sem našla v vseh tortonskih bioconah v maloštevilnih primerkih v glinastem, apnenem in peščenem laporju. 3. skupina Elphidium ungeri V zahodnem delu Slovenskih goric predstavniki te skupine niso zanesljivo določeni. Nekatere oblike so podobne vrsti Elphidium ungeri; ker so primerki slabo ohranjeni, niso prišli v poštev za determiniranje. 4. skupina zelo skulpturiranih elfidijev V to, zadnjo skupino je A. Papp prištel veliko elfidijskih vrst; nekatere sem našla tudi na raziskanem območju. Med temi so: Elphidium fichtelianum fichtelianum (d'Orbigny), E. flexuosum grilli Papp, E. aculeatum aculeatum (d'Orbigny), E. josephinum (d'Orbigny) in Elphidium reginum (d'Orbigny). Elphidium fichtelianum fichtelianum (d'Orbigny) Tabla 3, sL 4 1846 Polystomella fichtelliana d'Orbigny — d'Orbigny, str. 125, tab. 6, si. 7, 8. 1939 Elphidium fichtellianum (d'Orbigny) — Cushman, str. 42, tab. 11, si. 12. 1951 Elphidium fichtelianum (d'Orbigny) — Marks, str. 52, tab. 6, si. 12. 1963 Elphidium fichtelianum fichtelianum (d'Orbigny) — Papp, str. 268, tab. 11, si. 1, 2. Vrsta Elphidium fichtelianum fichtelianum iz zahodnih Slovenskih goric ustreza opisom in slikam starejših avtorjev, ki so raziskovali Dunajsko kotlino. Vrsta ni značilna. Javlja se redko v laporju spodnjetortonskih in srednjetor-tonskih biocon. i Elphidium sp. Tabla 3, si. 5 Naša oblika Elphidium sp. je precej podobna vrsti Elphidium flexuosum grilli Papp. Razlikuje se od te oblike po neizrazitem gredlju in po popku, zato sem jo označila samo kot Elphidium sp. Pri nas ta oblika ni značilna, ker nastopa v vseh sarmatskih bioconah. V Dunajski kotlini se nahaja že v zgornjem tortonu, tj. v bioconi Ammonia beccarii, ki je razvita brakično. Elphidium aculeatum aculeatum (d'Orbigny) 1846 Polystomella aculeata d'Orbigny — d'Orbigny, str. 131, tab. 6, si. 27 in 28. 1939 Elphidium aculeatum (d'Orbigny) — Cushman, str. 44, tab. 11, si. 16. 1951 Elphidium aculeatum (d'Orbigny) — Marks, str. 50, tab. 6, si. 11 a, b. 1963 Elphidium aculeatum aculeatum (d'Orbigny) — Papp, str. 274, tab. 11, si. 7. Podvrsto Elphidium aculeatum aculeatum (d'Orbigny) sem našla pri Malni v prvi sarmatski bioconi, pri Polici pa v tretji. Naši primerki se dobro ujemajo s primerki iz Dunajske kotline. Podvrsta je značilna zato, ker se nahaja samo v sarmatu. Elphidium josephinum (d'Orbigny) 1846 Polystomella josephina d'Orbigny — d'Orbigny, str. 130, tab. 6, si. 25, 26. 1939 Elphidium josephinum (d'Orbigny) — Cushman, str. 43, tab. 11, si. 15. 1963 Elphidium josephinum (d'Orbigny) — Papp, str. 274, tab. 11, si. 6. Foraminifera Elphidium josephinum je precej podobna podvrsti Elphidium aculeatum aculeatum (d'Orbigny), vendar ima močnejša rebra in je večja. Pri obeh se rebra podaljšajo v bodice. Foraminifero Elphidium josephinum (d'Orbigny) sem našla v laporju na Benedičkem vrhu in v Bačkovi. Lapor pripada drugi sarmatski bioconi. Elphidium reginum (d'Orbigny) Tabla 3, si. 6 1846 Polystomella regina d'Orbigny — d'Orbigny, str. 129, tab. 6, si. 23, 24. 1951 Elphidium reginum (d'Orbigny) — Marks, str. 53. 1963 Elphidium reginum (d'Orbigny) — Papp, str. 275, tab. 11, si. 8. Hišica je precej velika, nekoliko stisnjena in sestoji iz 11 do 20 kamric. Za to vrsto so značilne dolge bodice. Nekateri primerki jih imajo 3, nekateri 5. Stene so gladke in fino perforirane. Šivi so jasno izraženi in zaviti. Na primerkih se dobro vidijo septalni mostovi. Ustje sestoji iz številnih majhnih odprtin, ki se nahajajo v bazi na sprednji ustni strani. Premer 0,30 do 1,25 mm, debelina 0,15 do 0,40 mm. Vrsto so opisali A. d'Orbigny (1846), P. Marks (1951) in A. Papp (1963). Naši primerki se ujemajo z njihovimi opisi. Vrsta ima majhno vertikalno razširjenost. Prav zato je R. Grill (1941) po njej poimenoval prvo sarmatsko biocono. V zahodnih Slovenskih goricah je foraminifera Elphidium reginum redka, razen pri Zenjaku, kjer zamenja foraminifero Cibicides badenensis. Nahaja se v laporju prve sarmatske biocone, v višje ležečem laporju vrste nisem našla. Rod: Protelphidium Haynes 1956 Protelphidium subgranosum (Egger) Tabla 3, si. 7 1846 Nonionina granosa d'Orbigny — d'Orbigny, str. 110, tab. 5, si. 19, 20. 1857 Nonionina subgranosa Egger — Egger, str. 299, tab. 14, si. 16—18 (Catalogue of Foraminifera). 1958 Porosononion subgranosum (Egger) — Putrya, str. 135 (Catalogue of Foraminifera). 1974 Protelphidium ex gr. granosum (d'Orbigny, 1826) — Brestenska, str. 263, tab. 8, si. 4. Hišica je planspiralna in skoraj involutna. Periferija je nekoliko sploščena in zaokrožena. Na zunaj sestoji iz 8 do 11 kamric. Stene so gladke, perforirane in zrnate strukture. Sivi so jasni, malo vtisnjeni in nekoliko ukrivljeni. Umbili-kalni del je zapolnjen s sekundarnim materialom. Ustje je interiomarginalno in ekvatorialno. Premer: 0,30 do 0,55 mm, debelina 0,10 do 0,20 mm. Foraminifero Protelphidium subgranosum je treba detajlno preučiti, ker ne vemo, ali gre za vrsto Nonionina granosa, opisano po A. d'Orbignyju, ali pa za vrsto Nonionina subgranosa, opisano po J. G. Egger u (1857). Po slikah sklepam, da gre tu za dve vrsti, oziroma podvrsti. Za sedaj sem zadržala ime ProteZphidium subgranosum (Egger). Pri nas je ta oblika zelo značilna, ker se pojavi prvič v tretji sarmatski bioconi, ki pripada besarabu. Do enakih rezultatov so prišli tudi nekateri drugi raziskovalci v centralni Paratetidi. R. Grill (1941) je dal po foraminiferi Nonion granosum ime tretji sarmatski bioconi. Vrsta Protelphidium subgranosum (Egger) je številna v glinastem laporju besarabskih usedlin v zahodnih Slovenskih goricah. Protelphidium tuberculatum (d'Orbigny) 1846 Nonionina tuberculata d'Orbigny — d'Orbigny, str. 108, tab. 5, si. 13—14. 1964 Protelphidium tuberculatum (d'Orbigny) — Loeblich & Tappan, str. C 640, tab. 512, si. 2—4. Hišica je planspiralna in involutna. Na zunaj sestoji iz 10 kamric. Stene so fino perforirane. Sivi so jasni, malo vtisnjeni in nekoliko ukrivljeni. Umbili-kalni del je zapolnjen s sekundarnim materialom. Ustje je majhno, interiomarginalno. Premer: 0,45 do 0,50 mm, debelina 0,23 do 0,25 mm. Vrsto Protelphidium tuberculatum sem našla v glinastem laporju. Ta vrsta se javlja v več primerkih že v zgornjem delu druge biocone, medtem ko je v tretji sarmatski bioconi stalen spremljevalec foraminifere Protelphidium sub-granosum (Egger). Tabela 4. Stratigrafska razširjenost elfidijev in protelfidijev v zahodnih Slovenskih goricah Table 4. Stratigraphic distribution of Elphidium and Protelphidium taxa in Western Slovenske Gorice B i o c ona B i o z o n e Cd a 3 C ca m SO O G U-i C -r-t •PH £ J: a a cd Cd (d o i—* 3 O e H E e 3 oi <-> »H fl) X) 1$ o JS p. f-H Cd & .2* A U O E 3 C S a 0) M O S 3 4 Cd C u> • iM U 3 •o •H ji a Protelphidium subgranosum Elphidium hauerinum Elphidium reginum ali Cibicides badenensis Uvigerina venusta lies ing ens i s Uvigerina cf. pygmaea Uvigerina venusta venusta Uvigerina grilli Uvigerina macrocarinata Vertikalno razširjenost rodov Elphidium in Protelphidium kaže tabela 4. iz tabele je vidno, da je največji del elfidijev zastopan v brakičnih sarmatskih sedimentih. V morskih tortonskih plasteh sem našla samo Elphidium crispum (Linne) in Elphidium fichtelianvm fichtelianum (d'Orbigny). Elfidiji in protelfidiji so po R. D. Nortonu (cit. po Pokorny, 1958, 125) prebivalci cone A, tj. litorala do globine 9 m pri temperaturi vode 21 do 31« C. Novejše raziskave recentnih foraminifer v Jadranskem morju so pokazale, da živijo vrste Elphidium crispum (Linne) in Elphidium aculeatum (d'Orbigny) še danes v globini 1 m do 40 m. Pri ustju Dragonje so elfidiji najbolj pogosti v globini enega do dveh metrov, kjer je zaradi pritoka sladke vode okolje bra-kično (F. Cimerman & K. Drobne, 1977). Rod: Cibicides Montfort 1808 Nekatere vrste roda Cibicides so značilne za biostratigrafijo zgoraj etorton-skih in spodnjesarmatskih usedlin. Najbolj pomemben je Cibicides badenensis (d'Orbigny), ki je številen v prvi sarmatski bioconi. V tortonskih plasteh se nahaja pogosto Cibicides lobatulus (Walker & Jacob). Cibicides badenensis (d'Orbigny) Tabla 3. si. 8 1846 Anomalina badenensis d'Orbignv — d'Orbigny, str 171 tab 10 si. 1—3. " ' 1967 Anomalinoides dividens Luczkowska — Luczkowska str 238 text si. 6—7. ' 1968 Cibicides badenensis (d'Orbigny) — Sikič, str. 122. 1974 Anomalinoides badenensis (d'Orbigny) — Brestenska, str 267 tab 9, si. 1—6. Hišica je trohospiralna, evolutna. Sestoji iz sedmih ali več kamric. Stene so fino perforirane. Sivi so jasni in nekoliko vtisnjeni. Ustje je interiomarginalno, obdano z majhno ustnico. Premer: 0,50 do 0,70 mm, debelina 0,20 do 0,35 mm. V literaturi je vrsta opisana pod različnimi imeni. Roda Cibicides in Anomalinoides sta si zelo podobna; zato ju je težko ločiti. Poleg tega so naši primerki slabo ohranjeni ali pa zapolnjeni z materialom, ki ga je težko odstraniti. Na sestanku delovne skupine za Paratetido v Smolenicah leta 1973 sta dobili E. Luczkowska in L. S. Pishvanova nalogo da revidirata vrsto Cibicides badenensis, oziroma Anomalinoides badenensis ali Anomalinoides dividens. V svojem delu uporabljam ime Cibicides badenensis (d'Orbigny), ki se najbolj pogosto uporablja. Foraminifero sem našla v vzorcih glinastega in peščenega laporja pri Malni, Ledineku in Zerjavcih. 3. ostrakodi Pomembne ostrakodne vrste se pojavijo šele v sarmatskih usedlinah. V zahodnih Slovenskih goricah prideta v poštev Cytheridea hungarica Zalanyi in Haplocytheridea dacica dacica (Hejjas). Našla sem še nekaj drugih oblik, ki pa nimajo večjega biostratigrafskega pomena. Rod: Cytheridea Bosquet 1852 Cytheridea hungarica Zal&nyi Tabla 3, si. 9 1943 Cytheridea aff. muelleri Munster — Grill, str. 39, tab. 6, si. 4. 1960 Cytheridea hungarica Zalžnyi — Kollmann, str. 150, 151, tab. 1, si. 1 a—c, tab. 6, si. 17, 18, tab. 8, si. 1—9. 1974 Cytheridea hungarica Zalanyi — Cernajšek, str. 470, tab. 2, si. 1, 2. Vrsta je opisana pod več imeni. Naši primerki ustrezajo opisu in slikam po K. Kollmannu (1960 a). Vrsto sem našla v prvi sarmatski bioconi, imenovani Cibicides badenensis ali Elphidium reginum. Zaradi majhne vertikalne razširjenosti je zelo značilna. Nahaja se v glinastem in peščenem laporju pri Dražen vrhu, Malni, Zitencah in v apnenoglinastem laporju pri Sp. Porčiču in južno od Ženjaka. Tu se javlja skupaj s foraminifero Elphidium reginum (d'Orbigny), najbolj pogosto pa spremlja foraminifero Cibicides badenensis (d'Orbigny). Rod: Haplocytheridea Stephenson 1936 Haplocytheridea dacica dacica (Hčjjas) Tabla 3, si. 10 1960 Haplocytheridea dacica dacica (Hčjjas) — Kollmann, str. 140, tab. 2, si. 3 a—c, tab. 9, si. 7—17. 1974 Haplocytheridea dacica dacica (Hejjas) — Cernajšek, str. 472, 473. Vrsta je bila opisana pod različnimi imeni. Opis in slika ustrezata našim primerkom. Haplocytheridea dacica dacica (Hejjas) se pojavi v drugi sarmatski bioconi in se nadaljuje v tretjo. Vrsto sem našla v peščenem in glinastem laporju. Ta vrsta se javlja v neogenskih usedlinah Avstrije že v zgoraj ehelvet-skih, spodnjetortonskih, spodnjesarmatskih usedlinah in v spodnjem delu sre-dnjesarmatskega profila skupaj s foraminifero Protelphidium subgranosum (Egger). Zanimivo je, da nastopa v avstrijskem delu Štajerske kotline jugozahodno od Gnasa v usedlinah enake starosti kot pri nas. Na podlagi te vrste so dokazane spodnjesarmatske in srednjesarmatske plasti. O. Spajič (1972, neobjavljeno delo, 1973) je po makrofavni določila enako starost plasti. 4. spremljevalna favna Na raziskanem območju je spremljevalna foraminiferna favna zelo bogata z vrstami. Vendar vzorci navadno ne vsebujejo značilnih vrst, zato je treba upoštevati celotno združbo, ki ima prav tako velik biostratigrafski pomen. Od spremljevalne favne se pogosto nahajajo v vzorcih pomembne oblike, npr. La-genidae. Po njih je dal R. Grill (1941) ime spodnji in zgornji lagenidni coni. Po novejši sistematiki (Loeblich & Tappan, 1964) ne obstaja več družina Lagenidae. Večina teh oblik pripada sedaj družinam Nodosariidae in Eouvi-gerinidae. Nekateri rodovi, oziroma vrste so primerne za definiranje tortonskih con (R. Grill, 1941). Biostratigrafski pomen imajo tudi foraminifere s peščeno hišico. V Dunajski kotlini so tako Številne, da je dobila srednjetortonska biocona po njih svoje ime. V enako starih plasteh srednjega tortona sem našla v zahodnih Slovenskih goricah naslednje foraminiferne vrste s peščeno hišico: Bathysiphon filiformis Sars, Bathysiphon taurinensis Sacco, Ammodiscus incertus (d'Orbigny), Haplo-phragmoides sp., Spiroplectammina carinata (d'Orbigny), Textularia sp., Bige-nerina sp., Martinottiella communis (d'Orbigny) in Pavonitina styriaca Schubert (tabla 3, si. 11 do 15). Od naštetih vrst se nekatere pojavijo prvič v določenih bioconah, npr. Ammodiscus incertus (d'Orbigny), Haplophragmoides sp., Bigenerina sp. in Pavonitina styriaca Schubert. Posebno zadnja je ozko vezana na biocono Uvigerina cf. pygmaea in Uvigerina venusta Hestnpensis. Foraminifere iz družin Nodosariidae in Eouvigerinidae so številno zastopane z rodovi in vrstami v laporasto-glinastem faciesu spodnjega tortona ali v bioconi Uvigerina macrocarinata in Uvigerina grilli. Na raziskanem območju sem našla v peščenem laporju številno foramini-ferno združbo: Nodosaria bacillum Defranee, Nodosaria longiscata d'Orbigny. Frondicularia pancicana Pavlovič, Lenticulina ariminensis (d'Orbigny), Lenti-culina calcar (Linn£), Lenticulina cassis (Fichtel & Moli), Lenticulina cultrata (Montfort), Lenticulina echinata (d'Orbigny), Lenticulina orbicularis (d'Orbigny), Marginulina hirsuta d'Orbigny, Marginulinopsis pedum (d'Orbigny), Pla-nularia sp., Vaginulina cf. badenensis d'Orbigny, Lingulina costata d'Orbigny. V glavnem nastopajo te oblike v spodnjetortonskih plasteh, medtem ko so v srednjem tortonu redke. Plasti z bogato foraminiferno favno so zelo tipične in se lahko ločijo od mlajših tortonskih biocon (tabla 3, si. 16 in tabla 4, si. 1 do 8). Od drugih foraminifer so pogostne Articulina sarmatica Karrer, Sphaeroidi-na bulloides d'Orbigny, Bolivina dilatata Reuss, Siphonodosaria adolphina (d'Orbigny), S. elegans (d'Orbigny), S. pauperata (d'Orbigny), S. verneuilii (d'Orbigny), Bulimina elongata d'Orbigny, Bulimina pupoides d'Orbigny, Val-vulineria complanata (d'Orbigny), Asterigerina planorbis d'Orbigny, Ammonia beccarii (Linnč), Amphistegina hauerina d'Orbigny, Planulina wuellerstorfi (Schwager), Stainforthia schreibersiana (Czjzek), Chillostomella sp., AUomor-phina trigona Reuss, Pullenia bulloides d'Orbigny, Anomalina sp., Caucasina lalova Venglinskij, Afelonis soldanii (d'Orbigny) in Hoeglundina elegans (d'Orbigny) (tabla 4, si. 9 do 16). Med pomembnimi vrstami so Articulina sarmatica Karrer, Bolivina dilatata Reuss, Ammonia beccarii (Linne), Planulina wuellerstorfi (Schwager), Anoma-lina sp., Caucasina lalova Venglinskij in Hoeglundina elegans (d'Orbigny). Prva, Articulina sarmatica Karrer se pojavi v drugi sarmatski bioconi in kaže na brakični razvoj volinskih plasti. Druga je zelo pogosta v zgornjem tortonu in spremlja pomembno foraminifero Uvigerina venusta liesingensis Toula. Po njej sklepam na morsko sedimentacijo. Tretja, Ammonia beccarii (Linne) je znana iz tortonskih in sarmatskih usedlin. V tortonu nastopa posamično, posebno Številna in majhne rasti je v sarmatu, kar kaže na zmanjšano slanost, oziroma na brakično vodo. Planulina wuellerstorfi (Schwager) in Anomalina sp. sta prisotni v starejših tortonskih plasteh, posebno Planulina, ki nastopa skupaj z vrsto Uvigerina macrocarinata Papp & Turnovsky. Obe sta tipični predstavnici morskega okolja. Foraminiferi Caucasina lalova Venglinskij in Hoeglundina elegans (d'Orbigny) sem našla v srednje in zgornjetortonskih plasteh. Sklep Po pomembnosti mikrofavne za stratigrafsko horizontiranje sem razdelila mikrofavno na štiri skupine: velike foraminifere, 2. male foraminifere (plank-tiČne in bentične), 3. ostrakoda in 4. spremljevalna favna. Od velikih foraminifer sem določila rod Heterostegina, ki je zastopan z vrstami in podvrstami Heterostegina costata costata d'Orbigny, H. ex gr. costata d' Orbigny in H. granulatatesta granulatatesta Papp & Kupper. Našla sem še eno obliko, ki sem jo označila kot Heterostegina sp.; očitno gre za novo vrsto. Male foraminifere so zelo značilne za biostratigrafijo tortonskih in sarmat-skih usedlin v zahodnem delu Slovenskih goric. S pomočjo planktičnih foraminifer sem razmejila tortonske plasti od helvetskih. Za nadrobnejšo razčlenitev ne pridejo v poštev, ker so maloštevilne in brez značilnih oblik. Od planktičnih foraminifer sem določila rodove Globorotalia, Globigerina, Globigerino-ides in Orbulina, razširjene v bioconah Uvigerina macrocarinata, Uvigerina grilli, Uvigerina venusta venusta, Uvigerina cf. pygmaea in Uvigerina venusta liesingensis. Bentične foraminifere so prisotne s številnimi rodovi v tortonskih in sarmatskih usedlinah. Najbolj značilni so rodovi Uvigerina, Elphidium, Protelphidium in Cibicides. Za biostratigrafijo je posebno značilen rod Protelphidium z vrstama Protelphidium subgranosum (Egger) in P. tuberculatum (d'Orbigny). Rod Elphidium je zastopan v vseh tortonskih in sarmatskih bioconah, rod Protelphidium pa samo v zgornjem delu sarmatske biocone Elphidium hauerinum in biocone Protelphidium subgranosum. Rod Cibicides je zastopan z zelo značilno vrsto Cibicides badenensis (d'Orbigny). Po njej je dobila svoje ime prva sarmatska biocona. Za biostratigrafijo sarmatskih plasti so pomembni tudi ostrakodi. V poštev prideta dve vrsti, in sicer Cytheridea hungarica ZaUnyi in Haplocytheridea da-cica dacica (Hčjjas). Foraminiferna favna je na raziskanem območju zelo bogata z vrstami. Določila sem 78 vrst. Prvič so v Sloveniji najdene Frondicularia pancicana Pavlovič, Caucasina Jalova Venglinskij in verjetno nova oblika Heterostegina sp. Na podlagi uvigerinskih vrst in podvrst sem razdelila tortonske plasti na pet biocon: 5. Uvigerina venusta liesingensis 4. Uvigerina cf. pygmaea 3. Uvigerina venusta venusta 2. Uvigerina grilli 1. Uvigerina macrocarinata Sarmat sem horizontirala na tri biocone: 3. Protelphidium subgranosum 2. Elphidium hauerinum 1. Cibicides badenensis ali Elphidium reginum Značilne so tudi foraminifere iz družine Nodosariidae in Eouvigerinidae. Pomembne so Se foraminifere s peščenimi hišicami, zlasti Pavonitina styriaca Schubert. Pri horizontaciji so bile uporabne tudi naslednje oblike: Articulina sarmatica Karrer, Bolivina dilatata Reuss, Ammonia beccarii (Linnč), Planulina umellerstorfi (Schwager), Anomalina sp., Caucasina lalova Venglinskij in Hoe-glundina elegans (d'Orbigny). Literatura Alfirevič, S. 1976, Contribution & la connaissance de la distribution des fora-miniferes dans les sediments du large de l'Adriatique. XXVe Congršs-Assemble plentere de la C. I. E. S. M., Split. Blow, W. H. 1956, Origine and evolution of the foraminiferal genus Orbulina d'Orbigny. Micropaleontology 2/1, 57—70, New York. Brestenska, E. (1974), Die Foraminiferen des Sarmatien s. str. Sarmatien. Slowakische Akad. Wiss., 4, 243—293, Bratislava. Cernajsek, T. 1974, Die Ostracodenfaunen der Sarmatischen Schichten in Osterreich. Sarmatien. Slowakische Akad. Wiss., 4, 458—491, Bratislava. Cushman, J. A. 1939, A Monograph of the foraminiferal Family Nonionidae. Professional Paper 191. U. S. Geol. Surv., 1—100, Washington. Drobne, K. & Cimerman, F. 1976, Thanatocenose des foraminiferes de la falaise exterieure des lies de Mali Obručan et de Borovik (Kornates, Dalmatie centrale) XXVe Congres-Assemblee plentere de la C. I. E. S. M., Split. Ellis, B. F. & Messina, A. E. 1940—1977, 1—30, supplements Catalogue of Foraminifera. American Museum of Natural History, New York. Grill, R. 1941, Stratigraphische Untersuchungen mit Hilfe von Mikrofaunen im Wiener Becken und den benachbarten Molasse-Anteilen. 01 und Kohle, 37, 595—602, Berlin. Grill, R. 1943, Uber mikropalaontologische Gliederungsmoglichkeiten im Miozan des Wiener Beckens. Mitt. R. A. Bodenforschung. Zweigst., Wien, 6, 33—44, Wien. Jaeger, R. 1914, Foraminiferen aus den MiozSnablagerungen der Windischen Buheln in Steiermark. Verh. Geol. R. A., 5, 123—141, Wien. K o 11 m a n n, K. 1960, Cytherideinae und Schulerideinae n. subfam. (Ostracoda) aus dem Neogen des ostlichen Osterreich. Mitt. Geol. Ges., 51, 89—195, Wien. Loeblich, A. R., Jr. & Tappan, H. 1964, Protista 2; Sarcodina; chiefly »Thecamoebians« and Foraminiferida. — In: Moore, R. C. (Ed.): Treatise on Invertebrate Paleontology, C, XXXI + 900, 653. si. Geol. Soc. Am. and Univ. Kansas Press. Luczkowska, E. 1967, Some new species of Foraminifera from the Miocene of Poland. Rocz. Tow. Geol., 37, 233—241, Krakov. Marks, P. 1951, A Revision of the Smaller Foraminifera from the Miocene of the Vienna Basin. Contr. Cushman Fdn., 212, 33—73, Washington. Meznerics, I. 1936, Die Schlierbildungen des Mittelsteierischen Beckens. Mitt. Naturw. Ver. Stmk., 73, 118—140. Graz. d'Orbigny, A. 1846, Foraminiteres fossiles du Bassin tertiaire de Vienne (Autriche). Gide & Comp., 1—303, Paris. Papp, A. 3963, Die biostratigraphische Gliederung des Neogens im Wiener Becken. Mitt. Geol. Ges., 56/1, 225—317, Wien. Papp, A. & Kupper, K. 1954, The Genus Heterostegina in the Upper Tertiary of Europe. Contr. Cushman Fdn. Foram. Res., 5/3, 108—127, Bridgewater, Massa- LilllSCvvS« Papp, A. & Turnovsky, K. 1953, Die Entwicklung der Uvigerinen im Vindobon (Helvet und Torton) des Wiener Beckens. Jb. Geol. R. A., 96/1 117—142 Wien. ' ' Pavlovsky, M. 1959, O heterosteginama i njihovim nalazištima u Hrvatskoj. Geol. vjesn., 12, 23—36, Zagreb. Pokorny, V. 1958, Grundzuge der zoologischen Mikropal&ontologie Veb Deutsch. Veri. Wiss. 1, 1—580, Berlin. Postuma, J. A. 1971, Manual of planctonic Foraminifera. Elsevier publishing company, 1—420, Amsterdam. Rijavec, L. 1970, Stratigrafija terciarnih plasti severno od Maribora. VII Kongres geologa Jugoslavije, 275—286, Zagreb. Rijavec, L. 1976, Biostratigrafija miocena v Slovenskih goricah. Geologija, 19, 53—82, Ljubljana. Rolle, F. 1855, Uber einige neue Vorkommen von Foraminiferen, Bryozoen und Ostrakoden in den tertiaren Ablagerungen Steiermarks. Jb. Geol. R. A., 6, 351—354, Wien. S c h m i d , M. 1971, Eine neue Uvigerina aus der oberen Lagenidenzone (Badenien) des Wiener Beckens (Foraminifera, Uvigerinidae). Verh. Geol. B. A., 1, 43—46, Wien. Spajič, O. & Rijavec, L. 1973, Stratigrafija gornjeg miocena severoistočno od Maribora. Geol. anali Balk, pol., 38, 183—189, Beograd. S i k i č , L. 1968, Stratigrafija miocena sjeveroistočnog dijela Medvednice na osnovu fauna foraminifera. Geol. vjesn., 21, 213—228, Zagreb. Walton, R. W. 1964, Recent Foraminiferal Ecology and Paleoecology. In: Im-brie, J. & Newel, D. N. (Ed.): Approaches to Paleoecology, John Wiley & Sons, Inc., 151—237, New York, London, Sydney. Tabla 1 — Plate 1 Heterostegina sp. Heterostegina costata costata d'Orbigny Tabla 2 — Plate 2 1 Globorotalia fohsi barisanensis (Le Roy) 150 X 2 Globorotalia mayeri Cushman & EUisor ssp. 80 x 3 Globigerina bulloides d'Orbigny 68 X 4 Globigerinoides trilobus (Reuss) 60 X 5 Orbulina bilobata d'Orbigny 55 X fi Orbulina suturalis Bronnimann 52 X 7 Uvigerina macrocarinata Papp & Turnovsky 46 X 8 Uvigerina grilli Schmid 60 X 9 Uvigerina venusta venusta Franzenau 57 X 10 Uvigerina venusta Franzenau 56 X prehodna oblika k Uvigerina aculeata d'Orbigny 11 Uvigerina venusta liesingensis Toula 32 X 12 Uvigerina cf. pygmaea d'Orbigny 65 X 13 Uvigerina aculeata aculeata d'Orbigny 54 X 14 Uvigerina semiomata semiornata d'Orbigny 54 X 15 Uvigerina semiornata urnula d'Orbigny 52 X 16 Uvigerina pygmoides Papp & Turnovsky 40 X Tabla 3 — Plate 3 1 Elphidium antoninum (d'Orbigny) 63 X 2 Elphidium hauerinum (d'Orbigny) 100 X 3 Elphidium crispum (Linnč) 24 X 4 Elphidium fichtelianum fichtelianum (d'Orbigny) 40 X 5 Elphidium sp. 58 X 6 Elphidium reginum (d'Orbigny) 25 X 7 Protelphidium subgranosum (Egger) 8 Cibicides badenensis (d'Orbigny) 55 X 9 Cytheridea hungarica Zalšnyi 30 X 10 Haplocytheridea dacica dacica (Hčjjas) 50 X 11 Bathysiphon filiformis Sars 13 X 12 Ammodiscus incertus (d'Orbigny) 15 X 13 Spiroplectammina carinata (d'Orbigny) 28 X 14 Martinottiella communis (d'Orbigny) 30 X 15 Pavonitina styriaca Schubert 21 X 16 Nodosaria bacillum Defrance 12 X Tabla 4 — Plate 1 Nodosaria longiscata d'Orbigny 16 X 2 Frondicularia pancicana Pavlovič 11 X 3 Lenticulina ariminensis (d'Orbigny) 20 X 4 Lenticulina cf. cultrata (Montfort) 20 x 5 Lenticulina echinata (d'Orbigny) 20 X 6 Planularia sp. 7 Vaginulina cf. badenensis d'Orbigny 9 X 8 Lingulina covtata 18 X 9 Articulina sarmatica Karrer 37 X 10 Bolivina dilatata Reuss 53 X 11 Siphonodosaria elegans (d'Orbigny) 23 X 12 Bulimina elongata d'Orbigny 58 X 13 Planulina wuellerstorfi (Schwager) 21 X 14 Pullenia bulloides (d'Orbigny) 70 X 15 Anomalina sp. 23 X 16 Melonis soldanii (d'Orbigny) 64 X UDK 551.761/763(497.12)=863 Stratigrafija Bohinjske doline The stratigraphic sequence of the Bohinj Valley Tomaž Budkovič Geološki zavod, 61000 Ljubljana, Parmova 33 Kratka vsebina Stratigrafsko zaporedje Bohinjske doline med Bohinjsko Bistrico in Bohinjskim jezerom je bilo na novo razčlenjeno. Doslej je bil dokaj dobro definiran spodnji del profila, ki obsega zgornjetriadne in spodnje-jurske plasti, ter zgornji, oligocenski del usedlin. Vmesni del pa so doslej uvrščali na mejo lias-dogger. Po vrsti Clypeina jurassica je bil sedaj del teh skladov uvrščen v zgornjo juro, del pa v kredo na podlagi foramini-ferne združbe in litološke sestave. Abstract The Upper Triassic and Lower Jurassic beds of the Bohinj Valley have already been well defined. Likewise the uppermost part of the geologic section has been properly assigned to Oligocene. Unsolved remained, however, the question of the stratigraphic position of the intermediate deposits. Unfortunately they have been considered to be of transitional Liassic-Doggerian character. Now the writer succeeded in finding a sufficient fossil evidence of their age. Clypeina jurassica from their lower part points to the Upper Jurassic series, whereas a foramini-feral assemblage found in their upper part is characteristic of the Lower Cretaceous rock unit. Uvod Raziskovano ozemlje se nahaja v osrednjem delu Bohinja. Obsega grebena Rudnice in Savnice, zgornjo Bohinjsko dolino ter južni rob Pokljuške planote od vrha Studor do vasi Jereka. Izhodišče za raziskave mi je bilo delo F. Hartla (1920), ki je zbral podatke starejših avtorjev in jih dopolnil po svojih opazovanjih. Na podlagi številne makrofavne je razlikoval zgornjetriadne in spodnjejurske sedimente. Problematična je ostala uvrstitev skladovnice laporja, peščenjaka, konglomerata in apnenca z rožencem, ki jo je postavil na mejo lias-dogger. To zaporedje sem zaradi njegove nejasne uvrstitve posebej preučil. Pri kartiranju sem skušal sestaviti čim bolj popolno zaporedje litostratigrafskih enot, kar pa je bilo težko zaradi tektonike in poraščenosti ozemlja (si. 1 in 2). Triada Zgornja triada. Vrhova Rudnice in Studorja ter spodnji del Šavnice sestoje iz zgornjetriadnega apnenca z roženci ter iz plastovitega in grebenskega apnenca. Enake plasti se raztezajo na južnem robu pokljuške planote približno na črti planin Poljana—Konjska dolina—Zajamniki. Spodnji del zgornjetriadnih usedlin tvori plastoviti sivi apnenec z rožencem, V njem sem našel ostanke dazikladacej in foraminifero Involutina gaschei (Koehn-Zaninetti & Bronnimann), ki dokazuje zgornjetriadno starost. Na njem sledi najprej približno 10 m debela plast rdečega masivnega mi-kritnega apnenca brez fosilov in nato plastoviti dachsteinski biopelsparitni apnenec, ki ponekod lateralno prehaja v grebenski biolititni apnenec. V tem apnencu je v bitenjskem kamnolomu F. H a r t e 1 določil noriško amonitno in brahiopodno favno. Od mikrofavne pa sem sedaj v plastovitem apnencu našel foraminiferi Nodosaria sp. in Involutina sp. ter kodiaceje. Prehod biomikrita prek biopelsparita v biolitit v zaporedju zgornjetriadnega apnenca kaže na dviganje sedimentacijskega bazena, oziroma na zmanjšanje globine morja. Jura Spodnji in srednji lias. V porečju Ribnice, ki se zajeda v pokljuško planoto, je lepo viden postopen prehod zgornjetriadnega plastovitega apnenca v spod-njejurski plastoviti apnenec. Podrobno prehoda nisem preučeval, ampak sem privzel dva metra debelo plast laporja kot približno ločnico med sistemoma. Jurski sistem se prične z apnencem hierlaškega faciesa, ki nastopa v plasteh, debelih več kot dva metra. Apnenec je ponekod rumenkast ali sivkast in se dobro lomi; včasih so ga rabili za gradbeni kamen. Sestoji iz drobcev organo-genega materiala — iglic iglokožcev, brahiopodnih in školjčnih lupin ter polžjih in amonitnih hišic. Na območju Korit vsebuje spodnji del te skladovnice tudi vložke sivega in črnega biomikrita s hišicami juvenilnih amonitov. V višjih delih biosparit lateralno prehaja v oosparit. V oobiosparitu na območju Savnice sem našel foraminifero Involutina lias-sica Jones, ki dokazuje spodnjejursko starost spodnjega dela tega apnenca. V zgornjem delu hierlaškega apnenca je F. H a r t e 1 določil brahiopodno, amonitno, školjčno in ribjo favno srednjega liasa. Zato uvrščamo apnenec hierlaškega faciesa v spodnji in srednji lias. Hierlaški apnenec je nastajal v plitvem Šelfnem morju, kjer skoraj ni bilo dotoka terigenega materiala. Po obilici organskega materiala in po oolitih sodeč je morala biti klima v tem obdobju topla. Dogger in malm. Na hierlaškem apnencu leži erozijsko diskordantno ponekod bazalni konglomerat, v dolini rečice Ribnice so v apneni osnovi bloki roženca veliki do pet metrov. Na bazalnih plasteh leži 20 m rdečega laporastega apnenca, ki je laminiran. Nato se v debelini 75 m menjavajo konglomerat, peščenjak, lapor in apnenec. Drobnozrnati peščenjak je laminiran. V apnencu in peščenja- Sl. 1. Geološka karta osrednjega Bohinja Fig. 1. Geologic map of the Middle Bohinj Valley O D [ZD Aluvij, pobočni gruič Alluvium, talus slope Morene Moraine Oligccenski lapor in peščenjak Oligocene marl and sandstone Kredni flišni peščenjak in lapor Cretaceous flysch sandstone and marl E' / /i Zgornjejurski konglomerat, peščenjak, lapor in apnenec z roženci ^ * /1 Upper Jurassic conglomerate, sandstone, marl, and limestone including chert Spodnjejurski hierlaiki apnenec Lower Jurassic' Hierlatz limestone Zgornjetriadni plastoviti in grebenski apnenec Upper Triassic bedded and reef limestone Erozijska diskordanca Erosional unconformity Prelom Fault Nariv Overthrust ku se začno pojavljati pole roženca. Zbruski laporja in apnenca vsebujejo veliko radiolarijskih hišic, ponekod nakopičenih v radiolarit, ki prehaja v roženec. Konglomerat sestoji v glavnem iz prodnikov oosparita, biomikrita z radio-larijami in roženca. Redki so laporasti prodniki, impregnirani z glavkonitom, in keratofirski prodniki. Vezivo je kalcedonovo. Ob potoku Jereka se spodnje, večji del klastične usedline, končajo s plastjo apnenega peščenjaka, debelo pet metrov. Nad klastičnimi usedlinami prevladuje karbonatni razvoj biomikrita z radiolarijskimi hišicami in s polarni roženca. Redkejše so plasti apnenega peščenjaka; v njem sem našel algo Clypeina jurassica Favre, ki dokazuje zgornje-malmsko starost plasti v karbonatnem razvoju. Makrofosilov nisem našel, opazil pa sem sledove vrtanja in lazenja. Karbonatno-roženČeva sedimentacija se je nadaljevala vse do krede. Konglomerat, peščenjak, lapor in apnenec z roženci so nastajali v globljem morju. Po H. E. Reinecku in I. B. Singhu (1973) se v recentnem okolju useda radiolarijsko blato v globini 4000 do 8000 m (R. Brinkmann, 1975). V klastičnem delu sedimentacije je moral biti močan dotok klastitov s kopnega in plitvega dela morja. Kasneje se je v dobi karbonatne sedimentacije dotok klastičnega materiala bistveno zmanjšal. Alga Clypeina jurassica Favre, ki sem jo našel v teh peščenjakih, je živela v plitvem morju in je bila v te plasti prinesena. Stratigrafsko sem skladovnico konglomerata, peščenjaka, laporja in apnenca z roženci uvrstil v malm. Možno je, da spodnji del sega še v dogger. Po francoskih podatkih (M. Cousin, 1973) se na območju Baške grape nahajajo skladi apnene breče, apnenega peščenjaka in apnenega konglomerata, ki se menjavajo s plastmi tankoploŠčastega apnenca z roženci in radiolarita. Kosi v klastitih sestoje iz doggerskih do kimeridgijskih kamenin. Sedimentacija je zelo podobna kot v Bohinju. Avtor članka uvršča skladovnico v kimeridgij-spodnji titonij. Kreda V Bohinju doslej kredni skladi še niso bili znani. Prej so sklade, ki sem jih označil kot kredne, geologi uvrščali v juro, in sicer na mejo lias-dogger. Skladovnica kredne starosti leži na območju Senožet in v dveh ozkih pasovih pod narivnima robovoma Rudnice in Šavnice ter severno in severovzhodno od vasi Studor. Gre za fliš, ki leži erozijsko diskordantno na zaporedju konglomerata, peščenjaka, laporja in apnenca z roženci. Bazalni sedimenti so povsem nesorti-rani in slabo sortirani. Nastali so verjetno pri podmorskem plazenju. Sestava klastov je zelo pestra. Najdemo kose apnenca, roženca in celo laporja. Premer posameznih kosov znaša do pol metra. Na bazalnih usedlinah leže značilni tur-biditni sedimenti. V njih opazujemo plastovitost s postopno zrnavostjo, tokovnice ter križno in vzporedno laminacijo. Debelina peščenjaka se giblje od enega centimetra do 1,6 metra. Laporne plasti so debele nekaj centimetrov do 0,7 metra. Peščenjak je temno rjav in sivkasto zelen. Kremenova zrna prevladujejo nad karbonatnimi. V manjših količinah imamo še klorit, rogovačo, glavkonit in plagioklaze ter železove hidrokside. Vezivo je karbonatno. Turbiditni tip sedimentacije kaže na hitro odlaganje v labilni, orogeni coni. Zaradi orogenih premikanj so se s kontinentalnih robov sprožili plazovi nakopičenega materiala in se razvili v turbiditne tokove velikih hitrosti in razsežnosti. .77. ~ — Ol ................. Glina z vložki premoga Clay intercalated with coal Lapor Marl K ,2*3 .1 ft I Flisni peščenjak in lapor Flysch sandstone and marl Clypeina jurassica Apnenec z rožencem Cherty limestone peščenjak Sandstone plastoviti apnenec Bedded limestone Oolitni apnenec Oolitic limestone •Involutina iiassica Plastoviti apnenec Bedded limestone Grebenski apnenec Reef limestone Aulotortus sp. 100 ft makroflora macroflora . mikroflora ^ microflora a) makrofavna m 200 mikrofavna microfauna macrofauna SI. 2. Stratigrafsko zaporedje osrednjega Bohinja Fig. 2. Columnar section of the Middle Bohinj Valley S pomočjo tokovnic sem skušal določiti smer transporta. Tokovnice kažejo na transport od severozahoda proti jugovzhodu, kar se ujema s sliko, ki so jo podali D. Kuščer, K. Grad, A. N o s a n in B.Ogorelec (1974) v svojem članku o geoloških raziskavah soške doline med Bovcem in Kobaridom. Flišne skladovnice se mi ni posrečilo točno stratigrafsko opredeliti, ker nisem našel vodilnih fosilov. V zbruskih peščenjaka sem našel male foraminifere, ki pa jih nisem mogel določiti. Zato sklepam na starost plasti samo po nekaterih posrednih znakih. Na vzhodnem delu Senožet sem našel v tanki konglomeratni plasti prodnike rdečega mikritnega apnenca s pelagično tintinino Calpionella alpina Lorenz, ki je značilna za zgornji malm. Zato je sediment mlajši od jure, kamor smo ga prej uvrščali. V zbruskih peščenjaka z južnega robu Senožet sem našel foraminifere družin Textulariidae, Miliolidae, Globigerinidae in druge. Povzetek Pri kartiranju za diplomsko nalogo sem skušal razčleniti in stratigrafsko uvrstiti predvsem sklade, ki so jih prejšnji avtorji šteli v jurski sistem na mejo lias-dogger, za kar pa ni bilo paleontoloških dokazov. Jurske sklade sem razdelil na dve skladovnici: 1. skladovnica apnenca hierlaškega faciesa. V spodnjem delu sem našel foraminifero Involutina liassica Jones iz spodnjega liasa. V zgornjem delu je F. H a r t e 1 določil brahiopodno, amonitno, Školjčno in drugo mikrofavno srednjega liasa. Med zgomjetriadnimi in jurskimi skladi je kontinuiran prehod. 2. skladovnica konglomerata, peščenjaka, laporja in apnenca z roženci. Spodnji del tvori laporasti apnenec. Nad njim se menjavajo apnenec, lapor, peščenjak in konglomerat. V laporju in apnencu so ponekod nakopičene radiolarijske hišice, ki prehajajo v roženčeve pole. Nad tem menjavanjem prevladuje apnenec z rožencem ter vmesnimi plastmi apnenega peščenjaka, v katerem sem našel algo Clypeina jurassica Favre, ki dokazuje, da je zgornji apneni del skladovnice vsaj zgornjemalmske starosti. Skladovnica leži na prejšnji erozijsko diskor-dantno. Zgornji del plasti, ki so jih dosedanji avtorji uvrščali v jurski sistem na mejo lias-dogger, sestoji iz krednih turbiditnih sedimentov. Leži erozijsko diskordantno na prejšnji. V laporju in peščenjaku sem našel foraminifere družin Textulariidae, Miliolidae, Globigerinidae in druge. Smer paleotransporta je bila s severozahoda proti jugovzhodu, torej enaka kot v bovškem kotlu. Skladovnico sem uvrstil v kredo. Na zgornjetriadnem apnencu na območju Rudnice leže oligocenski sedimenti. Med zgorajetriadnim apnencem in oligocenskimi usedlinami je erozijska di-skordanca. Literatura Brinkmann, R. 1975, AbriB der Geologie, Erster Band: Allgemeine Geologie, U. Auflage, neubearbeitet von Werner Zeil, S. 91. Ferdinand Enke Verlag Stuttgart. Budkovič, T. 1974, Jurske plasti severnega dela Bohinjske doline. Diplomska naloga pri FNT univerze v Ljubljani. Cousin, M. 1973, Le sillon Slovene: les formations triassiques, jurassiques et nčocomiennes au Nord—Est de Tolmin (Slov£nie occidentals Alpes mčridionales) et leurs affinitčs dinariques. Bull. Soc. Gčol. France, Tome 15, No 3—4, 326—339, Paris. Grimšičar, A. 1961, O geoloških razmerah med Bohinjem in Triglavskimi jezeri. Geologija 7, 283—284, Ljubljana. H a r t e 1, F. 1920, Stratigraphische und Tektonische Notizen tiber das Wocheiner-Juragebiet. Verh. Geol. R. A. 8-9, 134—153, Wien. Huang, W. T. 1967, Petrologija. Savremena administracija, Beograd. Kuščer, D., Grad, K., Nosan, A. & Ogorelec, B. 1974, Geološke raziskave Soške doline med Bovcem in Kobaridom. Geologija 17, 425—476, Ljubljana Ramovš, A. & Rebek, R. 1970, Razvoj jurskih skladov med Mežico in Slovenj Gradcem. Geologija 13, 105—111, Ljubljana. Reineck, H. E. & Singh, I. B. 1973, Depositional Sedimentary Environments. Springer Verlag, Berlin, Heidelberg, New York. UDK 552.4 + 552.333:551.761.2(497,12)—863 Zeleni skrilavci Kranjske rebri Greenschists from Kranjska Reber Ana Iiinterlechner-Ravnik Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 Kratka vsebina Nizkometamorfne kamenine Kranjske rebri izhajajo iz vulkanskih kamenin spilitno-keratofirske asociacije in iz finozrnatih sedimentov. Pogoji metamorfoze teh kamenin ustrezajo začetnemu delu faciesa zelenega skrilavca, to je subfaciesu s kremenom, albitom, muskovitom in kloritom. Kritična minerala, ki nastopata v raznih mineralnih asociacijah, sta stilpnomelan in tremolit. Ce drži srednjetriadna starost kamenin Kranjske rebri, kažeta na alpidsko metamorfozo. Abstract The low grade metamorphic rocks of Kranjska Reber Mt. have been derived from volcanic rocks of spilite-keratophyre association and some sedimentary rocks. The metamorphism took place under the P, T environment corresponding to the very beginning of the greenschist facies, that is to the quartz-albite-muscovite-chlorite subfacies. Critical minerals occurring in different associations are stilpnomelane and tremolite. They indicate Alpine metamorphism, if the rock sequence as supposed by geologists is of Middle Triassic age. Uvod Vulkanske in sedimentne kamenine Kranjske rebri smo imeli že do sedaj za šibko metamorfne. Natančneje pa stopnja metamorfoze ni bila določena. Kamenine smo označevali kot različke spilitno-keratofirske asociacije, filit in filitu podoben skrilavec. Na podlagi ponovno določenih mineralnih asociacij in strukture jih sedaj v skladu z razčlenitvijo regionalno metamorfnih kamenin uvrščamo v najnižjo stopnjo zelenega skrilavca. V različkih s Kranjske rebri so namreč poleg kremena, nizkotemperaturnega albita, bele sljude in klorita splošno razširjeni epidot, tremolit in stilpnomelan. Dosedanja dela Širše območje Kranjske rebri so geologi pogosto raziskovali (si. 1), saj vključuje koristno surovino ilit, ki ga komercialno imenujejo kaolin. F. Teller (1896) je na geološki karti Železna Kapla in Kokra kamenine Kranjske SI. 1 Položajna skica Kranjske rebri Fig. 1 Location map of Kranjska Reber Mt. rebri štel k sericitnim skrilavcem in gnajsom neznane starosti. V pregledu triadnega vulkanskega delovanja v Sloveniji je povzel I. Rakovec (1946, str. 164) po A. W i n k 1 e r j u, da je bilo območje današnje Kranjske rebri v triadni dobi kopno, ki se je raztezalo proti zahodu na območje Blegoša. Pozneje so geologi uvrstili ista območja v srednjo triado, ki je za Slovenijo pomembna zaradi vulkanizma. V neposredni bližini Kranjske rebri so v triadnem apnencu vulkanske kamenine ob Kokri vnesene tudi na T e 11 e r j e v i geološki karti (1896). V kratkem pregledu magmatskih in metamorfnih kamenin Slovenije je predpostavil J. Duhovnik (1956) wengensko starost kamenin Kranjske rebri in Blegoša ter jih imenoval tufe, delno interstratificirane med apnenci z lateralnimi prehodi v sericitni skrilavec. Vzorce za sedanje petrološke raziskave so nabrali pri kartiranju L. Ferjančič, J. Stern, L. Placer in U. Premru. Splošni podatki o niz ko metamorfnih spremembah Visokotemperaturni vulkanski minerali ob geosinklinalnem ugrezanju niso več obstojni pri veliki količini vode, nizki temperaturi in pri zelo različnih pritiskih. Novi, nizko temperaturni minerali nadomestijo vtrošnike in osnovo vulkanskih kamenin ter zapolnijo tanke žilice in geode. Spremembe so intenzivne, stalne in vedno iste vrste. Usmerjeni pritiski pa povzročajo skrilavost in delno zabrišejo prvotne strukture kamenin. Strukturno in mineralno pa niso spremenjene le predornine, temveč tudi spremljajoči tufi in sedimenti, kar kaže na regionalno vrsto sprememb. Nizko stopnjo metamorfoze v geosinkli-nalah je prvi vrednotil D. S. Coombs (1961). Za začetek metamorfoze in za njene nadaljnje stopnje so značilne kamenine, ki imajo določeno kemično in mineralno sestavo. Nizkometamorfne reakcije potekajo predvsem v kameninah, bogatih s kalcijem, aluminijem in z vodo. To so mafične vulkanske kamenine, zlasti hialoklastiti v geosinklinalah. Kjer takšnih kamenin ni, mineraloško ne moremo določiti nizkometamorfnih stopenj. Kamenine, ki sestoje samo iz kremena -{• klorita + ilita, ostanejo v diagenezi nespremenjene in se ne spremene niti med zelo nizko in nizko metamorfozo; rastejo le njihova zrna in ilit rekristalizira postopno v beli sljudi: muskovit in fengit. Mineralna asociacija kremen + muskovit + klorit rekristalizira v novo asociacijo šele ob pogojih, značilnih za začetek almandinovo-amfibolitnega faciesa. Prav tako sta obstojna pri nizki metamorfozi apnenec in čisti dolomit, le da sta rekri-stalizirana. Splošne spremembe kamenin pri začetni stopnji metamorfoze so albitizacija, kloritizacija in kalcitizacija. Na ta način spremenjen bazalt imenujemo spilit. V njem je prvotni bazični plagioklaz nadomeščen z nizkotemperaturnim albitom, ne da bi se pri tem mafična narava kamenine spremenila. Za metamorfozo zelo nizke stopnje pa so značilne mineralne asociacije zeolitnega faciesa (D. S. Coombs v: G. C. A m s t u t z , 1974). Sledi nizka metamorfoza s faciesom zelenega skrilavca. Mafični zeleni skrilavci vsebujejo na tej stopnji klinozoisit + aktinolit + klorit + albit. Kamenine Kranjske rebri so dosegle to stopnjo metamorfoze. Geologija in petrologija Kranjske rebri Kranjska reber sestoji večidel iz metavulkanskih kamenin, ki dosežejo debelino več sto metrov. Nastajale so v srednjetriadnem geosinklinalnem območju Alp. V alpidski orogenezi so prišle v večje globine. Zaradi spremenjenih P-T pogojev so se vulkanske kamenine ustrezno šibko metamorfozirale. Danes predstavlja Kranjska reber samostojen blok. Njegova talnina ni odkrita. Prav tako nima neposredne krovnine. Med vulkanskimi kameninami do sedaj niso bile najdene karbonatne fosilonosne plasti. Po sestavljenem profilu (U. P r e m r u, 1974) so bile lateralno v talnini jarka določene anizične plasti. Razvite so na Veliki planini in Konjščici v karbonatnem šelfnem faciesu z algami. Krovnim vulkanskih kamenin pa ustrezata sparitni apnenec in dolomit; s fosili so določene cordevolska podstopnja ter karnijska, noriška in retska stopnja na Menini planini, Rogaču in Lepenatki. Na celotnem prostoru ladinskih vulkanskih kamenin v Sloveniji opazujemo razlike v stopnji sprememb. Metamorfna rekristalizacija in kataklaza niso regionalno enako intenzivno izražene. Pri ustreznem kemizmu kameninskih različkov bomo morda v njih še našli minerale, značilne za zelo nizko stopnjo metamorfoze, ki je na Kranjski rebri že presežena. Nizkometamorfne kamenine Kranjske rebri obsegajo kremenov keratofir in porfir, spilitizirani diabaz, pogosto ustrezni metatuf in metatufit. Mešane šibkometamorfne vulkanske in sedimentne kamenine označujemo tudi kot psevdoziljski skrilavec in peščenjak. Skrilave kamenine imajo filitni videz. Kameninski različki se bočno in vertikalno hitro zmenjujejo že na razdalji enega metra ali nekaj deset metrov. Prvotna struktura kamenin je delno ohranjena. Zato opazujemo ponekod na felzičnih mikrokristalnih lavinih različkih fluidalnost; menjavajo se lamine nekoliko različne sestave in zrnavosti. Ponekod je še ohranjena usmerjena lega vtrošnikov. V mafičnih različkih je fluidalnost poudarjena z razpoteg-njenimi mandlji. Transverzalna skrilavost je povečini mnogo bolj izrazita kot prvotna flu-idalna struktura v metalavah in laminacija v metasedimentih. Glede na prvotno strukturo poteka pod majhnim kotom. Skrilave kamenine so pogosto fino nabrane (tabla 1, si. 1 in 2). Na ploskvah skrilavosti je lineacija precej dobro izražena. Na prežaganih kosih in v zbruskih je videti, kako so se lamine trgale (tabla 1, si. 3). Kompaktnejše kamenine, predvsem felzični različki, so se pod pritiskom ponekod drobile — brečizirale. Metamorfna kristalizacija v začetnem delu faciesa zelenega skrilavca, ki jo spremljata skrilavost in kataklaza, je močno zabrisala prvotne strukture kamenin. Zato je kamenine Kranjske rebri možno zanesljivo ločiti na mafične in felzične, teže pa je določiti ustrezne tufe in lave. Značilne metamorfne mineralne faze v kameninah Kranjske rebri Kamenine Kranjske rebri štejemo po stopnji metamorfoze v začetni del faciesa zelenega skrilavca. Vzrok za to uvrstitev je poleg skrilavosti in filitnega videza različkov splošna razširjenost mineralne parageneze metamafitov: albit + aktinolit/tremolit + klorit + zoisit/klinozoisit/epidot. Kot primes v njih so kremen, bele sij ude, kalcit, neprosojni minerali in stilpnomelan. Kljub izraziti skrilavosti in mineralnim spremembam je v metamafitih ponekod še ohranjena porfirska, ofitska in intersertalna struktura. Metamafite uvrščamo k spilitom: zanje je značilen nizkotemperaturni albit, ki nastopa kot letvice v osnovi ali kot kristal-vtrošnik. Osem plagioklazov, zmerjenih na Fe-dorovi mizici, vsebuje 3,7fl/o an in ima kot 2 V = +86°, —89® in —89°. Plagio-klaz je moten zaradi finih vključkov sericita in klorita. Medtem ko v pregledanih vzorcih prvotni visokotemperaturni plagioklaz ni ohranjen, še zasledimo po kakšen drobec avgita in izjemoma celo magmatsko korodirane kristale tega minerala, velike do treh milimetrov. Brez analizatorja so rahlo rdečkasto rjavi, kar ustreza titanavgitu. Njegov dvolom Ng-Np = = 0,0296 in kot 2V=+44» (A. Hinterlechner, 1959). Obod večjih kristalov avgita je tremolitiziran. Prvotni mafični mineral pa je v glavnem kloritiziran. Klorit se nahaja v osnovi mafičnih in felzičnih kameninskih različkov. Povečini je rahlo svetlo zeleno pleohroičen. Po razliki v pleohroizmu in velikosti dvoloma, redkeje po raznih anomalnih interferenčnih barvah, bi sklepali na razne vrste kloritov. Podatki difraktogramov kažejo vedno na Fe-klorit. Značilna mineralna faza metamafitov je skoraj brezbarvni do rahlo zelenkasti tremolit. Kristalizira v tankih iglicah, oziroma vlaknih, ki rastejo pogosto brez reda prek vseh mineralov osnove (tabla 2, si. 1). Neorientirana in sfero-idna rast iglic tremolita dokazuje njegovo potektonsko kristalizacijo. Igličasti tremolit opazujemo v agregatih klorita, ki tvori psevdomorfoze po prvotnem avgitu. Tam raste predvsem po obodu prvotnega vtrošnika iz klorita. Tremolit zapolnjuje tudi drobne geode in žilice. Iglice so velike nekaj desetink milimetra, dosežejo pa tudi en milimeter. V nekaterih kloritnih skrilavcih je bil tremolit določen zaradi fine zrnavosti šele rentgensko. Preiskava z rentgenskimi žarki kaže na tremolit, oziroma grammatit (W. E. T r o g e r, 1967, 2. del str. 441). Zaradi majhnega uklona 9,8 A mu dobro ustreza F-tremolit (ASTM kartice v: SPDD for Minerals, 1974). Stalna bistvena ali akcesorna primes mafičnih različkov je epidot. Povečini je prisoten v osnovi kot drobna zrna ali v nepravilnih agregatih (tabla 2, si. 1). Večja zrna zapolnjujejo predvsem žile. Epidot je izrazito rumenkast, mestoma precej moten. Felzični magmatski različki vsebujejo posamezna zrna optično anomalnega zoisita. Minerali felzičnih metavulkanskih različkov so zastopani s kremenom, nizkotemperaturnim albitom, intermediarnim mikroklinom, muskovitom-seri-citom, kloritom in stilpnomelanom. Kremen se nahaja povečini v finozrnati osnovi. Posamezna zrna, ki jih lahko vrednotimo kot bivše vtrošnike kremena, so lečasto razpotegnjena in kata-klazirana. Plagioklaz je nizkotemperaturni dvojčični albit, podoben tistemu v meta-diabazu. Nastopa v samostojnih zrnih in kot agregat, ki je psevdomorfoziral prvotni K-glinenec. Meritev plagioklaza na Fedorovi mizici na 21 zrnih daje povprečno sestavo 3% an. Kot 2 V pa ima povprečno vrednost +88°, merjeno prav tako na 21 zrnih (ekstrema +80° in —87°). Muskovit-sericit je v preparatih zelo finozrnat in le redko doseže 0,1 mm. Večji lističi so razviti v tufskih različkih. Na difraktogramih lahko primerjamo uklon pri 10 A z uklonom 4,26 A kremena, kar je dokaz zelo dobre kristalizacije bele sljude. Treba pa bo še rešiti verjetno prisotnost muskovita, oziroma fengita. Oba sta možni mineralni fazi pri nizkometamorfnih pogojih. Mafični različki vsebujejo le malo sericita, ki daje šibek nepravilen bazalni odboj. Tak sericit je verjetno nastal pri preperevanju. Intermediarni mikroklin je glavna primes jedrih različkov svetlih alkalnih lav ali morda pelitskega tufa na Kališkem plazu. Kemična analiza z 10 °/o KzO se sklada s tem podatkom (A. Hinterlechner, 1959). Kristalov mikroklina s tipično mrežo pa nismo našli. Felzični magmatski različki vsebujejo posamezne prvotne vtrošnike biotita, ki je povečini magmatsko korodiran, kloritiziran in vsebuje tudi neprosojna zrna. Meri nekaj desetink mm. Ponekod ga nadomešča agregat stilpnomelana. Nekateri felzični različki vsebujejo veliko drobnega potektonskega rdečkastega »biotita«. S kristalizacijo velike količine biotita pa je najnižja cona zelenega skrilavca že prekoračena. Dosežena je biotitna cona. Ta cona se nam je zdela problematična. Zato smo rentgensko analizirali nekaj različkov, ki so vsebovali finozrnati rdečkasti sljudnati mineral. Pokazalo se je, da gre za stilpnomelan. V sledovih in tudi kot bistveno primes najdemo stilpnomelan v mafičnih, a predvsem v felzičnih metamorfnih različkih. Ponekod ga je prek 10 °/o, zato lahko govorimo o stilpnomelanovem skrilavcu. Stilpnomelanova sestava in struktura sta komplicirani, kar se vidi tudi po različnih formulah, podanih v literaturi (W. E. Troger, 1967, str. 554, H. Strunz, 1977, str. 442). Stilpnomelan je psevdoheksagonalen in pleo- 6 — Geologija 21/11 hroičen. Zato je pod mikroskopom podoben biotitu. V preiskanih vzorcih je v smeri Nx rumenkast, v smeri Ny in N2 pa je rjavo in rdečkasto rjavo pleo-hroičen. Gre torej za ferri-stilpnomelan. Njegovi lističi so pogosto limoniti-zirani. Redki vzorci pa verjetno vsebujejo zelenkasti ferro-različek. Opazovali smo enakomerno razporejene in tudi križajoče se luske stilpnomelana, pogosto pa lističaste in radialne potektonske agregate v osnovi (tabla 2, si. 2). V fel-zičnih metavulkanskih kameninah nastopa stilpnomelan v žilicah (tabla 2, si. 3), in kot psevdomorfoza po prvotnem K-glinencu skupaj z agregatom albita (tabla 1, si. 2). Prevladujejo lističi, veliki 0,1 do 0,2 mm, delno pa so ali finejši ali večji. Zanesljivo določimo stilpnomelan le rentgensko. Na difraktogramu so njegovi značilni ukloni pri 12,07—12,18 A, 4,04A in 3,03 A (J. W. Gruner, v: W. E. T r 6 g e r, 1967, str. 554). Po prvem najmočnejšem odboju z intenziteto 100 se stilpnomelan loči od biotita in klorita. Pogoji kristalizacije stilpnomelana Stilpnomelan je v Alpah indeksni mineral za nizko stopnjo metamorfoze. Ker se optično težko loči od biotita, je bil sorazmerno pozno odkrit. V zadnjih dvajsetih letih so bile njegove mineralne parageneze natančno raziskane. Te ugotovitve je glede alpidsko metamorfoziranega granita in njegovega plašča na območju Mont Blanca povzel in dopolnil J. F. R a u m e r (1969). V pravem zelenem skrilavcu munchberškega gnajsa so ga določili tudi F. Ros t et al. (1969). V nekoliko bolj metamorfozirani biotitni coni stilpnomelan ni več obstojen poleg muskovita. V kameninah, ki ne vsebujejo fengita, pa je v spodnjem delu biotitne cone asociacija stilpnomelan + biotit še možna. To fazno razmerje je v raznih nizkometamorfnih kameninah opisal E. H. Brown (1971). M. Frev et al. (1973) so našli stilpnomelan tudi v krednih in terciarnih zelo nizkometamorfnih skladih v švicarskih Alpah. Stilpnomelan je nastal tam iz glavkonita, pogosto v združbi z biotitom in riebeckitom ob ekstremno visokem pritisku. Pogoj za kristalizacijo stilpnomelana v nizki stopnji metamorfoze je kemično precej omejen: železo mora prevladovati nad magnezijem, istočasno pa je Al (Na + K + Ca). Ce je aluminija več, kristalizira kloritoid. Prisotnost stilpnomelana izključuje prisotnost pirofilita. Različen kemizem z možnimi mineralnimi asociacijami je podal H. G. F. Winkler (1967) na diagramu ACF in A'FK. Mineralna asociacija stilpnomelana z epidotom + kloritom + tre-inolitom kaže na metamafite; asociacija stilpnomelana z albitom + mikrokli-nom + muskovitom pa na felzične izhodne kamenine. Za rast stilpnomelana sta dala potrebno količino Fe,Oa ter MgO biotit in klorit, medtem ko je dal K-glinenec K20, del A1203 in ŠiOa (J. F. Raumer, 1969). Mineralne asociacije v začetnem delu faciesa zelenega skrilavca v geosin-klinalah potekajo pri temperaturi okrog 400 °C in pritiskih do 5 kbar (H. G. F. Winkler, 1976, str. 193). Ta pritisk bi pomenil globino prek 15km. Vendar v našem primeru ne gre za tako globino. Poleg vpliva regionalne dinamične metamorfoze kažejo namreč kamenine Kranjske rebri dodaten vpliv strižne napetosti, ki se je uveljavila v določeni dislokacijski coni brez znatnega dviga temperature. Posledica teh napetosti so pretrgane lamine. Zaradi regionalne tektonike so nastale fine razpoke. V njih so se pretakale snovi, potrebne za rast ustreznih mineralnih metamorfnih asociacij. Kljub močnemu pritisku, ki se odraža v naših vzorcih megaskopsko in mikroskopsko, je velik del tremolita in zlasti stilpnomelan potektonski. Zato sklepamo, da je ob njuni kristalizaciji največji usmerjeni pritisk že popustil. F. Ros t et al. (1969) so sklepali, da kristalizira potektonski stilpnomelan v asociaciji s potek-tonskim kloritom in tremolitom pri temperaturi 300 do 400 ®C in pritisku, manjšem od 1,2 kbar, kar ustreza največ globini 4 do 5 km. Sklep Metamorfne kamenine Kranjske rebri predstavljajo začetni del faciesa zelenega skrilavca, to je muskovitno-kloritni subfacies. Pogosto vsebujejo tre-molit in stilpnomelan. Ce drži stratigrafska interpretacija o njihovi srednje-triadni starosti, potem kaže mineralna asociacija s stilpnomelanom in tremolitom na alpidsko metamorfozo. Literatura Amstutz, G. C. 1974, Spilites and Spilitic Rocks. Springer Verlag, Berlin. Berry, L. G. 1974, Editor, Selected Powder Diffraction Data for Minerals. First Ed. Published by the Joint Committee on Powder Diffraction Standards, p. 166. Brown, E. H. 1971, Phase Relations of Biotite and Stilpnomelane in the Green-schist Facies. Contr. Mineral, and Petrol., Vol. 31. No. 4, p. 275—299. Coombs, D. S. 1961, Some Recent Work on the Lower Grades of Meta-morphism. The Australian Jour, of Sc., Vol. 24, No. 5, p. 203—215. Duhovnik, J. 1956, Pregled magmatskih in metamorfnih kamenin Slovenije. Prvi jugoslovanski geološki kongres, Predavanja in poročila. Ljubljana, p. 23—26. Frey, M., Hunziker, J. C., Roggwiller, P., Schindler, C. 1973, Progressive niedriggradige Metamorphose glaukonitfiihrender Horizonte in den hel-vetischen Alpen der Ostschweiz. Contr. Mineral, and Petrol. Vol. 39, No. 3, p. 185—218. H 5 b e r 1 e, H. 1969, Die Stilpnomelan-Mineralien und ihr Vorkommen in Oster-reich. Tschermaks Mineral. Petrog. Mitt. Bd. 13, p. 85—110. Hinterlechner, A. 1959, Ladinske kamenine in hidrotermalne spremembe črnega glinastega skrilavca v okolici Črne pri Kamniku. Spilitizirani diabazi v vzhodni Sloveniji. Geologija 5, Ljubljana, p. 129—163. P r e m r u, U. 1974, Triadni skladi v zgradbi osrednjega dela Posavskih gub. Geologija 17, Ljubljana, p. 261—297. Rakovec, I. 1946, Triadni vulkanizem na Slovenskem. Geografski vestnik, 18, l—i, Ljubljana, str. 139—170. R a u m e r, J. F. v. 1989, Stilpnomelan als alpinmetamorphes Produkt im Mont-Blanc-Granit. Contr. Mineral, and Petrol., Vol. 21, No. 3, p. 257—271. Rost, F., Stettner, G. 1969, Uber Stilpnomelan in der Grunschieferzone der Miinchberger Gneismasse. Contr. Mineral, and Petrol., Vol. 24, No. 1, p. 66—75. Strun z, H. 1977, Mineralogische Tabellen. 6. Aufl. Akademische Verlagsge-sellschaft Geest & Portig K.-G., Leipzig. Teller, F. 1896, Geologische Spezialkarte Eisenkappel und Kanker. Veri. der k. k. Geologischen Reichsanstalt, Wien Troger, W. E. 1967, Optische Bestimmung der gesteinsbildenden Minerale. Teil 2, Textband. E. Schweizerbart' sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart. Winkler, H. G. F. 1967, Die Genese der metamorphen Gesteine, 2. Aufl., Springer-Veri., Berlin. Winkler, H. G. F. 1976, Pedogenesis of Metamorphic Rocks, Fourth Ed., Springer-Verl., Berlin. Tabla 1 — Plate 1 SI. 1 — Fig. 1 Keratofirski metatufit. Vidna je nabrana struktura in prečna skrilavost. Ohranjena je prvotna laminacija. Vzorec 20124/2, nikola navzkrižna, 8 X Keratophyre metatuffite. Mi-crofolds and transverse schi-stosity are seen. Primary lamination is preserved. Sample 20124/2, nicols crossed, 8 X SI. 2 — Fig. 2 Keratofirski metatuf z jasno transverzalno skrilavostjo. Prvotni K-glinenec je deformiran in nadomeščen z agregatom al- bita in stilpnomelana. Vzorec 42/33384, z enim niko- lom, 33 X Keratophyre metatuff showing well preserved primary lamination. Original K-feldspar is deformed and replaced by low-temperature albite and stilpno-melane. Sample 42/33384, without crossed nicols, 33 X SI. 3 — Fig. 3 Keratofirski metatuf. Natrgane in nabrane lamine. Vzorec 20234/2, povečava 2 X Keratophyre metatuff. Broken and microfolded laminae. Sample 20234/2, 2 X Tabla 2 — Plate 2 SI. 1 — Fig. 1 Albitiziran in tremolitiziran diabaz. Potektonske radialne iglice tremolita in malo epidota v albitno-kloritni osnovi. Vzorec 20031/3A, z enim niko-lom, poveSava 33 X Albitized and tremolitized diabase. Late crystallization of radiated tremolite. Some epidote in albite-chlorite matrix. Sample 20031/3A, without crossed nicols, 33 X SI. 2 — Fig. 2 Keratofirski metatufit. Potek-tonska kristalizacija stilpnome- lana, prečno na laminacijo. Vzorec 20127/5, z enim nikolom, 25 X Keratophyre metatuffite. Late crystallization of stilpnomelane, crosscutting the lamination. Sample 20127/5, without crossed nicols, 25 X SI. 3 — Fig. 3 Keratofirski metatuf. Žilica, zapolnjena s kremenom in potek-tonskim žarkovitim stilpnome- lanom. Prečna skrilavost. Vzorec 19849/1, z enim nikolom, 30 X Keratophyre metatuff. Veinlet filled by quartz and radiated stilpnomelane. Transverse schi-stosity. Sample 19849/1, without crossed nicols, 30 X ■J UDK 553.3/4(635)=20 The massive sulphides and magnetite deposits of northern Ethiopia Milan Hamrla Geološki zavod, 61000 Ljubljana, Parmova 33 Abstract The massive sulphides of northern Ethiopia occur within the Upper Precambrian eugeosynclinal sequence locally known as the Tsaliet and Tambien Groups belonging to the Red Sea Proterozoic basin. The geotec-tonic history of the basin is interpreted as a crartonised island arc. The age of the sequence is in the order of 1,000 Myr. The early sodic extrusive-intrusive rocks were followed by peralkaline granitoides. The primary mineralisations originated in submarine conditions by volcanic exhalative-sedimentary processes. Sulphide and oxide iron facies coexist, both on a regional as well as on a microscopic scale. Later hydrothermal episodes affected the deposits and rearranged and enriched the ore minerals. The altered enclosing rocks display greenschist facies metamorfphism, whereas the ore minerals and ore texture seem to be little affected. The massive sulphide deposits fit well with the Pb-Zn-Cu-Ag proterozoic type, with zinc and copper strongly prevailing over lead, the metal tenors variable and generally very low. Kratka vsebina Masivni sulfidi so v severni Etiopiji vezani na eugeosinklinalne kamenine zgornjega predkambrija, in sicer na spodnji del zaporedja, ki ga v debelini več kilometrov predstavljata lokalno poimenovani grupi Tsaliet in Tambien. Skupaj s še mlajšimi predkambrijskimi kameninami gradita rdečemorski proterozojski bazen, ki obsega dana&njo severovzhodno Afriko in Arabijo. Po izvoru vulkanogene in sedimentogene meta-morfne kamenine ne presegajo zelenega faciesa. Po izotopskih podatkih je starost zaporedja okrog 1000 milijonov let. Geotektonsko zgodovino severne Etiopije in bližnjega Sudana je mogoče tolmačiti kot kratoniziran predkambrijski otočni lok. Severna Etiopija pripada metalogenetski provinci s stratiformnimi rudišči pirita, barvnih kovin, magnetita in zlata. Primarna orudenja so nastala v povezavi z geosinklinalnim magmatizmom v obliki izlivov lav na morskem dnu in intruzij v nastalo skladovnico. Zgodnje magmatske kamenine so natrijske in kažejo značilnosti spilitsko-keratofirske skupine. Poznejše granitne intruzije pa so po sestavi peralkalne. Od znatnega števila doslej znanih rudnih nahajališč jih je bilo le malo nadrobno raziskanih v globino. Orudenja so nastala na morskem dnu pri čemer so rudni minerali precipitirali iz rudonosnih raztopin, ki so uhajale iz razpok, ter se plastovito nakopičili izmenoma med sedimenti in razlitimi lavami. Obseg posameznih nahajališč je v splošnem relativno majhen. Za rudne parageneze je značilno, da skupaj nastopajo oksidni in sulfidni železovi minerali. Za nastanek obeh faciesov je bila merodaj-nejša sestava raztopin kot sedimentacijsko okolje. Zveza s poznejšim plutonizmom pa je bila hidrotermalna rejuvenacija prvotnih rudnih mineralov. Pri tem je prišlo do nadomeščanja, premeščanja in obogatitve mineralnih komponent tako v prvotno sedimentiranih rudnih telesih kot v bližnjih strukturnih prepustnih conah. Na ta način so nastale tudi zlato-nosne kremenove žile, ki so jih v Eritreji do nedavnega rudarsko odkopavali. Izvor rudnih komponent je po vsej verjetnosti magmatski. Za žveplo pa so izotopske preiskave pokazale poleg magmatskega še organogeni morski izvor. Iz tega sklepamo, da so bile v rudonosnih raztopinah udeležene tudi konatne vode. Vpliv regionalne metamorfoze na masivne sulfide je bil majhen. Po Hutchinsonovi klasifikaciji ustrezajo rudišča proterozojskemu tipu sestave Pb-Zn-Cu-Ag, pri čemer količini cinka in bakra daleč prevladujeta nad svincem. Vsebnosti kovin so zelo nizke in nestalne, posebnost pa je lokalno znatna količina magnetita. Zlato in srebro sta prisotna. Ekonomsko pomembne vsebnosti kovin je mogoče pričakovati le tam, kjer je primarna ruda obogatena zaradi cementacije. INTRODUCTION The northern part of Ethiopia is a distinct metallogenetic province characterised by the occurrences of pyritic base metal sulphides, iron oxides and auriferous quartz reefs. Pyritic base metal concentrations have been revealed in the Asmara area and on the plateau, in the Eritrean lowlands and in Tigre Province. The mineralisations appear in the Precambrian eugeosynclinal meta-morphic sequence as gossans or massive magnetite bodies, ferruginous cherts and sulphidic disseminations, displaying mainly elongated lens-like shapes cut by numerous veins of white quartz. Their basically syngeneic stratiform features are well evident. World-wide studies of ores of volcanic-sedimentary affiliation have made much progress during the last two decades, and a large number of papers have appeared. The present article may contribute to this subject. The author was involved in investigations of Ethiopia's ore deposits intermittently since 1962 when employed with the Ethiopian Government; the presented data refer mainly to the pre-1973 period. As regards detailed exploration, little systematic research has been done in northern Ethiopia, access to the field being limited. Regional information is scarce and especially lacking in penological, geo-chemical and structural data of the vast region. Regarding the mineralisations, the present conclusions center on five or six more or less explored deposits, the rest of the localities being known mainly from author's reconnaissance work or other cited sources. This paper summarises the gathered information and points to the variety of problems awaiting solution. Field mapping, core logging, sampling and microscopic examination of rocks and ores have been done by the author who completed also the drafting work. Chemical analyses were performed in the Chemical Laboratory of the Ministry of Mjnes in Addis Ababa, mainly by S. Kandare. The permission of the Ministry of Mines, to publish this paper and the linguistic help by Dr. John Walsh are gratefully acknowledged. REGIONAL GEOLOGICAL SETTING The area referred to in this paper, shown in Figure 1, comprises the extreme southern part of Eritrea Province and the extreme north of Tigre Province. Knowledge of the regional geology of this part of Ethiopia is still sketchy. Some systematic work has been initiated in Tigre by different authors, but no comprehensive regional mapping has yet been done in Eritrea. The older information such as G. Dainelli (1943), G. Merla and E. Minucci (1938) and others'was compiled by P. M oh r (1962) and adapted in the recent Geological Map of Ethiopia (V. K a z m i n and A. J. W a r d e n, 1975). Hunting Geology and Geophysics in 1971—1972 carried out an airborne geophysical survey of parts of northern Ethiopia and produced a photogeological interpretation map at 1 :50,000 scale. Most information, however, resulted from geological investigations of ore deposits and occurrences. A geological sketch-map of the area has been compiled from the available data and is shown in Figure 2. The Tigre-Eritrean plateau is composed basically of steeply dipping Pre-cambrian metamorphic rocks, intruded by a variety of granitoids. This basement is unconformably overlain by erosional remnants of Paleozoic and Mesozoic sediments, in places covered by the erosional remnants of flood basalts of the Trap Series and intruded by swarms of doleritic dykes. The flows have been dated at 25—19 Myr (P. W. Jones, 1976) and even 36 Myr (G. F. Brown, 1970). The youngest magmatics are late Tertiary alkaline trachytic and phonolitic plugs, most typically developed in the Adua and Senafe areas. The volcanic activity has been continuous to recent times. The oxidic and sulphidic massive mineral occurrences are intercalated within the Precambrian sequence at numerous localities, and there are probably many more localities still to be found. The mineralisations are closely associated with the Precambrian environment, which is represented by a heterogeneous succession of volcanic and sedimentary rocks, exhibiting a uniform greenschist fades metamorphism. The low metamorphic grade is, in general, the quartz-albite-chlorite-sericite subfacies of the greenschist facies. Fig. 1. Location map of the area examined LOWER PRECAMBRIAN ? REFERENCE GRANITIC-GNEI5SIC MIGMAflTE, AMPHIBOLITE UPPER PRECAMBRIAN TSALIET GROUP TAMBIEN GROUP SHERARO FORMATION PERMIAH TRIASSIC- JURASSIC am MASSIVE METAVOLCANICS: INTERMEDIATE ANO FELSIC LAVAS-TUFFS, PYROCLASTICS ANO AGGLOMERATES; SCHIST , SLATE FERRUGINOUS CHERT, GRAYWACKE SCHISTOSE METAVOLCANICS: VOLCANOGENIC GREENSCHIST, SLATE PHYLLITE .QUARTZITE , GRAYWACKE; INTERBEDDED LAVAS AND AGGLOMERATES, LOCALLY MINOR LIMESTONE METASEOIMENTS : SHALE , SLATE ,ARGILLITE , GRAPHITIC PHYLLITE, QUARTZITE , GRAYWACKE, LIMESTONE , MINOR CONGLOMERATE SCHIST, PHYLLITE, SANDSTONE .CONGLOMERATE HORNFELS (SILICIFIED CONTACT ROCKS) QUARTZ SANDSTONE , VARIEGATED SANDSTONE SILTS TO NE SHALE, GLACIAL TILLITES ( EAST OF ADUA) TERTIARY TRAP SERIES INTRUSIVES FTTs XX X X X I X XX X I EED VOLCANICS: BASALT WITH MINOR TUFFS AND CLAYS TRACHYTIC VOLCANICS* PHONOLITIC PLUGS LATERITE: MOTTLED KAOLINISED AND FERRUGINOUS ROCKS GRANITE , GRANODIORITE , PORPHYRITIC GRANITE QUARTZ DIORITE, DIORITE GABBROIC ROCKS. ALKALINE SYENITES RECENT VALLEY ALLUVIUM -1-76 STRIKE AND DIP OF FOLIATION FAULT, DOTTED WHERE INFERREO MAIN ROAD AND SETTLEMENT MAJOR RIVER MINERAL DEPOSIT Fig. 2. Geological sketch-map of the Asmara-Axum area, showing the occurrences of massive sulphides. Compiled from various sources The rocks were affected by regional metamorphism and only locally by thermal metamorphism. Porphyroblastic textures and recrystallisations are evident. The Upper Precambrian volcanic-sedimentary sequence originated as a eu-geosynclinal accumulation, with felsic magmatics intruded and extruded in more stages during its evolution. The complex was folded and faulted under east-west directed stress, the regional trend of foliation submeridional, the dips variable but near-vertical. The intensely folded sequence may be manifest in the repetition of certain lithologies occurring in alternating parallel belts and zones. After extensive Paleozoic peneplanation, the Permian continental sedimentation produced sandstones and tillites associated with clays, corresponding to the Dwyka Series of South and East Africa (R. M. S h a c k 1 e t o n and K. Lomax, 1974). Mesozoic marine sedimentation followed, the beds largely removed by pre-Trapean (late Cretaceous-early Tertiary) peneplanation, which levelled both Precambrian and younger rocks. It caused extensive surface alteration, the peneplain being evident as a conspicuous horizontal plane of ferruginous-lateritic crust, usually marked by the presence of resistant Paleo-zoic-Mesozoic sandstones. Tertiary Trap basalts spread on the peneplain, the preserved thickness of the basaltic cappings being not more than several hundred metres. Lithology In terms of the division of the Ethiopian Precambrian, the majority of the rocks in northern Ethiopia belong to the Upper Complex, which forms a thick inhomogeneous succession of different lithologies of volcanic and sedimentary origin, and is subdivided into the lower Tsaliet Group and the upper Tambien Group. Certain rocks are suspected to belong to the Lower Complex: the foliated granodiorites below the metavolcanics in the Enticho area, the amphibolites and biotite granite on the Buri Peninsula southeast of Massawa, and the granitic-gneissic migmatised rocks in the coastal region northeast of Asmara (G. Mer la et al., 1973). Similar older rocks also form small outcrops in the Danakil area (J. Brinkmann and M. Kursten, 1970). Upper Precambrian volcanic-sedimentary rocks. The Tsaliet Group comprises mostly volcanic rocks of varied character: basic, intermediate and felsic extrusives are interbedded with pyroclastics ranging from coarse agglomerates to fine tuffaceous mudstones and siltstones, with minor interbeds of argillaceous and arenaceous sedimentary rocks such as shales, quartzites, greywackes, in places biohermal limestone and subordinated conglomerate. The strongly chloritised massive and schistose volcaniclastics appear as chlorite-sericite schist, micaceous and augen schist, quartzitic and sericitic greenschist, exhibiting frequently a greywacke affinity. The massive varieties are strongly epidotised, the original texture and mineralogy obliterated; such rocks may have been originally mafic or lithic pyroclastics. The rocks are intimately interbedded with considerable vertical and lateral variations. The Tsaliet Group is about 1,500 metres thick in Central Tigre (M. B e y t h , 1972), its thickness increasing northwards to an estimated order of several thousands of metres in Eritrea. The volcanogenesis is evident; practically the Table 1 Chemical composition of some extrusive rocks (per cent) Locality Sample No. Si02 Ti02 A,2°3 Fe203 FeO MnO MgO CaO Na2° k2o P2°5 S h20" H/ Toial Embaderho 1 2 3 66 .0Q 71.10 66*90 0.30 0.18 0.30 17.70 15,10 17,20 1.73 0.84 0.97 2.08 1.67 0.71 0,03 0.04 0.03 1.44 0.98 1.38 5.67 2.15 5.70 3.82 5.12 3.85 0.51 0.53 0.63 0.17 0.15 0.17 0.19 0.02 0.19 0.23 0.15 0.18 2.09 1.21 2.05 100.72 99.78 100.96 Adi Nefas 4 5 73.60 64.08 0.05 15.46 18.58 0.56 1.64 0.06 0.06 0.21 1.24 1.50 3.99 5.43 2,50 1.37 2.00 0.09 2.14 5.78 100.38 99.96 Adi Rassi 6 7 59.27 49.38 18.05 15.84 5.43 18.85 0.15 0.24 4.07 3,43 5.39 2.98 4.70 2.95 0.70 0.80 0.12 0.50 2.23 4.98 100.11 99.95 Marahano Hamasien B 9 78.83 54.21 0.52 10.79 15.11 2.35 1.16 3.94 5.25 0.33 6.42 0.19 8.19 5.61 3.96 0.88 1.91 tr 0.14 0.67 1.28 100.81 100.93 Provenance of samples: No. 1 Embaderho. Porphyrite; drillhole EMB 1/70, depth 85.50 m No 2 Embaderho. Quartz keratophyre; EMB 1/70, depth 224.15 m No. 3 Embaderho. Quartz porphyrite; EMB 1/70, depth 310.50 m No 4 Adi Nefas. Quartz keratophyre; drillhole AN 5 A/68, depth 76.40 m No. 5 Adi Nefas. Altered dacite (andesite?); drillhole AN 5 A/68, depth 120.50 m No. 6 Adi Rassi. Porphyrite outcropping east of the North Hill No. 7 Adi Nefas. Spilitic magnetite andesite; drillhole AR B/l, depth 105 m Data from G. Dainelli (1943): No. 8 Marahano (about 10 km south of Asmara). Keratophyric quartz porphyry No. 9 Hamasien. Diorite porphyry < o in e, 13 g* a whole Group can be accounted for in terms of volcanic provenance. The succession is submarine though some coarse pyroclastics could also have originated subaerially. The extrusives are recognisable as quartz porphyrites, keratophyres, ande-sites and more spilitic varieties, texturally massive and schistose, their sodic nature obvious microscopically and chemically. Porphyritic albite is ubiquitous with chlorite, epidote and calcite the alteration products of original mafic silicates. Silica is abundant, forming layers of chert and jasperoidal rocks. Intraformational breccia occurs in places, the clasts lithics and chert fragments, grading to greywacke, the matrix tuffaceous and siliceous. Interbedded mud-stone proves subaqueous accumulation. The extrusives spread as flows on the sea floor probably from fissure openings, together with ejected water-lain pyroclasts and tuffaceous products, some of which may have originated also through nuee ardente type of activity. A metamorphic change of the original lavas of various mineralogic nature to a spilitic-keratophyric assemblage must be assumed as a consequence of the deuteric-fumarolic alteration which will be discussed below. Whether or not there is any cyclicity in the composition of the extrusive layers is not known. P. F. Pagnacco (1969) noted in the area south of Asmara a change from felsic rock types in the west, to mafic types prevailing in the east. More mag-matic cycles, starting with basic and terminating with more felsic magmas, could nevertheless be expected. The chemical composition of the extrusive rocks examined is shown in Table 1. The extensive alteration, as reflected in the present whole-rock chemistry, makes classification difficult. Two analyses (Nos. 8, 9), obviously referring to the same rock types, have been added from G. D a in e 11 i (1943). The Tsaliet Group is overlain by the more sedimentogeneous Tambien Group, its thickness apparently of the order of several thousand metres. It consists of shale, slate and quartzite with interbeds of volcanogeneous rocks and dark limestone which merge into the former, making differentiation practically impossible. The younger Didikama, Sheraro and Mateos Formations overlie the former two Groups on the margins of the discussed area, either conformably or unconformably, and consist of limestone, dolomite, calcareous sandstone and finer marine sediments (V. Kazmin and A. J. Warden 1975). Ultrabasic rocks and their metamorphic derivatives have not been encountered and do not, to the writer's knowledge, exist in the area discussed. Serpentinites exist in the Lower Barca valley in extreme northwest Eritrea (L. Us o ni, 1952), and reportedly also in southwestern Eritrea (V Kazmin and A. J. Warden, 1975). For practical purposes, and as shown in Figure 2, the Upper Precambrian sequence can be roughly subdivided, on the regional scale, into three litho-stratigraphic units: massive metavolcanics are prevailingly massive and schistose extrusives and pyroclastics with subordinated sedimentary rocks, schistose metavolcanics are prevailingly schistose bedded volcanogeneous sediments, and metasediments, on the top of the succession, have been derived mainly from argillaceous-arenaceous-calcareous sediments with very minor reworked volcanic material. Sulphidic and oxidic ore deposits and occurrences, usually accompanied by quartz veins and skarn-type epidotised rocks, are intercalated within the Tsaliet and Tambien succession. Ferruginous chert and purple siliceous zones also occur in the upper sedimentary unit. Intrusive rocks. A variety of feisic rock of apparently granitic-dioritic composition intrudes the Upper Precambrian sequence. No systematic penological examinations and no differentiations on the regional scale have ever been done. The granitoid rocks show variations from foliated gneissose granite merging into surrounding schist, porphyritic granite and granodiorite to finegrained microgranite, syenite and diorite, with subordinated gabbro in places. The form of the masses varies between huge irregular or elongated complexes with schistose rocks preserved as roof pendants only, and rounded circular masses of quite restricted dimensions. The intrusive rocks cover more than half of the area referred to, as in other parts of the northeastern Africa and Arabia, where foliated gneissose granite has been considered "syntectonic", the others, especially minor, rounded or circular, clearly intrusive bosses "posttectonic". Such a simplified division seems inadequate since the intrusives obviously differ in composition, origin and age. The greater part of the granitic rocks in northern Ethiopia have been identified with the Mareb Granite of the Central Tigre, which intrudes the Tsaliet and the Tambien Groups. The prevailing rock type is a leucocratic, pink, alkali potassic porphyritic granite, euhedral orthoclase and microcline perthite being the prevailing phenocrysts, and sodic plagioclase quite subordinate. The mafic minerals are biotite and hornblende. There are variations in texture and mineral composition within the intrusive bodies. Medium-grained granodiorite is widespread, with quartz and sodic plagioclase present in larger amounts. Quartz may be absent and the rocks grade to monzonite and syenite, the latter occurring as small isolated bosses. M. Beyth (1972) gives the following composition for the Mareb Granite: Si02 Al203 No20 K20 (per cen») 68,2-63.6 18.4-14.0 7.12-5.85 2.94-2,6 7 Some older data for various granites by G. D a i n e 11 i (1943) show the following composition (Table 2). The rocks are peralkaline. C. R. N e a r y et al. (1976) stressed this feature as being typical of the "Younger granites" in Sudan. Field evidence suggests that certain rather smaller masses, by their mineralogy, colour index and composition, are closer to diorite. Typical examples are the intrusive rocks northwest of Asmara in the Embaderho-Ad Teclesan area; these sodic granitoids correspond compositionally and mineralogically to porphyritic quartz keratophyre i nterlayered with massive ore in the Embaderho sulphide deposit. The chemical composition of the Embaderho quartz diorite, together with two examples of dioritic rocks quoted by G. Dainelli (1943) is shown in Table 3 (Nos. 2, 3). Table 2 Chemical composition of various granites (After G. Dainelli) Sample No. S'Qj TiQg A,2°3 F*2°3 FeO M00 CaO Na20 k2o P2°5 H/ 1 73.19 - 13.55 0.46 - 0.28 0.94 5.68 4.82 tr 0.40 2 73.96 tr 13.75 0.52 0.99 0.48 1.90 5.62 2.55 0,17 0.25 3 58.67 tr 17.66 2.21 3.85 3.28 4.82 5.86 3.27 0.57 0.49 4 74.36 - 13.56 0.67 1.19 0.29 0.89 4.51 4.93 tr 1.01 Provenance of samples: No. 1 Adi Enfi (Decamerhe). Granite No. 2 Fort Cheren. Granite No. 3 Elabaret east of Cheren. Granite No. 4 Coatit (Senafe-Saganeiti area). Quatrz diorite Table 3 Chemical composition of dioritic rocks Sample No. SiOj TiOg A|2°3 p*2°3 FeO MnO MgO CaO Na20 k2o P2°5 5 h2o+ 1 69.00 0.18 15.30 1.68 0.59 0.03 0.91 5.23 3.83 0.53 0.15 0.04 2.55 2 58.67 0.19 16.21 4.17 3.54 3.19 6.25 5.09 1.89 0.25 1.29 3 51.04 0.72 17.81 3,75 6,17 5,30 8.98 3,81 1.01 0.72 1.48 Trovenance of samples: No. 1 Embaderho. Quartz diorite; drillhole EMB 4/70, depth 198.4m No. 2 Adi Berim (Coatit). Quartz diorite No. 3 Brigantia (Cheren). Amphibole diorite Although little can be said from one analysis, the composition of the Embaderho quartz diorite (No. 1) seems close to the composition of batholitic granites in Sudan, quoted by C. R. Neary et al. (1976). The rock is, however, extensively altered and difficult to classify. Some smaller dioritic bosses occur adjoining the granite west and east of Asmara. P. F. Pagnacco (1969) mapped diorite in the Adi Daro area, C. R. Garland (1972) in the Adigrat area and R. M. Parsons (1965) on the eastern escarpment M. Beyth (1972) observed dioritic stocks associated with the Mareb Granite in Tigre and named them Forstaga Diorite, the typical being a quartz-amphibole diorite with biotite and pyroxene, foliated in places and containing secondary minerals, its composition ranging as follows: Si02 AI2Q3 CoO K20 (per cent) 58.6-53.5 16.2-12.5 6.3-6.0 2.7-1,24 He stated, that diorite was intruded before the Mareb Granite. However, textural and compositional variations between granitic, granodioritic and dioritic rocks are common. Rocks of dioritic appearance, grading into granite, were noted on the margins of the Decamere granitic stock near Adi Rassi, near Dongolo Basso, in the Agametta area, south of Adi Quala, near Adi Daro, at Tsehafe Emba, north of Axum and elsewhere. Dioritic rocks apparently originated by differentiation. However, not all the recognised diorites seem to be comagmatic. Apart from peralkaline granite characterised by potash feldspar, there is. at least, an intrusive generation of dioritic rocks with abundant secondary minerals replacing virtually all primary mafic minerals. It is subalkaline, sodic, very low in potassium and ferrous iron, with rather high lime content. The petrochemical similarities with the porphyritic-keratophyric types of Tsaliet metavolcanics suggest a common origin, the rocks of the same magmatic episode probably formed by some sort of differentiation of original melts, emplaced partly as domes and partly extruded as flows on the sea floor. Other rock types present in forms of smaller bosses, apparently differentiation products as well, are gabbros and syenites. The Gemahlo ring complex in the extreme west of the area has a gabbroic-syenitic core surrounded by porphyritic microgranite. Many similar rings, about 83 recognised so far, occur in the northeastern Sudan and appear to be of the "Younger granite" type, their actual age uncertain (J. R. Vail, 1971; 1973; J. C. Briden, 1973). The thermometamorphic effects are hardly to be found on the contacts with intrusives; they emplaced apparently at shallow depths and were relatively poor in volatiles, producing only modest metamorphic aureoles. Numerous aplitic and porphyritic dykes intersect all rock types in various directions, their age uncertain, apparently belonging to further stages of magmatism. The prevailingly fine-grained leucocratic rocks are rich in feldspar and mostly strongly weathered (kaolinised) on the surface. Melanocratic meta-doleritic dykes occur in places. Auriferous quartz veins. Following the planes of weakness along foliation, there are numerous auriferous quartz veins and reefs in Eritrea, the gold grades variable between 2 and 30 grammes per ton. Epidote, chlorite, carbonate and sericite are associated with scarce sulphides, copper stainings frequent. The veins are varied in lenght, width and depth, the largest up to several hundred metres long and several metres wide. They were extensively mined in Eritrea in the past (L. Usoni, 1952; D. Jelene, 1966). The age of emplacement of auriferous reefs is uncertain. Time relations and correlation Regarding the ages of Precambrian rocks in Ethiopia, no systematic dating has been done. A correlation was attempted by V. Kazmin (1975), who originally ranged the Tsaliet Group within the 1,000—750 Myr interval, but considered later lowering it within the middle part of the Upper Proterozoic (1976). The number of random radiometric age determinations of the Precambrian in Ethiopia is more than 50. The majority of ages in different rock types fall within to range of 550 ± 100 Myr, defining the Pan African thermo-tectonic episode or event (W. Q. Kennedy, 1964; H. M. E. Shurmann, 1964), and reflecting the Mozambiquan rejuvenation which is evident over the whole of East Africa. Seven K/Ar determinations from northern Ethiopia and nine from southern Ethiopia gave isotopic ages older than 650 Myr, of which three Rb/Sr ages of 7 — Geologija 21/n gneissose-granites fall within the range of 680 Myr, and one, for a metamorphic rock, gave an age of 1,030 ±40 Myr (A. M. Chater, 1971). In western Ethiopia two K/Ar ages near 1,400 Myr were obtained on granitic rocks, and one age 794 ± 40 Myr for a "younger" dioritic rock intruding the former, its lithology variable and comprising also syenitic and gabbroic rocks (Metal Min. A g. of Japan, 1974, unpublished report). A summary of age determinations higher than 650 Myr is given in Table 4. The scattered isotopic data of varied provenance and mainly by K/Ar method, with little reliable field geological information and even less complementary penological, geochemical and structural studies, must be treated with caution. They nevertheless suggest that the basement might have originated much earlier than the discrepant Pan African 550 ± 100 Myr apparent ages indicate. There has been much uncertainty about the ages of the granitoids in Sudan. The earlier Batholitic granite shows gradational assimilation boundaries, whereas the Younger granite appears in discrete bodies of variable lithologies intruding the earlier, and associated with comagmatic extrusives (I. R. G a s s and C. R. Neary, 1970). The granite of the northeastern Sudan shows apparent Mozambiquan K/Ar age in the 630—420 Myr range (J. R. Vail and D. C. Rex, 1970; J. R. Vail, 1971). A. J. Whiteman (1971) reported a minimum 740 ± 80Myr age for the Younger granite. B. J. Cavanagh (1974) gave, on Rb/Sr analyses, a 465 Myr age for the Younger granite, and for the Batholitic granite the order of 590 Myr, but for the extrusives 670 Myr. C. R. Neary et al. (1976) established that the Batholitic granite, together with the oldest phase of the Younger granite and volcanics as well, all carry an isotopic age of about 700 Myr and belong to the same magmatic cycle. The age of emplacement of younger granite ring complexes was believed by J. R. Vail (1973) to be mainly Paleozoic. J. C. Br id en (1973), however, Table 4 Isotopic age determinations higher than 650 Myr Province Number of determinations (Minimum) age range Myr Method Rock types Eritrea 5 690-650 K/Ar granitoids> porphyrite 1 754 M pegmatite 1 976 M mica schist Sidamo 5 around 650 K/Ar gneiss, pegmatite, gra- nites, amphibolite 3 680 Rb/Sr gneisses 1 740 115 K/Ar gneiss 1 1,030 ±40 Rb/Sr phyllite We lega 2 1,400 K/Ar foliated granitoids 1 794 4 40 K/Ar "younger" granite (diorite) gave the corresponding minimum age estimate of 750 + 50 Myr by paleo-magnetic reversal chronological study. There are at least three phases of younger granites in Sudan, the last two having ages of 500 Myr and 100 Myr (C. R. Neary et al., 1976). For southern Egypt, M. Y. Meneisy (1972) reported a number of Rb/Sr ages in the range of 1,365—1,150 Myr, which might be "the age of the main Precambrian metamorphism". However, the ages of synorogenic plutonites in Egypt range between 1,000—800 Myr. Another widespread magmatic activity took place around 600 Myr, and a younger episode took place between 100—70 Myr. In Saudi Arabia, according to G. F. Brown (1970), the major plutonic events seem, from mostly Rb/Sr determinations, to have occurred at about 1,000, 735—720, 670—660 Myr, the latest 570 Myr data reflecting the Pan African event. An extremely thick volcanic-sedimentary sequence is cut by intrusives of the 1,000 Myr epoch. Syntectonic gneissic rocks and intermediate massive, discordant calc-alkaline granites, comparable to synorogenic plutonites in Egypt, range in age from 1,000—710 Myr (G. F. Brown and R. O. Jackson, 1960). The discordant post-tectonic younger granites generally occur as circular batholiths. Intrusive felsic rocks of Mesozoic age were found as well (M. Gillmann, 1968). In light of these data, a tentative dating of the basement in northern Ethiopia can be attempted. The Tsaliet and the Tambien Groups are intruded by granitoids, and the field data suggest more stages of felsic intrusions. The petrochemical data, insufficient as they are, point to a similarity between some of the intrusives and the extrusives of the Tsaliet Group. It might be therefore possible that the oldest foliated granitoids such as quartz diorites, the early stages of later granitoids and the extrusives of the Tsaliet Group are comagmatic, representing the intrusive and extrusive phases of the same magmatic event, limited to a relatively short time interval. C. R. Neary et al. (1976) came to similar conclusion for the early magmatism in northeastern Sudan. If the isotopic ages around 1,000 Myr are "real" relict dates reflecting the earlier metamorphic events, then the Tsaliet succession would be at least 1,000 Myr old. How "real" two 1,400 Myr K/Ar ages for Welega granitoids are is not clear for the time being; they are better treated with caution. If the early intrusive magmatism was coeval with the eugeosynclinal volcanism, then the oldest granitoids might correspond to the synorogenic plutonism of J .000—800 Myr age in Egypt and Saudi Arabia. This was a period of major tectonic activity in the Earth's geological history, accompanied by magmatism of regional proportions (H. P. Bott, 1971). The early magmatics probably originated from differentiated (ultramafic) mantle and possibly also, at least partially, by anatectic crustal melting. Later upsurges of the magma followed, the "younger" intrusive events indicated to have occurred at about 800—740 Myr and 690—650 Myr, possibly followed by the early Paleozoic and later Mesozoic-Tertiary plutonism, corresponding to the established phases in Sudan, Egypt and Saudi Arabia, the ages of the later plutonism bearing the regional Mozambiquan inprint. The stratiform sulphide deposits apparently originated from the oldest magmatic cycle of 1,000 Myr range. Later episodes were involved in subsequent hydrothermal rearrangements. Massive base metal deposits of volcanogenic origin exist in Saudi Arabia in similar environment (Dr. Garnet, pers. comm.), as well as in southern Egypt (T. Ivanov et al., 1973). M. Bey t h (1972) and V. Kazmin (1975) attempted correlations of the Upper Precambrian formations with those of the adjacent countries. The absence of reliable chronological data and facial variations at widely separated localities make such attempts difficult. Nevertheless the Tsaliet Group was correlated with the Halaban Formation of Saudi Arabia and the Dokhan Formation of Egypt, and the Tambien Group with the Murdama Formation of Saudi Arabia. However the thickness of the geosynclinal volcanic-sedimentary sequence in Saudi Arabia is of the order of tens of kilometres (G. F. Brown, 1970), and something less in Egypt. The lower limit of the Halaban, set at about 1,000 Myr (A. H. Sabeth, 1972) might be, together with the Dokhan Formation, even older. The Tsaliet Group may therefore correspond to the lowest part of the Halaban Formation or even to the Baish greenstones underlying it, the corresponding element in Sudan the Nafirdeib Series (A. J. Whiteman, 1971; A. H. Sabeth, 1972). Structural features The available data on pre-Cretaceous (pre-Rift) tectonic in northern Ethiopia suggest that major orogenic deformations affected the region. The absence of systematic studies makes the interpretation of the early regional tecto--geology difficult. A dominant submeridional geological trend is obvious in the structural pattern of the Precambrian assemblage, swinging from the meridional direction in the Asmara area gradually westwards in central and western Tigre. The foliation and bedding are generally conformable. The rocks have been tightly folded, the axes of isoclinal folds trending in the same direction, the variable dips generally steep. C. R. Garland (1972, unpublished report) observed monoclines, open folds, also recumbent folds and thrusts in central Tigre, the axial planes of overturned folds dipping west and northwest. Tight isoclinal folding is clearly evident in western Tigre, the attitude of the beds steep. Vertical dips prevail also in the Asmara area where the folding is evident in the repetition of units. All the deformations were caused by east-west directed compression. Major faulting, trending in the same directions, has been recognised, the fault planes either vertical or steeply inclined west. Low-angle thrust-faulting is suspected as well, paralleling the bedding and hence difficult to recognise. Such a structure is indicated in western Tigre, where the Sheraro Formation discordantly overlies the volcanic-sedimentary complex. These dislocations within the Precambrian sequence are considered to be mainly of early origin, forming arcuate lineaments more or less oblique to the trend of the eastern escarpment, which is associated with the post-Cretaceous rifting. The faulting, representing the main tectonic stage in the post-Paleozoic period, is associated with the formation of the Rift system. The uplifting of the plateau is confined mainly to the proximity of the escarpment, the fault planes dipping steeply east, the displacements eastwards (P. Mohr, 1962). Younger faults on the plateau cut across the Precambrian lineaments either parallel to the Rift trend or obliquely to it, with minor lateral and vertical displacements. Rift tectonism was accompanied by basaltic eruptions, from the Trap Series covering the plateau to the recent volcanism, which is still active in the Afar today. DESCRIPTION OF DEPOSITS AND OCCURRENCES The known ore deposits and occurrences are shown in Figure 2. They appear as conspicuous elongated outcrops, conformable with the bedding of the enclosing rocks, but exhibit also irregular, breccious or fissure character, their size rather restricted in dimensions. Some of them have been more or less explored and the majority reconnoitred only. The main primary ore minerals in order of abundance are pyrite, sphalerite, chalcopyrite, pyrrhotite, magnetite, galena and some minor sulphides. Silver and gold are present and associated with the sulphides. The primary gradings are rather low; increased tenors have originated mainly in secondary enrichments. Embaderho The prospect is situated 10 km northwest of Asmara. It was explored during 1969—1971 by detailed mapping, soil geochemistry, some magnetic and electromagnetic survey and deep drilling (7 holes totalling 1,363 m). The "S" shaped gossan is about 1 km long and up to 100 m wide, conformable within the foliated rocks and dissected by longitudinal faults, as illustrated in Figure 3. Weathered quartz diorite outcrops to the east, and another smaller boss of granite porphyry merges into the adjacent schists to the west. The enclosing lithologies are massive epidotised volcaniclastic greenstone, tuffaceous greenschist, quartzose hornfels rock, chlorite schist, mica-sericite schist, pyritised quartzitic rock, all varying laterally and vertically, intimately interbedded with porphyritic-keratophyric layers and massive amphibole--chlorite cherty rocks. Numerous aplitic dykes and quartz veins are scattered in the area, the largest the 600 m long Medrizien quartz reef nearby, being mined for gold in the past, the grading 3 to 8 grammes per ton (L. U s o n i, 1952). It is surrounded by hydrothermally affected sericitised and silicified rocks. Beds of massive sulphides occur within the sequence. Drillhole EMB 1/70 (45°, 315.15 m) intersected 20 layers of massive ore, some several metres thick, and numerous beds, bands and zones of disseminated sulphides, together with more than 40 layers of porphyritic extrusives. Drillhole EMB 7/71 (45°, 114 m) intersected more than 30 m (true thickness) of massive pyritic ore, and other drillholes revealed abundant ore and extrusive layers as well. Drill sections are illustrated in Figure 4. Petrography. The interlayered porphyritic rocks are prevailingly leucocratic fine- to medium-grained with low, slightly variable colour index, the textures felsophyric and felsitic. Quartz and feldspar occur as phenocrysts, the former + +1 quartz diorite i mfca and sericite schist ■ • • ;;ipvritised quartzitic rock porphyritic extrusive s i— creenschist and epidotised 6reenst0ne q quartz reef -j- 7$ strike ano dip of fou at ion 20 orill-hole gossan apute ^zzzz fault: observed, inferred x abandoned sold mine Fig. 3. Geological map of the Embaderho prospect in bluish, corroded, rounded grains up to 5 mm in size, the latter smaller and strongly replaced by a turbid, opaque aggregate. Twin measurements normal to (010) indicate albite to albite-oligoclase. Remnants of hornblende are rare. There is white mica but no biotite, and chlorite and epidote are ubiquitous. Strong alteration has replaced the primary minerals by a fine-grained mosaic of chlorite, zoisite, sericite, epidote, calcite and quartz, all of them forming the microcrystalline matrix. Minor irregular sulphides are present as well. The outcropping intrusive rock in the Embaderho area, though weathered, is similar in appearance. Encountered at depth in drillhole EMB 4/70, a gradual textural transition from porphyritic into hypidiomorphic granular massive rock was revealed, the mineralogy essentially the same as in the extrusive porphyritic layers. The strongly altered rocks can best be designated as quartz diorite. The quantitative mineral composition of 4 samples of the Embaderho extru-sives and one sample of quartz diorite is given in Table 5. Compositional and chemical similarities (Tables 1, 3 and 5) suggest that the intrusive and the porphyritic rocks are comagmatic, derived from the same source and apparently coeval. These rocks have been extensively altered. To what extent the present composition — high alumina, magnesia and lime contents, low sum total of alkalies with sodium exceeding potassium nearly 7:1 and low ferrous iron — reflects that of the original magma, or if it is due to a later metasomatic redistribution of components, has not yet been sufficiently examined. The determinations of alkalies and earth alkalies on a number of rock samples, visually selected as altered to different degrees show, as Table 6 illustrates, that magnesium and calcium contents sharply increase with stronger alteration, whereas sodium seems to decrease and potassium remains unaffected. A tentative conclusion can be made that the original early magma produced shallow domal intrusions under the depositional basin, at the same time erupting subaqueously on the sea floor forming alternating flows with sediments and stratiform sulphides. A close genetic link with the formation of the sulphides is implied via solutions to which, partially at least, the extensive rocks' alteration must be attributed. Whatever the origin of albite — either magmatic or due to soda metasomatism in the early stages of magma consolidation from earlier more calcic plagioclases — lime and magnesia must have been intro- Table 5 Mineral composition of magmatic rocks at Embaderho Porphyritic extrusive* Quartz diorite Samples: A B C D E Phenoerysts: Quartz 5 2 8 7 15 Feldspar (albite) 35 35 30 30 35 Hornblende - - - - 2 White mica (sericite) 10 15 6 15 10 Chlorite 10 7 20 5 8 Epidote and zoisite 12 5 8 8 5 Calcite 3 2 2 3 3 Granular opaque matrix 25 34 24 32 32 Samples are: A Porphyrite; drillhole EMB 1/70, depth 85.5 m B Quartz keratophyre; drillhole EMB 1/70, depth 136.2 m C Mesocratic quartz keratophyre; EMB 1/70. depth 224.2 m D Quartz porphyrite; drillhole EMB 1/70, depth 310.5 m E Quartz diorite; drillhole EMB 4/70. depth 198.4 m Table 6 Alkalies and earth alkalies in variously altered extrusives at Embaderho Drillhole m I« Mfl0 Ca0 ^2° K2° Rock EMB 4/70 5 1.02 4.15 4.34 0.69 Quartz diorite, slightly altered 1 0.96 4.00 7.40 0.78 Aphyric porphyrite, slightly altered 9 1,34 5.68 4.21 0.76 Altered porphyrite 1 1,55 8.40 6.30 0.72 Aphyric porphyrite, strongly altered Porphyrite, strongly altered 1 2.01 9.6 1.25 1.27 1 8.8 13,4 0.33 0.19 Quartz keratophyre, extremely altered 2 1.1 3.03 6.25 0.61 Contact of porphyrite with ore duced from an extraneous source by solutions, which apparently caused epi-dotisation, zoisitisation and carbonation of the original rock. The same low-temperature hydrous mineralogy is observed also in the schistose members of the volcanic-sedimentary pile: chlorite, white mica, epidote-zoisite, tremolite-actinolite, talc, quartz and some albite and calcite are the essential constituents. Pyrite metacrysts (?) in these rocks are arranged in bands parallel to foliation, often corroded, fragmented and altered to secondary limonitic products surrounded by patches of chlorite and epidote. Bio-tite is completely absent in the schists as well, though there is phlogopite in certain parts of the rocks, usually associated with sulphides, and seemingly a secondary mineral. Contacts of ore with greenschists are mainly gradational, with streaks of disseminated sulphides and magnetite in chlorite- and epidote-enriched schists, the rocks dense and cherty. Contacts of porphyritic flows with massive ore are sharp and marked by a narrow zone of fine-grained granoblastic of nemato-blastic intergrowth of lime-bearing silicates, with abundant chlorite, sericite, phlogopite and calctie. In ore, coarse crystalline pyrite marks the contact, with interstitial quartz and locally concentrated chalcopyrite. Ore mineralogy. The mineral paragenesis of the Embaderho ore is rather simple.Pyrite is the most abundant sulphide mineral. At least three generations are present. The early euhedral pyrite in grains up to 15 mm in size is usually poeciloblastic and corroded. It apparently crystallised first, together with lime silicates and magnetite, and was replaced by other sulphides. Another generation forms irregular granular masses, clustering around larger grains and interbanded with younger sulphides (Fig. 5). The bulk of pyrite occurs as a globular aggregate of densely packed oval grains, with interstitial quartz, calcite and small amounts of other sulphides. There is also a microcry-stalline gel-pyrite, occuring in irregular rounded forms of apparently colloform origin. Magnetite forms individual euhedral crystals up to 10 mm in size; poecilitic inclusions of pyrite, and blebs of pyrrhotite and sphalerite are common (Fig. 6). The bulk of magnetite occurs as finegrained masses, usually associated with granular sulphides in narrow alternating bands. It is intimately associated with sulphides but much less abundant than pyrite. Pyrrhotite, too, occurs in fine-grained porous form, mixed and interbanded with other sulphides (Fig. 7). Together with magnetite it is found in deeper parts of the sequence only, forming massive ore and in places prevailing over pyrite. Associated with coarse chalcopyrite it forms also distinct vein-like inclusions in massive ore. Chalcopyrite seems to occur in at least three generations: as inclusions in the early euhedral pyrite and magnetite, as unoriented exsolution blebs in dark sphalerite associated with massive magnetite-pyrrhotite ore (Fig. 8), and as individual subhedral grains and interstitial fillings. It forms replacement rims around the early pyrite, and it is seen to grade into gel-pyrite. Sphalerite is the most abundant base metal sulphide. It occurs in irregular grains and shows mutual boundaries with chalcopyrite. At least three generations are present. A dark brown xenomorphic variety is closely associated with granular magnetite and contains minute exsolution blebs of chalcopyrite. It is also poecilitic in the early pyrite and forms interstitial fillings in mosaic pyrite, replacing it. Another deep yellow resinous variety appears interstitial on higher levels, and in veins with quartz and other sulphides. Galena is obviously a later constituent and is present in very minor amounts, mainly in globular pyrite ore, replacing pyrite. It is found also in bands of disseminated sulphides within the greenschist, and occurs associated with lime silicates and vein quartz as well. Chalcopyrite and bornite occur occasionally at upper levels, both apparently of supergene origin. Quartz is the main gangue mineral. Silicate gangue minerals epidote, tre-molite-actinolite, chlorite, white mica and phlogopite occur in prismatic crystals and felted aggregates, usually idiomorphic against opaque minerals, or forming the matrix in which they are embedded. Crystalline calcite is abundant in places. Gypsum was also identified in banded ore, its hypogene or supergene nature unclear. Deep green chlorite and epidote occur with sulphides in vein quartz, and andradite is exceptionally present as well. Fig. 5. Early euhedral pyrite surrounded by gel-pyrite. Spec. EMB 1/70; No. 15. X 150 Fig. 6. Granular pyrite-magne-tite-sphalerite ore, intergrown with lime-iron silicates. Spec. EMB 4/70; No. 59. X 150 Fig. 7. Irregularly shaped texture of pyrrhotite-magnetite ore. Spec. EMB 1/70; No. 15. X 150 Fig. 8. Magnetite-sphalerite ore with exsolved chalcopyrite in dark sphalerite. Spec. EMB 4/70; No. 66. X 150 Fig. 9. Banded massive sulphide ore: pyrite, magnetite and tremolite-actinolite interban-ding. Granular pyrite embedded in quartz at top. Spec. EMB 1/70; No. 87 Fig. 10. "Porphyroblastic" ore: early subhedral pyrite surrounded locally by chalcopyrite, in a fine-grained, banded matrix of pyrrhotite and magnetite. Spec. EMB 1/70; No. 18 10 mm 10 mm Texture, paragenesis and zoning. The ore is fine- to medium-grained, prevailingly banded (Fig. 9) but also dense, even-grained massive, occasionally with larger grains ranging to 15 mm in diameter scattered in places. Very finegrained masses with colloform-like texture are rare. »Porphyroblastic« texture (Fig. 10) is confined rather to lower levels, and mosaic-textured pyrite ore to upper ones. The apparent mineral paragenetic sequence, as deduced from examinations of polished sections, indicates that the euhedral pyrite, magnetite and lime-iron silicates formed first. The flowage-textured magnetite and pyrrhotite followed, embedding the early minerals and interbanding with other components. Sphalerite, chalcopyrite, second generation pyrite and galena seem to be associated with the later surges of the mineralising fluids. The following succession is normally observed in banded ore: Quartz, chlorite and lime-iron silicates pyrite prevailingly magnetite and pyrrhotite magnetite and pyrite. The syngenetic zoning is expressed morphologically and mineralogically. In deeper parts of the deposit, closer to the dioritic dome, magnetite and pyrrhotite prevail, together with the early coarse-grained pyrite and lime-iron silicates, with pyrrhotite-chalcopyrite channels cutting across the ore mass. This portion obviously corresponds to "stringer ore" of D. F. Sangster (1972). Pyrrhotite decreases upwards whereas magnetite persists and pyrite prevails, the texture both banded and massive granular. The highest levels, thought to be most distant from the magmatic source, are composed of mosaic-textured ore of even-grained pyrite, the grain size about 1 mm, with interstitial quartz, calcite, chalcopyrite, yellow sphalerite and galena, with traces of magnetite and lime silicates but no pyrrhotite. Microcrystalline colloform gel-pyrite occurs only in the lowest levels, chalcopyrite and sphalerite on all levels and galena is associated mainly with the yellow sphalerite. The zoning pattern may be simply explained by decreasing temperature of the ore-bearing solutions with the distance from the magmatic source. There were however more surges of fluids at variable temperatures, as evidenced morphologically and paragenetically. Swarms of quartz veins with pyrite, chlorite, chalcopyrite, calcite, epidote and even brown-pink garnet can be seen in the greenschist adjacent to ore, the features apparently channelways in which the solutions moved. The composition of the ore can be seen from the assays of drill cores. The bulk composition encountered in some drillholes is shown as average values in Table 7, and in Figure 4, the expected average tenors in Table 12. There is no trend in metal contents and no correlation between pairs of metals. Gold has not been determined; it is low if there is a linear relationship with base metal values (J. Kaliokoski, 1965). Gold values up to 1.2 ppm have been detected in soil, the corresponding silver values up to 4 ppm, and molybdenum values up to 7 ppm. The tonnage of the deposit is indicated in the order of several millions of tons of the ore mass. Table 7 Metal contents of drill cores at Embaderho Ore layers ^ thickness Number H Cu Zn (per cent) Pb Cd As (ppm) Co Ni Ag (a/*) Metal ratio CusPbsZn Drillhole EMB 1/70 11 max« 9.50 min« 1,53 overage 5 «07 1,40 0«10 0.77 0.43 0.05 0.23 56 17 31 490 5 66 59 17 39 519 49 230 28 12 22 8 2 4,7 250:1:74 Drillhole EMB 4/70 10 max* 11«40 min« 0,96 average 3 «84 1.14 0.01 0.39 3.8 0.11 1.81 790 6 135 ? 58 20 36 515 30 121 90 13 35 14 4 8 30:1:134 Drillhole EMB 6/71 7 max* 5 «16 min« 1«42 average 2 «72 0.64 0.04 0.31 6.55 2.11 3.49 121 76 90 196 9 87 73 14 43 ? ? 32 4 12 34:1:390 Drillhole EMB 7/71 4 max. 12*85 min« 1«32 average 5 «66 0.76 0.25 0.49 3.84 1.77 2.49 158 28 104 124 36 87 65 23 49 ? 7 17 11 14 50:1 £50 Weighted mean composition of ihe ore moss 0.52 1.83 87 80 10 Adi Nefas Situated 5 km north of Asmara, the prospect was explored between 1967 and 1971 by soil sampling, detailed mapping, electromagnetic and magnetic survey and deep drilling (9 holes totalling 953.9 m). The deposit shows up as a 2 km long and up to 20 m wide dark siliceous gossan dipping 78° east, surrounded by, and petering out into schists. The country rock is an alternation of green chlorite schist, quartz-chlorite-sericite schist, massive greenstone, violet spotted schist, phyllite, mica schist and subordinated dark brown quartzite. Dyke-like porphyritic layers 3 to 15 m wide are aligned in the steeply dipping sequence. There are numerous quartz reefs in schist, some of them auriferous (L. Usoni, 1952). Figure 11 illustrates the deposit. The magmatic rocks are white-green banded porphyritic types, with quartz and feldspar phenocrysts up to 7 mm in size. Feldspars are polysynthetic lamellar twins of slightly altered albite-oligoclase, and turbid anorthoclase, showing fine gridiron twinning, peripherally intergrown with quartz and calcite. Quartz phenocrysts are corroded. There is some white mica, little chlorite, the groundmass a microcrystalline aggregate of quartz, calcite, sericite and kaoli- siliceous gossan ] strongly ferruginous schist limonitised sericite-chlorite greenschi5ts , greenstones ] quartz-sericite schist. mica porphyritic rocks slope scree , alluvium drill-hole foliation showing dip fault stream Fig. 11. Geological map of the Adi Nefas prospect Table 8 Mineral composition of magmatic rocks at Adi Nefas Sample No. (see Table 1) 4 5 Phenoerysts: Quartz Albite Anorthoclose Calcite 15 20 20 15 10 15 3 6 Matrix: sericite, quartz, calcite kaolinite, chlorite 52 44 nite. Calcite surrounding feldspars suggest alteration of initially more calcic plagioclase, and hence albite would be secondary. The sodic rock is comparable to quartz keratophyre. However field evidence on its syngenetic nature is not conclusive. Another example of felsic, greenish gray medium-grained porphyritic rock is strongly altered and shows unclear feldspar phenoerysts, few quartz grains in a mass of epidote, chlorite and calcite. The original identity of the highly aluminous rock is obscured by alteration. It may have been originally dacite or andesite or even a tuff-lava. The chemical composition of both rock types is given in Table 1, and the average quantitative mineral composition in Table 8. Drill intersections revealed massive, fine-grained, usually banded ore, composed alternately of pyrite, sphalerite and chalcopyrite, with quartz and barite gangue. In places, sulphides are intimately interbanded with schists. A typical section is shown in Figure 12. Vein-like sulphide concentrations appear also as open space fillings, apparently originated through later hydrothermal rearrangements. The mineralogy of the polymetal ore, as visible to the unaided eye on drill cores, is simple. The hypogene ore paragenesis and textural features, as developed from examinations of polished sections, can be summarised as follows. The prevailing pyrite is the oldest mineral, forming coarse-granular banded aggregates, the corroded grains rounded, with poecilitic chalcopyrite and sphalerite (Fig. 13). The early pyrite is embedded in and strongly replaced by a younger sequence of sulphides; the atoll replacement texture is conspicuous. A fine-crystalline second generation pyrite replaces sphalerite and galena (Fig. 14). Sphalerite strongly prevails quantitatively. It is a pale brown iron-poor variety, replacing pyrite marginally and centrally (Fig. 15). Chalcopyrite occurs in irregularly shaped grains forming interstitial masses, replacing pyrite and filling cracks in sphalerite. Tennantite occurs in isolated larger grains and is marginally replaced by sphalerite. Minor galena appears in small grains, everywhere associated with tennantite, and is locally replaced by sphalerite; it can be found also in small inclusions in later pyrite (Fig. 16). Enargite is present in very small rare grains, and minor lamellar, apparently hypogene, chalcocite is embedded in sphalerite. Supergene chalcocite shows preferential marginal replacement of chalcopyrite, sphalerite and galena but rarely of pyrite. Fig. 13. Granular texture of ore with younger sulphides replacing the early pyrite. Spec. AN 6; No, 17. X 150 Fig. 14. Late-generation pyrite replacing galena and sphalerite; galena in turn replaced by sphalerite. Matrix is quartz (black). Spec. AN 5/71; No. 1. X 150 Fig. 15. Atoll-textured early pyrite, replaced by sphalerite and chalcopyrite, with rims of chalcocite. Spec. AN 7; No. 2. X 150 B — Geologija 21/11 Cu Zn Pb (per cent) Range from to Estimated average Fig. 16. Granular ore of second generation sulphides in quartz. Spec. AN 6; No. 16. X 150 Table 9 Estimated ore grades of Adi Nefas ore Quartz is the prevailing gangue. Fine-crystalline barite is abundant especially in massive sphalerite-chalcopyrite ore. Minor calcite is present as well, accompanied by white mica and chlorite. Galena, bornite, covellite and tenorite have been observed in some quartz reefs in the vicinity of gossan. Gold and silver in Adi Nefas ore are probably associated with pyrite and tennantite respectively. There is no clear-cut correlation between precious and base metals. Microscopic evidence indicates that the early sedimentary mineralisation was followed by hydrothermal rearrangements of ore minerals in apparently permeable, tectonically originated features; the superposition is evident in the locally oblique trend of the gossan with respect to the foliation. The composition of ore is erratic and is shown for some metals in Figure 12. The ranges of metal contents, as determined on assayed split drill cores, and estimated average grades are shown in Tables 9 and 12. Debarwa The deposit is situated about 30 km southwest of Asmara. The unsuccessful drilling exploration of 1966—1968 (38 holes totalling 4,586 m) was resumed in 1971; together with detailed geological and geochemical surveys revealed the BLACK GOSSAN STRONGLY FERRUGINOUS ROCKS. BRECCIA JASPER. SILICEOUS ROCKS. CHERT GREENSCHISTS. CHLORITE--EPIOOTE-MICA SCHSTS QUARTZ • SERICITE SCHIST UNDIFFERENTIATED REODiSH ALTERED ROCKS kWI LATERlTE j BASALT DIKE v v | SCREE, ALLUVIUM ®6A DRILLHOLE ^M FOLIATION SHOWING DIP — FAULT LINE STREAM Fig. 17. Geological map of the Debarwa prospect Fig. 18. Sections of drill-holes DB 1/70 and 6 A, and Cu, Zn, Pb tenors at Debarwa prospect's economic potential. Nippon Mining Co. developed it during 1973—1974 and started mining. Three mineralised zones are evident on the surface and a fourth has been disclosed by soil geochemistry, trending more or less parallel with the foliation of the extremely weathered schist, dipping west at a medium angle (Figs. 17 and 18). Gossan consists of black botryoidal limonite, ferruginous earthy masse, limonitic breccia and jasper and impure barite, the latter occurring centrally within outcrops or forming »veins« in gossan. The largest barite body is well over 100 m long and several metres thick. No malachite staining can be seen on the surface. The prevailing rock types are quartz-sericite schist, sericite schist, chloritic greenschist and tuffaceous calc-epidote schist, and locally greywacke. Narrow beds of black shale and grey phyllite are intercalated. Some feldspathic porphyritic rocks were penetrated in drillholes, and interbedded layers of massive Fig. 19. Replacement texture of ore; black material is quartz. Spec. DB 6 A; No. 58 m. X 150 Fig. 20. Strongly corroded pyrite embedded in sphalerite and quartz (black). Spec. DB 3 A; No. 103.5 m. X 150 Fig. 21. Selective marginal replacement of younger sulphides by bornite. Spec. DB 6 A; No. 65 m. X 150 greenish rocks probably originated from intermediate volcanic rocks. Siliceous rocks such as silicified schist, chert and jasper are abundant and usually surround the ore. Numerous near-vertical basaltic dykes, belonging to Trap Series volcanism, run slightly obliquely to the foliation, together with numerous barren quartz veins. Mafic dykes, quartz veins and gossanous zones developed along the tectonic lines of weakness. Post-mineralisation faulting is evidenced by breccias, slicken-sides and shearing, the most prominent longitudinal fault following the Gual Mareb river valley. Drilling revealed massive, bedded, fine- to medium-grained polymineral ore, fine disseminations in schists and vein-like sulphide concentrations, the total thickness of several mineralised zones being of the order of tens of metres. The schists near ore are frequently kaolinised. The ore control is stratigraphical and structural, the ore zones dipping apparently under different angles. Soil geochemistry confirmed the multi-stage character of mineralisation, with copper and zinc distribution patterns indicating contemporaneous precipitation of both metals, and the separate deposition of lead, controlled by transversal faults. Polished sections of a number of random samples revealed hypogene mineral paragenesis similar to that of Adi Nefas. Pyrite is again the prevailing opaque mineral, the oldest in the paragenesis, surrounded by quartz and younger sulphides replacing it (Fig. 19). Its corroded grains are rounded and exhibit caries texture. A younger fine-grained generation of pyrite is also present. Sphalerite is intimately associated with the younger paragenetic associates chalcopyrite, tennantite and enargite, all of them anhedral and replacing the early pyrite (Fig. 20). Chalcopyrite is replaced by sphalerite and bornite (Fig. 21). Tennantite appears in larger grains and shows mutual boundaries with sphalerite. Rare enargite occurs mainly in pyrite-sphalerite banded ore, marginally replacing the latter. A younger generation of tennantite appears along the rims of enargite, and was clearly derived from it. Galena is the latest sulphide, quantitatively negligible. It occurs also in small veinlets cutting through older sulphides. Bornite replaces chalcopyrite marginally and along cracks. Together with chalcocite it replaces massive pyrite in the cementation zone, both minerals accounting for the very high copper grade up to 31 per cent (Fig. 22). The observed bornite-chalcocite lattice intergrowth suggests either an exsolution unmixing or a supergene replacement of bornite by chalcocite, the later option being more acceptable since the bulk of anisotropic bluish chalcocite is super-gene. There are minor amounts of covellite and ferric hydrous products. An important cementation took place at Debarwa at a depth of about 50 to 60 m below the Gual Mareb valley. Quartz is ubiquitous, and barite forms the essential part of the outcrops but does not extend to any great depth. Rare calcite is restricted to the oxidation zone. Mutual replacement is evident in the multi-stage hypogene ore paragenesis, the younger minerals replacing the earlier ones, galena seemingly the latest. The following mineral groupings, possibly indicating the successive mineralisation stages, have been observed: quartz pyrite I pyrite II tennantite I chalcopyrite bornite enargite chalcocite enargite tennantite II galena quartz barite calcite pyrite III Supergene minerals chalcocite covellite limonite quartz? Fig. 22. Lamellar bornite-chal-cocite intergrowth, both replacing shattered pyrite. Spec. DB 1/70; No. 4. X 150 Table 10 Estimated ore grades of Debarwa ore Co (per Zn cent) Pb Ag Au (g/t) Range from 0.1 1 0.025 tr 0.2 to 31 25 1 3280 2.5 Estimated 2.15 5 0.5 100 2 average Several recognised ore types may be typical for certain parts of the deposit, the ore grades apparently broadly variable from place to place. They can be tentatively listed as follows: — massive granular pyrite embedded in quartz matrix, with small amounts of base metals — strongly disseminated pyrite in schists — banded polymineral ore rich in copper and zinc — cementation zone ore of any of the above types, enriched in supergene copper minerals but low in zinc. The ore grades on assayed cores are extremely variable. The observed ranges in primary ore and an assumed average are given in Tables 10 and 12. Nippon Mining Co. in 1973—1974 exploited ore grading 13.8 per cent copper (M. H a m r 1 a , 1974). The tonnage potential of the deposit might be expected in the order of several millions tons of commercial ore. Adi Rassi The Adi Rassi deposit, which has been known since the 16th century, is situated 35 km south of Asmara. Italians explored it during 1938—1939. Renewed exploration in 1965—1966 involved detailed mapping and deep drilling (10 holes totalling 1,771 m). Geochemical soil survey was done later. Confined to two small hills of altered ferruginous rocks modestly stained with malachite, the deposit occupies a zone about 450 m long and several tens of metres wide. Chlorite-quartz greenschist is the prevailing rock, grading to hornfels-like rock, interbedded with arenaceous schist, sericite schist and minor tuffaceous greywacke, the sequence striking submeridionally and dipping steeply west. Syngenetic porphyritic layers up to 40 m thick are intercalated. Massive epidotised spilitic rock west of the deposit may have been originally andesite or basalt. Geology of the deposit is shown in Figures 23 and 24. Several magmatic rocks have been distinguished within the sequence. a) A grey-green, intimately intercalated, mesocratic porphyrite has a normal porphyritic texture with phenocrysts of corroded quartz up to 15 mm in diameter, and albite-oligoclase double that size. The plagioclase is strongly replaced and pseudomorphed by an aggregate of clinozoisite, quartz and calcite. There are minor grains of pale-green amphibole. The matrix consists of lath-shaped feldspar, felty amphibole, minor quartz, calcite and opaque minerals. The mode of the rock is shown in Table 11. The chemical composition, given in Table 1, shows a peraluminous, strongly sodic, potash-deficient rock derived from an intermediate (dioritic) magma. b) A dyke-like leucocratic quartz porphyry is deeply weathered and usually malachite stained. Drillholes revealed a siliceous quartz keratophyre; a finegrained leucocratic matrix containing phenocrysts of quartz and remnants of feldspars is totally replaced by a plumose aggregate of kaolinite. c) Adjacent to porphyrite is a hornfels-like rock, its texture porphyritic, with rare albite phenocrysts less than 0.5 mm in size, occasional smaller quartz grains, and euhedral rhomboid calcite up to 1 mm in diameter disseminated with magnetite. The matrix is an aggregate of quartz, feldspar, chlorite, epidote, stilpnomelane and calcite. Disseminated pyrite, chalcopyrite, pyrrhotite and magnetite occur in the rock, the grain size under 0.05 mm (Fig. 25). The rock can be designated as spilite. The chemical composition of an iron-rich sample is shown in Table 1 (sample No. 7). d) Another fine-grained, totally altered, lamprophyric rock appears in a dyke obliquely cutting the top of the South Hill. The deposit is of stockwork type, consisting of intermingled veins and vein-lets of chalcopyrite, pyrite, quartz and calcite, the rocks brecciated and cemented with these minerals, the thickness of the elongated ore body being up to 50 m and averaging about 25 m. The dual nature of the deposit is obvious. Conformable bands of sulphides in schist and disseminations of pyrrhotite, magnetite and pyrite in spilitic layers are the early syngenetic constituents (Fig. 26). The bulk of sulphides occurs in veinlets and breccia, chalcopyrite being the prevailing base metal mineral, No sphalerite is visible, the values of zinc revealed by geochemical soil survey below 2,000 ppm and hence quantitatively unimportant. There is no galena either, the soil lead values being at background level. v v v \ v V ( J/ ' I I I i v v w . Zaradi majhne vrednosti koeficienta elastične izdatnosti so tudi depresijski lijaki posameznih vodnjakov zelo veliki; njihov polmer je dosegel med poskusnim črpanjem že po prvem dnevu črpanja več kot 1 km. Iz tega sledi, da se na radenskem območju depresijski lijaki vodnjakov medsebojno prekrivajo, kar vpliva tudi na dinamično gladino vode v vodnjakih. Vse hidrogeološke parametre vodonosnih horizontov v Radencih smo izračunali s predpostavko, da gre za enofazni fluid, tj. da je plin COa povsem raztopljen v mineralni vodi. Meritve izdatnosti vode in plina v posameznih vodnjakih so pokazale, da niha vsebnost plina od 1 do 8 g/l vode. Ker leže zajete vodonosne plasti globlje od 100 m, sklepamo iz podatkov o topnosti plina CO2 v odvisnosti od hidrostatičnega pritiska, da je v vodonosni plasti ves plin raztopljen v vodi. Iz vode se prične ločiti šele više v vodnem stebru vodnjaka, kjer se hidrostatični pritisk zmanjša. Iz podatkov o debelini in poroznosti vodonosnih pliocenskih plasti smo računali tudi statične zaloge mineralne vode. Na doslej znanem vrelčnem območju je okrog 900 milijonov m3 statičnih zalog mineralne vode, ki je pa seveda ni mogoče v celoti izkoristiti. Kolikšen del teh zalog je izkoristljiv in kakšno je napajanje vodonosnih horizontov z mineralno vodo, je seveda težko ali skoraj nemogoče zanesljivo oceniti. Jasno je, da se v določeni meri, četudi majhni, terciarni vodonosniki napajajo s površja in iz podtalnice. Na površje prihajajo v goricah, v dolini Mure pa so v stiku s podtalno vodo. Na infiltracijo podtalnice v terciarne peščene plasti kažejo kemične analize vode iz vrtin. V določeni vodonosni peščeni plasti namreč pada mineralizacija vode z razdaljo do stika z vrhnjo podtalno vodo. Prodiranje podtalne vode v terciarne peščene plasti je zaradi majhnega koeficienta prepustnosti in majhnega hidravličnega strmca izredno počasno. V naravnih pogojih, tj. pred pričetkom izkoriščanja, ko je mineralna voda iztekala iz terciarnih vodonosnih plasti na površje, oziroma se je izlivala v podtalnico le po prelomih s pomočjo naravnega »gas lifta«, je bil hidravlični strmec izredno majhen. Vsekakor sklepamo, da se je v naravnih pogojih izlivalo proti površju le nekaj l/s mineralne vode; točnih podatkov o izdatnosti prvotnih izvirov mineralne vode pa seveda ni. Sedaj, ko se izkorišča okrog 30 l/s mineralne vode, je hidravlični strmec večji in je intenzivnejše tudi prodiranje podtalnice v terciarne vodonosne plasti. Ker pa je površina, skozi katero pronica podtalnica v vodonosne plasti, sorazmerno majhna, majhna pa je tudi njihova prepustnost, je gotovo, da z izkoriščanjem 30 l/s mineralne vode presegamo njeno naravno obnavljanje in izkoriščamo v veliki meri elastično vpeto vodo, h kateri je treba prišteti še dodatne količine vode, ki se izceja iz krovninskih in talninskih polprepustnih plasti. Pri oceni elastičnih zalog seve- da ne smemo upoštevati samo doslej znanega vrelčnega območja, ki obsega okrog 26 km2, ampak večji del soboškega praga in ljutomerske depresije. Znano je namreč, da so razvite pliocenske peščene plasti zvezno skoraj na celotnem omenjenem ozemlju, kar seveda najmanj desetkrat presega površino vrelčnega območja. Približna cenitev elastičnih zalog na vrelčnem ozemlju v Radencih je pokazala, da bi pri poprečnem znižanju piezometrične gladine za 50 m le-te zadostovale le za dvoletno do triletno obratovanje. Piezometrične gladine so se na vrelčnem območju, kot kažejo opazovanja, v zadnjih dveh letih dokaj ustalile, čeprav se je črpalo v zadnjih petih letih stalno okrog 30 l/s mineralne vode. Na podlagi tega smo tudi ocenili dinamične zaloge mineralne vode po izdatnosti vodnjakov pri ustaljeni piezometrični gladini, kar skupaj preseže 40 l/s mineralne vode. Pri takšni intenziteti črpanja je seveda možno, da bosta v nekaterih vodnjakih, ki so locirani v bližini stika terciarnega vodonosnega horizonta s podtalnico, mineralizacija in vsebnost C02 postopno padali in končno prešli v navadno vodo. Iz tega pa sledi, da ocenjene dinamične zaloge mineralne vode niso povsem realne, v resnici so manjše. V dinamičnih zalogah mineralne vode lahko namreč upoštevamo le mineralno vodo določene kemične sestave, ne pa navadne vode. Razen v Radencih so že od nekdaj znani naravni izviri mineralne vode manjše izdatnosti v dolini Sčavnice. Hidrološke raziskave so leta 1977 pokazale, da se nahaja mineralna voda v pliocenskih, panonskih in sarmatskih peščenih plasteh. Peščene panonske in sarmatske plasti so debele 3 do 25 m. Laboratorijsko določena poroznost je okrog 44 °/o in laboratorijsko določen koeficient prepustnosti okrog 10~7 m/s, to je znatno manj kot v Radencih. Točnejših podatkov o vrednosti koeficienta prepustnosti še nimamo, ker ni bilo izvedeno poskusno Črpanje. Po izdatnosti vrtin, s katerimi smo zajeli posamezne panonske in sarmatske vodonosne horizonte z mineralno vodo pa sklepamo, da je njihova prepustnost znatno manjša kot prepustnost pliocenskih plasti v Radencih. Vrtine namreč dajejo s samostojnim izlivom poprečno okrog 0,5 l/s mineralne vode. Te vrednosti se ujemajo s podatki, ki smo jih dobili v Radencih. Tudi tam je izdatnost panonskih in sarmatskih plasti znatno manjša kot izdatnost pliocenskih plasti. V dolini Sčavnice, razen v Očeslavcih, pliocenske plasti ne vsebujejo mineralne vode. Raziskave v Sčavnici še niso končane; zaenkrat smo preiskali panonske in sarmatske plasti le do globine 150 m. Poleg mineralne vode, katere temperatura v Radencih v nekaterih globlje zajetih vodonosnih horizontih preseže 20 so našli v večjih globinah tudi termomineralno vodo. V širši okolici Radenec je bila najdena voda s temperaturo 35 do 40 °C v globini 350 do 400 m, izdatnost peščenega vodonosnika pa je bila do 5 l/s. V Moravcih na obrobju soboškega masiva segajo te plasti le do globine približno 900 m in še niso bile preiskane. Vodo namreč sedaj izkoriščajo iz zgornjepanonskega (miocenskega), tako imenovanega petišovskega peščenjaka v globini 1115 do 1255 m; njegova izdatnost je do 10 l/s, temperatura vode pa okrog 70 °C. Ta peščenjak ima nekoliko manjšo poroznost kot pliocenski (okrog 18 do 25 %>). V skladu s tem pa je tudi nekoliko manjša njegova prepustnost; po sedanjih podatkih niha v širokih mejah od 100 do 500 milidarcyev, kar je enako vrednosti koeficienta prepustnosti k = 7 X 10~7 do 3,5 X 10-6 m/s. Vrtina Mt-4, ki je bila izvrtana pri Mt-1 poševno, tako da je petišovski peščenjak zajet 700 m od nje, daje 3 l/s. V tortonskih plasteh, kolikor so na soboškem pragu razvite (ponekod jih ni), prevladuje lapor, ponekod leži bazalni konglomerat neposredno na temeljnem gorstvu. Po podatkih laboratorijskih raziskav je njegova poroznost okrog 20 °/o. Termalna voda je bila doslej najdena le v miocenskem peščenjaku v vrtini MS-3 v Mlajtincih, vendar so možnosti za njeno akumuliranje tudi drugod. V vrtini MS-3 so v globini 1250 m z nastreljevanjem dobili termomineralno vodo s CO*, temperaturo 60 °C in izdatnostjo 4 l/s. Soboški prag, posebno njegovo jugovzhodno obrobje, ima izredno važno vlogo v hidravličnem mehanizmu vodonosnikov s termalno vodo v naslednji tektonski enoti, ljutomerski depresiji. Na soboškem pragu namreč prihajajo na površje pliocenske plasti; zato je možno njihovo napajanje iz podtalnice Dravskega in Ptujskega polja. V Slovenskih goricah in na Goričkem se pliocenske plasti manj napajajo, ker jih prekriva kvartarna površinska glina. Za globlje ležeče miocenske plasti, ki pridejo na površje na severozahodnem robu radgonske depresije, pa predstavlja soboški prag bariero, ob kateri so te plasti v večji ali manjši meri prekinjene, oziroma se močno stanjšajo. Zato se miocenske plasti na vzhodnem obrobju soboškega praga in v ljutomerski depresiji ne napajajo s površja in predstavljajo povečini zaprte vode. Naslednja tektonska enota je globoka ljutomerska depresija, ki se razteza od Slovenske Bistrice prek Ptuja in Ljutomera proti Lendavi. Depresija je z vzdolžnim prelomom razdeljena v geološkem, posebno pa v hidrogeološkem pogledu na dva dela. Jugovzhodno od ljutomerskega preloma prevladuje mi-ocenski lapor. V Prekmurju pa so zastopani tudi pliocenska glina, pesek in peščenjak. Miocenske plasti so na Ptujskem polju in ponekod v Slovenskih goricah postavljene skoraj v navpično lego in s tem zapirajo vodonosnike, ki so razviti v severozahodnem delu depresije. Miocenske plasti, ki so sicer v stiku s podtalnico Apaškega polja in obmurske ravnice na avstrijski strani, so prekinjene ob visoko dvignjenem soboškem pragu, ki sestoji iz metamorfnih kamenin, in zato praktično zaprte v ljutomerski depresiji. S tem je preprečeno napajanje s površja; voda, ki jo vsebujejo miocenske plasti, je vsaj delno, če ne v celoti, zaprta voda, ki je bila v dolgih geoloških obdobjih zaradi različnih procesov diageneze in drugih vplivov precej spremenjena. V globlje ležečih plasteh je slana. Zgoraj navedeni podatki kažejo, da so v ljutomerski depresiji posebno zanimive za pridobivanje termalne vode pliocenske porozne plasti, ker so dokaj debele, in segajo povečini prek 1000 m globoko. So tudi bolj prepustne in se vsaj do določene mere napajajo s površja. Geotermični gradient je v tej depresiji večji kot na soboškem pragu; v vrtini P-l v Ptuju je 33 m/l ®C, v vrtini Mo-1 v Moravcih v Slovenskih goricah 25 m/l °C, medtem ko je v Petišovcih po doslej znanih podatkih enak kot na soboškem pragu, tj. 18 m/l °C. V Ljutomerski depresiji je bila doslej zajeta termalna in termomineralna voda v vrtinah P-l pri Ptuju, Mo-1 v Moravcih, Ve-1 v Banovcih in Pt-20 v Petišovcih. V vrtini P-l v Ptuju je zajeta termalna voda s temperaturo 40 °C v pliocenskih prodnih plasteh v globini 895 do 1064 m (si. 2). Vodonosne plasti so zajete s perforiranimi cevmi. Skupna debelina zajetih plasti je 59 m. Poroznost prodnih plasti je po laboratorijskih podatkih 33 °/o. Vrednost koeficienta prepustnosti k je po podatkih poizkusnega črpanja 2,8 X 10-« m/s, koeficient elastične izdatnosti 5 pa 0,003. Piezometrična gladina vodonosnika je šest me- SI. 1. Shematski geološki presek Slovenskih goric Fig. 1. Schematic cross-section of the Slovenske Gorice hills SI. 2. Shematski geološki presek Dravskega polja vzdolž desnega brega Drave Fig. 2. Schematic section of the Drava field along the right bank of the Drava river trov nad površjem terena. V višini ustja vrtine se preliva sedaj 1,1 l/s vode s temperaturo 33 °C, pri znižanju piezometrične gladine za 73 m je bilo s črpanjem dobljeno 10 l/s vode s temperaturo 40,9 °C. V vrtini Mo-1, (opuščena naftna vrtina) so bile zajete spodnjepliocenske (pontske) vodonosne peščene plasti v globini 845 do 1107 m s perforiranimi cevmi. Skupna debelina zajetih peščenih plasti je 109 m. Podatkov o poroznosti vodonosnih plasti ni. Po podatkih črpalnega poizkusa je bil izračunan koeficient prepustnosti k — IX X 10~® m/s. Piezometrična gladina vodonosnika je 3,45 m nad površjem terena. V višini ustja vrtine se preliva 0,6 do 0,7 l/s vode s temperaturo 30 Pri znižanju piezometrične gladine za 51 m je bilo dobljeno 6 l/s termalne vode s temperaturo 42 °C. Voda ni mineralna in ne vsebuje prostega CO2. V vrtini Ve-1 je bila zajeta voda z nastreljevanjem v globini 1346 do 1365 m. Voda ima temperaturo okrog 65 ®C in vsebuje tudi metan. Z znižanjem gladine za 50 m pridobivajo okrog 3 l/s termalne vode. V vrtini Pt-20 je zajeta voda v pliocenskih peščenih plasteh v globini 817 do 822 m. S samostojnim izlivanjem izteka 1,5 l/s termalne vode, s črpanjem pa do 10 l/s vode s temperaturo 44 °C. Voda ne vsebuje plina CO2. V zvezi s pojavom nekaj 10 m debele plasti miocenskega litotamnijskega peščenjaka na južnem robu soboškega praga pri Dupleku se poraja misel, da vsebuje ta plast v večji globini termalno vodo z visoko temperaturo. V okolici Ptuja ter v Slovenskih goricah je ta plast že prek 2000 m globoko, vendar ni povsem gotovo, Če se neprekinjeno nadaljuje pod mlajšeterciarnimi plastmi. Raziskave tako globoko ležeče plasti pa bi bile tudi zelo drage. Jugovzhodno od ljutomerskega preloma je zajeta termalna, oziroma termo-mineralna voda le v Petišovcih in Vučkovcu. Terciarne plasti so v tem delu Ljutomerske depresije nagnjene že proti severovzhodu, iz česar sklepamo, da se vodonosniki v teh plasteh lahko napajajo na obrobju haloško-ormoško-hohot-skega praga, kjer vsaj pliocenske plasti pridejo na površje. Nikakor pa ni povsem izključeno, da je termalna voda z zelo visoko temperaturo tudi v razpokanem apnencu in dolomitu temeljnega gorstva v južnem delu Ptujskega polja, vzhodno od Ljutomera in pri Lendavi. Te razpokane kamenine leže tod že zelo globoko, verjetno prek 4000 m. Možno je namreč, da cirkulira padavinska voda od kraja, kjer se pojavljajo na površju v jedru haloško-ormoško-hahotskega praga (Boč, Ravna gora) po številnih tektonsko zdrobljenih conah v veliko globino. Apnenec in dolomit se namreč iz jedra masiva nadaljujeta pod terciarnimi plastmi verjetno vse do ljutomerskega preloma. Raziskave tega vodonosnika pa bi bile seveda zelo drage. Izkoristljivost zalog termalnih in termomineralnih vod Termalne vode v poroznih plasteh ni mogoče v celoti izkoristiti. Z navadnimi potopnimi črpalkami ni mogoče piezometrične gladine tako globoko znižati, da bi začeli neposredno izsuševati vodonosne plasti, ki leže v globini prek 500 m. Pritok vode v vrtino v takšnem primeru ni več odvisen od velikosti efektivne poroznosti, ampak od koeficienta elastične izdatnosti S. Poleg tega je vsekakor pomembna prevodnost vodonosnika T, ki je produkt debeline vodonosne plasti in koeficienta prepustnosti. Koeficient elastične izdatnosti označuje tisti del vode, ki se iztisne iz elementarne prizme vodonosnika pri določenem znižanju pritiska na račun elastičnosti vode in deformabilnosti skeleta vodonosne plasti. Za primerjavo naj navedem, da podaja Bočever (M. Boreli, 1968) za peske vrednost efektivne poroznosti od 1,8 X 10"1 (18 °/») do 2,8 X 10"1 (28°/»), medtem ko je vrednost koeficienta elastične izdatnosti za peske od 2 X 10_s do 2 X 10"4, torej sto do tisočkrat manjša. Za trdne peščenjake pade ta vrednost do 1 X 10"fl. Kot primer naj navedem, da bi dobili iz pliocenskih poroznih plasti, ki se razprostirajo po podatkih ing. S zaboja (1975) v severovzhodni Sloveniji na površini 1900 km2, po enačbi AVei = SXFXs = 1,12 X 10"3 X 1,9 X 10» X 5,0 X 101 približno 106,400.000 m3 termalne vode S — koeficient elastične izdatnosti F = površina vodonosnika s = znižanje piezometrične gladine. V računu sem privzel, da je skupna debelina pliocenskih poroznih plasti (s poroznostjo 25 %>) v globini pod 500 m okrog 100 m, nadalje sem predpostavil, da bi z mrežo vrtin dosegli regionalno znižanje piezometrične gladine povprečno za 50 m in da je vrednost koeficienta elastične izdatnosti 1,12 X 10~s. Tega sem približno izračunal po enačbi (M. Boreli, 1968) = 1 X 104 X 0,25 X 10-3 X (0,5 X 10"4 + 4,10"4) = 1,12 X 10"3 Pripominjam, da so za zanesljivejši račun tega koeficienta potrebni podatki črpalnega poizkusa. M — debelina vodonosne plasti (1.104cm) 7 specifična teža vode 1.10~® kg/cm8 n = poroznost (0,25) Ee — 2.104 kg/cm2 elastični modul vode Esg = 104 kg/cm2 elastični modul skleleta vodonosne plasti. V pojasnilo, kaj ta količina vode pomeni, naj navedem, da bi se ta voda izkoristila približno v 30 letih, če bi na celotni upoštevani površini (1900 km2) črpali vodo iz pravilno razporejene mreže 20 vrtin s povprečno kapaciteto 6 l/s (večjo izdatnost je pričakovati samo v posameznih primerih), pri čemer bi piezometrič-no gladino kontinuirno zniževali, dokler ne bi po 30 letih padla na celotnem območju povprečno za 50 m. Pogoj je seveda, da se vodonosne plasti razprostirajo neprekinjeno na celotni površini, da se ne izklinjajo in da niso po prelomih razkosane v posamezne izolirane grude. Zgornji račun je zgolj orientacijski in v njem tudi nismo upoštevali delnega nadomeščanja rezerv elastično vpete vode zaradi napajanja s površja in izcejanja vode pri padcu pritiska iz krovninskih in talninskih polprepustnih plasti (L. Žleb ni k, 1975). Z večjim regionalnim znižanjem piezometrične gladine bi seveda dobili večje količine vode, ki pa ne bi bile premo sorazmerne z znižanjem, ampak manjše. Vzrok temu je v zmanjšanju poroznosti vodonosnih plasti, ki je posledica zmanjšanja piezometričnega pritiska. Opozarjamo pa, da piezometrične gladine ne moremo v nedogled zniževati, kajti zmogljivost potopnih Črpalk je omejena, razen tega pa črpalke z večjimi dvižnimi višinami zahtevajo veliko več energije in večje premere vrtin. Miocenske plasti vsebujejo na soboškem pragu in v ljutomerski depresiji pravzaprav le zaprto vodo, zato so praktično izkoristljive le zaloge elastično vpete vode, razen seveda v primeru, če bi znižali piezometrično gladino za 1000 ali več metrov. Zaloge elastično vpete termalne vode pa so precej manjše zaradi manjše vrednosti koeficienta elastične izdatnosti. Opozoriti moramo še na drug problem, ki se lahko pojavi pri izkoriščanju termalnih voda. Soboški prag, kot tudi ljutomerska depresija sta po obstoječih podatkih preprežena s prelomi v dveh smereh, ki sta pravokotni ena na drugo. Ob prelomih so plasti, torej tudi vodonosniki, premaknjene in v posameznih primerih tudi prekinjene. Vodonosne plasti so torej razkosane v številne večje ali manjše bloke, v katerih so vodonosniki v odvisnosti od načina premikov bodisi popolnoma izolirani ali pa so hidravlično zvezani z ostalimi bloki. V primeru, da je zajeta termalna voda v majhnem izoliranem bloku, so seveda razpoložljive zaloge elastično vpete vode zaradi majhne površine bloka zelo majhne. V tem primeru bi vso razpoložljivo termalno vodo izkoristili že v sorazmerno kratkem času. Zato je treba pri zajemu termalnih voda že prej Čim natančneje razjasniti geološko zgradbo v širši okolici določene lokacije. Problemi nastanka mineralnih in termalnih vod ter plina CO< Omenili smo že, da so termomineralne vode v miocenskih poroznih plasteh na soboškem pragu nekoliko spremenjene reliktne vode, tj. izvirajo iz nekdanjega panonskega morja. Na to kaže tudi precejšnja vsebnost soli v termomine-ralni vodi v Moravcih in Mlajtincih. V Moravcih v Slovenskih goricah in v Ptuju vsebujejo pliocenske porozne plasti (pesek-peščeni prod) navadno vodo tipa NaHCOs. Morda je ta voda prav tako reliktna voda že sladkega panonskega jezera. Iz geološke zgradbe tega območja lahko tudi sklepamo, da je v času aktivnosti velikih prelomov na tem območju intenzivno cirkulirala voda skozi te plasti, tj. infiltrirala se je površinska voda skozi površinske golice, že ogreta voda pa je iztekala iz globoko ležečih poroznih pliocenskih plasti ob prelomih na površje. V dolgih obdobjih aktivnosti prelomov v mlajšem pliocenu je bila na ta način lahko reliktna voda iz posameznih vodonosnikov povsem izpodrinjena in nadomeščena z vodo s površja. Posebno zanimivo je vprašanje nastanka mineralnih vod v terciarnih poroznih plasteh na soboškem pragu in v radgonski depresiji. Bistvena značilnost teh vod je, da pripadajo skupinam NaHCOs. NaCaHCOs in CaHCOs in delno skupini NaHCOsCl in da vse vsebujejo večje ali manjše količine prostega CO2. Na radenskem območju pripadajo vode skupini NaHCOs — delno NaCaHCOs in NaHCOsCl, v Nuskovi skupini CaHC0*S04 in v Sčavnici CaHCOs, delno CaNaHCOs, redko skupini Ca NaHCOsCl. Kemična sestava vod kaže, da sta na njihov nastanek vplivali do določene mere mineralna sestava porozne vodonosne plasti (na pr. v Nuskovi litotamnijski apnenec) in sestava prvotne vode iz panonskega jezera, ki je bila akumulirana v poroznih plasteh, v veliki meri pa poznejši procesi — infiltracija vod s površja in nadomeščanje reliktne vode v vodonosnih plasteh z vodo s površja. V Radencih, pa tudi v dolini Sčavnice, je v času intenzivnih tektonskih premikanj v pliocenu prišlo do močnih sprememb prvotne sladke vode iz panonskega jezera, ki se je bila akumulirala v poroznih pliocenskih plasteh. Ob številnih prelomih v smeri jugozahod-severo-vzhod je začela prodirati iz globlje ležečih panonskih in sarmatskih poroznih plasti polslana reliktna voda in se mešati s sladko vodo v pliocenskih poroznih plasteh. Prodiranje vode je omogočila poleg stalno se obnavljajočih premikov ob prelomih v bistveni meri tudi naravna sprostitev raztopljenega CO2, s katerim je bila prepojena voda v globljih poroznih plasteh. Plin CO2 je vsekakor dotekal ob prelomih iz večjih globin, bodisi da je vulkanskega ali pa meta-morfnega porekla. Najprej se je topil do zasičenosti v najgloblje ležečih poroznih miocenskih plasteh in je šele nato prodiral vzdolž prelomov, skupaj z vodo v više ležeče pliocenske porozne plasti, kjer se je zopet topil v nezasičeni sladki vodi. Prodiranje in raztapljanje plina CO2 je povzročilo nadaljnje spremembe vode v poroznih plasteh. Voda je postala agresivna in je topila minerale v samih poroznih vodonosnih plasteh. Na to kažejo na primer kaverne v litotam-nijskem peščenjaku v Nuskovi, ki so verjetno nastale po delovanju agresivne mineralne vode. Pozneje, v kvartarju, ko se je tektonska aktivnost umirila, je prenehalo tudi prelivanje visoko mineralizirane vode, nasičene s CO2, iz globokih miocenskih vodonosnih horizontov v više ležeče pliocenske vodonosne plasti. Tedaj se je začel obraten proces, tj. infiltracija in prodiranje površinske vode v pliocenske vodonosnike ob istočasnem (verjetno ne posebno intenzivnem) izlivanju mineralne vode na površje s pomočjo naravne sprostitve plina iz pliocenskih vodonosnikov skozi posamezne prelome, aktivne v kvartarju, oziroma pod površjem v podtalnico. Iz vsega tega sledi, da so vse mineralne in termalne vode v pliocenskih kot tudi miocenskih vodonosnih plasteh po poreklu stare vode, ki pa so zaradi kasnejših procesov v veliki meri spremenjene. O poreklu plina CO2 sta dve teoriji, po prvi je vulkanskega, po drugi meta-morfnega porekla. Velik del avtorjev, posebno sovjetskih, se nagiba k mnenju, da je metamorfnega izvora, torej je nastal v samih plasteh zaradi povišane temperature in različnih kemičnih procesov. V Radencih je poskušal ta problem rešiti inštitut Jožef Stefan na podlagi analiz izotopov C in O v plinu CO2. Po podatkih njihovih raziskav naj bi bil plin CO2 nastal iz karbonatnih kamenin pri temperaturah od 50 do 120 °C. Zanimivo je da je predpostavljena temperatura nastanka plina CO2 tem višja, iz čim globljih plasti je bil vzorec plina vzet; npr. temperatura nastanka plina CO2 v vrtini T-l iz globine 700 m naj bi bila prek 100 ®C. Danes takih temperatur v teh globinah ni, zato tudi ni več možno nastajanje plina CO2. Pač pa so bili verjetno taki pogoji v mlajšem pliocenu, ko so sorazmerno blizu Radenec (Kloch — 15 km daleč) delovali bazaltni vulkani in je bila geotermična stopnja v široki okolici vulkanov povsem drugačna. Tedaj so verjetno že v sorazmerno majhnih globinah nekaj 100 m temperature presegale 50 °C in je lahko nastajal plin iz panonskih sarmatskih laporjev ter se raztapljal in akumuliral v bližnjih poroznih vodonosnih plasteh. Ko je vulkanska aktivnost pred nekaj milijoni let prenehala, je nehal v plitveje ležečih terciarnih plasteh nastajati plin CO2. Še vedno pa obstaja možnost, da nastaja plin CO2 v globlje ležečih karbonatnih terciarnih plasteh in karbonatnih meta- morfnih kameninah (v marmoru). Seveda so količine nastajajočega plina COf omejene, prav tako je zaradi uporov pri prodiranju CO2 navzgor omejen tudi pretok v više ležeče porozne terciarne plasti. Iz tega pa sledi, da so zaloge plina končne in omejene na tisto količino, ki je raztopljena in akumulirana v poroznih terciarnih plasteh ter na stalen dotok plina iz globine, ki je prav tako omejen. Prav lahko se zgodi, da v Radencih pri sedanjem intenzivnem črpanju mineralne vode in raztopljenega plina CO2 že močno presegajo naravno dotekajoče količine plina iz globine ter izkoriščajo v glavnem zaloge raztopljenega plina v mineralni vodi. To pa nas navaja na misel, da bo začela v dogledni prihodnosti količina raztopljenega plina CO2 v vodi padati in bo treba zato dobiti manjkajoče količine plina CO2 z zajetjem globlje ležečih vodonosnikov z visoko mineralizirano vodo in velikimi količinami raztopljenega plina CO2. Seveda so take rešitve le začasne. Veliko bolje bi bilo že sedaj racionalizirati črpanje mineralne vode in raztopljenega plina CO2 ter proizvodnjo prilagoditi tako, da se ohrani naravno ravnotežje. Literatura B o r e 1 i, M. 1968, Podzemna voda u zoni aeracije tretirana jednačinama strujanja vode u nezasičenim sredinama. Seminar — Bilans podzemnih voda, Jugoslavenski komrtet za medjunarodnu hidrološku deceniju, Beograd. Boreli, M. 1968, Odredjivanje karakteristika vodonosnih slojeva probnim cr-penjem u nestacionarnom režimu. Seminar — Bilans podzemnih voda, Jugoslavenski komitet za medjunarodnu hidrološku deceniju, Beograd. Kruseman, G. P. & De Bidder, N. A. 1970, Analysis and evaluation of pumping test data, Wageningen, The Netherlands. P r e m r u, U. 1976, Neotektonika vzhodne Slovenije, Geologija 19, Ljubljana. S z a b o, J. 1975. O termalnih vodah v Petišovcih in Banovcih. Radenski vestnik, Radenci. Vončina, Z. 1965, Prikaz geotektonske rajonizacije Murske potoline Nafta, letnik XVI, št. 1. Zagreb. Z1 e b n i k, L. 1975, Termalne in termomineralne vode v Prekmurju in Slovenskih goricah. Radenski vestnik, Radenci. NOVE KNJIGE BOOK REVIEWS Anton Ramovš: Okamnelo življenje v jeseniškem prostoru. Izdal Tehniški muzej Železarne Jesenice 1978. Obseg 83 strani in tabela v prilogi. Format 14 X 20 cm. Jeseniški prostor spada med tiste dele Slovenije, kjer je veliko fosilov. To velja predvsem za različnost živalskih in rastlinskih skupin, rodov in vrst, manj pa morda za število primerkov. Zato je posebej pohvalno, da je Tehniški muzej Železarne Jesenice razumel pomen teh najdb, čeprav fosili gotovo niso osnovni predmet njegovega dela. Vložil je znatna sredstva najprej v kartiranje karavanškega prostora, potem v nabiranje fosilov, pripravo bogate zbirke okamenin in končno v izdajo vodnika po zbirkah fosilov pod naslovom »Okamnelo življenje v jeseniškem prostoru«. Razumevanja za ta prizadevanja sta pokazala tudi Kulturna skupnost Jesenice in Izobraževalna skupnost Jesenice. Tako smo Slovenci, podobno kot Avstrijci, Švicarji, Nemci in drugi dobili opis in zbirko fosilov določenega prostora. Zbirka fosilov in njihov opis sta nastala po večletnem vztrajnem iskanju okamenin v Karavankah in drugod. Zlasti v Karavankah je pri tem obilo sodeloval Jože Bedič; njegovo bogato paleontološko zbirko je Tehniški muzej na Jesenicah odkupil. Ta navdušeni amaterski zbiralec je bistveno prispeval k raznovrstnosti in bogatosti zbirke in mu zato vodnik posveča kar premajhno pozornost. V prvem poglavju nove knjižice je kratek pregled dosedanjih paleontoloških raziskav tega območja. Slede podatki o objavljenih in drugih delih. Na kratko je opisano nastajanje okamenin in njihov pomen za razvojno zgodovino, za določevanje starosti plasti, za spoznavanje nekdanjih morij in kopnin na Zemlji in celo za raziskave mineralnih surovin. Največji in najpomembnejši del knjižice obsega pregled in opis doslej znanih fosilov na jeseniškem prostoru. Koristna je priložena tabela s pregledom rastlinskih in živalskih skupin po geoloških dobah, posebej na jeseniškem prostoru. Opisane so najprej morske in kopenske rastline. Med morskimi so alge, medtem ko so med kopenskimi najzanimivejši Številni ostanki iz zgornje-karbonskih plasti v Karavankah. Slede opisi živalskih skupin: praživali, morske gobe, korale, hidrozoji, mehkužci, trilobiti, brahiopodi, briozoji, krinoidi in morski ježki. Knjižica je sicer v prvi vrsti zamišljena kot vodnik po zbirkah Tehniškega muzeja na Jesenicah. Vendar ta namen ni čisto dosežen, saj ni povezave opisov z eksponati v muzeju (ni označenih vitrin, inventarnih številk in podobno). Zato pa vsebuje knjižica vrsto podatkov, med katerimi so nekateri celo prvič objavljeni ali vsaj prvič zbrani na enem mestu. Kopenske rastline smo že omenili. Nadalje so naštete številne foraminifere, predvsem iz skupine fuzu-linid. O najdbah morskih gob smo doslej bolj malo vedeli. Najdeni so bili karbonski polži in školjke. Naj v tej zvezi omenimo, da je bila v 1. delu 21. knjige GEOLOGIJE objavljena zanimiva razprava o zgornjekarbonskih školjkah iz Javorniškega rovta, ki jih je določila K. A. Astafieva-Ur-bajtis. V Lepeni pa so bile s pomočjo polžev in školjk prvič dokazane brakične eocenske plasti v Karavankah. To favno je opisal v svojem diplomskem delu V. M i k u ž. Karbonski trilobiti iz Karavank so med najštevilnejšimi doslej znanimi iz tega obdobja sploh. V Javorniškem rovtu so našli okrog 16 cm dolge bodice morskega ježka. Tako velikih ne poznajo pri nobeni doslej znani zgornjekarbonski vrsti. Takšnih zanimivih in strokovno pomembnih podatkov je v knjižici A. Earn o v š a dolga vrsta. 2e zato lahko publikacijo toplo pozdravimo. Poleg tega je to prva tovrstna poljudna paleontološka publikacija pri nas. Želeti bi bilo, da bi podobne paleontološke zbirke in spremljajoče knjižice pripravili tudi drugod v Sloveniji, kjer je mogoče dobiti tako ali še bolj številne okamenine kakor na jeseniškem prostoru. Rajko Pavlovec Karl Heinrich Hartge: Einfiihrung in die Bodenphysik. Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart, 1978. ISBN 3-432-89681-6. Obseg: XVI + 364 strani, 142 slik in 16 tabel. Velikost 12 X 19 cm. Vezano v mehko plastiko, 24,80 DM. Avtor želi s to knjigo izpolniti vrzel med področjem splošne fizike tal in področji posebnih fizikalnih metod za raziskavo tal. Kot splošno fizikalno metodo navaja pedologijo in jo primerja s fizikalnimi metodami mehanike tal, hidravlike, termike in fizikalne kemije tal. Poleg tega obravnava fizikalne pojave in spremembe na površju in pod površjem tal kot posledice kompleksnih fizikalnih, bioloških, kemičnih, ekoloških in časovnih vplivov, npr. erozije, obdelovanja, urejanja za potrebe življenja itd. Na sedanji stopnji vsestranskega razvoja naravoslovnih fizikalnih ved, kot zelo specializiranih, obenem pa medsebojno prepletenih, bi bila fizika tal kot kompleksna osnovna veda o pojavih na zemlji najbolj primerno izhodišče za vse naravoslovne, tehnične, biološke in druge obravnave tal. Tako usmerjena fizika tal ne bi puščala prostora za »luknje«, ki jih morajo po potrebi zapolnjevati posamezne razprave z relativno ozkih fizikalnih področij. Vsebina knjige je razdeljena na dvanajst poglavij, ki obravnavajo zrna-vost (1), strukturo kot statično in dinamično strukturno stabilnost (2), različne vplive med vodo in tlemi (3), hidrostatiko podzemeljske vode (4), hidrodina-miko (5), zaloge vode v tleh (6), pline v tleh (7), termiko tal (8), rastlinje in fizikalne spremembe, ki iz njega izhajajo (9), erozijo (10), filtracijsko sposobnost tal (11) in napotke za literaturo (12). Zrnavost je prikazana tabelarno s frakcijskimi mejami po DIN 4188. Osnova je Atterbergov sistem, kjer je frakcijska meja med glino in meljem označena z ekvivalentnim premerom zrna 2 //m. Ker so delci pogosto nepravilno in različno oblikovani, se za njihovo velikost vzame nadomestna vrednost pravilno oblikovanega delca — krogle — ki se obnaša enako kakor delec, določen za preiskavo. Ta delec je torej krogli enakovreden — ekvivalenten. Velikosti zrn so torej v tabeli podane z ekvivalentnimi premeri. Meje debelejših frakcij od 2 /im so določene tako, da se ta osnovna vrednost zaporedoma množi s faktor- jem 10, za drobnejše pa deli z 10. Na ta način je območje velikosti od 0,2 do 2.105 razdeljeno na šest razredov: glina, melj, pesek, prod, kamniti kosi in kamniti bloki. Ti razredi so po sredini razdeljeni na podrazrede. Mejna vrednost med meljem in peskom je 1/16 mm, to je zaokroženo 63 /im. Analogno kot prej se za razmejitev debelejših frakcij ta vrednost množi z 10, za drobnejše pa deli z 10. V tabelo so vnesene tudi metode za ločitev posameznih frakcij: usedanje po centrifugalnem pospešku za glino, usedanje po gravitacijskem ali zemeljskem pospešku za melj, za vse debelejše frakcije pa sejanje. Pogostnost zrn določenih velikosti je za nekatere vrste tal podana v obliki porazdelitvene krivulje. Podobno kot velikost zrn je obravnavana tudi velikost por. Toda v nasprotju s trdnimi delci por med njimi ni mogoče omejiti zaradi njihove raznovrstnosti in kontinuirnih zvez. Zato so podatki o velikosti por še bolj vezani na kon-vencionalne mere kot velikost trdnih delcev. Za ekvivalentni premer je tu privzet premer krožne kapilare, v kateri vlada pod meniskusom pri polnem kapilarnem dvigu enak pritisk kot v določeni pori v tleh. Ekvivalentni premer se izračuna iz hidrostatičnega pritiska, ki ustreza višini dviga. Za prikaz porazdelitve napetosti v tleh so potrebni novi parametri, in sicer po principu glavnih napetosti s področja mehanike trdnih teles. Gre za to, da se zaradi usmerjenega pritiska na določeno telo njegova oblika spreminja in nastanejo v njem različne napetosti. Pri raziskavah tal se upoštevata dve glavni napetosti: vertikalna in horizontalna. Vertikalna komponenta ustreza teži določenega stebra tal; zato jo je lahko razložiti, ker ima veliko skupnega z znanim obnašanjem vode. Drugače pa je s horizontalno komponento. Medtem ko vertikalna glavna napetost takoj popusti, če se obtežba zmanjša — če npr. odstranimo del plasti — se horizontalna glavna napetost zmanjša le za majhen del. Ta komponenta pojema šele po razbremenitvi, ki jo dosežemo z razrah-ljanjem tal. Sprememba zunanjega pritiska, ki povzroči spremembo napetosti v tleh, ima za posledico tudi spremembo volumna. In obratno, za povečanje pritiska navzven je potrebna sprememba volumna. Obe ekstremni vrednosti takšnih meritev sta definirani kot aktivni zemeljski pritisk in pasivni zemeljski odpor. Ta pritiska sta posledica sile, ki deluje ali od zunaj ali pa navzven na določeno ploskovno enoto. Ta sila ustreza v tleh aktivnemu, oziroma pasivnemu napetostnemu stanju. Ti napetosti naraščata z globino, podobno kot vertikalna napetost. Vmes med ekstremnima vrednostima te napetosti so različne vmesne vrednosti, ki se navzven izražajo kot napetost v stanju mirovanja. Aktivni zemeljski pritisk ustreza maksimalni sili, s katero učinkujejo tla na enoto vertikalne ploskve ne da bi prišlo pri tem do porušitve, vertikalna ploskev pa se le premakne. Tu gre za minimalne vrednosti, če izhajamo iz napetosti v stanju mirovanja. Pasivni pritisk pa ustreza sili, s katero se tla upirajo premaknitvi vertikalne ploskovne enote. Tu gre za maksimalno vrednost; v primeru, ko se ta vrednost preseže, pride do loma, to je do večjih premaknitev. Aktivni pritisk predstavlja torej najmanjšo glavno napetost, pasivni pa največjo glavno napetost v tleh. Za njuno ponazoritev je uporabna metoda Mohrovih krogov. Avtor opisno razpravlja o lomu tal zaradi obremenitve, ki jo povzroča rastlinje z rastjo korenin, čebul in drugih rasti v tleh ter obravnava vpliv podzemeljske vode na stabilnost. Vodi posveča avtor sploh veliko pozornost, saj osvetli njen pomen in delovanje z raznih vidikov v štirih posebnih poglavjih. Z vidika hidrostatike podaja fizikalno analizo pojavov vode v tleh, pritisk vode, oblikovanje vodnih nivojev in potencialov, metode meritev s pie-zometri in tenzometri. V poglavju o hidrodinamiki podzemeljske vode podaja sliko z vodo zasičenih in nezasičenih tal za stacionarno in nestacionarno stanje, analizira problem difuznosti nezasičenih tal in strujanje vode zaradi pritiska plinov (zraka). V poglavjih o vodi v tleh, ter o rastlinju in eroziji so analizirani tehnični podatki kapacitet, infiltracije, dreniranja in evaporacije vode za pedološke analize v prirodnem stanju tal in v stanju melioracijskih, drenažnih in namakalnih učinkov. Fizikalno analizira avtor nadalje ozračenje in termično stanje tal ter erozijske in filtracijske učinke. Fizikalne pojave v tleh obravnava avtor po metodologiji pedologije. Druge fizikalne lastnosti so povzete bolj fragmentarno. Strižna trdnost je prikazana v odvisnosti od oblikovalne sposobnosti, tj. od indeksa plastičnosti. Taka odvisnost je omejena na določeno vrsto tal in ni pravilo. Opisno so po L. 5 u k 1 j e t u podane fizikalne osnove reoloških značilnosti tal — lezenja. Avtor obravnava tudi nabrekalne in kontrakcijske fenomene kohezivnih tal. Za določene fizikalne postopke pri raziskavah zemljin so uvedeni v mehaniki tal standardni izrazi, npr. indeks konsistence, koeficient vodoprepustnosti, količnik konsistence, posedki. Knjiga je namenjena prvenstveno pedologom. Za študij strukture tal v pogojih popolne in delne saturacije bo koristna tudi geotehnikom, hidrogeologom in drugim, ki se ukvarjajo poklicno s fizikalnimi pojavi v tleh. Avtor je fizikalne fenomene tal obširno opisoval, manj pa razložil s tehničnim prikazom strukture in matematično analizo, zato knjižica ne daje vtisa klasičnega fizikalnega priročnika. Tehnik bo pogrešal v njej primere računanja fizikalnih količin za dimenzioniranje objektov. To pa je avtor nadomestil z izčrpno navedbo literature. Sicer pa je treba upoštevati, da je knjižica le uvod v fiziko tal. Franc Vidic Wallace G. Ernst: Bausteine der Erde. Ferdinand Enke Verlag, Stut-gart, 1977. 190 strani, 97 slik in 26 tabel, format 12 X 19 cm, kartonirano 11,80 DM. Knjižica je izšla v seriji »Geowissen kompakt« kot prevod iz angleščine. Original je izšel pod naslovom »Earth Materials« v založbi Prentice-Hall International, Inc. Englewood Cliffs, New Jersey, 1969. V uvodu je poudarjena važnost petrologije kot ključne discipline geološke znanosti. Petrologija obravnava mnogovrstnost in izvor kamenin, to je materiala, iz katerega Zemlja sestoji. Treba je še natančneje povedati, da kamenine sestoje iz mineralov. Petrolog mora biti torej doma v mineralogiji. Mineralog pa potrebuje znanje še z nadaljnjih področij, predvsem kristalne kemije in fizike trdnih teles. Za delo na področju geološke znanosti je torej potrebna široka in mnogovrstna podlaga. Knjižica se razlikuje od običajnih učbenikov mineralogije in petrologije zlasti po tem, da je napisana na genetskem principu in da kamenine podaja bolj z vidika strukture kristalov kot pa z vidika morfologije kristalov in nadrobnih opisov posameznih vrst mineralov, ki zavzemajo največ prostora v knjigah te vrste. Mnogovrstnost v svetu mineralov in strukturi kristalov je možno razumeti le na podlagi osnovnih zakonitosti, ki veljajo za atome. Model atoma po Bohru ponazori avtor z izsekano kroglo malo drugače kot smo bili vajeni doslej. Atom sestoji iz jedra in elektronskih oblakov. Jedro je v središču krogle, elektronske oblake pa predstavlja zaporedje koncentričnih lupin in podlupin. Primerjava tega modela z ustrezno tabelo nam pove, zakaj pride do grupacije elektronskih lupin, ki nosijo elektrone določene vrste. Vsaki vrsti elektrona ustreza čisto določen nivo energije. V atomskem področju torej ni poljubno deljivega energijskega spektra, temveč se posamezni nivoji razlikujejo med seboj po kvantih. Elektronski oblaki posameznih energijskih nivojev se v resnici precej drugače oblikujejo kot to nakazuje zaporedje krogelnih lupin v enostavnem Bohrovem modelu atoma. Novejši model temelji na principu valovne mehanike, ki išče prostor, kjer se elektron najverjetneje nahaja. Ti prostori pravzaprav predstavljajo »elektronske oblake«. Označujejo pa se z orbitalami. Na sliki so skicirane značilne oblike orbital, ki ustrezajo elektronom določene vrste. Pri nastajanju mineralov ima odločilno vlogo kemično ravnotežje. Zato so na kratko strnjene tudi osnove termodinamike in fizikalne kemije. Težišče petroloŠkega študija pa je v mineralnih paragenezah in njihovih stabilnostih. Gre torej za preučevanje območij pritiska in temperature, v katerih so določene kombinacije mineralov stabilne. Avtor na enostaven in jasen način razloži veljavnost treh osnovnih zakonov termodinamike za nastanek mineralov in kamenin in razlago ponazori s sistemi različne sestave, na primer: Sistem A1203. Si02 kristalizira v odvisnosti od temperature in pritiska kot disten, sillimanit in andaluzit. Sistem K20.3 Al2Oa. . 6 Si02 — 2 H20 kristalizira pri nizkih temperaturah kot sljudni mineral muskovit, pri višjih temperaturah pa nastane parageneza kalijevega glinenca, korunda in vode. Zanimivo je prebrati, kaj postavlja Ernst kot glavni problem petrologije. Sem šteje razliko v kemični sestavi veČine globočnin in predornin; prve so felzične, druge mafične. Nadaljnji problem so ogromne mase kamenin, ki se morajo umikati prodirajočemu batolitu; izpodrivanje prejšnjih kamenin je treba nekako razložiti. Določene vrste bazične lave nastajajo v zgornjem delu Zemljinega plašča, kjer temperatura doseže tališče brezvodnega plaščevega materiala. Del teh magem se med prodiranjem navzgor znatno spremeni zaradi diferenciacije. V takih primerih se izlijejo vroče, sorazmerno »suhe« lave, ne glede na to, ali je prišlo do frakcioniranja ali ne. Pogostnost mineralov, ki vsebujejo vodo, in hidrotermalnih žil, to je razpok, zapolnjenih z minerali, ki so se izločili iz vročih vodnih raztopin, govori za to, da so felzične — plutonske magme vsebovale mnogo vode. Takšne magme, bogate s kremenico, niso mogle nastati neposredno s frakcioniranim taljenjem plaščevega materiala. Za razlago tega so pomembni rezultati visokotlačnih poskusov, ki kažejo, da nastajajo takšne magme pri zmernih temperaturah z delnim taljenjem felzičnih delov Zemljine skorje, bogatih z vodo in s kremenico. Sestava teh — prejšnjih ka- 11 — Geologija 21/11 menin Zemljine skorje je odvisna od dvoje vrst procesov: 1. od frakcionirane kristalizacije primarne magme in 2. posebno od diferenciacije sedimentov, nastalih iz prejšnjih magmatskih kamenin. To je sedimentacijski proces, pri katerem se določeno izvorno območje, bolj ali manj enotne sestave, spremeni v akumulacijo sedimentov različne sestave. Proces taljenja prejšnjih kamenin je naslednji: Material Zemljine skorje + + H20 -*> vodna granitna talina (+ preostanek trdnih sestavin). Voda, raztopljena v talini, zahteva majhen volumen. Pri temperaturah pod tališčem pa postane voda posebna faza in zahteva mnogo večji volumen. Vrednost dP/dT je negativna, ker se pri reakciji entropija sicer veča, toda volumen se manjša. Na ta način bi bilo rešeno vprašanje prostora; pri tem procesu bi mogel namreč batolit nastajati na kraju samem z delnim taljenjem prejšnje kamenine. Razumljivo bi bilo tudi nastopanje plutonitov v suhih conah Zemlje, kajti gorate cone so območja z zelo debelo kontinentalno skorjo in visokim toplotnim pretokom. Ne pojasni pa ta proces zelo pogoste zveze batolitov z njihovimi ko-magmatskimi vulkanitnimi krovninami (to je z vulkaniti, ki so nastali iz enake matične magme). Sklepati je torej mogoče, da je večina bazaltnih magem nastala globoko v plašču. Po visoki temperaturi izlivov in po sorazmerno ma-fični sestavi je mogoče poleg tega sklepati, da je bil izhodni material ultra-mafičen in v glavnem brez vode. Na drugi strani pa je večina plutonskih magem nastala z delnim taljenjem na bazi kontinentalne Zemljine skorje, ki vsebuje več vode. Za to govore njihova felzična sestava in značilne intruzivne oblike globočnin. Na vprašanje, zakaj je Zemljina skorja znatno bogatejša z alkalijami in kremenico kot bazaltne magme, ki veljajo za izvor njenih kamenin, odgovarja avtor s tremi hipotezami: (1) Z delnim taljenjem plaščevega materiala na bazi kontinentov ne nastaja bazaltna magma, temveč andezitna. Na ta način bi mogli pojasniti razliko med petrološko sestavo pod kontinenti in pod oceani. • (2) Možno bi bilo, da sta višji vsebnosti SiOa in alkalij v kontinentalnem delu skorje posledica sedimentacijske diferenciacije. (3) Po tretji hipotezi so se felzične magme dvignile v zgornje dele Zemljine skorje, ker so lažje kot mafične; mafične in ultramafiČne magme bi morale biti potem omejene na globlje cone. V tem primeru kamenine na Zemljinem površju ne bi predstavljale sestave kontinentov kot celote. Od sedimentnih kamenin so opisani peščenjak, skrilavec in apnenec. Naj tu ponovim nekaj nadrobnosti samo o peščenjaku. Glavna njegova sestavina so klastična zrna, velika 1/16 do 2 mm. Zrna tvorijo odprto ogrodje s praznimi ali zapolnjenimi vmesnimi prostori — porami. Razmerje pornega volumna nasproti celotnemu volumnu kamenine je poroznost. Če ne upoštevamo tufskih in apnenih primesi, ločimo po relativnem deležu glavnih sestavin — kremena, glinencev in kameninskih drobcev — tri tipe peščenjaka: kremenov peščenjak, arkozo in drobnik. Delež kremena v kremenovem peščenjaku je najmanj 80 °/o, v tipičnih različkih pa je znatno višji. Zrna so zelo dobro sortirana, zglajena in se po obliki približujejo krogli. Na mnogih krajih doseže kremenov peščenjak le majhno debelino, toda veliko horizontalno razširjenost; v tem se izraža stabilnost ob- kontinentalnih polic in šelfnega morja ter zalivov, kjer se sedimentira kremenov peščenjak. Če v peščenjaku prevladujejo alkalni glinenci, ga imenujemo arkoza, če pa vsebuje v glinasti osnovi v glavnem plagioklaze in kameninske drobce, se imenuje drobnik (Grauwacke). V obeh vrstah peščenjaka je najpogostejša sestavina kremen, v arkozi ga je 40—30 °/o, v drobniku znatno pod 80 °/o. Bolj kot z opisom posameznih vrst so tudi metamorfne kamenine podane z vidika njihovega nastanka. Gre za tri vrste sprememb. Prva je kataklaza; to je mehanična pot nastanka metamorfnih kamenin. Prekristalizacija in medsebojno kemično učinkovanje imata bolj malo pomembno vlogo. Zaradi usmerjenega pritiska nastajajo planarne in linearne strukture, vključno uravnavanje zrn, strig in odnašanje prejšnjih kamenin. Primarna zrna kažejo znake plastične deformacije in oteženega okolja za nastanek zrn. H kataklastičnim kameninam štejejo tektonsko brečo (= torna breča), milonit in psevdotahilit. Ce se prekristalizacija bolj uveljavi, nastaneta iz njih filit in očesni gnajs. Očesni gnajs je pravzaprav tipična pasovita metamorfna kamenina, močno prekristalizirana in skrilava, ki vsebuje velike porfiroblaste v finozrnati osnovi. Porfiroblasti so očesom podobna mandljasta zrna ali skupki zrn, nastali z drobljenjem prejšnjih idiomorfnih kristalov. Skrilavost je slabše izražena kot pri filitu in strižne ploskve so razporejene okrog lečastih oči. V nasprotju s kataklastičnimi kameninami, ki so v glavnem rezultat mehaničnih procesov, nastajajo kontaktnometamorfne kamenine pri bistveno višjih temperaturah brez učinka usmerjenega pritiska. Nastopajo kot avreola vročih intruzivnih teles, ki so prodrla v zgornja območja Zemljine skorje. Temperaturna razlika med intruzivnim telesom in prikamenino je v takšnem okolju, tj. pri konstantnem tlaku, zelo velika. V primeri s plutonom, ki je prodrl pri temperaturi okrog 1000 °C, je prikamenina s temperaturo okrog 200 °C sorazmerno hladna. Med njima nastane izrazit geotermični gradient. V večji globini Zemljine skorje je temperaturna razlika bistveno manjša. Na bazi Zemljine skorje nastaja pri temperaturi okrog 600 <>0 felzična magma, ki vsebuje vodo. Normalna prikamenina pa ima v globini temperaturo nad 500 °C. V takem okolju seveda ne nastajajo strmi gradienti; to je okolje regionalne metamorfoze. Knjižica je napisana v enostavnem, lahko razumljivem jeziku, kar je še posebej hvale vredno, ker gre za prevod. Vsebuje tako rekoč izbrana poglavja s področja nastanka mineralov in kamenin. Znane stvari so podane na kratko, vendar dovolj jasno tudi za negeologe, ki jim je petrologija le pomožna veda. Nerešena vprašanja so obravnavana brez spekulativnega umovanja, nakazane so le možne in verjetne rešitve. Stefan Kolenko UREDNIŠKA OBVESTILA EDITORIAL NOTICES Sodelavcem GEOLOGIJE Vsebina In obseg dela GEOLOGIJA objavlja originalne razprave s področja geoloških in sorodnih ved ter poročila o geoloških raziskovanjih, kongresih, posvetovanjih in publikacijah. Rokopis naj ne bo daljši od 35 tipkanih strani ali 60 000 znakov. V to število se Štejejo tudi slike. Osnova za preračunavanje slik v znake je 3500 znakov za celostransko sliko. Prosimo vse sodelavce GEOLOGIJE, da skrbno izbirajo vsebino svojih člankov, posvete ustrezno pozornost kratkemu in jasnemu načinu izražanja, uporabi posameznih besednih vrst in strokovnih geoloških izrazov ter izdelavi ilustracij. Na ta način bo reviji zagotovljena primerna znanstvena raven in oblika. Priprava rokopisa Prispevki morajo biti pisani s strojem z dvojnim presledkom in s 4 cm širokim levim robom. Pri pregledu svojih rokopisov naj avtorji zlasti pazijo na pravilno pisanje znanstvenih in lastnih imen, znakov, številk, formul in podobno. Osebna imena pri navajanju literature naj bodo podčrtana črtkano, imena fosilov (rod in vrsta) pa valovito. Tekst naj ne vsebuje neobičajnih okrajšav in nejasnih popravkov. Tabele naj bodo napisane na pisalni stroj IBM tako, da jih bo možno kliširati. Članki morajo biti pisani ali v domačih ali v tujih svetovnih jezikih. Članek v domačem jeziku mora imeti povzetek v tujem svetovnem jeziku v obsegu ene petine članka, prispevek v tujem jeziku pa naj ima kratek slovenski povzetek. Na začetku vsakega članka mora biti izvleček v obsegu 700 do 1000 tiskovnih znakov v enem od svetovnih jezikov. Ce želi avtor drugačne pogoje glede obsega in povzetka svojega članka, je to možno v sporazumu z uredništvom. Navajanje literature Literaturo navajajte po abecednem redu avtorjev in kronološko na naslednji način: priimek avtorja, začetna črka avtorjevega imena, letnica, naslov dela (pri periodičnih izdajah tudi naslov revije in zaporedna številka zvezka), založba in kraj, kjer je delo izšlo. V literaturo vključujte samo uporabljena dela, bibliografijo pa le v izjemnih primerih glede na vsebino in pomen razprave. V citatih med tekstom navedite začetno črko imena in priimek avtorja ter letnico, ko je delo izšlo, po potrebi tudi stran. Ilustracije Karte, profili, skice, diagrami in druge podobne slike morajo biti narisani na prosojnem matričnem papirju. Za fotografske, mikrografske in rentgenske slike je treba predložiti visokokontrastne originale na gladkem, svetlem papirju. Izjemoma imajo avtorji možnost objaviti tudi barvne slike. Na vsaki sliki mora biti ime avtorja in zaporedna številka slike. V glavnem naj bo slika pojasnilo teksta, zato mora biti med tekstom na ustreznem mestu navedena zaporedna številka slike. Napisi in legende k slikam naj bodo kratki, posebno še, ker morajo biti dvojezični. Pri dosedanjih izdajah naše revije se je pokazalo, da avtorji pri slikah ne upoštevajo formata knjige, kar povzroča mnogo dodatnega dela pri urejevanju in tisku. Pri vseh slikah med tekstom upoštevajte, da je zrcalo revije 12,6 X 19,2 cm. V primeru, da je potrebna večja slika, naj njena širina po možnosti ne preseže 40 cm, višina pa naj ne bo večja kot 18 cm. Bisba naj bo večja kot slika, ki bo po njej izdelana; razmerje naj bo 2:1. Pri tem je treba paziti na debelino črt ter na velikost številk, črk in drugih znakov na risbi, da bosta njihova debelina in velikost tudi po zmanjšanju ustrezala; črke in številke na tiskani sliki morajo biti visoke najmanj 1 mm. Celoten rokopis, vključno risbe, fotografije, izvleček in povzetek v tujem jeziku, mora pripraviti vsak avtor sam. Rok za predložitev rokopisov V 22. knjigi GEOLOGIJE, letnik 1979, bodo objavljena dela, ki jih bo uredništvo prejelo do konca leta 1978 za prvi del knjige in do konca junija 1979 za drugi del knjige. Korekture Uredništvo bo pošiljalo krtačne odtise stavkov v korekturo avtorjem. Pri korekturah popravljajte samo tiskovne napake. Dopolnila so možna le na stroške avtorjev. Sodelavcem, ki živijo zunaj Ljubljane, bomo krtačne odtise pošiljali po dogovoru; njihove popravke bomo upoštevali le v primeru, da korekture vrnejo v dogovorjenem roku. Posebni odtis! Avtorji prejmejo brezplačno po 50 izvodov separatov vsakega članka. Nadaljnje izvode pa lahko dobe po ceni, ki ustreza dejanskim stroškom. GEOLOGIJA — RAZPRAVE IN POROČILA GEOLOGICAL TRANSACTIONS AND REPORTS Avtorsko kazalo k 21. knjigi Author Index to Volume 21 Del Str. Part Page 1. Astafieva-Urbajtis K. A. in Ramovš A. Verhnekamennougoljnjie (gželjskie) dvustvorki iz Javornickogo routa (Karavanki, Slovenija)............. 1 5 Upper Carboniferous (Gshelian) pelecypods from Javorniški rovt, the Karavanke Alps, Slovenia............ 1 5 Zgornjekarbonske (gželijske) školjke iz Javorniškega rovta ... 1 5 2. Budkovič, T. Stratigrafija Bohinjske doline.............. 2 239 The stratigraphic sequence of the Bohinj Valley....... 2 239 3. Cigale, M. Karnijske plasti v okolici Idrije............. 1 61 Carnian beds in the Idrija region............ 1 61 4. Culiberg, M., see Molnar, F. M................ 1 93 5. Faninger, E. and Strucl, L Plutonic emplacement in the Eastern Karavanke Alps .... 1 81 Granitni in tonalitni pas v Vzhodnih Karavankah...... 1 81 6. Fliigel, H. W. and Ramovš, A. A new species of Acanthochaetetes from the Cenomanian beds of Central Slovenia................ 1 35 7. Forstner, U., see Molnar, F M................ 1 93 8. Hamrla, M. The massive sulphides and magnetite deposits of northern Ethiopia ...................... 2 255 9. Hinterleckner-Ravnik, A. Kontaktnometamorfne kamenine v okolici Črne pri Mežici ... 1 77 Contact-metamorphic rocks from Črna at Mežica...... 1 77 10. Hinterlechner-Ravnik, A. Zeleni skrilavci Kranjske rebri............. 2 245 Greenschists from Kranjska Reber............ 2 245 11. Jurkovšek, B. Biostratigrafija karnijske stopnje v okolici Mežice...... 2 173 Biostratigraphy of the Carnian beds in the Mežica area .... 2 173 12. Krivic, K. in Stojanovič, B. Konodonti v triadnem apnencu pri Prikrnici........ 1 41 Conodonts from the Triassic limestone at Prikrnica village ... 1 41 13. Molnar, F. M., Rothe, P., Forstner, U., Stern, J., Ogorelec, B., Sercelj, A. & Culiberg, M. Lakes Bled and Bohinj — Origin, composition, and pollution of recent sediments................. 1 93 14. Ogorelec, B., see Molnar, F. M................ 1 93 15. Ramovš, A. Zgornjekarnijski in spodnjenoriSki konodonti v okolici Mirne na Dolenjskem.................... 1 47 Upper Carnian and Lower Norian conodonts from Mirna in Lower Carniola................... 1 47 16. Ramovš, A., glej Astafieva-Urbajtis K. A............ 1 5 17. Ramovš, Asee Fliigel, H. W................. 1 35 18. Rijavec, L. Tortonska in sarmatska mikrofavna v zahodnem delu Slovenskih goric...................... 2 209 Tortonian and Sarmatian microfauna from the Western Slovenske Gorice hills................. 2 209 19. Rothe, P., see Molnar, F. M................. 1 93 20. Stojanovič, B., glej Krivic, K................ 1 41 21. Sercelj, A., see Molnar, F. ill................. 1 93 22. Stern, J., see Molnar, F. M................. 1 93 23. Strucl, L, see Faninger, E.................. 1 81 24. Zlebnik, L. Kras na konglomeratnih terasah ob Zgornji Savi in njenih pritokih ...................... 1 89 Karstification of conglomeratic terraces along the Upper Sava River and tributaries............... 1 89 25. Zlebnik, L. Terciarni vodonosnikl v Slovenskih goricah in na Goriškem . . 2 311 Tertiary aquifers in the Slovenske Gorice and Goričko hills . . 2 311 Nove knjige Book Reviews Wallace G. Ernst: Bausteine der Erde..........................2 328 Karl Heinrich Hartge: Einfiihrung in die Bodenphysik..............2 326 Otto Prokop/ Wolf Wimmer: Wiinschelrute, Erdstrahlen, Radiasthesie . 1 165 Anton Ramovš: Okamnelo življenje v jeseniškem prostoru..........2 325