G EOLO G i |A I994/95 (SSN 0016-7789, Ljubljana 1996 ISSN 0016-7789 GEOLOGIJA GEOLOGIJA LETNIK 1994/95 KNЛGA 37, 38 Str. 1 do 583 LJUBLJANA 1996 GEOLOGIJA Slovenska besedila za 37. in 38. knjigo je lektoriral Milan Pritekelj. V drugih jezikih napisani članki niso lektorirani in zanje odgovarjajo avtorji sami. Prevode v angleški jezik so opravili Simon Pire in delno sami avtorji. Za strokovno vsebino vseh člankov so avtorji odgovorni sami Izdajatelja: Geološki zavod Ljubljana in Slovensko geološko društvo Glavni in odgovorni urednik: Editor-in-Chief: Stanko Buser, Ljubljana, Slovenija Uredniški odbor: Editorial Board: Stanko Buser, Ljubljana, Slovenia; Matija Drovenik, Ljubljana, Slovenia; Endre Dudich, Budapest, Hungary; Erik Flügel, Nürnberg, Germany; Miklós Kedves, Szeged, Hungary; Ha- rold Lobitzer, Wien, Austria; German Müller, Heidelberg, Germany; Rinaldo Nicolich, Trie- ste, Italy; Bojan Ogorelec, Ljubljana, Slovenia; Simon Pire, Ljubljana, Slovenia; Danilo Rav- nik, Ljubljana, Slovenia; Mihael Ribičič, Ljubljana, Slovenia; Marko Šparica, Zagreb, Croatia; Dragica T\imšek, Ljubljana, Slovenia; Miran Veselic, Ljubljana, Slovenia Naslov: Address: GEOLOGIJA, Geološki zavod Ljubljana, Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko, Dimičeva 14, 1000 Ljubljana, Slovenija Naklada 600 izvodov Gena 4000 SIT Tisk in vezava: Tiskarna Ljudske pravice, Ljubljana, Kopitarjeva 6, leto 1996 Financirata: Ministrstvo za znanost in tehnologijo Republike Slovenije in Geološki zavod Ljubljana, Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko Po mnenju Urada Vlade za informiranje Republike Slovenije št. 23/109-93, z dne 14. aprila 1993 je ta publikacija uvrščena med proizvode, za katere se plačuje 5-odstotni davek od prometa GEOLOGIJA The papers in Slovene language of the present 37 and 38 volume were edited by Milan Pri- tekelj. Papers in other languages were not edited; the authors alone are responsible for the text. English translations were done by Simon Pire and partly by the authors themselves. The authors themselves are liable for the contents of the papers Published by the Geological Survey and the Slovene Geological Society Printed in 600 copies Price US $ 80.0 Printed by the Tiskarna Ljudske pravice, Ljubljana, Kopitarjeva 6, in 1996 Financed by the Republic of Slovenia, Ministry of Science and Technology and the Ljubljana Geological Survey, Institute of Geology, Geotechnics and Geophysics GEOLOGIJA 37, 38, 1-583 (1994/95), Ljubljana VSEBINA - CONTENTS Buser, S. V spomin prof. dr. Franzu Kahlerju ........................................... 7 Objavljena dela prof. dr. Franza Kahlerja ...................................... 9 Paleontologija - Paleontology Busen S, & Debeljak, I. Lower Jurassic beds with bivalves in south Slovenia............................ 23 Spodnjejurske plasti s školjkami v južni Sloveniji............................... 48 Pohar, V. & Recek, H. Zobje fosilnih slonov iz osteološke zbirke Oddelka za geologijo Univerze v Ljubljani.................................................................. 63 Fossil mammoth teeth from the osteological collection of the Department for Geology, University in Ljubljana .............................................. 74 Caff au. M., Pugliese, N. & Pleničar, M. The development of the mollusc fauna in the Cenomanian of the stratigraphie sequence of Visogliano (Karst of Trieste, Italy) ................................ 87 Favnistični razvoj mehkužcev v cenomanijskem stratigrafskem zaporedju pri Vižovljah (Tržaški Kras, Italija)............................................ 87 Caffau, M. & Pleničar, M. Preliminary biometrical analysis on three similar hippuritid species.............. 123 Ramovš, A. Oberfassanische (mitteltriassische) Conodonten aus Kalken südlich von Slugovo, Südslowenien............................................................... 141 Zgornjefassanski (srednjetriasni) konodonti iz apnencev južno od Slugova......... 141 Stratigrafíja - Stratigraphy Buser, S. & Forke, H. C. Lower Permian conodonts from the Karavanke Mts. (Slovenia)................... 153 Kozur, H. W., Ramovš, A., Cheng-yuan Wang & Zakharov, Y. D. The importance of Hindeodus parvus (Gonodonta) for the definition of the Permian-Triassic boundary and evaluation of the proposed sections for a global stratotype section and point (GSSP) for the base of the Triassic ........ 173 Dozet, S. & Strohmenger, C. Late Malm carbonate breccias at Korinj and their significance for eustacy and tectonics (Central Slovenia).............................................. 215 Aničić, B. & Ogorelec, B. Badenijski rodolit na Kozjanskem............................................. 225 Badenian rhodolith in Kozjansko (E Slovenia) ................................. 232 Sedimentologija - Sedimentology Skabeme, D. Rečni sistemi in njihovi sedimentacijski modeh ................................ 251 Fluvial systems and their sedimentary models ................................. 265 Petrologija - Petrology Zupančič, N. Minerali pohorskega magmatskega masiva ..................................... 271 Minerals from the Pohorje igneous massif ..................................... 295 Geokemija - Geochemistry Uhan, J. Metodološki prispevek h geokemični razčlenitvi premogovih plasti ............... 305 Methodological contribution to geochemical subdivision of coal seams ........... 305 Rudišča - Ore deposits Mlakar, I. 0 marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi z Litijo in Idrijo z aspekta tektonike plošč .................................................... 321 On the Marija Reka mercury deposit and on its comparison with the Litija and Idrija deposits from the aspect of plate tectonics .......................... 368 Mlakar, I. Nekaj novih podatkov o rudiščih Češnjice in Zlatenek .......................... 377 Some new data on the Češnjice and Zlatenek deposits ......................... 388 Kras - Karst Brenčič, M. Konceptualni model razvoja krasa ............................................ 391 Conceptual approach to modeling karst development ........................... 409 Hidrogeologija - Hydrogeology Novak, D. Podzemeljske vode v Kamniških in Savinjskih Alpah............................ 415 Underground waters in Kamnik and Savinja Alps............................... 434 Geofízika - Geophysics Brezigar, A., Tomšič, B., Stem, J. & Baškovič, G. Georadar - visokoločljiva geofizikalna elektromagnetna naprava ................. 437 Georadar - high resolution geophysical electromagnetic device.................. 453 Brezigar, A. & Trajanova, M. Karotažne krivulje v metamorfnih kamninah pri Mariboru ....................... 459 Well log responses in metamorphic rocks near Maribor ......................... 475 Gosar, A. Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno skladiščenje plina v strukturah Pečšrovci in Dankóvci - Murska depresija..........'............... 483 Modelling of seismic reflection data for underground gas storage in the Pečarovci and Bankovci structures - Mura Depression ................................... 542 Tektonika - Tectonics Placer, L. 0 zgradbi Soviča nad Postojno ...........................:...........■........ 551 On the structure of Sovič above Postojna ..................................... 551 Zgodovina geoloških znanosti - History of geological sciences Faninger, E. Sodelovanje barona Žiga Zoisa in Valentina Vodnika na področju geoloških znanosti........................................................... 561 Zusammenarbeit zwischen Freiherr Sigmund Zois und Valentin Vodnik auf dem Gebiet der geologischen Wissenschaften....................................... 563 Poročila - Reports Gosar, A. Mednarodni tečaj o uporabi seizmičnih metod pri raziskavah za ogljikovodike (Miramar pri Trstu, 8.-19. november 1993) .................................... 565 International Course on Seismics for Hydrocarbon Exploration (Miramare, Trieste, 8-19 November, 1993)....................................................... 565 Nove knjige - Book reviews Jürgen Ehlers: Allgemeine und historische Quartärgeologie ........................ 567 Renato Vidrih & Vasja Mikuš: Minerali na Slovenskem ............................ 570 Navodila avtorjem ............................................................... 575 Instructions to authors .......................................................... 575 Jurkovšek, B. & Kolar-Jurkovšek, T. V spomin mag. Luki Šribarju, 1965-1996 ...................................... 581 Bibliografija mag. Luke Šribarja .............................................. 583 GEOLOGIJA 37, 38, 7-21 (1994/95), Ljubljana V spomin prof. dr. Franzu Kahlerju Vsi, ki smo osebno poznali izredno živ- ljenjsko trdnost in strokovno vnemo 95-let- nega prof. dr. Franza Kahlerja, nas je pre- sumía vest, daje 6. avgusta 1995 na naglo preminil svetovni strokovnjak za stratigra- fijo karbona in perma ter izredni poznava- lec fuzulinidnih foraminifer. Prof. Kahler se je rodil 23. 6. 1900 v Ka- rolinenthal pri Pragi kot sin cesarsko-kra- Ijevega stotnika in kasnejšega generalmajorja Franza Kahlerja in njegove žene Anne Kah- ler, rojene Russheim. Zaradi očetove ofi- cirske službe se je družina selila po raznih krajih širom po takratni monarhiji. Šolo je Franz ml. obiskoval v Pragi, Cavaleseju, Prachatitzu, Sillianu in Innsbrucku. V Ce- lovcu je leta 1918 maturiral, abiturientski tečaj je opravil na celovški Trgovski akade- miji. V letih 1920 do 1939 je bil bančni uradnik kreditne banke v Celovcu. Od leta 1923 je bil častni zaslužni sodelavec Koroškega pokrajinskega muzeja. Poleg bančne dejavnosti je na Univerzi v Gradcu študiral geologijo, paleontolo- gijo in mineralogijo pri profesorjih Heritschu, Angelu in Schwinnerju. Leta 1932 je doktoriral z disertacijo Med Vrbskim jezerom in Karavankami. Študija o področju mladega gorovja. Leta 1935 se je poročil z Gustavo Aigner, ki mu skozi življenje ni bila samo zvesta spremljevalka, ampak tudi izredna znanstvena sodelavka pri raziskavah fuzu- linidnih foraminifer. Leta 1939 je kot geolog v Beljaku obdeloval inženirsko-geološke probleme pri načrtovanju preboja Alp. Vojna vihra ga je zanesla na Norveško kot šefa- geologa, kjer je sodeloval pri načrtovanju tras železniških prog. Leta 1944 je habiliti- ral na Tehniški visoki šoli v Gradcu z delom Geologija Ljubeljskega predora. V svoj Celovec se je zopet vrnil septembra 1945, kjer je dve leti opravljal službo namestnika višjega računovodje pri Koroški deželni hipotekami banki. Leta 1949 je postal kustos na Oddelku za mineralogijo in geologijo pri Koroškem deželnem muzeju. Leta 1950 postane pogodbeni uslužbenec dežele Koroške in leta 1952 deželni muzejski višji svetnik Deželnega muzeja. V letih 1951-1978 je bil predsednik Prirodoslovnega društva za Koroško. Naslov honorarnega profesorja na Univerzi v Gradcu je dobil leta 1956, kjer 8 Stanko Buser je predaval o tehnični geologiji. Od leta 1959 je bil dejaven pri Koroški deželni gra- dbeni direkciji, leta 1960 je postal deželni geolog. Delal je na vseh področjih upora- bne geologije. Leta 1961 je prejel naziv dvornega svetnika. Konec leta 1965 je dočakal upokojitev. Z upokojitvijo se je v prof. Kahlerju še glasneje prebudil konjiček za geologijo. Nadaljeval je s svetovalnimi dejavnostmi na vseh področjih uporabne geologije: gra- dnja cest, vode, topli izviri in gradnja predorov. Izredno je okrepil raziskovalno deja- vnost o paleontologiji in biostratigrafiji. Močno ga je prizadela smrt njegove žene leta 1987. Iz svojega dragega Celovca se je začasno preselil k svoji hčerki Gertrudi in zetu, slavnemu profesorju Eriku Fluglu v Erlangen. Poleti se je sprva še vračal v Celovec, kasneje pa v St. Veit, vendar mu je postal drugi dom Erlangen. Kljub visoki starosti se je še vedno posvečal vrhunskim znanstvenim raziskavam pri preučevanju fuzulinidnih foraminifer Karnijskih Alp. Trdna volja in neustavljiva moč sta ga skoraj do konca življenja še vedno nekaj ur dnevno priklepala k mikroskopu. Prof. Kahler je zapustil okoli 200 znanstvenih publikacij. Bil je dopisni član Av- strijskega geološkega zveznega zavoda na Dunaju, častni član Univerze v Innsbrucku, častni član Prirodoslovnega društva za Koroško, dopisni član Prirodoslovno-zgodovinskega muzeja na Dunaju. Bil je častni član Avstrijskega geološkega društva in nosilec me- dalje Eduarda Suessa, za zasluge za Republiko Avstrijo pa je prejel Veliko zlato častno značko. Bil je tudi zunanji dopisni član Akademije znanosti v Bologni. Znanstvene raziskave iz paleontologije in biostratigrafije karbona in perma v Kar- nijskih Alpah je prof. Kahler dopolnjeval tudi na sosednjih ozemljih. Že pred 60 leti je zašel tudi na slovenski del južnih Karavank. V Dolžanovi soteski je v spodnjepermskem črnem apnencu odkril veliko fuzulinidno foraminifero, ki sta jo skupaj z ženo leta 1937 opisala kot novo vrsto Pseudoschwagerina camiolica. Ime sta ji izbrala po kranjski deželi, ki ji je prof. Kahler vedno dajal pomembno mesto pri raziskavah karbonskih in permskih plasti. Iz rdečega apnenca Dolžanove soteske sta prof. Kahler in njego- va žena leta 1941 opisala tudi novo vrsto Pseudoschwagerina citriformis. Pomem- bno vlogo je imel prof. Kahler pri stalnem zanimanju za rezultate raziskav mlajše- paleozojskih plasti v Sloveniji, ki jih je kritično ocenjeval in jih s citiranjem posredoval širnemu znanstvenemu svetu. Bil je izreden in kritičen sogovornik, kot človek pa skromen in do vsakega odprt. Vsi, ki smo ga dolga leta poznali, smo ponosni, da smo z njim sodelovali in da smo bili njegovi sodobniki. Ko je bil prof. Kahler pred dobrim letom še zadnjikrat v Dolžanovi soteski na obisku pri slovenskih geologih, smo menili, da je neminljiv in da ga nobena sila ne more iztrgati iz vrst izrednih znanstvenikov. Le kdo bi si takrat mislil, da smo z njim zadnjikrat skupaj. Njegove pronicljive oči so v Dolžanovi soteski opazile nevarno propadanje naravnih opornih kamenitih stebrov pri predoru. V nekaj dneh po obisku soteske nam je že poslal svoje videnje o sanaciji predora v njemu tako dragi Dolžanovi soteski. Mnogi veliki ljudje nikoh ne umrejo. Tako je tudi s prof. Kahlerjem! Svoje neiz- merno znanje je zapustil zapisano v znanstvenem tisku in v glavah mladih razisko- valcev, ki že nadaljujejo njegovo delo. Stanko Buser Objavljena dela prof. dr. Franza Kahlerja 9 Objavljena dela prof. dr. Franza Kahlerja 1925 1 - Die 'Heiliger\geist-Schnecken' vom Pasterk-Bauer bei Eiser\kappel. - Carinthia II, 114/115, 11-14, 1 Abb., Klagenfurt 1926 2 -Kleine Beiträge zur Versteinerungskunde Kärntens. - Carinthia II, 116, 1-3, Kla- genfurt 1928 3 - Kleine Beiträge zur Versteinerungskunde Kärntens. II. - Carinthia II, 117/118, 33-37, Klagenfurt 4 - Über die faziellen Verhältnisse der Kärntner Kreide. - Jb. Geol. Bundesanst., 78/1-2, 145-160, Wien 5 - Geologische Beobachtungen am Basalt von Kollnitz im Lavanttal (Ostkärnten). - Centralbl. Min. Geol. Paläont., Abt. A, 1928/10, 361-370, Stuttgart 1929 6 - Karawanken-Studien II. Die Herkunft des Sedimentes der Tertiärablagerungen am Karavv^ankennordrand. - Centraiblatt Min. Geol. Paläont., Abt. B, 1929/6, 230-250, Stuttgart 1930 7 - Die Therme von Reifnitz am Wörthersee. - Verh. Geol. Bundesanstalt, 1930/2, 93-98, Wien 8 - Eine neue Leitschichte im Oberkarbon der Karnischen Alpen. - Verh. Geol. Bundesanstalt, 1930/5, 137-140, Wien 9 Kahler, F. & Kieslinger, A.: Die geologische Erforschung der Karawanken. Ihre Geschichte, ihr heutiger Stand und ihre künftigen Aufgaben. - Sonderheft Ca- rinthia, Naturgeschichtliches aus dem Abstimmungsgebiet, 1-11, Klagenfurt 1931 10 - Untersuchungen an Fusuliniden des Karnischen Oberkarbons. - Anzeiger Akad. Wiss. Wien, Math.-Naturwiss. Kl., 1931/21, 215-216, Wien 11 - Zwischen Wörthersee und Karawanken. Geologische Studien im Vorland eines jungen Gebirges. - Mitt. Naturwiss. Ver. Steiermark, 68, 1-64, Graz 1932 12 - Zur Geologie der Karawanken. - Anzeiger Akad. Wiss. Wien, Math.-Naturwiss. Kl., 1932/21, 1-2, Wien 13 - Karawanken-Studien III. Über die Verteilung der Tertiärablagerungen im Gebiete der Karawanken. - Centralblatt Min. Geol. Paläont., Abt. B, 1932/2, 115-121, Stuttgart 14 Kahler, F. & Heritsch, F.: Die stratigraphische Gliederung der Naßfeldschichten. - Anzeiger Österr. Akad. Wiss., Math.-Naturwiss. KL, 1932/21, Wien 10 Stanko Buser 1933 15 - Über die Verbreitung kohleführenden Jungtertiärs in Kärnten. - Verh. Geol. Bun- desanst. Wien, 1933/9-10, 125-129, Wien 16 - Fusulinidae. - In: Kühn, 0.: Das Becken von Isfahan, Palaeontographica, Abt. A, 79, 168-172, Taf. 17, Stuttgart 17 Heritsch, F., Kahler, F. & Metz, K.: Die Schichtenfolge von Oberkarbon und Un- terperm. - In: Heritsch, F.: Die Stratigraphie von Oberkarbon und Perm in den Karnischen Alpen. - Mitt. Geol. Ges. Wien, 26, 163-180, Wien 18 Holler, H., Kahler, F. & Tschernig, E.: Das System der Blei-Zink-Vererzung im Bleiberger Gebiet und in den Karawanken. - Anzeiger Akad. Wiss. Wien, Math.- Naturwiss. Kl., 1933/7, 1-2, Wien 1934 19 - Professor Hans v. Gallenstein. Dem Gedenken eines Kärntner Naturforschers. - Kärntner Landsmannschaft, 36, 1-2, Klagenfurt 20 - Seltsame Steine und ihre Deutung im Volke. - Carinthia II, 123/124, 84-86, Kla- genfurt 21 - Über das Vorkommen der Fusuliniden im Karbon und Perm der Karnischen Alpen. - Anzeiger Akad. Wiss. Wien, Math.-Naturwiss. KL, 1934/18, 1-3, Wien 22 - Ein Vergleich der amerikanischen und karnischen Stratigraphie des Karbons und Perms mit Hilfe der Fusulinidengattungen. - Anzeiger Akad. Wiss. Wien, Math.- Naturwiss. KL, 1934/18, 3-4, Wien 23 Kahler, F. & Wolsegger, H.: Zur Geologie des Gebietes nördlich von Klagenfurt. - Carinthia II, 123/124, 1-13, 1 geol. Karte, Klagenfurt 1935 24 - Der Nordrand der Karawanken zwischen Rosenbach und Ferlach. - Carinthia II, 125, 1-12, 1 Beilage, Klagenfurt 25 - Zur wirtschaftlichen Seite des Wiederbeginnes im Tauerngoldbergbau. - Richard- Canaval-Festschrift, Sonderheft Carinthia II, 61-65, Klagenfurt 1936 26 - Über den Verlauf der periadriatischen Naht östlich von Villach. - Anzeiger Akad. Wiss. Wien, Math.-Naturwiss. KL, 1936/16, 1-4, Wien 1937 27 - Forschungen über jugendliche tektonische Vorgänge in Kärnten und deren prak- tische Auswertung. - Leobener Bergmannstag 1937, Festschrift des Berg - und Hüttenmännischen Jahrbuches der Montanistischen Hochschule Leoben, 2-4, Wien 28 Kahler, F. & Angel, F.: Vergrünter Malachit von Finkenstein südlich Villach, Kärn- ten. - Verh. Geol. Bundesanst., 1937/8, 179-183, Wien 29 Kahler, F. & Kahler, G.: Beiträge zur Kenntnis der Fusuliniden der Ostalpen: Die Pseudoschwagerinen der Grenzlandbänke und des oberen Pseudoschwage- rinenkalkes. - Palaeontographica, Abt. A, 87, 1-43, Taf. 1-3, Stuttgart 30 Kahler, F. & Kahler, G.: Ueber das Wirken der Klagenfurter Münze als Montanbank des Kärntner Edelmetallbergbaus im 16. Jahrhundert. - Zeitschrift Berg-, Hütten- und Salinenwesen im Deutschen Reich, 1937, 333-337, Berlin 31 Kahler, F. & Kahler, G.: Stratigraphische und fazielle Untersuchungen im Ober- Objavljena dela prof. dr. Franza Kahlerja 11 karbon und Perm der Karnischen Alpen. - Compte rendu du deuxième Con- grès pour l'avancement des études de Stratigraphie Carbonifère, Heerlen 1935, 445-487, Taf. 59-62, 1 Abb., 3 Tab., Maastricht 1938 32 - Spuren vulkanischer Tätigkeit im Miozän des Lavanttales. - Carinthia II, 128, 27-30, Klagenfurt 33 - Eocänkalkgerölle aus dem Jungtertiär und Diluvium Kärntens. - Anz. Akad. Wiss. Wien, Math.-Naturwiss. Kl., 1938/15, 1-5, Wien 34 - Ein neuer Nachweis von Paläozoikum am Westfuß der Saualpe. - Verh. Geol. Bundesanst. Wien, 1938/3-4, 101-103, Wien 35 - Zur Verbreitung der Kreideablagerungen in den Karawanken. - Carinthia II, 128, 50-54, Klagenfurt 36 Hofmann, E. & Kahler, F.: Entstehung und Alter des inneralpinen Basaltes von Kollnitz im Lavanttal (Ostkärnten). - Zentralblatt Min. Geol. Paläont., Abt. B, 1938/11, 399-409, 2 Abb., Stuttgart 37 Kahler, F. & Heritsch, F.: Die Gliederung der jungen Geröllablagerungen am Nordrand der Karawanken. - Anz. Akad. Wiss. Wien, Math.-Naturwiss. Kl., 1938/ 14, 1-4, Wien 38 Kahler, F. & Kahler, G.: Beobachtungen an Fusuliniden der Karnischen Alpen. - Zentralblatt Min. Geol. Paläont., Abt. B, 1938/4, 101-115, 1 Taf., 2 Abb., Stuttgart 1939 39 - Verbreitung und Lebensdauer der Fusuliniden-Gattung Pseudoschwagerina und Paraschwagerina und deren Bedeutung für die Grenze Karbon/Perm. - Sencken- bergiana, 21/3-4, 169-215, Frankfurt a. M. 1940 40 Kahler, F. & Kahler, G.: Fusuliniden aus dem Tienschan. - Neues Jb. Min. Geol. Paläont., Abt. B, 83, 348-362, Taf. 9-10, Stuttgart 1941 41 - An einer Überschiebungs-Bahn. - Natur und Volk, 71, 509-514, 7 Abb., Frankfurt 42 -Bohnerze und Augensteinfelder in Kärnten. - Carinthia II, 131, 63-69, Klagenfurt 43 Kahler, F. & Kahler, G.: Beiträge zur Kenntnis der Fusuliniden der Ostalpen: Die Gattung Pseudoschwagerina und ihre Vertreter im Unteren Schwagerinenkalk und im Trogkofelkalk. - Palaeontographica, Abt. A, 92, 59-98, Taf. 10-11, 2 Tab., Stuttgart 1942 44 - Beiträge zur Kenntnis der Fusuliniden der Ostalpen: Lebensraum und Leben- sweise der Fusuliniden. - Palaeontographica, Abt. A, 94, 1-29, Taf. 1-2, 8 Abb., Stuttgart 1943 45 - Einige Vorkommen gespannten Grundwassers in Kärnten. - Carinthia II, 125/53, 17-21, Klagenfurt 46 - Der Trogkofelkalk. Ein vergessener Kärntner Marmor. - Carinthia II, 125/53, 22-26, Klagenfurt 12 Stanko Buser 1946 47 - Die Foraminiferengattung Nummulostegina, Schubert, 1907. - Verh. Geol. Bun- desanst., 1946/7-9, 102-107, Wien 48 Kahler, F. & Kahler, G.: Zur Nomenklatur und Entwicklung der Fusuliniden. - Verh. Geol. Bundesanst., 1946/10-12, 167-172, Wien 1947 49 - Die Quarzversorgung der römischen Glasindustrie von Juenna. - Carinthia I, 134/135, 3, Klagenfurt 50 - Die Oberkarbon-Permschichten der Karnischen Alpen und ihre Beziehungen zu Südosteuropa und Asien. - Carinthia II, 136, 59-76, Klagenfurt 1948 51 - Bericht (1947) des auswärtigen Mitarbeiters Dr. Franz Kahler über Kartierun- gen auf Blatt Klagenfurt-Villach. - Verh. Geol. Bundesanst., 1948/1-3, 1-4, Kla- genfurt 1949 52 -Bericht (1948) des auswärtigen Mitarbeiters Dr. Franz Kahler (Klagenfurt) über geologische Aufnahmen auf Blatt Klagenfurt-Villach. - Verh. Geol. Bundesanst., 1949/1-3, Klagenfurt 53 - Bericht (1949) des auswärtigen Mitarbeiters Dr. Franz Kahler über Kartierun- gen auf Blatt Klagenfurt-Villach. - Verh. Geol. Bundesanst., 1949/1, Klagenfurt 54 - Eozängerölle im Jungtertiär und Diluvium Kärntens. - Verh. Geol. Bundesanst. 1949/7-9, 173-180, Wien 1950 55 - Von Kärntner Heilquellen. - Festschrift 40 Jahre Kärntner Landsmannschaft, 3 S., Klagenfurt 56 - Der Schwerspat des Magdalensberges bei St. Veit a. d. Glan, Kärnten. - Ka- rinthin, 10, 217-220, Klagenfurt 57 Kahler, F. & Steinhäußer, H. (1950): Die Schwankungen des Grundwasserstandes in Klagenfurt. Nach Beobachtungen der Jahre 1879 bis 1915. - Carinthia II, 58-60, 16-32, Klagenfurt 1951 58 - Fazies, Klima und das Problem der Gleichzeitigkeit im Karbon-Perm-Profil der Karnischen Alpen. - Compte rendu 3i'eme Congrès de Stratigraphie et de Géologie du Carbonifère, Heerlen, 1951, 307-310, Heerlen 59 - Über die Bruchfestigkeit einiger Typen von Fusulinidenschalen. - Sitzungsbe- richte Österr. Akad. Wiss. Wien, Math.-Naturwiss. KL, Abt. I, 160/5, 377-386, 5 Abb., Wien 60 - Zur Geologie des Lavanttales. - In: Das Lavanttal. Wirtschaftsperle Kärntens, 3-4, Wolfsberg 61 - Aufnahmen auf Blatt Klagenfurt-Villach (Bericht 1950). - Verh. Geol. Bunde- sanst., 1950/51/2, Wien 62 - Über das Kohlenvorkommen des Turiawaldes südlich Velden am Wörther See. - Carinthia II, 141/61, 45-55, 5 Abb., Klagenfurt Objavljena dela prof. dr. Franza Kahlerja 13 1952 63 - Die Gliederung der Permformation. - Verh. Geol. Bundesanst., 1952/3, 1-4, Wien 64 - Die Rückprall-'Härte' als Maß für die Abschätzung der reinen Bohrgeschwin- digkeit und der Bohrkronenabnützung. - Karinthin, 18, 137-141, Klagenfurt 65 - Baustoffkunde und Baugeschichte. - Carinthia I, 142/1-3, 18-22, Klagenfurt 66 - Die Gewinnung der 'Steine und Erden' im Wandel der Kärntner Wirtschaftsen- twicklung. - Carinthia I, 142/1-3, 434-442, Klagenfurt 1953 67 - Geologische Gedanken zu den Bauerfahrungen beim neuen Semmeringtunnel. - Geologie und Bauwesen, 20/3, 129-132, Wien 68 - Geleitwort des Präsidenten des Naturwissenschaftlichen Vereines für Kärnten. - Carinthia II, 143, Gesteine, Erz- und Minerallagerstätten Kärntens, 7-10, Kla- genfurt 69 - Der Bau der Karawanken und des Klagenfurter Beckens. - Carinthia II, Son- derheft 16, 78 S., 3 Beilagen, Klagenfurt 70 - Ansprache anläßlich der Wiedererrichtung des Wulfendenkmals in Klagenfurt am 9. 9. 1953. - Karinthin, 26, 350-353, Klagenfurt 71 - Die Rohstoffgrundlagen der Kärntner Zementindustrie (Zur Betriebsstandortskunde des Landes). - Radex-Rundschau, 7/8, 363-370, 6 Abb., Radenthein 72 Heritsch, H., Kahler, F. & Paulitsch, R: Exkursion ins Gailtal. - Fortschritte der Mineralogie, 32, 94-97, Heidelberg 73 Ciar, E. & Kahler, F.: Begleitworte zur Geologischen Übersichtskarte von Kärnten 1 : 500 000. - Carinthia II, 143, Gesteine, Erz- und Minerallagerstätten Kärn- tens, 18-22, 1 Beilage, Klagenfurt 74 Ciar, F. & Kahler, F.: Ein neues Vorkommen von Eozän nördlich Guttaring (Kärn- ten). - Karinthin, 21, 219-222, Klagenfurt 75 Heritsch, H., Kahler, F. & Paulitsch, P: Eine Exkursion ins Gailtal, insb. zu den Malchiten und zum Gailtaler Kristallin. - Carinthia II, 143, Gesteine, Erz- und Minerallagerstätten Kärntens, 60-66, Klagenfurt 76 Kahler, F. & Kahler, G.: Das Muschelkalk-Konglomerat der Südalpen. - Karin- thin, 23, 270-274, Klagenfurt 1954 77 - Mußte der Bau des Karawankentunnels so schv^derig sein? - Geologie und Bau- wesen, 20/4, 198-211, 6 Abb., Wien 78 - Leidenschaft, Pflicht und Verpflichtung des Forschers. - Carinthia II, 64, 5-8, Klagenfurt 1955 79 - Über die Edelmetallverluste Kärntens durch den Auszug der Protestanten. - Carinthia I, 145, 596-601, Klagenfurt 80 - Breite Mylonitzonen als Vortriebshindernis am Beispiel des Förolacher Erbstollens (Pressegger See, Gailtal). - Geologie und Bauwesen, 21/3, 115-120, 1 Abb., Wien 81 - Spuren auffallend junger Gebirgsbewegungen in den Karawanken. - Geol. Run- dschau, 43, 169-174, Stuttgart 82 - Stratigraphische Begriffe. - Verh. Geol. Bundesanst., 1955/4, 242-246, Wien 83 - Moderne Schausammlungen nur in modernen Einrichtungen ! - Karinthin, 30, 102-104, Klagenfurt 14 Stanko Buser 84 - Urwelt Kärntens. Eine Einführung in die Geologie des Landes. - Carinthia II, Sonderheft, 18, 106 S., Klagenfurt 85 - Entwicklungsräume und Wanderwege der Fusuliniden am eurasiatischen Kon- tinent. - Geologie, 4/2, 178-188, 2 Abb., Berlin 86 Kahler, F. & Metz, K.: Die Hochwipfelschichten der Karnischen Alpen. - Verh. Geol. Bundesanst., 1955/4, 253-260, Wien 1956 87 - Handelsweg und Wald als Wirtschaftsfaktoren der Kärntner Eisenindustrie im 19. Jahrhundert. - 4. Historikertag, 1-7, Klagenfurt 88 Felser, K. & Kahler, F.: Die Bildung schmaler Felskämme durch Bergzerreißung und Talzuschub. - Mitt. Geograph. Ges. Wien, 98/3, 204-208, 1 Abb., Wien 89 - Metasomatische oder/und sedimentäre Entstehung ostalpiner Lagerstätten. - Karinthin, 31/32, 114-119, Klagenfurt 90 Kahler, F., Felser, K. & Kahler, G.: Dolomite im Oberkarbon und Unterperm der Karnischen Alpen. - Carinthia II, Sonderheft 20, Angel-Festschrift, 40-48, Kla- genfurt 1957 91 -Die Verwurfshöhe der Zollfeldstörung Höfer's nördlich von Klagenfurt. - Ca- rinthia II, 67, 36-39, Klagenfurt 92 - Steinbruch und Sandgrube in der Landschaft. - Natur und Land, 43/1-2, 6-8, Wien 93 - Sand- und Kiesgewinnungsstätten weichen der wachsenden Stadt (am Beispiel von Klagenfurt). - Österreichische Gesellschaft zur Förderung von Landesfor- schung und Landesplanung, Berichte zur Landesforschung und Landesplanung, 1/4, 25-27, 2 Abb., Klagenfurt 94 - Heilquellen und Bäder Kärntens. - Wiener Medizinische Wochenschrift, 107/24, 501-503, Wien 1958 95 - Beiträge zur Kenntnis der Höhlen im Griffener Schloßberg (1. Folge). I. Ein- leitung. - Carinthia II, 68, 2 S., Klagenfurt 96 -Die Tiefe der Felsoberfläche in den Senken des Klagenfurter Beckens. - Ca- rinthia II, 68, 5-8, Klagenfurt 97 Kahler, F. & Prey, S.: Beiträge zu einem Karawankenprofil. - Mitt. Geol. Ges. Wien, 50, 1957, 271-292, Wien 1959 98 - Sedimentation und Vulkanismus im Perm Kärntens und seiner Nachbarräume. - Geol. Rundschau, 48, 141-147, Stuttgart 99 - Die frühen Unterbaustollen in Kreuth bei Bleiberg als Kennzeichen des Wis- sens von den Gesetzmäßigkeiten der Lagerstätte. - Carinthia I, 149/1, 198-202, 1 Abb., Klagenfurt 100 - Möglichkeiten und Grenzen der geologischen Voraussage, erörtert am Beispiel des Loibltunnels. - Geologie und Bauwesen, 24/3-4, 165-170, Wien 101 - Zur Heimatkunde des oberen Lavanttales. Bemerkungen über Ursprung und Nutzung der Mineralquellen des oberen Lavanttales. - Carinthia I, 149/2-4, 424-431, 2 Abb., Klagenfurt Objavljena dela prof. dr. Franza Kahlerja 15 102 - Gefahren des Maschineneinsatzes in steilen Halden. - Geologie und Bauwesen, 26/1, 64-67, 3 Abb., Wien 103 -Ein bemerkenswertes Rohlehmvorkommen südlich von Klagenfurt. - Carinthia II, 69, 34-35, Klagenfurt 104 Kahler, F. & Prey, S.: Geologische Karte des Naßfeld-Gartnerkofel-Gebietes in den Karnischen Alpen (1:25000). - Wien (Geol. Bundesanst.) 1960 105 - Die geologische Bedeutung der Nebenquellen. - Heilbad und Kurort, 6, 3 S., 3 Abb., Gütersloh 106 - Der Wert der Fusuliniden für stratigraphische Vergleiche auf große Entfernimgen. - Geol. Rundschau, 49, 92-97, 2 Abb., Stuttgart 107 - Metallgewinnung in Kärnten. Die Bedeutung der Metall-Lagerstätten Kärntens im Verlaufe der Wirtschaftsgeschichte. - Kärnten in europäischer Schau, Kärntner Hochschulwochen 1960 der Karl-Franzens-Universität Graz, 1-17, 15 Abb., Klagenfurt 108 - Fels- und Geomechanik. Werde, Wege und Ziel einer neuen Wissenschaft. - Geologie und Bauwesen, 25/2-3, 89-94, Wien 109 - Ein gescheiterter Stollenvortrieb. - Geologie und Bauwesen, 25/4, 243-247, 2 Abb., Wien 110 - Anzeichen von Einsturzgefahren in Kies- und Sandgruben. - Geologie und Bau- wesen, 25/4, 256-258, 2 Abb., Wien 111 -Die Stellung des Geologen zu den neuen Methoden der Stollensicherung. - Geologie und Bauwesen, 26/1, 14-17, Wien 112 - Fortschritte in der Stratigraphie des Jungpaläozoikums Südosteuropas. - Mitt. Geol. Ges. Wien, 51, 1958, 67-88, 1 Abb., 7 Tab., Wien 1961 113 - Synonyme und homonyme Gattungsnamen im Geschlecht der Fusuliniden (Fo- raminifera). - Neues Jb. Geol. Paläont. Monatshefte, 1961/1, 10-14, Stuttgart 114 - Ungenauigkeiten der Karbon-Permgrenze im Bereich der Fusuliniden-Fazies. - Neues Jb. Geol. Paläont. Monatshefte, 1961/3, 113-124, 5 Abb., Stuttgart 115 - Der Griffener Schloßberg und seine Höhlen. Die bisherigen Ergebnisse einer Arbeitsgemeinschaft. - Carinthia I, 151/2-4, 366-377, Klagenfurt 116 - Die geologischen Grundlagen der Wasserversorgung von Klagenfurt. - Gas/Wasser/ Wärme, 15/5, 88-94, Wien 117 - Kurze Einführung in die Geologie des Einzugsgebietes der Gail. - In: Güntschl, E. (Herausgeber): Der Gailfluß. Das Buch von der Gail, 10-18, 5 Abb., Wieri (Verlag Natur und Technik) 1962 118 -Einige Forschungsaufgaben im Gebiet der Geologie des Grundwassers dargestellt an Kärntner Beispielen. - Österreichische Wasserwirtschaft, 14/10-11, 213-215, Wien 119 - Aus dem neuen Botanischen Garten in Klagenfurt. 2. Folge. IV. Der Werksteinbruch des 16. Jahrhunderts. - Carinthia II, 152, 140-143, Klagenfurt 120 - Unser 'Karinthin' ist 15 Jahre alt geworden ! - Karinthin, 45/46, 206, Klagen- furt 16 Stanko Buser 121 - Geologische Grundlagen und Probleme der Wasserversorgung Kärntens. - Mitt. Österr. Salinenverwaltung, 63/4, 1-4, Wien 122 - Versiegende Bäche. - Carinthia II, 152, 106-107, Klagenfurt 123 - Stratigraphische Vergleiche im Karbon und Perm mit Hilfe der Fusuliniden. - Mitt. Geol. Ges. Wien, 54, 1951, 147-161, 1 Abb., 2 Tab., Wien 124 - Der Wirkungsbereich eines naturwissenschaftlichen Landesmuseums. - Festschrift Gotbert Moro, Carinthia I, 152, 178-187, Klagenfurt 125 Alker, A., Ciar, E., Fritsch, W., Homann, 0., Kahler, F., Krajicek, E., Meixner, H., Murban, K., Scharbert, H. G., Schmidegg, 0., Weiss, E. H. & Wieseneder, H.: Ein Vorschlag zur qualitativen und quantitativen Klassifikation der kristal- linen Schiefer. - Neues Jb. Mineralogie, Monatshefte, 1962/7-8, 163-172, 5 Abb., Stuttgart 1963 126 - Die geologischen Verhältnisse im Raum des Draukraftwerkes Edling. - Öster- reichische Zeitschrift für Elektrizitätswirtschaft, 16/1, 24-27, Wien 127 - Die jungpaläozoischen Ablagerungen auf dem variszischen Sockel der Südal- pen, des Balkans und Ungarns. - Giornale Geol., Ser. 2, 31, 245-254, 1 Abb., Bologna 128 - Exkursion zum Karbon und Perm des Naßfeldgebietes (Karnische Alpen, Kärnten). - Exkursionsführer für das Achte Europäische Mikropaläontologische Kolloquium, 83-92, Wien (Geol. Bundesanst.) 129 - Eine Anregung zur Aufzeichnung des Wandels in Wirtschaft und Landschaft. - Carinthia I, 153, 722-729, Klagenfurt 130 - Ein bemerkenswerter schwacher Eisensäuerling bei Eisenkappel. - Carinthia II, 153/73, 150-152, Klagenfurt 131 Felser, K. & Kahler, F.: Die Geologie der Rattendorfer Alm (Karnische Alpen). - Carinthia II, 153/77, 72-90, 1 Abb., Klagenfurt 132 Kahler, F. & Meixner, H.: Minerale aus den Steinbrüchen der Wietersdorfer Zementwerke, Krappfeld, Kärnten. - Carinthia II, 153/73, 57-69, 2 Abb., Kla- genfurt 133 Kahler, F. & Prey, S.: Erläuterungen zur Geologischen Karte des Naßfeld-Gart- nerkofel-Gebietes in den Karnischen Alpen. - 116 S., 5 Taf., 26 Abb., Wien (Ge- ologische Bundesanstalt) 134 Kahler, F. & Spang, J.: Gebirgsdruckbegriffe. - Felsmechanik und Ingenieurgeologie, 1/3-4, 245-249, Wien 1965 135 Kahler, F. & Meixner, H.: Die naturwissenschaftliche Sammlung Herrmann in ihrer Bedeutung für die Stadt Villach. - Neues aus Alt-Villach, Jahrbuch des Stadtmuseums, 2, 13-20, Villach 1966 136 - Das Bergbaugebiet im Bereich der Fraganter Hütte. - Das Kärntner Jahr 1967, 99-104, Klagenfurt (Kelag) 137 Kahler, F. & Kahler, G.: Fusulinida (Foraminiferida). - Fossilium Catalogus, I, Ammalia, Pars III, Teil 1, 1-254; Pars 112, Teil 2, 255-538; Pars 113, Teil 3, 539-870, s'-Gravenhage (Junk) Objavljena dela prof. dr. Franza Kahlerja__ 17 138 Kahler, F. & Kahler, G.: Über die Doppelschalen der Fusuliniden. - Eclogae geol. Helvetiae, 59/1, 33-38, Basel 139 Kahler, F. & Kahler, G.: Nekotorie zadachi issledovaniya fuzulinid. - Voprosy mikropaleontologii, Akademiya nauk SSSR, Otdelenie nauk o zemle, Geologi- cheskie institut, Festschrift Rauser-Chernoussova, 10, 19-28, 1 Abb., Moskva 1967 140 - Die Bedeutung natürlicher Vorpressung für den Baugrund. - Felsmechanik und Ingenieugeologie, 5/4, 244-247, Wien 141 -Michele Gortani. - Mitt. Geol. Ges. Wien, 59/2, 1966, 271-273, 1 Taf., Wien 142 Kahler, F. & Kahler, G.: Fusulinida (Foraminiferida). - Fossilium Catalogus, I, Ammalia, Pars 114, Teil 4, 871-974, s'-Gravenhage (Junk) 143 Kahler, F. & Kahler, G.: Zur Systematik der Fusuliniden. - Ann. Naturhist. Mus. Wien, 71, 107-115, Wien 1968 144 - Die Gipsvorkommen an der Südseite der Gailtaler Alpen. - Carinthia II, 158/ 78, 90-96, 1 Abb., Klagenfurt 145 - Geologische Übersicht des Rosentales. Österreichische Zeitschrift für Elektri- zitätsw^irtschaft, 21/10, Sonderheft 'Das Draukraftvv^erk Festritz-Ludmannsdorf, 619-621, 1 Abb., Wien 146 Kahler, F. & Papp, A.: Über die bisher in Kärnten gefundenen Eozängerölle. - Carinthia II, 158/78, 80-90, Klagenfurt 147 Kahler, F. & Wanderer, J.: Gebirgsdruck im Felbertauern-Straßentunnel. - Fel- smechanik und Ingenieurgeologie, Suppl. IV, 151-157, 3 Abb., Wien 1969 148 - Zvi^ei Bemerkungen zum Jungpaläozoikum der Karnischen Alpen. - Carinthia II, Sonderheft 27, 24-25, Klagenfurt 149 - Marines Unterperm in der Basis der Koschuta (südliche Karawankenkette, Kärn- ten). - Anzeiger Österr. Akad. Wiss., Math.-Naturwiss. Kl., 1969/1, 12-13, Wien 150 Kahler, F. & Kahler, G.: Einige permische Fusuliniden aus dem Irak. - Neues Jb. Geol. Paläont., Monatshefte, 1969/4, 232-241, 14 Abb., Stuttgart 151 Kahler, F. & Kahler, G.: Einige südeuropäische Vorkommen von Fusuliniden. - Mitt. Geol. Ges. Wien, 61, 1968, 40-60, 1 Taf., 1 Abb., Wien 1970 152 - Wolfgang Fritsch. - Mitt. Geol. Ges. Wien, 63, 203-206, 1 Abb., Wien 1971 153 - Das Jungtertiär nördlich von Warmbad Villach. - Carinthia II, 161/81, 5-8, 1 Abb., Klagenfurt 154 - Die Überlagerung des variszischen Gebirgskörpers der Ost- und Südalpen durch jungpaläozoische Sedimente. - Zeitschrift Deutsch. Geol. Ges., 122, Jg. 1970, 137-143, Hannover 155 - Grenzen und Möghchkeiten der Vorbeugung von Unwetterkatastrophen im al- pinen Raum. Geologische Gesichtspunkte. Generalbericht. - Interpraevent 1971, Band 4, 21-34, Klagenfurt 18 Stanko Buser 1972 156 - Das Perm der Karrüschen Alpen. - Verh. Geol. Bundesanst., 1972, 139-141, Wien 157 - Schlußwort. - Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud., 21, 1013-1016, Innsbruck 1973 158 - Beiträge zur Kenntnis der Fusuliniden der Ostalpen: Die Gattung Quasifusu- lina in den Karnischen Alpen. - Palaeontographica, Abt. A, 141/5-6, 143-153, Taf. 14, Stuttgart 159 - Beiträge zur Kenntnis der Fusuliniden der Ostalpen: Ein Kalkgeröll mit per- mischen Fusuliniden aus der Oberkreide der Weststeiermark. - Palaeontographica, Abt. A, 141/5-6, 154-173, Taf. 15-16, Stuttgart 160 - Der Durchbruch der Gurk durch die Endmoränen des Grafensteiner Stadiums östlich von Klagenfurt. - Carinthia II, 163/83, 141-145, 1 Abb., Klagenfurt 161 Fritz, A. & Kahler, F.: Ein Bergsturz am Nordfuß der Petzen (Nordkette der Karawanken). - Carinthia II, 163/83, 243-247, Klagenfurt 162 Gupta, V. J. & Kahler, F.: Permische Fusuliniden aus dem Himalaya. - Neues Jb. Geol. Paläont., Monatshefte, 1973/4, 207-215, 1 Abb., Stuttgart 1974 163 - Fusuliniden aus T'ien-schan und Tibet. Mit Gedanken zur Geschichte der Fu- suliniden-Meere im Perm. - Reports from the Scientific Expedition to the North- west Provinces of China under the Leadership of Dr. Sven Hedin, The Sino- Swedish Expedition, Pubi. 52, V, Invertebrate Palaeontology, 4, 148 S., 2 Taf., Stockholm (Sven Hedin Foundation) 164 - Zur Verbreitung permischer Fusuliniden im Iran. - Archiv für Lagerstättenfor- schung in den Ostalpen, Sonderband 2, Festschrift 0. M. Friedrich, 147-151, Leoben 165 - Einige Gedanken zur Gliederung der Permzeit. - Carinthia II, 164/84, 73-78, Klagenfurt 166 - Iranische Fusuliniden. - Jb. Geol. Bundesanst., 117, 75-107, 2 Taf., 1 Abb., Wien 167 Flügel, E. & Kahler, F.: Forschungsergebnisse im ost- und südalpinen Perm. Vorwort. - Carinthia II, 164/84, 7-8, Klagenfurt 1975 168 - Aus der Geologie Kärntens. - In: Kahler, F. (Herausgeber): Die Natur Kärntens, Band 1, 7-138, Klagenfurt (Heyn) 169 - Teilergebnisse aus Untersuchungen natürlicher Heilvorkommen Kärntens. - Ca- rinthia II, 165/85, 127-141, 2 Abb., Klagenfurt 170 - Über die Notwendigkeit intensiver Vergleiche der marinen Karbonbereiche Europas mit den nordwesteuropäischen Kohlengebieten. - Bull. Soc. beige Géol., 84/1, 67-69, Bruxelles 1976 171 - Die Fusuliniden der Dorud Formation im Djadjerud-Tal nördlich von Tehran (Iran). - Rivista Ital. Palaeont. Strat., 82/3, 439-466, Taf. 61-62, 3 Abb., Milano 172 -Literaturbericht. Fortschritte der Fusuliniden-Stratigraphie im Perm Eurasiens. - Zentralblatt Geol. Paläont. Teil II, 1975/5-6, 171-174, Stuttgart 173 - Mögliche Zusammenhänge bei Kärntner Edelwässern. - Carinthia II, 166/86, 143-150, Klagenfurt Objavljena dela prof. dr. Franza Kahlerja 19 174 Fritz, A., Geyh, M. A., Hilscher, H., Kahler, F., Thenius, E. & Urbania, H.: Ein katastrophales Drauhochwasser im Ausklang der jüngeren Steinzeit. Nachgewiesen in der Baugrube des Krafthauses Rosegg der Österreichischen Draukraftwerke A. G. - Carinthia II, 166/86, 133-142, Klagenfurt 1977 175 - Bemerkenswerte Fusuliniden-Funde im ostmediterranen und iranischen Raum. - Neues Jb. Geol. Paläont., Monatshefte, 1977/4, 199-216, 10 Abb., Stuttgart 1978 176 - Die natürlichen Heilvorkommen Kärntens. - Raumordnung in Kärnten, 10, 134 S., 20 Abb., Klagenfurt 177 - Geologische Vorbemerkungen. - In: Riedmüller, G. & Schwaighofer, B.: Tonmi- neralogische Untersuchungen von Proben aus Warmbad Villach und vom Altenberg am Obir. - Carinthia II, 168/88, 43-45, Klagenfurt 178 Flügel, E., Kahler, F. & Kahler, G.: Nachweis von marinem Mittelperm bei For- ni Avoltri (Carnia, Südalpen). - Neues Jb. Geol. Paläont., Monatshefte, 1978/8, 449-458, 15 Abb., 1 Tab., Stuttgart 179 Herzog, U. & Kahler, F.: Geologische Ergebnisse geophysikalischer Messungen im Kohlentertiär südlich von Wolfsberg im Lavanttal (Kärnten). - Carinthia II, 168/88, 47-54, 3 Abb., Klagenfurt 1979 180 Kahler, F. & Kahler, G.: Fusuliniden (Foraminifera) aus dem Karbon und Perm von Westanatolien und dem Iran. - Mitt. österr. geol. Ges., 70, 1977, 187-269, 10 Taf., 6 Abb., 1 Tab., Wien 1980 181 -Die Definition der Trogkofel-Stufe (Unter-Perm, Karnische Alpen). - Carinthia II, Sonderheft, 36, 255-258, Klagenfurt 182 - Zur Definition der SaaUschen Phase im marinen Bereich der Südalpen. - Ca- rinthia II, Sonderheft, 36, 259-260, Klagenfurt 183 Kahler, F. & Kahler, G.: Fusuliniden aus den Kalken der Trogkofel-Schichten der Karnischen Alpen. - Carinthia II, Sonderheft, 36, 183-254, 9 Taf., Klagen- furt 1982 184 - Literaturbericht. Neue Ergebnisse der Fusuliniden-Stratigraphie im Karbon und Perm des Südrandes Asiens (Iran bis Japan). - Zentralblatt Geol. Paläont. Teil II, 1981/5-6, 203-216, Stuttgart 185 - Literaturbericht. Neue Ergebnisse der Fusuliniden-Stratigraphie im Karbon und Perm von West-Canada. - Zentralblatt Geol. Paläont. Teil II, 1982/3, 75-78, Stutt- gart 186 - Ein denkbares Standardprofil für die Grenze Oberkarbon/Unterperm im mari- nen Bereich. - Anzeiger Österr. Akad. Wiss., Math.-Naturwiss. KL, 1982, 45-46, Wien 187 Kahler, F. & Cerny, I.: Untersuchungen von 'Bohnerzen' aus der Naturhöhle Altenberg (Hochobir, Kärnten). - Karinthin, 86, 338-341, Klagenfurt 188 Kahler, F. & Kahler, G.: Beiträge zur Kenntnis der Fusuliniden der Ostalpen: 20 Stanko Buser Oberkarbonische Fusuliniden der Karnischen Alpen. - Palaeontographica, Abt. A, 77/4-6, 89-128, 3 Taf., 2 Abb., Stuttgart 1983 189 - Fusuliniden aus dem Karbon und Perm der Karnischen Alpen und der Karawanken. - Carinthia II, Sonderheft 41, 107 S., 11 Taf., Klagenfurt 190 -35 Jahre Fachgruppe für Mineralogie und Geologie des Naturwissenschaftlichen Vereines für Kärnten. 35 Jahre 'Der Karinthin' Beiblatt der Fachgruppe zur Ca- rinthia II des Gesamtvereins. - Karinthin, 88, 3-4, Klagenfurt 191 Kahler, F., Fritz, A., Janschek, H. & Köberl, R.: Beobachtungen und Probleme im Thermalgebiet von Warmbad-Villach. - Neues aus Alt-Villach, Jahrbuch des Stadtmuseums, 20, 159-213, 12 Abb., Villach 1984 192 - Ein Vergleich der Fusuliniden-Fauna des Oberkarbon und Unterperm der Ostalpen mit dem Dongebiet (UdSSR). - Mitt. österr. geol. Ges., 77, 247-261, 2 Abb., 1 Tab., Wien 1985 193 - Oberkarbon und Unterperm der Karnischen Alpen. Ihre Biostratigraphie mit Hilfe der Fusuliniden. - Carinthia II, Sonderheft, 42, 93 S., 11 Taf., Klagenfurt 1986 194 - Ein Normalprofil der Fusuliniden-Stratigraphie im Oberkarbon und Unterperm der Karnischen Alpen. - Carinthia II, 176/96, 1-17, 2 Tab., Klagenfurt 195 - Eine neue Fusuliniden-Gemeinschaft in tiefen Oberkarbon-Schichten der Kar- nischen Alpen. - Carinthia II, 176/96, 425-441, 1 Taf., 2 Abb., 1 Tab., Klagen- furt 196 - Literaturbericht. Neue Ergebnisse der Fusuliniden-Stratigraphie im Tethysbe- reich und in Fernost der asiatischen UdSSR. - Zentralblatt Geol. Paläont. Teil II, 1986/3-4, 129-137, Stuttgart 1987 197 - Fusuliniden-Faunen auf Chios, Kalymnos und Kos in der Ägäis. - Mitt. österr. geol. Ges., 80, 287-323, 5 Taf., 1 Abb., 2 Tab., Wien 1988 198 - Beobachtungen über Lebensweise, Schalenbau und Einbettung jungpaläozoischer Großforaminiferen (Fusuliniden). - Facies, 19, 129-170, 88 Abb., Erlangen 1989 199 - Die Fusuliniden. - Catalogus FossiUum Austriae. Heft II/b/1, 87-295, 2 Abb., Wien (Österr. Akad. Wiss.) 1991 200 Janschek, H. & Kahler, F.: Geologische und geophysikahsche Ergebnisse im Thermalwassergebiet von Badgastein (Salzburg, Österreich). - Mitt. österr. geol. Ges., 83, 1990, 57-67, 3 Abb., Wien Objavljena dela prof. dr. Franza Kahlerja _ 21 1992 201 - Beziehungen der Fusuliniden der Karnischen Alpen zur Paläotethys. - Mitt. österr. geol. Ges., 84, 1991, 309-326, 1 Abb., 1 Tab., Wien 1993 202 Kahler, F. & Krainer, K.: The Schulterkofel Section in the Garnie Alps, Austria: Implications for the Carboniferous-Permian Boundary. - Facies, 28, 257-276, Taf. 66-70, 3. Abb., Erlangen GEOLOGIJA 37, 38, 23-62 (1994/95), Ljubljana Lower Jurassic beds with bivalves in south Slovenia Spodnjejurske plasti s školjkami v južni Sloveniji Stanko Buser University in Ljubljana, Faculty of Natural Science and Engineering, Geology Department, Aškerčeva 2, Sl-1000 Ljubljana, Slovenia Irena Debeljak Ivan Rakovec Institute of Palaeontology, Scientific Research Centre, Slovenian Academy of Sciences and Arts, Gosposka 13, Sl-1000 Ljubljana, Slovenia Abstract The Lower Jurassic beds of south Slovenia outcrop on a surface of several hundred km^ with their thickness in places exceeding 300 meters. They were deposited on the Dinaric Carbonate Platform. In them rich accumulations of char- acteristic bivalves occur that in Pliensbachian and Toarcian inhabited the wide interconnected shallow water regions of the western and southern margins of Tethys and the eastern Pacific. The most interesting are three large bivalve species: Lithiotis problematica, Cochlearites loppianus and Lithiopedalion scutatus. In addition, numerous other genera can be found: Gervilleiopema, Mytilus, Opi- soma and Pachyrisma (with subgenera Pachymegalodon and Durga). The bivalves formed in the region of south Slovenia, in the prevailingly qui- et environment of the restricted shelf, sea-bottom mats or biostromes. Their shells can be only rarely found in their growth position. The horizon with bivalves ("lithio- tid horizon") in south Slovenia is attributed to Pliensbachian (Domerian). It is up to 75 metres thick and it almost does not pinch out. Within it individual lu- machelles of bivalves occur which are from several centimetres to ten metres thick. They are almost exclusively associated with dark, micritic, in places marly lime- stone and bituminous dolomite. The biodiversity in lumachelles is very low. The intermediate beds that do not contain bivalves mostly consist of oolitic and bio- sparitic limestone. In this article some localities from various areas of the car- bonate platform are described. Considered are paleogeographical and paleoeco- logical conditions that permitted the existence of this typical bivalve fauna. Kratka vsebina Spodnjejurske plasti južne Slovenije izdanjajo na površini več 100 km^ in ponekod dosežejo debelino več kot 300 metrov. Nastale so na Dinarski karbonat- ni platformi. V njih so bogata nahajališča značilnih školjk, ki so v pliensbachiju in toarciju množično poselile obsežne, med seboj povezane plitvomorske predele zahodnega in južnega obrobja Tetide ter vzhodnega Pacifika. Najzanimivejše so tri vrste velikih školjk: Lithiotis problematica, Cochlearites loppianus in Lithio- pedalion scutatus. Najdemo pa še številne vrste rodov Gervilleiopema, Myti- lus, Opisoma in Pachyrisma (s podrodovoma Pachymegalodon in Durga). 24 Stanko Buser & Irena Debeljak Školjke so na področju južne Slovenije, v pretežno mirnem okolju zaprtega šelfa sestavljale podmorske trate ali biostrome. Njihove lupine le malokje najdemo v življenjskem položaju. Horizont s školjkami (»litiotidni horizont«) v južni Slo- veniji uvrščamo v pliensbachij (domerij). Debel je do 75 metrov in se skoraj ne izklinja. V njem so posamezne lumakele školjk debele od nekaj centimetrov do 10 metrov in so vezane skoraj le na plasti temnega, mikritnega, ponekod lapor- natega apnenca in bituminoznega dolomita. Biodiverziteta v njih je zelo nizka. Vmesne plasti brez školjk najpogosteje sestavljata oolitni in biosparitni apnenec. V našem prispevku so opisana posamezna nahajališča iz različnih predelov kar- bonatne platforme. Podane so paleogeografske in paleoekološke razmere, ki so pogojevale obstoj značilne školjčne favne. Introduction In south Slovenia which is situated in the northwesternmost part of the Dinar- ides the Jurassic beds exceed the thickness of 1500 metres, and they consist pre- dominantly of limestone. They were deposited on the Dinaric Carbonate Platform, in the Mediterranean part of the ancient Tethys. Since in them no ammonites were found, they cannot be directly subdivided into stages or even zones. For more detailed dating the researcher can use the remains of fossil bivalves, gastropods, brachiopods, hy- drozoans, foraminifers and algae. For subdivision of Liassic beds the fossil bivalves are the most important. Char- acteristic is Lithiotis problematica Giimbel from the Lithiotidae family that is the most famous and geographically the most widespread Lower Jurassic bivalve. Its name is derived from "ear-like" sections that were noticed in north Italy already more than 250 years ago. They were described first as plant remains (Giimbel, 1874, 1890). The species is still "problematic" for paleontologists, since many features connected with the unusual shape of its shell cannot be explained (Reis, 1903; Accorsi Benini & Broglio Loriga, 1977; Chinzei, 1982). The most abundant bivalves in south Slovenia are Cochlearites loppianus (Tausch) and Lithiopedalion scutatus (Dubar). Lithiotis problematica can be found only in few places. All three species are distinguished by large, unusually shaped and high- ly variable shells. Justified are question on the mode of life of these bivalves. Their sections are clearly visible in the black Podpeč limestone that is among the most beatiful ornamental stones of Slovenia (Buser, 1987b). In the Liassic beds of south Slovenia also numerous other bivalves can be found (S. Buser, 1965a; I. Buser, 1989). In preparation is the article with systematic descriptions of individual species announced for the following issue of Geologija (De- beljak & Buser). In the present paper, however, the important localities in south Slovenia are described with the aim of reconstructing the paleoecological conditions during Lower Jurassic on the Dinaric Carbonate Platform that enabled thriving of this characteristic fauna for a relatively short time interval. The Lower Jurassic bivalves are doubtlessly worth their attention. They are in- teresting from the biologic, and also from stratigraphie aspects. Further, they per- mit paleogeographic comparison v^dth other world knovm localities. Lower Jurassic beds with bivalves in south Slovenia 25 Previous research In 1890 Tausch von Gloeckelsthurn published his work on the fauna from Liassic limestones in South Alps. It is interesting to note that in his work he repre- sented several beautiful megalodontid specimens from the Podpeč quarry near Ljubljana. In his treatise (1890, 28-29) he correctly established the age of the strata with bi- valves that outcrop south of Ljubljana as Jurassic, and not Triassic, as it was consid- ered earlier. In the years 1959-65 S. Buser geologically mapped the territory of south Slove- rùa from the Italian-Slovenian border in the west, across Trnovski gozd, Hrušica, Nanos, Logatec and Bloke Plateau with Javorniki, Krim-Mokrec hills and Lower Carniola, to Suha krajina in the east. During this work he collected a rich fossil material, and achieved the subdivision of Jurassic beds (Buser, 1965a,b). As first he determined the spe- cies Lithiotis problematica and Cochlearites loppianus in Slovenia. He established a new bivalve genus with multivincular Ugament to which most of specimens from south Slovenia belong. He named it Lithiopedalion in his doctoral thesis. He attri- buted it together with genera Lithiotis and Cochlearites to the family Lithioti- dae.Therefore in Slovenia for these characteristic bivalves the name Lithiotidae be- came common, although they are nowadays attributed to various families. Bus er pre- sented his work at the 42""^ annual meeting of the Paleontological Society in Graz in 1972. However, after many years of cooperation, he was overtaken with publication by the Italian paleontologist Accorsi Bennini (1979) who described her genus as Lithiopema, although the name Lithiopedalion was already used in the international professional literature (Bosellini, 1972). Localities of Lower Jurassic bivalves elsewhere in the world The shallow marine Lower Jurassic beds with bivalves are in many places devel- oped lithologically in a similar fades as in Slovenia. Upwards and downwards they are usually not sharply limited. Beside more or less dark grey micritic and biosparit- ic limestone and dolomite frequently occur marly layers and sheets, and complexes of oolitic limestone. The most typical faunistic element of the shallow marine Lower Jurassic beds is bivalve Lithiotis problematica. It gave its name to the beds and to the facies in which it occurs (e.g. Lithiotis limestones, Lithiotis facies), although other large, thick-shelled bivalves are usually more abundant (Berti Cavicchi et al., 1971). The most well known and best studied are localities in the Southern Alps of north Italy (provinces of Verona, Trento and Vicenza). They occur in the upper part of grey Liassic limestones called "Calcari grigi" (Böhm, 1884; Tausch von Gloeckelsthurn, 1890; Bosellini & Broglio Loriga, 1971; Bosellini, 1972). The Lower Jurassic beds with characteristic bivalves extend across south Slove- nia also to neighboring Croatia: Velika Kapela and Velebit (Grubić, 1961), Herze- govina (Katzer, 1904) and Dalmatia (Schubert, 1906). They were found also at Plitvice Lakes. The best preserved specimens of Lithiotis problematica and Coch- learites loppianus come, however, from the locality Kopilje in Montenegro. Corre- sponding data unfortunately have not been pubUshed. Similar Lower Jurassic facies with characteristic bivalves appear in south Spain (Turnšek et al., 1975; Geyer, 1977), in south and central Apennines (De Castro, 26 Stanko Buser & Irena Debeljak 1962) and in Morocco (Dubar, 1948; Agard & Du Dresnay, 1965; Lee, 1983). Krumbeck (1923) thoroughly studied faima on the Timor island in Indonesia. Broglio Loriga and Neri (1976), Geyer (1977) and Nauss and Smith (1988) collect- ed data from localities in western France (Sarthe department), Switzerland (Grau- bünden), Tunisia, Algeria, Albania, Greece, Turkey, Somalia (Mogadiscio), Oman, south Iran, Iraq and in the Himalayas. Von Hillebrandt (1981) reports genus Lithiotis from north Chili and Peru. In North America this genus occurs in California, Nevada and in east and central Oregon (Nauss & Smith, 1988). Lithiotis from Oregon was first described under generic name Plicatostylus (Lupher & Packard, 1930), which has since been recognized as a junior synonym of Lithiotis (Buser, 1965a). Fig. 1. Paleogeographic distribution of genus Lithiotis and presumed migration directions (After Brogho Loriga & Neri, 1976, and Nauss & Smith, 1988) SI. 1. Paleogeografska razširjenost rodu Lithiotis in predvidene migracijske smeri (Po: Brogho Loriga & Neri, 1976 in Nauss & Smith, 1988) Lower Jurassic beds with bivalves in south Slovenia 27 Such vñde extension of localities across the world indicates the existence of vdde interconnected shallow marine regions during Lower Jurassic along the western and southern margins of Tethys and the eastern Pacific. Here on carbonate platforms, in the tropic belt or under the influence of warm oceanic currents, very similar pale- oecological conditions were established. The paleogeographic reconstruction of the enumerated localities appears in fig- ure 1. It can be hypothesized that already in Pliensbachian Tethys and the ancestor of the present Pacific were connected by a shallow marine corridor across the present Central America. The cormection is called the Hisparüc Corridor (Smith, 1983; Smith & Tipper, 1986). It enabled the migration of fauna and flora between the two oceans. In all enumerated regions, large thick-shelled bivalves abundantly occur. Almost everywhere the most typical species is Lithiotis problematica (fig. 1). According to certain authors the bivalves flourished on the sea bottom in the form of mats or bi- ostromes, while others report genuine reefs or bioherms (Agard & Du Dresnay, 1965; Bosellini, 1972; Göhner, 1980; Nauss & Smith, 1988). In most of enumerated localities besides bivalves the corals, large gastropods, brachiopods and crinoids can be found. Also the microfauna is highly comparable. The most characteristic species among the foraminifers is Orbitopsella praecursor (Giimbel). In places also remains of terrestrial plants were found. Finds of ammonites in shallow marine Lower Jurassic beds are very rare and accidental. Somewhere they occur in under- or overlying beds. On the basis of am- monites the beds with the mentioned fossil assemblage {Lithiotis facies) have been attributed to Pliensbachian (mostly to its upper part: Domerian), and somewhere (e.g. in South America) also to the lower part of Toarcian. Localities of Lower Jurassic bivalves in Slovenia The Lower Jurassic bivalves occur in the "lithiotid horizon" of southern Slove- nia, as it was named in 1965 by Bus er (1965 a) after the characteristic bivalves that he then attributed owing to evident similarities to the same family: Lithiotidae. Their long, narrow sections serve as a clear identification of the rocks in the field. Lithi- otis problematica is the most well known, but rather rare. Much more frequent are species Lithiopedalion scutatus and Cochlearites loppianus. Since nowadays the mentioned three species are attributed to distinct families, the name lithiotides should be abandoned. However, the terms as "lithiotid horizon" or "lithiotid limestone" can be used principally in the sense of facies. Next to enumerated bivalves also the gen- era Pachyrisma, Gervilleiopema, Mytilus and Opisoma are found. On the basis of field data and comparisons with similar localities in north Italy Buser (1965a, 44-46) attributed the beds with characteristic bivalves to the up- per part of Middle Lias: Domerian. In Trnovski gozd the characteristic bivalves vaiiish 10-30 thickness meters below the beds that contain the Upper Liassic brachiopods, and about 50-60 meters below the Lower Dogger beds that were proved by micro- fossils (Bus er, 1979). The lithiotid horizon in south Slovenia is constant and it almost does not wedge out. It might be less than half a meter thick, but in places it attains even 75 meters. The horizon reaches its maximal thickness at Podpeč, in the Krim-Mokrec hills and in the Krka valley. Here the limestone beds are typically dark grey or even black in color. Northwards the limestone becomes lighter, and the beds with bivalves thinner 28 Stanko Buser & Irena Debeljak Fig. 2. Distribution of Lower Jurassic beds with bivalves in southern Slovenia with the localities (•) where bivalves can be pre- pared out of marly layers SI. 2. Razprostranjenost spodnjejurskih plasti s školjkami v južni Sloveniji z nahajahšči (•), kjer je školjke mogoče izluščiti iz lapornatih plasti Lower Jurassic beds with bivalves in south Slovenia 29 and thinner; in Trnovski gozd and Banjišice plateau they in places even pinch out. Also tov^^ards the south the lithiotid horizon becomes thinner and it pinches out, es- pecially in places of occurrences of black coal, i.e. at Loški Potok, Bloke, Cerknica and Rakitnica. On most of Logatec plateau, Hrušica, Bloke plateau, Slivnica, Mala and Velika gora and in Kočevje area the bivalves are found in bituminous coarse grained dolomite or in rare thin limestone intercalations within dolomite (Buser, 1965a; Savie & Dozet, 1985). Figure 2 shows the extension of Lower Jurassic beds that contain bivalves. Spe- cially marked are those localities in which shells can be isolated from the softer marly matrix. Certain localities discovered by S. Buser during geological mapping more than thirty years ago are unfortunately destroyed or overgrown. This is the case for the abandoned quarry on the right bank of Sušica west of Dolenjske Toplice and for the locality on Javornik (east part of Trnovski gozd). Also the road cuts in Krim-Mokrec hills, southeast of Lož, north of Cerknica and at Grčarevec are almost totally over- grown. Individual specimens can still be found in railroad cuts between Preserje and Verd. Very numerous bivalves are found today in the quarry of Podpeč, in the east- ern slope of Špik (north of Col in Trnovski gozd) and at the karst spring Globočec (west of Zagradec). Newly discovered is the locality in the eastern slope of the Stražišče hill east of Gorenje Jezero near Cerknica. The species Lithiotis problematica, which is the least abundant, is found east of the village Zafara near Žužemberk. In the following text are described in detail the localities Špik in Trnovski gozd, the Podpeč quarry, Globočec near Zagradec, Grčarevec south of Logatec, Stražišče at Gorenje Jezero, Ravne at Borovec in the Kočevje area, and Travna gora. These localities are spatially distributed in the manner to represent distinct ancient environments. Besides, at them geological sections could be measured (fig. 3). Špik in Trnovski gozd Špik is about 950 m high peak in Trnovski gozd about 2 km north of Col. Well exposed Upper Ti'iassic and Liassic beds gently dip towards the south. The Upper Triassic dolomite with characteristic stromatolites gradually passes into the Lower Liassic massive coarse grained dolomite of light grey color that is about 100 m thick. Upwards fol- low approximetely 30 m of light grey to white micritic limestone which contains in its upper part up to 3m thick intercalations of coarse grained dolomite. Lower Lias- sic hmestone beds form steep rocky steps in the woody slope. At approximately 900 meters altitude their dip is 180/45. The lithologie boundary with the Middle Liassic beds was placed by Buser (1978) at the occurrence of brownish oolitic dolomite which is at that place about 30 meters thick. Several meters below the Špik summit appears an approximately 70 cm thick layer of grey brown marly limestone that contains abundant various bivalves. Prevailing is species Lithiopedalion scutatus. Its shells are up to 40cm long and intensely re- crystallized. This species is accompanied by Gervilleiopema buchi (Zigno), G. ta- ramellii (Böhm), Mytilus lepsii Tausch and M. mirabilis Lepsius. Very frequent are also medium sized megalodontid shells that belong to a new genus and new species. Various bivalve species were probably transported together after death. Their shells are rather well preserved, an indication of short transport. In limestone next to bi- valves also numerous small fragments of various fossils occur. The layer from which shells can be separated extends for about 200 meters across the east slope of Špik. 30 Stanko Buser & Irena Debeljak Fig. 3. Stratigraphie columns of Middle Liassic beds in different localities SI. 3. Stratigrafski stolpci srednjeliasnih plasti v različnih nahajališčih Lower Jurassic beds with bivalves in south Slovenia 31 Above the layer with shells occur about 5 meters of light oolitic dolomite with numerous fragments of crinoids, echinoids, bryozoans and solitary corals. Higher in the section is an about one meter thick layer of light grey micritic limestone with numerous, however not rock building bivalves of species L. scutatus. Some shells lie perpendicularily to the bedding, an indication of the preservation of their living po- 32 Stanko Buser & Irena Debeljak sition also after death. This layer is followed by another meter of micritic limestone without shells (fig. 3). The area of Trnovski gozd in Middle Liassic belonged to the north distal margin of the Dinaric Carbonate Platform. This part was opened to influence of waves and currents from the northerly lying deep sea of the Slovenian Basin. The environment v^dth an increased water energy did not suit best to bivalves. At Špik they are con- sequently found only in two relatively thin layers. It appears that only the enumer- ated species could survive in the stressful environment. Podpeč Podpeč is situated in the south rim of the Ljubljana Moor. Well exposed in the large quarry are the Lower Jurassic beds of the Podpeč limestone that was exploit- ed already by the Romans for building the ancient Emona. From Middle Ages on, large quantities of building and ornamental stone were extracted from this quarry. Nowa- days, the quarry has been abandoned for about three decades. The Podpeč "marble" decorates various buildings and monuments across Slovenia. Its value found its best expression in creations of the architect Jože Plečnik (Prelovšek, 1987). Every visitor of the National and Universitary Library in Ljubljana notice in the hall the wonder- Fig. 4. The Podpeč ornamental limestone from the National and University Library in Ljubljana with white recrystallized bivalve shells in black micritic matrix. In the lower part of slab occur typical sections of genus Cochlearites, and in the middle part up to 60cm long sections of genus Lithiopedalion SI. 4. Okrasni podpeški apnenec iz Narodne in univerzitetne knjižnice v Ljubljani z belimi, prekristaljenimi lupinami školjk v črni mikritni osnovi. V spodnjem delu plošče so značilni preseki rodu Cochlearites, v sredini pa do 60cm dolgi preseki rodu Lithiopedalion Lower Jurassic beds with bivalves in south Slovenia 33 ful black stone with long white shell sections (fig. 4). In Ljubljana the stone is at display also in the old Scyscraper, in the former Chamber of Commerce, in the stair- case of the Mining Department, in the Slovenian Parlament building, in Ljubljana Tovm Hall, and on many places elsewhere. The beds of the Middle Liassic limestone dip almost vertically southwards (180/ 80). They are from 10cm to 2m thick. Well exposed they occur in the eastern and western sides of the quarry (fig. 5, 6). The large exploited central part gives the idea of the vast volume of the stone quarried. The limestone in the quarry is cut by sev- eral faults. Along them individual blocks slid one along the other, as indicated by broad smoothed fault planes with vertical striations. During diagenesis in limestone numerous stylolithes formed. Between the limestone beds are frequent marl coatings and sheets. In the lower part of the section they are up to 15 cm thick. They are best visible in the western part of the quarry in the fresh cut behind the new building. The surface of limestone below the marl sheets is often bulbously corroded (fig. 7). Above this irregular sur- face occurs a several millimetres thick violet red crust, followed by yellow brown or reddish marl. X-ray analysis of the violet crust revealed the foUovidng minerals: muscovite, illite, calcite, hematite and anatas resp. brookite. This mineralogical composition is, according to M. Mišič (personal communication), the indication of in situ weather- ing. Most probably the limestone was uplifted above the sea level and submerged again. During the limestone weathering on land red karstic clays, or terra rossa, were formed that later evolved into the mentioned brown and red marls. Such oscillations can be observed only in the lower part of the section. M. Mišič recognized in the marl the following minerals: muscovite, illite, calcite and goethite. The pollen analysis performed by B. Jelen did not have positive results (personal communication). The profile (fig. 3) was recorded in the eastern side of the quarry. The Uthio- tid horizon in the Podpeč quarry is exposed in its entire thickness that amounts to 75 meters. It contains relatively thin beds with shells (0.1-1.5m), and thick inter- mediate beds without shells. In the section more than 15 isolated lumachelles can be found. Their total thickness is approximately 12 meters. The large number of relatively thin lumachelles suggests the idea of frequent disturbance or even inter- ruption of the growth of bivalves. The bivalves in the Podpeč quarry are found in black micritic limestone, with the exception of the lower part of section where they occur also in marly layers. The lumachelles are most often followed by sparitic limestone with ooids, tiny rounded fragments of various shells (bioclasts) and intraclasts. Currents and waves that delivered various debris and washed out carbonate mud most prob- ably disturbed the growth of bivalves. During periods of unfavorable conditions the animals survived somewhere in the neighborhood, and colonized the old places again when circumstances changed. In the upper part of section the micritic limestone is much more abundant than in the lower part. The environment at that time was quiter, with the resulting thicker and more numerous lumachelles. The most abundant species among the bivalves is Lithiopedalion scutatus (Dubar) that is also the first to appear. In the lower part of the section fine specimens can be separated out of the marly layers. In places the shells are densely packed, like shards, with very little matrix inbetween (fig. 8). As demonstrated by sections in the limestone, certain individuals attained the size of 3/4 meter. In the second part of the section with indications of a quieter depositional environment also species Co- chlearites loppianus is abundant. Here the shells cannot be separated out from the rock, and the presence of the species is demonstrated by sections in the limestone 34 Stanko Buser & Irena Debeljak Fig. 5. Eastern part of quarry at Podpeč. Middle Liassic layers at the blasting-powder magazine with lumachelles of various bivalves SI. 5. Vzhodni del kamnoloma v Podpeči. Srednjeliasne plasti v bližini skladišča za razstreh- vo z lumakelami različnih školjk Fig. 6. The west part of the Podpeč quarry. The layer with individual bivalve specimens of genus Opisoma is marked SI. 6. Zahodni del kamnoloma v Podpeči. Označena je plast s posamičnimi primerki školjk iz rodu Opisoma Lower Jurassic beds with bivalves in south Slovenia 35 Fig. 7. Bulbously weathered upper surface of limestone, covered by violet crust (fossil soil) and overlain by a marl sheet. Podpeč quarry SI. 7. Gomoljasto preperela zgornja površina apnenca. Prevlečena je z vijoUčasto skorjo (fosilna tla), sledi pa lapornata pola. Kamnolom v Podpeči Fig. 8. Extraordinarily numerous shells of genus Lithiopedalion that can be separated from marly matrix. Podpeč quarry SI. 8. Izredno številne lupine rodu Lithiopedalion, ki jih je mogoče izluščiti iz lapornate osnove. Kamnolom v Podpeči 36 Stanko Buser & Irena Debeljak Fig. 9. Ornamental Podpeč limestone from hall of the Ljubljana scyscraper. 5-7 cm wide cross sections of species Lithiotis problematica are closely packed together SI. 9. Okrasni podpeški apnenec iz veže Ljubljanskega nebotičnika. 5-7 cm široki prečni preseki vrste Lithiotis problematica so tesno nagneteni eden ob drugem Fig. 10. Ornamental Podpeč limestone from staircase of Mining Department building. "Scattered" remains of various bivalves; among them characteristic remains of genus Lithiotis and of megalodontids can be recognized (scale presented by camera cover) SI. 10. Okrasni podpeški apnenec s stopnišča Montanistike. »Razmetani« ostanki razUčnih školjk; med njimi lahko prepoznamo značilne preseke rodu Lithiotis in megalodontid. (Merilo je pokrovček fotoaparata) Lower Jurassic beds with bivalves in south Slovenia 37 only. The species Lithiotis problematica is very rare at Podpeč; its characteristic sections (fig. 9, 10) can be found only in two or three layers in the upper part of the section. In the quarry and in the field in general the sections of the mentioned bivalves are not easy to distinguish owing to patina that covered the limestone, or ovñng to tectonized surface. Fortunately, the orientation of bivalve shells can be studied on polished sheets of ornamental Podpeč limestone. Mainly well preserved shells are chiefly parallel with stratification. In the lumachelles usually a single species prevails. In cases of irregular "scattering" of shells of various species in the limestone, the shells are often damaged (fig. 10). Shells were often broken and in part dissolved also during diagenesis. In addition to the genera Lithiopedalion, Cochlearites and Lithiotis occur in Podpeč also the following bivalve species: Gervilleiopema buchi, G. taramellii, G. timorensis Krumbeck, Opisoma cf. excavatum Böhm, O. cf. menchikoffi Du- bar and Pachyrisma {Pachymegalodon) chamaeforme (Schlotheim). Interesting is also the approximately 40 cm thick layer of marly limestone with very small shells that probably belong to genus Astarte. This layer is exposed just at the blasting- powder magazine. The sample sites of various bivalves are marked on figures. All of the enumerated bivalves are rock-forming, with the exception of genus Opisoma that occurs individually (fig. 11), in biosparitic limestone full of organic detritus that was spherically overgrown by cyanobacteria. It is interesting that in lumachelles with other bivalves no oncoids are present, although they are very frequent elsewhere in the section. Evidently, the cyanobacteria were not able to thrive in association with bi- valves. Buser (1965a) described from the Podpeč quarry two brachiopod species: Ter- ebratula rotzoana Schauroth and T. renieri Catullo. Gastropods are moderately nu- merous, but they cannot be prepared out of the tough rock. In thin sections numer- ous tiny tests may be found, and in the ornamental quality Podpeč limestone gastropods with sections measuring up to 10cm across (fig. 12). Corals are rather rare. Individ- ual specimens were fixed also on shells of the megalodontid bivalves. It is interest- ing that nearby, at Gornja Brezovica near Preserje, in the lithiotid horizon also a small coral patch reef can be seen. It is 35 meters long, a few meters wide and 5 meters thick. It laterally passes into dark grey oolitic limestone. The most characteristic for the Middle Liassic is next to bivalves the large fo- raminifer Orbitopsella praecursor (fig. 13). It is rock-building in some layers of the Podpeč limestone. The microforaminifers are present almost in all beds, therefore they are not specially marked in the lithological column (fig. 3). They are the most abun- dant in the pelbiomicritic limestone (fig. 14). L. Šribar (manuscript report) deter- mined the following foraminifer families: Ammonidiscidae {Glomospira sp.), Lituol- idae (genera Lituosepta, Orbitopsella, Haurania, Pseudocyclammina), Verneuilinidae, Textularidae and Nubeculariidae (Opthalmidium sp.). Present are also dasycladaceans Thaumatoporella parvovesiculifera (Raineri) and Palaeodasycladus mediterraneus (Pia), codiaceans and problematica Aeolissacus sp. The microfossils from Podpeč were determined also by R. Radoičić (manuscript report). In the upper parts of the sec- tion R. Radoičić determined also the species Labyrinthina recoarensis. According to her opinion, several lowermost beds in the quarry belong to the upper part of Lower Lias. In the uppermost part of section that is rather heavily tectonized the bounda- ry between the Middle and the Upper Lias could be expected. The most frequent benthic foraminifer is Glomospira. It is very abundant in the 38 Stanko Buser & Irena Debeljak Fig. 11. Ornamental Podpeč limestone in the National and University Library. About lOxlOcm large section of bivalve of genus Opisoma, most probably species O. excavatum. In limestone also characteristic sections of large foraminifers Orbitopsella praecursor occur 81. 11. Okrasni podpeški apnenec v Narodni in univerzitetni knjižnici. Približno lOxlOcm ve- lik presek školjke iz rodu Opisoma. Po vsej verjetnosti gre za vrsto O. excavatum. V apnen- cu so tudi značilni preseki velikih foraminifer Orbitopsella praecursor Fig. 12. Ornamental Podpeč limestone from National and University Library. Sections of gas- tropods are up to 10 cm in diameter. Fragments of bivalve shells of genus Opisoma SI. 12. Okrasni podpeški apnenec v Narodni in univerzitetni knjižnici. Preseki polžev so veliki do 10 cm. Nekaj odlomkov školjčnih lupin rodu Opisoma Lower Jurassic beds with bivalves in south Slovenia 39 Fig. 13. Dismicritic limestone full of organic detritus, pellets and intraclasts. Above sections of foraminifer O. praecursor a section of dasycladacean. Podpeč SI. 13. Dismikritni apnenec, poln organskega detritusa, peletov in intraklastov. Nad preseko- ma foraminifere O. praecursor je presek dazikladaceje. Podpeč Fig. 14. Passage of biomicritic limestone into sparitic limestone full of rounded fragments (bioclasts), ooids and intraclasts. Podpeč SI. 14. Prehod biomikritnega apnenca v sparitni apnenec, ki je poln zaobljenih odlomkov (bioklastov), ooidov in intraklastov. Podpeč 40 Stanko Buser & Irena Debeljak entire section, even there w^here no other microfossil appears. Although the above mentioned calcareous algae are quite frequent in the Podpeč quarry, they м^еге not detected in the bivalve lumachelles. In general is the biodiversity very low in beds where the genera Lithiopedalion, Cochlearites, Gervilleiopema and Lithiotis were identified. The characteristic bivalves in the upper part of section vanish suddenly, with- out gradual passage. However, according to lithology, the deposition at that did not change considerably. Possible changes in the foraminiferal assemblages have not been investigated. Globočec near Zagradec Globočec is a large karst source southwest of Zagradec. In this area the Upper Triassic Main Dolomite with stromatolites passes into light grey micritic Lower Lias- sic limestone. At the Globočec source layers of dark grey to black Middle Liassic lime- stone are very well exposed. They are from 10 to 100 cm thick and they dip towards southwest (220/15). In the wooded slope they form rocky steps that may be lateral- ly traced for 50 m. Exposed are only the upper 20 meters of the lithiotid horizon that is in the Krka valley about 50 meters thick. In the lower part of section (fig. 3) at Globočec appear 5m of dark grey micritic limestone with rock-forming bivalves of genus Cochlearites. Inbetween are only two thin parts that contain just a few sections of shells. Limestone in the lower part is in places marly, therefore shells are easily separated from the rock. Certain speci- mens are typical representatives of species Cochlearites loppianus, whereas others, foimd about one meter higher, are much larger and of different shape. The latter belong to a new species, but according to the characteristic valve structure the genus is the same. In this part of section also individual specimens of solitary corals were found fixed upon thick bivalve shells. Higher follow two meters of sparitic limestone with intraclasts, individual ooids, fragments of shells and crinoids. This is the only larger intercalation that does not contain shells. It is overlain by 7 meters of limestone packed wdth rock-building shells of Cochlearites. Sections of genus Lithiopedalion are rare. In this part the shells cannot be separated out of the hard rock. After this layer the shells vanish sudden- ly, without any gradual transition. In black micritic limestone of the last 30 meters of exposed beds not a single specimen can be found. The type of limestone in the Globočec locality is an indication of quiet sedimen- tational environment. Bivalves grew almost completely undisturbed. The shells are mostly undamaged, and appear in certain beds even in vertical, i.e. living position. Most of them, however, were overturned on sea bottom after death, so that the fos- sil shells are oriented parallel to bedding. Very often also wedge-shaped agglomera- tions consisting of numerous shells can be observed. In such a case after death, or still during life, several shells were tilted together, so that they support each other in the inclined position. Grčarevec The small village of Grčarevec Ues south of Logatec. About 1km towards north- west the Middle Liassic beds are well exposed. They dip 300/15. Prevails dark grey Lower Jurassic beds with bivalves in south Slovenia 41 Fig. 15. Characteristic sections of species Cochlearites loppianus in limestone northwest of Grčarevec SI. 15. Značilni preseki vrste Cochlearites loppianus v apnencu severozahodno od Grčarevca coarse grained dolomite containing individual bivalve lumachelles that are up tc 2 meters thick. In a limestone lens intercalated weithin dolomite is at the last summer houses northv^rest of Grčarevec a fresh road cut. In three separated layers that are up to 70 cn thick are well visible sections of rock-building bivalves. Species Cochlearites loppi- anus is here absolutely prevailing (fig. 15). Much less frequent are sections that mosi probably belong to genus Lithiopedalion, and in the middle layer also to genere Gervilleiopema and Mytilus. Limestone is micritic and dark grey to black in color It is overlain by dolomite still containing in its lower part characteristic shells thai higher up disappear. At the sharp curve of the old road north of Grčarevec Bus er (1978, 396) founc in lithiotid horizon well preserved plant remains. This locality is now overgrown. The remains of terrestrial plants indicate the temporary existence of smaller land islands on the carbonate platform. Stražišče near Gorenje Jezero Above the Klance village in the Stražišče hill east of Gorenje Jezero near Cerknica also west of Stari trg, one of the most perfectly exposed sections in the lithiotid horizor can be found. 42 Stanko Buser & Irena Debeljak In more than 20 meters of exposed section about 10 bivalve lumachelles can be numbered. They are from 0.5 to 1 meter, and at most 2.5 meters thick. Genus Co- chlearites is prevailing. Its characteristically shaped shells appear in places in lens- like dispositions in the rock, the lumachelle pinching out in-between. In certain beds the shells are so numerous that there is practically no cement between them. As a rule they occur in dark grey micritic limestone. Owing to the marly admixture they can be in places isolated out of the rock. The intermediate beds with no shells mainly consist of oolitic and biosparitic limestone. In the section the sudden massive appearance of bivalves, and also their sudden disappearance can be observed, both without gradual transitions. The lithiotid hori- zon is followed upwards by sparitic limestone with ooids and bioclasts. It forms the upper part of the hill in the form of an erosion remnant. Travna gora A couple of kilometers southeast of Travna gora in the wooded slope a more than 20 meters thick lithiotid horizon can be traced. It is entirely developed in dolomite (fig. 3). The shells can be isolated from the rock in this locality only from one 20cm thick marl layer in the lower part of section. In dolomite only three real bivalve lu- machelles can be found. The intermediate beds also contain individual shells that are more or less frequent and intensely recrystalhzed. With certainty only the genus Cochlearites was identified. In the lower part of the section its shells measure up to 30 cm, and are similar to those in the Globočec locality; they probably belong to a new species. In the uppermost part of the lithiotid horizon the bivalve lumachelle is about three meters thick. In the first half it consists of recrystallized shells that could be attributed to genera Cochlearites and Lithiopedalion, although the spec- imens here are much smaller and thinner than usual (valve length 5 cm, thickness not more than 1cm). In the upper part of the mentioned lumachelle again predom- inate the typical representatives of genus Cochlearites. About 40 meters higher the dolomite is overlain by oolitic dark grey Upper Liassic limestone that alternates with thin sheets of black micritic limestone. Ravne near Borovec The Middle Liassic beds in the wider surroundings of Kočevje largely consist of coarse grained bituminous dolomite (fig. 2). This area originally belonged to the southerly, most restricted parts of lagoon, or to the inner part of the Dinaric Car- bonate Platform. The locality Ravne near Borovec is the southernmost in Slovenia. In the lower part of the northern slope of Borovska gora outcrops the black, bituminous thin-bedded limestone. It is overlain by a 1.5 meters thick layer of black micritic limestone that contains relatively small, about 10 cm long shells of genus Cochlearites. Upwards layers of bituminous dolomite follow. In the upper part, a 4 meters thick bank of dolomite occurs which is full of unusually thin specimens of genus Cochlearites. This bank protrudes from the slope as a steep rocky step which owes its higher resistance to numerous contained bivalve shells. Lower Jurassic beds with bivalves in south Slovenia 43 Living conditions of bivalves on the territory of southern Slovenia during the Lower Jurassic On the territory of present southern Slovenia the v^de Dinaric Carbonate Plat- form vi^as situated during the Lov^rer Jurassic. This shallow marine environment bor- dered in the north on the deep sea of the Slovenian Basin (Buser, 1987a), while in the south it continued across the present Croatia. Reconstruction of the ancient relations appears in figure 16. It is interesting to note that Lithiotis problematica occurs also in the surroundings of Bovec (on the Poljanica hill and at the karstic source Glijun), consequently on the territory that with certainty belonged to the Julian Carbonate Platform that was sit- uated north of the Slovenian Basin (fig. 16). It appears almost impossible that the shallow marine fauna could migrate from the Dinaric Carbonate Platform to the northerly lying JuUan Carbonate Platform across the deep marine see of the Slovenian Basin. Our opinion is that the Slovenian Basin pinched out in the area of the present cen- tral part of the Soča valley, at Trnovo west of Kobarid. It follows that this deep marine Fig. 16. Present extension of the ancient Julian and Dinaric Carbonate Platforms and the intermediate Slovenian Basin SI. 16. Današnja razprostranjenost nekdanje Julijske in Dinarske karbonatne platforme in vmesnega Slovenskega bazena 44 Stanko Buser & Irena Debeljak basin did not continue farther westward into the Belluno Basin of northern Italy. Owing to pinching out of the Slovenian Basin, the Dinaric and the Julian Carbonate Plat- forms directly bordered on each other in the mentioned area during Liassic. Let us have a look at the conditions of those times in the region of south Slov- enia, on the Dinaric Carbonate Platform (fig. 17): The northern border of the platform intercepted most of the striking power of waves and currents that arrived from the open deep sea of the Slovenian Basin. Their destructive power is evidenced by limestone breccias on Banjšice and in north Low- er Carniola. Otherwise in the northern parts of the Dinaric Carbonate Platform (Trnovski gozd, Banjšice) oolitic and crinoid limestones of light color predominate. They were deposited in wide shoals with warm water only 1-3 meters deep. Cooler waters flowed in from deeper parts of the Slovenian Basin. Ov^ng to increased temperature, part of carbonates precipitated from them around tiny grains that floated in turbulent water. In shallows large amounts of ooids, small tests and fragments of various organisms accumulated that were rounded by wave action. In places, accumulations of this debris reached the sea level. Wide beaches and dunes were formed. Together v^dth small coral and hydrozoan patch reefs (Trnovski gozd) they represented proper dams in front of the northerly lying open deep sea, and they protected the southerly lying lagoon. At high tides and at storms the fresh water overflowed the barriers and flooded into the lagoon. It left behind beds of fine "oolitic sand". Therefore also in the areas of former lagoon a lot of dark oolitic limestone can be found. Biosparitic limestone is common as well. Prevailing, however, is the micritic limestone that was formed from Fig. 17. Schematic representation of various sedimentation environments in lower Jurassic with characteristic types of rocks on the Dinaric Carbonate Platform SI. 17. Shematski prikaz različnih sedimentacijskih okolij v spodnji juri z značilnimi tipi kamnin na Dinarski karbonatni platformi Lower Jurassic beds with bivalves in south Slovenia 45 the lagoon carbonate mud. It contains a profusion of tiny tests of foraminifers that used to live at the sea bottom (benthos). In places of steady infolov^^ of fresh water also corals, crinoids and green algae (dasycladaceans) lived. Otherwise in the lagoon most of the living environment on the muddy sea bottom was occupied by bivalves. They formed submarine biostromes with individual lense-Uke thickenings. In places also gastropods and brachiopods settled. The carbonate deposition was the fastest in this central area, and the lithiotid horizon attained the maximal thickness. Towards the south the influence of the northerly deep marine region became progressively weaker. Waves and currents reached only to a certain distance. Farther extended the restricted and quiet parts of lagoon. Much oxygen was used for decom- position of organic matter. At the bottom reducing conditions were established. Rocks formed in restricted lagoon are highly bituminous and of characteristic dark grey to black color. Evaporation and with that also salinity of sea water were highest here. The pore water in these sediments contained high magnesium, and consequently they were most likely subjected to dolomitization during diagenesis. It may be conjectu- red that the alternation of drought periods with prevailing evaporation and rainy periods with heavy rainfall controlled the salinity variation in the restricted lagoon to a high degree. In the larger part of the lagoon, or inner shelf, see water was only a few meters deep (subtidal). Indubitably existed also wider areas that were dry during low tide (intertidal); however, desiccation cracks and stromatolites are in Lower Jurassic beds extremely rare, a distinction that separates them from the Upper Triassic shallow marine beds. The fossil Mytilus bivalves, that can be used as indicators for such environ- ment, are quite frequent in south Slovenia. Occurrences of coal and remains of land plants in rare localities (Bloke, Loški Potok, Grčarevec) prove the periodic existence of small land islands that were probably surrounded by swamps. The rocks and the organisms bear evidence of tropical or at least subtropical climate.The paleogeographic distribution of the present territories was essentially different in the Lower Jurassic times. The entire "Adriatic plate" was situated more to the south, in lower latitutes, in the then existing tropical belt (fig. 1). Distribution of species and mode of life of bivalves It appears that the northern, most exposed parts of the carbonate platform were not favorable for growth of bivalves. The animals from time to time colonized also these areas, but frequently their growth was soon interrupted. Strong waves could damage their shells or carry them away. The turbulent envirorunent was the best endured by megalodontid bivalves, and also by genera Lithiopedalion, Mytilus and Gervil- leiopema. Especially the megalodontid shells appear in the northwestern part of Trnovski gozd even in places where all other bivalve species already disappear. In the more restricted parts of the shelf that, however, were nevertheless reached by fresh water, rich in oxygen and nutrients, the massive thriving of bivalves was the most frequent. The conditions for their growth were in this part the most favorable, but still rather unstable. Numerous, relatively thin lumachelles indicate that the growth of bivalves was often interrupted. The matrix in lumachelles is as a rule micritic. The sedimentological and paleontological characteristics of the deposits between lumachelles suggest that at times of interruption of bivalve growth, most often increases of wa- 46 Stanko Buser & Irena Debeljak ter energy occurred. Then sediments deposited from which oolitic, oncolitic and bio- sparitic limestones were formed. Periodically, perhaps during heavier storms, the currents brought so much material to lagoon that the bivalves were literally covered by vari- ous debris. On the other hand, strong waves could wash out all sediment that sur- rounded large shells of the characteristic bivalve species and provided support for them, and scattered them across the sea bottom where they perished. During the times of unfavorable conditions the bivalves survived elsewhere, and later they colonized the previous localities again. The base for the first colonization respectively fixation of juvenile bivalves could have been any firm bottom, various detritus or shells of decayed bivalves. In the central part of lagoon that was under influence of deep marine basin Lithiopedalion prevailed. Genus Cochlearites was frequent as well. More or less numerously were represented all above enumerated bivalves, also the genus Lithiotis. For the moment, the data show that the quiet, muddy bottom in more southern parts of lagoon was mostly inhabited by genus Cochlearites. In the Middle Liassic dolomite often sections of valves are found that could be ascribed to genera Lithio- pedalion and Cochlearites, but they are extraordinarily small. The shell size attains at most 10cm and its thickness at most 1cm, and usually even less. It is possible that the mentioned shells grew under very unfavorable living conditions (increased salinity, decreased influx of fresh water), and they remained small, or that they represent distinct species. Unfortunately, such specimens could not be separated out of the dolomitic rock at any place. We presume that the living conditions in the most restricted parts of the lagoon were in general less favorable than in its central part that used to be under steady, moderate influence of the pelagial. On the other hand, the environment in the most protected parts was much more stable, as proved by the rather thick (up to 4 meters), although not very frequent lumachelles. At reconstructing various depositional environments on the carbonate platform it must be considered that the area of maximum influences from the deep marine region changed with time. This is the most expressed at the transition from basin to platform. In all parts of the shelf sea, respectively the lagoon, the water energy was subjected to changes, as well as the sea level, the sea bottom and the sediments that were deposited on it. All enumerated Lower Jurassic bivalves formed submarine biostromes where hundreds of individuals of the same species were crowded together. The bivalves pre- dominantly grew in very shallow water (intertidal-subtidal), since they were able to reach the maximum of nutrients near the sea surface. The genus Gervilleiopema lived in a similar manner as the recent genus Isog- nomon. These bivalves were attached on a firm base with a bunch of byssus fibers. The same is valid for representatives of genus Mytilus. This is the same genus that even at present inhabits all shallow seas except for the extreme north. Characteris- tical for it is the colonization of the tidal environment. At low tide it can survive on the air for hours, so that it hermetically closes the valves. The organism has good resistance to changes of water salinity. It is the best adapted to brackish water in the near shore belt (Cox, 1969, N5-N15). The megalodontid bivalves lived with their apex anchored in the soft sea bottom. The valves and the hinge were very strong, and the round shape enabled the animals to be rolled without damage across the sea bottom in case of stronger waves. There are still many unsolved questions about life mode of the most character- istic Lower Jurassic bivalves: Lithiotis, Cochlearites and Lithiopedalion. There is Lower Jurassic beds with bivalves in south Slovenia 47 no recent bivalves similar to them and we could hardly compare them also with some other fossil group. Their unusual shape and high degree of variabihty already for themselves rouse numerous questions concerning their biology (more in: Debeljak & Buser, in prep.). The animals were entirely adapted to the muddy sea bottom, fast sedimentation in the environment and sessile life in densely packed assemblage of specimens of the same species. With regard to relatively small size of their soft bodies they developed enormously large shells. They used to grow throughout their lives, so that the upper part of the shell remained above the level of the surround- ing sediment, and that they obtained as much sunlight as possible. Such permanent and uniform growth in height is an extraordinary property, as the growth rate of animals usually exponentially diminishes with age. In deposits where the shells remained in their growth positions after death, we can observe that the individual specimens supported each other, and grew upwards in a tuft-like manner, similar to plants. Frequent are knee-shapedly bent individuals, at which most probably the valve was tilted too dangerously, so that the animal afterwards corrected its position by subsequent ver- tical growth. Considering such cases it is not surprising that the shape of the shell in the same species can be so variable. The external similarity of the mentioned three genera, which otherwise belong to distinct families, is a result of convergence, of adaptation to similar, very specific living environment. The shells of Lithiotis, Co- chlearites and Lithiopedalion might have measured even 0.5 meters. Mussels of such size can be at present found in the equatorial belt or in regions of warm currents where the sea water temperature is constantly above at least 23 °C. Owing to the decrease of CO2 concentration in water the precipitation of calcium carbonate and skeleton building is facilitated. It is characteristic that the biodiversity in individual bivalve lumachelles is ex- traordinarily low. Different species of bivalves evidently did not live together in the same place. In the same manner, next to bivalves practically no other organisms became preserved as fossils. The reason can partly be ascribed to the selective influence of specific environment (muddy substrate, fast sedimentation) that required from or- ganisms special adaptation. Probably also the bivalves themselves rendered impossi- ble the existence of their competitors with fast overgrowth and production of large amounts of organic mud. Photosynthesis in muddy water was practically impossible, what excluded from the environment many organisms, especially the green algae and cyanobacteria. Similar circumstances can be observed nowadays in large oyster farms. Certain species of oysters are able to filter 40 liters of water per hour. In addition, they are genuine accumulators of sediment rich in organic matter that has a putrid smell and that decomposing produces reducing conditions. On the water surface H2S oxidizes into sulfuric acid. At the top of the sediment the environment is acidic which results into often corroded shells (Stenzel, 1971, N1000-N1003), a phenomenon ob- served also on fossil remains. The genera Lithiotis, Cochlearites and Lithiopedalion formed submarine mats or biostromes on the territory of present south Slovenia. In Slovenia there is no ev- idence of the existence of reef structures. Smaller lense-hke thickenings of general- ly thin bivalve lumachelles are most probably beds of shells after a short transport. Lumachelles laterally do not pinch out, they only thin and thicken. The micritic matrix suggests a low water energy during the time of deposition of sediment. With respect to their shape, the shells are relatively well preserved. The shells of isolated speci- mens are usually not eroded. The biodiversity in the lumachelles is low. All this sug- gests generally short transport distances. We believe that the characteristic bivalves 48 Stanko Buser & Irena Debeljak grew on large surfaces, and that after death they were most often only somewhat overturned by the waves. The blossom time of the characteristic Lower Liassic bivalves (genera Lithiotis, Cochleañtes and Lithiopedalion) lasted only around 5-10 miUion years. On the territory of Slovenia, however, they did not last even that long. In all Slovenian localities at the end of the lithiotid horizon that is attributed to Domerian the mussels suddenly disappeared without gradual diminishing. During the Upper Liassic in the region of Tethys extensive tectonic movements occurred. In the territory of northern Slovenia, on the former Juhan Carbonate Plat- form, a short land phase took place, and afterwards it rapidly subsided and disinte- grated (Buser, 1987a). The influence of these events undoubtedly reached also the Dinaric Carbonate Platform. In the areas of Stična, Šentvid, Radohova vas, in suroundings of Trebnje and Veliki Gaber the Malm beds transgressively overlie the Middle Liassic beds. At Loški Potok in the Upper Liassic coal ocurrences are known. All this may be understood as evidence of uplift of the territory after the deposition of Middle Liassic beds with bivalves. Tectonic activity was reported also from the neighboring Italy. On the Trento Carbonate Platform the shallow marine beds with bivalves are overlain by deep marine limestone of the ammonitico rosso type (Bosellini & Broglio Loriga, 1971). It can be only conjectured about the causes that led to the sudden extinction of the characteristic Middle Jurassic bivalves. Most probably the reason was in the co- incidence of various causes. It is known that these fossils were extremely special- ized organisms that could not respond to the environmental change with new adap- tations. Of the ancient life, only the interesting fossil record remained. Acknowledgement Dr. Stevo Dozet geologically studied the Lower Jurassic beds with bivalves in the wider area of Kočevje. He presented in the field several characteristical localities. Ljudmila Šribar and Dr. Rajka Radoičić determined microfauna in limestone. Msc. Miha Mišić did x-ray determination of marls from Podpeč. Arian Debeljak made graphic parts of the article. The authors are very grateful to them. Spodnjejurske plasti s školjkami v južni Sloveniji Uvod V južni Sloveniji, ki zajema skrajni severozahodni del Dinaridov, so jurske plasti debele prek 1500 metrov; pretežno jih sestavlja apnenec. Usedale so se na Dinarski karbonatni platformi, v mediteranskem delu nekdanje Tetide. V njih ne najdemo amonitov, zato jih ne moremo neposredno razdeliti na stopnje ali celo na cone. Pri natančnejšem določanju starosti si lahko pomagamo s fosilnimi školjkami, polži, brahiopodi, korala- mi, hidrozoji, foraminiferami in algami. Spodnjejurske plasti s školjkami v južni Sloveniji 49 Za členitev liasnih plasti so najpomembnejše fosilne školjke. Značilna je vrsta Lithiotis problematica Gümbel iz družine Lithiotidae, ki je najbolj znamenita in geo- grafsko najbolj razširjena spodnjejurska školjka. Ime je dobila po »ušesastih« presekih, ki so jih v severni Italiji opazili že pred več kot 250 leti. Sprva so jih opisaU kot rast- linske ostanke (Gümbel, 1874, 1890). Vrsta je za paleontologe še vedno »proble- matična«, saj si marsičesa v zvezi z nenavadno obliko lupine še vedno ne znamo razložiti (Reis, 1903; Accorsi Benini & Broglio Loriga, 1977; Chinzei, 1982). V južni Sloveniji sta najpogostnejši školjčni vrsti Cochlearites loppianus (Tau- sch) in Lithiopedalion scutatus (Dubar). Vrsto Lithiotis problematica najdemo le na poredkih mestih. Vse tri vrste se odlikujejo po velikih, nenavadno oblikovanih in močno variabilnih lupinah. Najbrž se marsikdo vpraša, kakšen je bil način življenja teh školjk. Njihovi preseki se jasno razločijo v črnem podpeškem apnencu, ki je eden naših najlepših okrasnih kamnov (Buser, 1987b). V liasnih plasteh južne Slovenije najdemo tudi številne druge školjke (S. Bus er, 1965 a; I. Bus er, 1989). V pripravi je članek s sistematskimi opisi posameznih vrst, ki bo izšel v naslednji številki Geologije (Debeljak & Buser). Tokrat pa so obde- lana pomembna nahajališča v južni Sloveniji, s pomočjo katerih lahko sklepamo na paleoekološke razmere, ki so v spodnji juri vladale na Dinarski karbonatni platformi in za razmeroma kratek čas omogočile množično uspevanje značilne favne. Spodnjejurske školjke vsekakor zaslužijo našo pozornost. Zanimive so v biološkem in nič manj pomembne v stratigrafskem pogledu. Omogočajo pa nam tudi paleogeo- grafsko primerjavo z drugimi svetovnimi nahajališči. Dosedanje raziskave Leta 1890 je Tausch von Gloeckelsthurn objavil svoje delo o favni liasnih apnencev v Južnih Alpah. Zanimivo je, da je upodobil in opisal nekaj lepih primerkov megalodontid iz podpeškega kamnoloma pri Ljubljani. V svoji razpravi (1890, 28-29) je pravilno ugotovil, da pripadajo plasti s školjkami, ki izdanjajo južno od Ljubljane, juri in ne triasu, kakor so domnevali pred njim. V letih 1959-65 je S. Buser geološko kartiral ozemlje južne Slovenije od italijan- sko-slovenske meje na zahodu prek Trnovskega gozda, Hrušice, Nanosa, Logaške in Bloške planote z Javorniki, Krimsko-Mokrškega hribovja in Dolenjske do Suhe kraji- ne na vzhodu. Pri tem je razčlenil jurske plasti in nabral bogat fosilni material (Bu- ser, 1965a,b). Prvi je pri nas določil vrsti Lithiotis problematica in Cochlearites loppianus. Ugotovil je, da večina primerkov v južni Sloveniji pripada novemu rodu školjk z večveznim ligamentom. V svoji doktorski disertaciji ga je poimenoval Lithio- pedalion. Skupaj z rodovoma Lithiotis in Cochlearites ga je uvrstil v družino Lithiotidae. Tako se je pri nas za te značilne školjke uveljavilo ime litiotide, čeprav jih danes uvrščamo v različne družine. Bus er je svoje delo predstavil na 42. letnem srečanju Paleontološkega društva v Gradcu leta 1972. Po dolgoletnem sodelovanju pa ga je z objavo prehitela italijanska paleontologinja Accorsi Benini (1979) in opisala svoj rod Lithioper- na, čeprav se je ime Lithiopedalion že uporabljalo v tuji strokovni literaturi (Bo- sellini, 1972). 50 Stanko Buser & Irena Debeljak Nahajališča spodnjejurskih školjk drugod po svetu Plitvomorske spodnjejurske plasti s školjkami so marsikje litološko podobno razvite kot v Sloveniji. Navzgor in navzdol navadno niso ostro omejene. Poleg bolj ali manj temno sivega mikritnega in biosparitnega apnenca in včasih dolomita so pogostne tudi lapornate plasti in pole ter kompleksi oolitnega apnenca. Najbolj značilen favnistični element plitvomorskih spodnjejurskih plasti je vrsta Lithiotis problematica. Po njej so dobile ime plasti in facies, v katerem se pojavlja (npr. Lithiotis-KaXke, Lithiotis facies), čeprav so druge velike, debelolupinske školjke v teh plasteh ponavadi pogostnejše (Berti Cavicchi et al., 1971). Najbolj znamenita in najbolje raziskana so nahajališča v Južnih Alpah severne Italije (province Verona, Trento in Vicenza). Nastopajo v zgornjem delu sivih liasnih apnencev, imenovanih »Calcari grigi« (Böhm, 1884; Tausch von Gloeckelsthurn, 1890; Bosellini & Broglio Loriga, 1971; Bosellini, 1972). Spodnjejurske plasti z značilnimi školjkami se prek južne Slovenije nadaljujejo tudi v sosednjo Hrvaško: Veliko Kapelo in Velebit (Grubič, 1961), Hercegovino (Katzer, 1904) ter Dalmacijo (Schubert, 1906). Našli so jih tudi pri Plitvicah. Najlepše ohranjeni primerki vrste Lithiotis problematica in Cochlearites loppianus pa so iz nahajališča Kopilje v Črni gori. Podatki o tem najdišču žal še niso bili objavljeni. Podobni spodnjejurski razvoji z značilnimi školjkami so v južni Španiji (Turnšek et aL, 1975; Geyer, 1977), južnih in centralnih Apeninih (De Castro, 1962) in Maroku (Dubar, 1948; Agard & Du Dresnay, 1965; Lee, 1983). Krumbeck (1923) je temeljito obdelal favno na otoku Timor v Indoneziji. Broglio Loriga in Neri (1976), Geyer (1977) ter Nauss in Smith (1988) so zbrali podatke o nahajališčih v zahodni Franciji (dept. Sarthe), Švici (Graubünden), Tuniziji, Alžiriji, Albaniji, Grčiji, Turčiji, Somaliji (Mogadiš), Omanu, južnem Iranu, Iraku in na Himalaji. Von Hillebrandt (1981) poroča o rodu Lithiotis iz severnega Čila in Peruja. V Severni Ameriki pa se ta rod poleg drugih školjk pojavlja v Kaliforniji, Nevadi ter vzhodnem in centralnem Oregonu (Nauss & Smith, 1988). Lupher in Packard (1930) sta rod Lithiotis iz Oregona prvič opisala pod rodovnim imenom Plicatostylus. Kasneje se je izkazalo, da gre za isti rod (Buser, 1965a). Takšna razprostranjenost najdišč po svetu priča, da so v spodnji juri na zahod- nem in južnem obrobju Tetide in vzhodnega Pacifika obstajala obsežna, med seboj povezana plitvomorska področja. Tu so na karbonatnih platformah, v tropskem pasu ali pod vplivom toplih oceanskih tokov vladale zelo podobne paleoekološke razmere. Paleogeografska rekonstrukcija naštetih nahajališč je na sliki 1. Domnevamo lahko, da je že v pliensbachiju obstajal neki plitvomorski pas, ki je prek današnje Centralne Amerike povezoval Tetido in prednika današnjega Pacifika. Imenujemo ga Hispanijski koridor (Smith, 1983; Smith & Tipper, 1986). Omogočil je migracijo favne in flore med obema oceanoma. Na vseh naštetih področjih so pogostne velike, debelolupinske školjke. Skoraj povsod je najznačilnejša vrsta Lithiotis problematica (si. 1). Po mnenju nekaterih avtorjev so školjke množično poseljevale morsko dno v obliki podmorskih trat oziroma biostrom, drugi pa poročajo o pravih grebenih oziroma biohermah (Agard & Du Dresnay, 1965; Bosellini, 1972; Göhner, 1980; Nauss & Smith, 1988). V večini naštetih nahajališčih so poleg školjk prisotne korale, veliki polži, brahiopodi in krinoidi. Tudi mikrofavna je zelo podobna. Med foraminiferami je najznačilnejša vrsta Orbitopsella praecursor (Gümbel). Ponekod najdemo tudi ostanke kopenskih rastlin. Najdbe amonitov so v plitvomorskih spodnjejurskih plasteh zelo redke in naključne. Spodnjejurske plasti s školjkami v južni Sloveniji 51 Ponekod jih vsebujejo višje- oziroma nižjeležeče plasti. Z njihovo pomočjo plasti z'omenjeno fosilno združbo {Lithiotis facies) uvrščajo v pliensbachij (večinoma v njegov zgornji del: domerij) in ponekod (npr. v Južni Ameriki) tudi v spodnji del toarcija. Nahajališča spodnjejurskih školjk v Sloveniji Spodnjejurske školjke se pri nas množično pojavljajo v »litiotidnem horizontu« južne Slovenije. Tako gaje leta 1965 poimenoval Buser (1965a) po izredno značilnih školjkah, ki jih je takrat zaradi očitnih podobnosti pripisal isti družini: Lithiotidae. Njihovi dolgi, ozki preseki dajejo kamninam na terenu zelo razpoznaven značaj. Vrsta Lithiotis problematica je najbolj znana, vendar precej redka. Veliko pogostnejši sta vrsti Li- thiopedalion scutatus in Coclearites loppianus. Omenjene tri vrste danes prištevamo v različne družine, zato bi morali ime litiotide opustiti. Izraze kot so »litiotidni hori- zont« aU »litiotidni apnenec« pa lahko uporabljamo predvsem v smislu faciesa. Po- leg naštetih školjčnih vrst najdemo tudi rodove Pachyrisma, Gervilleiopema, Mytilus in Opisoma. Glede na terenske podatke in s pomočjo primerjave s podobnimi nahajališči v severni Italiji je Buser (1965a, 44-46) plasti z značilnimi školjkami uvrstil v zgornji del sre- dnjega liasa: domerij. Na Trnovskem gozdu značilne školjke izginejo 10-30 debe- linskih metrov pod plastmi, ki vsebujejo zgornjeliasne brahiopode in okoli 50-60 me- trov pod spodnjedoggerskimi plastmi, ki so bile dokazane z mikrofosili (Buser, 1979). Litiotidni horizont je v južni Sloveniji stalen in se skoraj ne izklinja. Debel je lahko manj kot pol metra, ponekod pa znaša celo 75 metrov. Največjo debelino doseže pri Podpeči, na Krimsko-Mokrškem hribovju in v dolini Krke. Tu so plasti apnenca značilno temno sive ali celo črne barve. Proti severu postane apnenec svetlejši, plasti s školjkami pa so vse tanjše; na Trnovskem gozdu in Banjški planoti se ponekod celo izklinjajo. Tudi proti jugu se litiotidni horizont močno stanjša in izklinja predvsem na mestih, kjer so pojavi črnega premoga, to je pri Loškem Potoku, na Blokah, pri Cerknici in Rakitnici. Na večjem delu Logaške planote, v Hrušici, na Bloški planoti, v Slivnici, na Mah in Veliki gori in na Kočevskem najdemo školjke v bituminoznem debelozrnatem dolomitu ah pa v redkih, tankih apnenčevih vložkih med dolomitom. (Buser, 1965a, 39-47; Savie & Dozet, 1985). Slika 2 kaže razprostranjenost spodnjejurskih plasti s školjkami. Posebej so označena nahajahšča, kjer školjke lahko izluščimo iz mehkejše lapornate osnove. Nekatera izmed nahajališč, ki jih je S. Buser našel pri geološkem kartiranju pred več kot tridesetimi leti, so žal uničena ah zaraščena. To velja predvsem za nekdanji kamnolom na desnem bregu Sušice zahodno od Dolenjskih Toplic in za nahajališče na Javorniku (vzhodni del Trnovskega gozda). Tudi useki cest na Krimsko-Mokrškem hribovju, jugozahodno od Loža, severno od Cerknice in pri Grčarevcu so skorajda povsem zaraščeni. Posamezne primerke še dobimo ob železniški progi med Preserjem in Ver- dom. Zelo številne školjke danes najdemo v kamnolomu v Podpeči, na vzhodnem pobočju Špika (severno od Cola na Trnovskem gozdu) in ob kraškem izviru Globočec (zaho- dno od Zagradca). Na novo je odkrito najdišče na vzhodnem pobočju hriba Stražišče vzhodno od Gorenjega Jezera pri Cerknici. Vrsto Lithiotis problematica, ki je sicer najredkejša, najdemo vzhodno od vasi Zafara pri Žužemberku. V nadaljevanju so podrobneje opisana nahajahšča Špik na Trnovskem gozdu, kam- nolom v Podpeči, Globočec pri Zagradcu, Grčarevec južno od Logatca, Stražišče pri 52 Stanko Buser & Irena Debeljak Gorer\jem Jezeru, Ravne pri Borovcu na Kočevskem in Travna gora. Ta nahajališča so razporejena po obravnavanem območju tako, da zastopajo nekdanja različna okolja. Poleg tega je bilo tam možno posneti geološke profile (si. 3). Špik na Trnovskem gozdu Špik je okoli 950 metrov visok vrh na Trnovskem gozdu, ki leži približno 2 km severno od Cola. Lepo odkrite zgornjetriasne in liasne plasti položno vpadajo proti jugu. Zgor- njetriasni dolomit z značilnimi stromatoliti postopoma prehaja v spodnjeliasni masiv- ni, debelozrnati dolomit svetlo sive barve, kije debel približno lOOm. Navzgor sledi približno 30m svetlo sivega do belega mikritnega apnenca, ki vsebuje v zgornjem delu do 3m debele vložke debelozrnatega dolomita. Plasti spodnjeliasnega apnenca sesta- vljajo strme skalne stopnje v gozdnem pobočju. Na približno 900 metrih višine znaša njihov vpad 180/45. Litološko mejo s srednjeliasnimi plastmi postavlja Buser (1978) tam, kjer se pojavi rjavkasti oolitni apnenec. Tega je tu približo 30 metrov. Nekaj metrov pod vrhom Špika je približno 70 cm debela plast sivo rjavega lapor- natega apnenca, ki je poln različnih školjk. Prevladuje vrsta Lithiopedalion scuta- tus. Njene lupine so dolge do 40cm in močno prekristaljene. Pridružujejo se ji Ger- villeiopema buchi (Zigno), G. taramellii (Böhm), Mytilus lepsii Tausch in M. mirabilis Lepsius. Zelo veliko je tudi srednje velikih megalodontidnih školjk, ki pri- padajo novemu rodu in vrsti. Različne vrste školjk so bile verjetno nanesene skupaj šele po odmrtju. Njihove lupine so precej dobro ohranjene, kar kaže na to, da tran- sport ni bil dolg. V apnencu je poleg školjk vse polno drobnih odlomkov različnih fosilov. Ta plast, iz katere lahko luščimo školjke, se vleče po vzhodnem pobočju Špika pri- bližno 200 metrov daleč. Nad plastjo s školjkami je približno 5 metrov svetlega oolitnega apnenca s šte- vilnimi odlomki krinoidov, iglicami morskih ježkov, briozoji in posameznimi korala- mi. Višje v profilu je približno en meter debela plast svetlo sivega mikritnega apnenca s številnimi, vendar ne kamnotvornimi školjkami vrste L. scutatus. Nekatere lupine leže pravokotno na plastnatost, kar kaže, da so školjke po odmrtju ostale v življenjskem položaju. Nad to plastjo sledi še meter mikritnega apnenca brez školjk (si. 3). Območje Trnovskega gozda je v srednjem liasu pripadalo severnemu, distalnemu robu Dinarske karbonatne platforme. Ta del je bil na udaru valov in tokov, ki so prihajali iz severno ležečega globokega morja Slovenskega bazena. Okolje s povečano vodno energijo školjkam ni najbolj ustrezalo. Na Špiku jih zato najdemo le v dveh, razme- roma tankih plasteh. Kaže, da so naštete vrste še najbolje prenašale razburkano okolje. Podpeč Podpeč leži na južnem obrobju Ljubljanskega barja. V velikem kamnolomu so lepo odkrite spodnjejurske plasti podpeškega apnenca, ki so jih že Rimljani izkoriščah za gradnjo nekdanje Emone. Od srednjega veka naprej so iz tega kamnoloma pridobili velike količine gradbenega in okrasnega kamna. Zdaj že več kot trideset let apnenca ne lomijo več. Podpeški »marmor« po vsej Sloveniji krasi različne stavbe in spome- nike. Najlepše je zaživel v stvaritvah arhitekta Jožeta Plečnika (Prelovšek, 1987). Vsakdo, ki obišče Narodno in univerzitetno knjižnico v Ljubljani, opazi v njeni avH čudoviti črni kamen z dolgimi, belimi preseki školjk (si. 4). V Ljubljani si ga lahko Spodnjejurske plasti s školjkami v južni Sloveniji 53 ogledamo tudi v starem Nebotičniku, v nekdanji Trgovinski zbornici, na stopnišču Monta- nistike, v zgradbi Slovenskega parlamenta, na Magistratu in še marsikje. Plasti srednjeliasnega apnenca skoraj navpično vpadajo proti jugu (180/80). De- bele so od 10 cm do 2 metra. Lepo so odkrite na vzhodni in zahodni strani kamnolo- ma (si. 5, 6). Vmesni odkopani del priča, kako velike količine kamna so tu pridobili. Apnenec v kamnolomu prečka več prelomov. Ob njih so posamezne grude drsele ena ob drugi, tako da so nastale velike zglajene prelomne ploskve z navpičnimi razami. Med diagenezo so v apnencu nastah številni stilohtni šivi. Med plastmi apnenca so zelo pogostne lapornate prevleke in plasti. V spodnjem delu profila so le-te debele tudi do 15 centimetrov. Najlepše jih vidimo v zahodnem delu kamnoloma, kjer je svež odkop za novo halo. Površina apnenca pod polami la- porja je pogosto gomoljasto razjedena (si. 7). Nad to nepravilno površino je nekaj milimetrov debela, vijohčasto rdeča skorja, sledi pa rumeno rjav ah rdečkast lapor. Rentgenska anahza je pokazala, da vsebuje vijohčna skorja naslednje minerale: mu- skovit, illit, kalcit, hematit in anataz oziroma brookit. Mineraloška sestava po mnenju M. Mišiča (ustno sporočilo) kaže na preperevanje in situ. Verjetno je bil apnenec večkrat dvignjen nad morsko gladino in potem zopet spuščen. Ob preperevanju apnenca na kopnem so nastale rdeče kraške gline oziroma terra rossa, ki je bila kasneje spremenjena v omenjene rjave in rdeče laporje. Takšne oscilacije lahko opazimo le v spodnjem delu profila. M. Mišič je v laporju določil naslednje minerale: muskovit, illit, kalcit in goe- thit. Analiza na pelod, ki jo je opravil M. Jelen, ni dala pozitivnih rezultatov (ustno sporočilo). Profil (si. 3) je bil posnet na vzhodni strani kamnoloma. Litiotidni horizont je v podpeškem kamnolomu odkrit v vsej debelini, ki znaša kar 75 metrov. V njem so plasti s školjkami razmeroma tanke (0,1-1,5m), vmesne prekinitve brez školjk pa velike. V profilu lahko naštejemo več kot petnajst med seboj ločenih školjčnih lumakel. Njihova skupna debelina je približno 12 metrov. Veliko število razmeroma tankih lumakel kaže na to, da je bila rast školjk velikokrat motena ah celo prekinjena. Školjke v podpeš- kem kamnolomu najdemo v črnem mikritnem apnencu in v spodnjem delu profila tudi v lapornatih plasteh. Školjčnim lumakelam najpogosteje sledi sparitni apnenec z ooidi, drobnimi zaobljenimi odlomki razhčnih lupinic (bioklasti) in intraklasti. To- kovi in valovi, ki so v laguno nanašali različen drobir in spirali karbonatno blato, so najbrž motili rast školjk. Školjke so v času neugodruh pogojev preživele nekje v soseščini in se v ugodnejših razmerah spet nasehle na prejšnjih mestih. V zgornji polovici profila je precej več mikritnega apnenca kot v spodnji. Okolje je bilo takrat mirnejše, zato so lumakele debelejše in številčnejše. Med školjkami je daleč najpogostnejša vrsta Lithiopedalion scutatus (Dubar), ki se tudi prva pojavi. V spodnjem delu profila lahko iz lapornatih plasti izluščimo lepe primerke. Ponekod so lupine nagnetene ena ob drugi kot črepinje z zelo malo veziva (si. 8). Po presekih v apnencu sodeč, so nekateri primerki dosegh velikost kar 3/4 metra. V drugi polovici profila, ki kaže na mirnejše sedimentacijsko. okolje, je pogostna tudi vrsta Cochlearites loppianus. Tu je školjke nemogoče izluščiti iz kamnine, zato prisotnost te vrste dokazujejo le preseki v apnencu. Vrsta Lithiotis proble- matica je v Podpeči zelo redka; njene značilne preseke (si. 9, 10) najdemo le v dveh ah treh plasteh v zgornjem delu profila. Preseki omenjenih školjk se v kamnolomu, na terenu zelo slabo razločijo, ker je plasti prekrila patina ah pa je površina tektonizirana. Na srečo lahko orientiranost školjčnih lupin opazujemo na zglajenih ploščah okrasnega podpeškega apnenca. Večinoma lepo ohranjene lupine leže vzporedno s plastnatostjo. V takšnih lumakelah ponavadi 54__Stanko Buser & Irena Debeljak prevladuje le ena vrsta. V primerih, ko so školjke razhčnih vrst nepravilno »razmeta- ne« v apnencu, so lupine večkrat poškodovane (si. 10). Lupine so bile velikokrat razlom- Ijene in deloma raztopljene tudi med diagenezo. Poleg rodov Lithiopedalion, Cochlearites in Lithiotis nastopajo v Podpeči tudi naslednje školjčne vrste: Gervilleiopema buchi, G. taramellii, G. timorensis Krumbeck, Opisoma cf. excavatum Böhm, O. cf. menchikoffi Dubar in Pachyrisma {Pachy- megalodon) chamaeforme (Schlotheim). Zanimiva je tudi približno 40cm debela plast lapornatega apnenca z drobnimi školjkami, ki verjetno pripadajo rodu Astarte. Ta plast je tik ob skladišču za razstrelivo. Na slikah je označeno, kje so bile najdene različne školjke. Od naštetih vrst so prav vse kamnotvorne, samo primerke rodu Opisoma najdemo posamično (si. 11), in sicer v biosparitnem apnencu, polnem organskega detritusa, ki so ga sferično obraščale modrozelene cepljivke. Zanimivo je, da v lumakelah z drugimi rodovi školjk ni onkoidov, čeprav so sicer v profilu zelo pogostni. Očitno je, da modrozelene cepljivke v družbi s školjkami niso mogle uspevati. Buser (1965a) je iz podpeškega kamnoloma opisal dve vrsti brahiopodov: Tere- bratula rotzoana Schauroth in T. renieri Catullo. Polži so precej številni, vendar jih je iz trdne kamnine nemogoče izluščiti. V zbruskih najdemo številne drobne hišice, v okrasnem podpeškem apnencu pa so preseki polžev veliki tudi do 10 cm (si. 12). Korale so precej redke. Posamezni primerki so se pritrjali tudi na lupine megalodon- tidnih školjk. Zanimivo je, da je v bližini, v Gornji Brezovici pri Preserju v litiotid- nem horizontu razvit tudi manjši koralni greben (patch reef). Dolg je 35 metrov, širok nekaj metrov in debel 5 metrov. Lateralno prehaja v temno sivi oolitni apnenec. Za srednji lias je poleg školjk najznačilnejša velika foraminifera Orbitopsella pra- ecursor (si. 13). V podpeškem apnencu je v nekaterih plasteh kamnotvorna. Mikro- foraminifere so prisotne skorajda v vseh plasteh, zato na shematskem profilu (si. 3) niso posebej označene. Najštevilnejše so v pelbiomikritnem apnencu (si. 14). L. Šri- bar (rokopisno poročilo) je določila naslednje družine foraminifer: Ammodiscidae (Glo- mospira sp.), Lituolidae (rodovi Lituosepta, Orbitopsella, Haurania, Pseudocyclam- mina), Verneuilinidae, Textularidae in Nubeculariidae {Opthalmidium sp.). Prisotne so tudi dazikladaceje Thaumatoporella parvovesiculifera (Raineri) in Palaeodasycla- dus mediterraneus (Pia), kodiaceje in problematični fosil Aeolissacus sp. Mikrofo- sile iz Podpeči je določala tudi R. Radoičić (rokopisno poročilo). V višjih delih profi- la je R. Radoičić določila tudi vrsto Labyrinthina recoarensis. Po njenem mnenju pripada nekaj najnižjih plasti v kamnolomu zgornjemu delu spodnjega liasa. V najvišjem delu profila, ki je tektonsko precej prizadet, pa bi lahko pričakovali mejo med sred- njim in zgornjim liasom. Najpogostnejša bentoška foraminifera je Glomospira. Zelo številna je v celem profilu, tudi tam, kjer ni drugih mikrofosilov. Čeprav so zgoraj omenjene apnenčeve alge v podpeškem kamnolomu precej pogostne, jih v školjčnih lumakelah nismo zasledili. Nasploh je biodiverziteta v plasteh, kjer so bili ugotovljeni rodovi Lithiopedalion, Cochlearites, Gervilleiopema in Lithiotis, zelo nizka. Značilne školjke v zgornjem delu profila dokončno izginejo nenadoma, brez po- stopnega prehoda. Po litologiji sodeč, se sedimentacija pri tem ni bistveno spreme- nila. Preučiti pa bi bilo treba, če je nastala kaka sprememba v združbi foraminifer. Spodnjejurske plasti s školjkami v južni Sloveniji 55 Globočec pri Zagradcu Globočec je velik kraški izvir jugozahodno od Zagradca. Na tem območju prehaja zgornjetriasni glavni dolomit s stromatohti v svetlo sivi, mikritni spodnjeliasni apne- nec. Ob izviru Globočec so lepo odkrite plasti temno sivega do črnega srednjeliasne- ga apnenca. Debele so od 10 do lOOcm in vpadajo proti jugozahodu (220/15). V gozdnem pobočju sestavljajo skalne stopnje, ki jim lateralno lahko sledimo na dolžini 50m. Tu je odkritih le vrhnjih 20 metrov htiotidnega horizonta, ki je sicer v dohni Krke debel okoli 50 metrov. V spodnjem delu profila (si. 3) pri Globočcu je več kot 5m temno sivega mikrit- nega apnenca s kamnotvornimi školjkami rodu Cochlearites. Vmes sta samo dve tanki prekinitvi z le posameznimi preseki lupin. Apnenec je v spodnjem delu ponekod la- pornat, zato je školjke mogoče luščiti iz kamnine. Nekateri primerki so tipični pred- stavniki vrste Cochlearites loppianus, drugi, ki smo jih našh kak meter višje, pa so precej večji in drugačne obhke. Pripadajo novi vrsti, po značilni strukturi lupine sodeč pa gre za isti rod. V tem delu profila so bih najdeni tudi posamezni primerki solitar- nih koral, ki so bile prirasle na debele lupine školjk. Višje sledi dva metra debel sparitru apnenec z intraklasti, posameznimi ooidi, odlomki lupin in krinoidov. To je edina večja prekinitev brez školjk. Nad tem je 7 metrov apnenca, ki je poln kamnotvornih školjk iz rodu Cochlearites. Preseki rodu Lithiopedalion so redki. V tem delu školjk ne moremo izluščiti iz trdne kamnine. Zatem školjke nena- doma, brez postopnega prehoda izginejo. V črnem mikritnem apnencu, v zadnjih 30 metrih odkritih plasti ne najdemo niti enega primerka več. Ћр apnenca v nahajališču Globočec priča o mirnem sedimentacijskem okolju. Rast školjk je bila skorajda nemotena. Njihove lupine so večinoma nepoškodovane in jih v nekaterih plasteh najdemo celo v navpični, to je življenjski legi. Večina pa se jih je po odmrtju prevrnila na morsko dno, tako da so preseki orientirani vzporedno s plastnatostjo. Zelo pogosto lahko opazimo tudi nekakšne zagozde, sestavljene iz šte- vilnih lupin. V tem primeru se je po odmrtju ah pa še za življenja več primerkov nagnilo skupaj, tako da se podpirajo v poševni legi. Grčarevec Naselje Grčarevec leži južno od Logatca. Približno 1 km proti severozahodu so lepo odkrite srednjeliasne plasti. Njihov vpad znaša 300/15. Prevladuje temno sivi debe- lozrnati dolomit s posameznimi školjčnimi lumakelami, ki so debele do 2 metra. V leči apnenca, ki leži med dolomitom, je pri zadnjih počitniških hišah, severo- zahodno od Grčarevca sveže odkopani usek. V treh ločenih plasteh, debelih približno 70 cm, se lepo vidijo preseki kamnotvornih školjk. Močno prevladuje vrsta Cochlea- rites loppianus (si. 15). Neprimerno manj je presekov, ki verjetno pripadajo rodu Lithiopedalion, v srednji plasti pa tudi rodovoma Gervilleiopema in Mytilus. Apnenec je mikriten in temno sive do črne barve. Nad apnencem sledi dolomit, ki v spodnjem delu še vsebuje značilne školjke, navzgor pa teh ni več. V ostrem ovinku stare ceste severno od Grčarevca je Buser (1978, 396) v litio- tidnem horizontu našel lepo ohranjene rastlinske ostanke. To nahajahšče je danes preraščeno. Ostanki kopenskih rastlin dokazujejo, da so na karbonatni platformi od časa do časa obstajah manjši kopni otoki. 56 Stanko Buser & Irena Debeljak Stražišče pri Gorenjem Jezeru Iz vasi Klance zavijemo v hrib Stražišče, ki se nahaja vzhodno od Gorenjega Je- zera pri Cerknici oziroma zahodno od Starega trga. Tu naletimo na enega najlepše odkritih profilov v litiotidnem horizontu. V več kot 20 metrih odkritega profila lahko naštejemo okoli 10 školjčnih lumakel, ki so debele okoli 0,5-1 metra in največ 2,5 metra. Prevladuje rod Cochlearites. Njegove značilno oblikovane lupine so ponekod lečasto razporejene, vmes pa se lumakela izklinja. V nekaterih plasteh so lupine tako številne, da vmes skorajda ni veziva. Praviloma nastopajo v temno sivem mikritnem apnencu. Zaradi lapornate primesi jih v nekate- rih delih lahko izluščimo iz kamnine. Vmesne plasti brez školjk v glavnem sestavljata oolitni in biosparitni apnenec. Školjke se v profilu nenadoma množično pojavijo in tudi izginejo nenadoma, brez postopnega prehoda. Nad litiotidnim horizontom sledi sparitni apnenec z ooidi in bio- klasti, ki kot erozijska krpa sestavlja vrhnji del hriba. Travna gora Dobra dva kilometra jugovzhodno od Travne gore lahko v gozdnem pobočju sle- dimo vsaj 20 metrov debelemu litiotidnemu horizontu, ki je v celoti razvit v dolomi- tu (si. 3). Školjke je mogoče izluščiti iz ene same, 20cm debele lapornate plasti v spodnjem delu profila. V dolomitu najdemo le tri prave školjčne lumakele, vmesne plasti pa vsebujejo tudi posamezne, bolj ali manj pogostne, močno prekristaljene lu- pine. Zanesljivo gre predvsem za rod Cochlearites. V spodnjem delu opazimo naj- prej do 30 cm velike preseke tega rodu, ki so podobni tistim v nahajališču Globočec in verjetno pripadajo novi vrsti. V najvišjem delu litiotidnega horizonta je lumakela s školjkami debela kar tri metre. V prvi polovici jo sestavljajo prekristaljene lupine, ki bi jih lahko pripisali rodovoma Cochlearites in Lithiopedalion, vendar so prime- rki precej manjši in drobnejši kot običajno (dolžina lupine 5cm, debelina do lem). V zgornji polovici omenjene lumakele pa spet prevladuje tipični predstavniki rodu Cochlearites. 40 metrov višje, nad dolomitom, sledi ooliten, temno sivi zgornjeliasni apnenec, ki se menjava s tankimi ploščami črnega mikritnega apnenca. Ravne pri Borovcu Srednjeliasne plasti v širši okolici Kočevja sestavlja predvsem debelozrnat, bitu- minozen dolomit (si. 2). To je območje, ki je nekdaj pripadalo južnim, najbolj zapr- tim delom lagune oziroma notranjega dela Dinarske karbonatne platforme. Najdišče Ravne pri Borovcu je najjužnejše nahajališčev Sloveniji. Na spodnjem delu severnega pobočja Borovske gore izdanja črni, bituminozni, drobno ploščasti apne- nec. Nad njim je 1,5 metra debela plast črnega mikritnega apnenca z razmeroma majh- nimi, približno lOcm dolgimi lupinami rodu Cochlearites. Višje sledijo plasti bitumi- noznega dolomita. V vrhnjem delu je 4 metre debela plast dolomita, ki je polna neobičajno drobnih primerkov rodu Cochlearites. Ta plast na pobočju izstopa kot strma skalna stopnja, ker je zaradi številnih školjčnih lupin mehansko bolj odporna. Spodnjejurske plasti s školjkami v južni Sloveniji 57 Življenjske razmere školjk v spodnji juri v južni Sloveniji V južni Sloveniji se je v spodnji juri razprostirala obsežna Dinarska karbonatna platforma. Ta plitvomorski prostor je proti severu mejil na globoko morje Slovenske- ga bazena (Buser, 1987a), proti jugu pa se je nadaljeval v današnjo Hrvaško. Rekon- strukcija nekdanjih razmer je na sliki 16. Zanimivo je, da najdemo školjke vrste Lithiotis problematica tudi v okolici Bo- vca (na hribu Poljanica in pri kraškem izviru Glijun), torej na ozemlju, ki zanesljivo pripada Julijski karbonatni platformi, ki se je razprostirala severno od Slovenskega bazena (si. 16). Skorajda nemogoče je, da bi plitvomorska favna migrirala z Dinar- ske karbonatne platforme na severnejšo Julijsko karbonatno platformo kar preko glo- bokomorskega korita Slovenskega bazena. Sklepamo, da se je Slovenski bazen na območju današnjega osrednjega dela doline Soče pri Trnovem, zahodno od Kobarida, izklinil. Ta globokomorski bazen se torej ni nadaljeval proti zahodu v Belunski bazen sever- ne Italije. Zaradi izklinitve Slovenskega bazena na omenjenem področju sta Dinarska in Julijska karbonatna platforma v hasu neposredno mejih ena na drugo. Poglejmo zdaj, kakšne razmere so nekoč vladale v južni Sloveniji na Dinarski karbonatni platformi (si. 17): Severno obrobje platforme je prestreglo največjo udarno moč valov in tokov, ki so prihajali z globljega morja Slovenskega bazena. O njihovi rušilni moči pričajo apnenčeve breče na Banjšicah in severnem Dolenjskem. Sicer pa na severnem delu nekdanje Dinarske karbonatne platforme (Trnovski gozd, Banjšice) prevladuje oolitni in kri- noidni apnenec svetle barve. Usedal se je v obsežnih plitvinah s toplo vodo, globoko le 1-3 metre. Iz globljih predelov Slovenskega bazena je sem prihajala bolj mrzla voda. Zaradi zvišanja temperature se je iz nje izločil del karbonatov in se odlagal окоП drobnih zrnc, ki so lebdela v nemirni vodi. V plitvinah so se kopičile vehke kohčine ooidov, drobnih hišic in odlomkov razhčnih organizmov, ki so jih zaoblili valovi. Ponekod se je nabralo toliko tega drobirja, da je dosegel vodno gladino. Nastajale so obsežne peščene sipine in plaže. Skupaj z majhnimi koralnimi in hidrozojskimi grebenčki (Trnovski gozd) so predstavljale prave pregrade pred globokim morjem na severu in zapirale južneje ležečo laguno. Ob plimi in neurjih je sveža morska voda prestopila pregrade in po širokih bibavičnih kanalih vdrla v laguno. Za njo so ostajale naplavine drobnega »oolitnega peska«. Tako tudi na področju nekdanje lagune najdemo precej temnega oolitnega apnenca. Pri- družuje se mu biosparitni apnenec. Večinoma pa prevladuje mikritni apnenec, ki je nastal iz lagunskega karbonatnega blata. V njem kar mrgoli drobnih hišic foraminifer, ki so včasih živele na morskem dnu (bentos). Na mestih stalnega dotoka sveže vode so uspevale tudi korale, krinoidi in zelene alge (dazikladaceje). Sicer pa so v laguni največ življenjskega prostora na blatnem morskem dnu zasedale prav školjke. Sesta- vljale so prave podmorske trate (biostrome) s posameznimi lečastimi odebehtvami. Ponekod so se naselih tudi polži in brahiopodi. Karbonatna sedimentacija je bila v tem, osrednjem predelu najhitrejša, zato tudi litiotidni horizont doseže tu največjo debelino. Proti jugu je bilo čedalje manj vpliva s severnega globokomorskega predela. Va- lovi in tokovi skorajda niso več dosegah tega področja. To so bih zaprti in mirni deh lagune. Veliko kisika je bilo porabljenega pri razpadanju organske snovi. Na dnu so tako zavladah redukcijski pogoji. Kamnine, ki so nastale v zaprti laguni, so močno bi- tuminozne in značilne temno sive do črne barve. Evaporacija in s tem tudi slanost vode sta bih tu največji. Poma voda v sedimentih je vsebovala veliko magnezija in 58 Stanko Buser & Irena Debeljak so zato le-ti med diagenezo najlažje zapadli dolomitizaciji. Sklepamo lahko, da so menjave sušnih obdobij s prevladujočo evaporacijo in deževnih obdobij z močnimi nalivi pre- cej vplivale na spremembe slanosti v zaprti laguni. V večjem delu lagune oziroma šelfnega morja je bila voda globoka le nekaj me- trov (subtidal). Zagotovo so obstajala tudi večja območja, ki so bila med oseko na suhem (intertidal); vendar so izsušitvene pore in stromatoliti v spodnjejurskih pla- steh izredno redki, po čemer se ločijo od zgornjetriasnih plitvomorskih plasti. Školjke rodu Mytilus (klapavice), ki so lahko tudi indikatorji za takšno okolje, pa so v južni Sloveniji precej pogostne. Pojavi premoga in ostanki kopenskih rastlin na redkih mestih (Bloke, Loški Po- tok, Grčarevec) dokazujejo, da so na platformi od časa do časa obstajaU manjši kop- ni otoki, ki so jih najbrž obrobljala močvirja. Kamnine in organizmi kažejo, da je bilo podnebje tropsko ali pa vsaj subtropsko. Paleogeografska razporeditev sedanjih ozemelj je bila v spodnji juri bistveno drugačna. Celotna »Jadranska plošča« se je nekdaj nahajala južneje, v nižjih geografskih širi- nah in tedanjem tropskem pasu (si. 1). Razporeditev vrst in način življenja školjk Kaže, da severni, najbolj izpostavljeni deli karbonatne platforme za rast školjk niso bili ugodni. Školjke so od časa od časa poselile tudi to področje, vendar je bila njihova rast vsakokrat kmalu prekinjena. Močni valovi so lahko njihove lupine odnašali ali poškodovali. Nemirno okolje so še najbolje prenašale megalodontidne školjke, pa tudi rodovi Lithiopedalion, Mytilus in Gervilleiopema. Predvsem megalodontidne školjke se v severozahodnem delu Trnovskega gozda pojavljajo celo tam, kjer vse druge školjčne vrste že izginejo. V bolj zatišnih delih šelfa, ki pa jih je vseeno dosegla sveža voda, bogata s ki- sikom in hranilnimi snovmi, so školjke uspevale najbolj množično. Razmere za njiho- vo rast so bile v tem delu najugodnejše, vendar tudi precej nestabilne. Številne, raz- meroma tanke, po vertikali ločene lumakele pričajo, da je bila rast školjk veUkokrat prekinjena. Prikamnina je praviloma mikritna; sedimentološka in paleontološka sUka med njimi ležečih plasti pa kaže, da je ob prekinitvah rasti školjk največkrat prišlo do povišane vodne energije. Takrat so se usedali sedimenti, iz katerih so nastali oo- litni, onkolitni in biosparitni apnenci. Občasno, morda ob večjih neurjih, so tokovi v laguno nanesli toliko materiala, da so školjke dobesedno zasuli z različnim drobirjem. Po drugi strani so lahko močni valovi izprali ves sediment, ki je obdajal velike lupine najbolj značilnih školjčnih vrst in jim dajal oporo, ter jih razmetah po morskem dnu, kjer so propadle. Ob neugodnih razmerah so školjke preživele nekje drugje in se ob priUki spet naselile na prejšnjem mestu. Osnovo za prvo poselitev oziroma pritrditev juvenilnih školjk je lahko predstavljala trdna podlaga, različni detritus ali pa kar lu- pine odmrlih školjk. V osrednjem predelu lagune, ki je bil pod vplivom globokomor- skega bazena, je prevladoval rod Lithiopedalion, zelo pogostni pa so tudi primerki rodu Cochlearites. Bolj ali manj številčno so bile zastopane vse že prej naštete školjke, med njimi tudi rod Lithiotis. Podatki zaenkrat kažejo, da je mirno, blatno dno v južnejših, najbolj zaprtih de- lih lagune poseljeval predvsem rod Cochlearites. V srednjeliasnem dolomitu pogosto naletimo na preseke lupin, ki bi jih lahko pripisali rodovoma Lithiopedalion in Co- chlearites, vendar so neobičajno majhni. Velikost lupine doseže največ 10 cm in de- Spodnjejurske plasti s školjkami v južni Sloveniji 59 belino do lem, ponavadi pa še manj. Možno je, da so omenjene školjke rastle ob tako slabih pogojih (povečana slanost, zmanjšan dotok sveže vode), da so ostale majhne, lahko pa da gre za posebne vrste. Žal se takšnih primerkov nikjer ne da izluščiti iz dolomitne kamnine, pa tudi lupine so diagenetsko močno spremenjene. Predvideva- mo, da so bile razmere v najbolj zaprtih delih lagune za školjke v splošnem manj ugodne kakor v osrednjem delu, ki je bil pod stalnim, zmernim vplivom iz pelagiala. Po dru- gi strani pa je bilo okolje v najbolj zatišnih delih bolj stabilno, na kar kaže precejšnja debelina sicer redkih školjčnih lumakel (do 4 metre). Pri ugotavljanju razhčnih sedimentacijskih okolij na karbonatni platformi se mo- ramo zavedati, da se je težišče vplivov iz globokomorskega predela sčasoma spreminjalo. To je bilo najbolj izrazito na prehodu iz bazena v platformo. Na vseh področjih šelf- nega morja oziroma lagune pa so se vsaj deloma spreminjali vodna energija, nivo morske gladine in morsko dno, vključno s sedimenti, ki so se usedah na njem. Za vse naštete spodnjejurske školjke velja, da so sestavljale prave podmorske trate, tako da se je skupaj nagnetlo na stotine osebkov iste vrste. Večinoma so školjke živele v zelo plitvi vodi (intertidal-subtidal), saj so bhzu vodne gladine dosegle največ hra- nilnih snovi. Rod Gervilleiopema je živel podobno, kot še danes živi rod Isognomon. Na tr- dno podlago so se te školjke pritrjale s šopom lepljivih bisusovih vlaken. Enako velja za predstavnike rodu Mytilus. To je edini rod, ki je še danes razširjen v vseh plitvih morjih, razen na skrajnem severu. Značilno zanj je, da poseljuje območje plimovanja. Ob oseki lahko več ur preživi na suhem, tako da hermetično zapre lupini. Dobro prenaša tudi spremembe v slanosti vode. Najbolj mu ustreza brakična voda v priobalnem pasu (Cox, 1969, N5-N15). Megalodontidne školjke so živele z vrhom zasidrane v mehko morsko dno. Lupina in sklep sta bila zelo močna, okrogla obhka pa jim je omogočala, da so se ob močneših vaiovih in tokovih brez škode kotalile po morskem dnu. O načinu življenja najznačilnejših spodnjejurskih rodov Lithiotis, Cochlearites in Lithiopedalion je še veliko nejasnosti. Podobne školjke danes ne živijo več, pa tudi s kako fosilno skupino bi jih le težko primerjali. Njihova nenavadna obhka in vehka stopnja variabilnosti že sami po sebi zastavljata številna biološka vprašanja (več v: Debeljak & Buser, in prep.). Bile so docela prilagojene na blatno morsko dno, hitro sedimentacijo v okolju in sesilno življenje v gosti združbi istovrstnih primerkov. Glede na majhno velikost mehkega telesa so gradile izjemno velike lupine. Rastle so vse življenje, tako da je školjka ostajala nad nivojem obdajajočega sedimenta, in da si je v gosti družbi sosedov priborila dovolj sončne svetlobe. Takšna nenehna, enako- merna rast v višino je prava posebnost, saj se rast živaU običajno eksponentno zmanjšuje s starostjo. V plasteh, kjer so lupine po odmrtju ostale v življenjskem položaju, lahko opazujemo, kako so se posamezni primerki med seboj podpirah in se navzgor šopa- sto razraščah; podobno kot rastline. Pogostni so »kolenasto« upognjeni primerki, pri katerih se je lupina morda nevarno nagnila in potem spet popravila svoj položaj z navpično rastjo. Pri vsem tem ni čudno, da pri isti vrsti obhka močno variira. Zunanja podob- nost omenjenih treh rodov, ki sicer pripadajo razhčnim družinam, je rezultat konver- gence: prilagoditve na podobno, zelo specifično življenjsko okolje. Lupine rodov Li- thiotis, Cochlearites in Lithiopedalion so lahko merile kar 0,5 metra. Tako vehke školjke danes najdemo predvsem v ekvatorialnem pasu ah pa na območjih s toplimi tokovi, kjer je temperatura vode ves čas najmanj 23°C. Zaradi zmanjšane vsebnosti CO2 v vodi je tam olajšano izločanje kalcijevega karbonata oziroma gradnja skeleta. Značilno je, da je biodiverziteta v posameznih školjčnih lumakelah izredno nizka. Očitno se posamezne vrste školjk med seboj niso mešale. Prav tako med školjkami 60 Stanko Buser & Irena Debeljak skorajda ni drugih organizmov, ki bi se fosilno obranih. Deloma lahko to pripišemo selektivnemu vplivu specifičnega okolja (blatni substrat, hitra sedimentacija), ki je zahtevalo od organizmov posebno prilagojenost. Najbrž pa so tudi same školjke onemogočale svoje tekmece s hitrim razraščanjem in produkcijo velikih količin or- ganskega blata. V kalni vodi je bila fotosinteza praktično onemogočena, kar je iz tega prostora izključilo veliko organizmov, predvsem pa zelene alge in modrozelene ce- pljivke. Podobne razmere danes opažamo na vehkih ostrižiščih. Nekatere vrste ostrig lahko v eni uri prefiltrirajo 40 litrov vode. Pri tem so pravi akumulatorji sedimenta, bogatega z organsko snovjo, ki zaudarja in ob razpadanju povzroča redukcijske po- goje. Na vodni gladini se H2S oksidira v žvepleno kislino. Na vrhu sedimenta je kislo okolje, zato so lupine pogosto korodirane (Stenzel, 1971, N1000-N1003), kar lahko opazimo tudi na fosilnih ostankih. Rodovi Lithiotis, Cochlearites in Lithiopedalion so v južni Sloveniji ustvarjah podmorske trate ali biostrome. Pri nas ni dokazov za obstoj grebenskih tvorb. Manjše lečaste odebelitve sicer razmeroma tankih školjčnih lumakel bolj verjetno predstavljajo nasutine po krajšem transportu prenesenih lupin. Lumakele se lateralno ne izklinjajo; kvečjemu tanjšajo in debelijo. Mikritna prikamnina kaže med usedanjem sedimenta na nizko vodno energijo. Glede na svojo obliko so lupine razmeroma dobro ohranjene. Lupine izoliranih primerkov navadno niso erodirane. Biodiverziteta v lumakelah je nizka. Vse to kaže, da običajno ni prihajalo do daljšega transporta. Menimo, da so značilne školjke uspevale na velikih površinah in da so jih valovi po odmrtju najpogostneje le nekoliko premetali. Cvetoča doba značilnih spodnjejurskih školjk (rodovi Lithiotis, Cochlearites in Lithiopedalion) je trajala le окоИ 5-10 milijonov let; na področju južne Slovenije pa se niso obdržale niti tako dolgo. V vseh naših nahajaUščih ob koncu litiotidnega ho- rizonta, ki ga uvrščamo v domerij, školjke izginejo nenadoma, brez postopnega pojemanja. V zgornjem liasu je na področju Tetide prišlo do obsežnih tektonskih premikov. V severni Sloveniji, na nekdanji Julijski karbonatni platformi, je prišlo do kratke okopnitve, potem pa se je naglo pogreznila in razpadla (Buser, 1987a, 316). Vpliv teh dogajanj je gotovo segel tudi na Dinarsko karbonatno platformo. Na območju Stične, Šentvi- da, Radohove vasi, v okolici Trebnjega in Velikega Gabra ležijo malmske plasti trans- gresivno na srednjehasnih. Pri Loškem Potoku pa so iz zgornjega liasa pojavi premo- ga. Vse to kaže, da je po odložitvi srednjeliasnih plasti s školjkami prišlo do dvigovanja ozemlja. Tektonske spremembe so se dogajale tudi v sosednji Italiji. Na Trento kar- bonatni platformi leže nad plitvomorskimi plastmi s školjkami globokomorski apnen- ci tipa ammonitico rosso (Bosellini & Broglio Loriga, 1971). O vzrokih, ki so pripeljali do nenadnega izumrtja značilnih spodnjejurskih školjk, lahko samo ugibamo. Po vsej verjetnosti je šlo za splet razhčnih okoliščin. Vemo, da so bili to skrajno specializirani organizmi, ki se spremembi okolja niso mogU odzvati z novimi prilagoditvami. O nekdanjem življenju, ki nas vedno znova preseneča s svojo raznolikostjo, je ostal le zanimiv fosilni zapis. Zahvala Dr. Stevo Dozet, ki je geološko raziskal spodnjejurske plasti s školjkami na širšem območju Kočevja, je avtorjema članka na terenu predstavil nekaj nahajahšč. Ljudmi- la Šribar in dr. Rajka Radoičić sta določili mikrofavno v apnencu. Mag. Miha Mišič je opravil rentgenske analize laporjev iz Podpeči. Arian Debeljak je izdelal grafične dele prispevka. Vsem se avtorja najlepše zahvaljujeta. Lower Jurassic beds with bivalves in south Slovenia 61 References Accorsi Bennini, C. 1979: Lithiopema, un nuovo genere fra i grandi Lamellibranchi della facies a ''Lithiotis". Morfologia, tassonomia ed analisi morfofunzionale. - Boll. Soc. Pai. It., 18/2, 221-257, 6 pl., Modena. Accorsi Benini, C. & Broglio Loriga, C. 1977: Lithiotis Gümbel, 1871 e Cochle- arites Reis, 1903. Revisione morfologica e tassonomica. - Boll. Soc. Pai. It., 16/1, 15-60, 9 pl., Modena. Agard, J. & Du Dresnay, R. 1965: La région minérahsée du jbel Bou-Dahar, près de Beni-Tajjite (Haut-Atlas oriental). Étude géologique et métallogénique. - Not. Mém. Serv. Géol. Maroc, 181, 135-152, 8 pl., Rabat. Berti Cavicchi, A., Bosellini, A. & Broglio Loriga, C. 1971: Calcari a Lithi- otis problematica Gümbel o calcari a ''Lithiotis'''"^ - Mem. Geopaleont. Univ. Ferrara, 3, 41-53, 3 pl., Ferrara. Böhm, G. 1884: Beitrag zur Kenntnis der grauen Kalke in Venetien. - Z. dt. geol. Ges., 36, 737-782, 12 pl., Berlin. Bosellini, A. 1972: Paleoecologia dei calcari a "'Lithiotis" (Giurassico inferiore, Prealpi Venete). - Riv Ital. Paleont. Stratigr., 78/3, 441-464, pi. 49-56, Milano. Bosellini, A. & Broglio Loriga, C. 1971: 1 "Calcari grigi" di Rotzo (Giurassico Infe- riore, Altopiano d'Asiago). - Ann. Univ. Ferrara, n. s., IX, Se. Geol. Paleont., 5/1, 1-61, 4 pl., Ferrara. Broglio Loriga, C. & Neri, C. 1976: Aspetti paleobiologici e paleogeografici della facies a "Lithiotis" (Giurese inf.). - Riv Ital. Paleont. Stratigr., 82/4, 651-706, pi. 25-86, Milano. Buser, 1. 1989: Srednjeliasne školjke v Sloveniji in njihov način življenja. - Diplomska naloga. Manuscript, 57 pp., 16 pl. Naravoslovnotehniška fakulteta, Oddelek za geologijo, Aškerčeva 2, Ljubljana. Buser, S. 1965a; Stratigrafski razvoj jurskih skladov na južnem Primorskem, Notranjskem in zahodni Dolenjski. - Doktorska disertacija, 101 pp., 20 pl., 3 geol. karte. Naravoslovnotehniška fakulteta. Oddelek za geologijo, Aškerčeva 2, Ljubljana. Bus er, S. 1965b: Geološka zgradba južnega dela Ljubljanskega barja in njegovega obrobja. - Gelogija, 8, 34-57, Ljubljana. Buser, S. 1968: Razvoj jurskih skladov v slovenskih zunanjih Dinaridih. - Prvi kolokvij o geologiji Dinaridov, 1, 59-67, Ljubljana. Buser, S. 1972: Die Charakteristik und systematische Stellung der Lithiotiden. - Vortrag an 42 Jahresversammlung der Paläontologischen Gesellschaft in Graz, 14. September 1972. Manuscript, 9 pp. Arhiv Inštituta za geologijo, geotehniko in geofiziko, Dimičeva 14, Ljubljana. Buser, S. 1978: Razvoj jurskih plasti TVnovskega gozda, Hrušice in Logaške planote. - Rud.-metal. zb. 1978, 385-406, Ljubljana. Buser, S. 1979: Jurassic beds in Slovenia. - 16th European micropaleontological collo- quium Zagreb-Bled, 27-36, Ljubljana. Bus er, S. 1987a: Development of the Dinaric and the Julian carbonate platforms and the intermediate Slovenian basin (NW Yugoslavia). - Mem. Soc. Geol. lt., 40, 313- 320, Roma. Buser, S. 1987b: Naravni arhitektonsko-gradbeni kamni v Ljubljani. - Geol. zbornik, 8, 61-67, Ljubljana. Chinzei, K. 1982: Morphological and structural adaptions to soft substrates in the Ear- ly Jurassic monomyarians Lithiotis and Cochlearites. - Lethaia, 15, 179-197, Oslo. Cox, L. R. 1969: General features of Bivalvia. In: R. C. Moore (ed.), Treatise on Invert. Paleont. N, Mollusca 6, v 1. - Geol. Soc. Amer. & Univ Kansas Press, N2-N129, New York. Debeljak, 1. & Buser, S. (in prep.): Spodnjejurske školjke v Sloveniji in njihov način življenja. Lower Jurassic bivalves in Slovenia and their mode of living. De Castro, P. 1962: 11 Giura-Lias dei Monti Lattari e dei rilievi ad ovest della valle dell'Imo e della Piana di Montoro. - Boll. Soc. Nat. Napoli, 71, 21-55, 19 pl., Napoli. Dubar, G. 1948: La Faune domérienne du Djebel Bou Dahar près de Béni Tajjite. - Not. Mém. Serv. Géol. Maroc., 68, 1-250, 30 pl., Lille. Geyer, 0. F. 1977: Die "Lithiotis Kalke" im Bereich der unterjurassischen Tethys. - N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 153, 304-340, Stuttgart. Göhner, D. 1980: "Covel de l'Angiolono", ein mittelliassisches Lithiotis-Schiammhioherm auf der Hochebene von Lavarone (Provinz Trento, Norditalien). - N. Jb. Geol. Paläont. Abh. Monatsch., 10, 600-619, Stuttgart. Grubić, A. 1961: Novo o litiotidima. - III. kongres geologa FNRJ u Budvi 1959, 1, 193-199, Titograd. 62 Stanko Buser & Irena Debeljak Giimbel, C. W. 1874: Die sogenannten Nulliporen (Lithothamnium und Dactylopord) und ihre Betheiligung an der Zusammensetzung der Kalkgesteine. Anhang: Lithiotis problem- atica. - Abh. math.-phys. Cl. kgl. bayer. Akad. Wiss., 11/1, 48-51, 1 pl., München. Gümbel, C. W. 1890: Lithiotis problematica Gümb. eine Muschel. - Verh. k. k. geol. Re- ichsanstalt 1890, 64-67, 1 Abb., Wien. Katzer, F. 1904: Lithiotiden-Schichten in der Herzegovina. - Zentralblatt f. Min. etc., p. 327, Stuttgart. Krumbeck, L. 1923: Zur Kenntniss des Juras der Insel Timor, sowie des Aucellen Hor- izontes von Seran und Buru. I. - Paläont. Timor, 12, 1-120, 6 pl., Stuttgart. Lee, G. W. 1983: Bivalve mounds and reefs of the Central High Atlas, Marocco. - Palaeo- geogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol., 43, 153-168, Amsterdam. Lupher, R. L. & Packard, E. L. 1930: The jurassic and cretaceous Rudistids of Ore- gon. - Univ. Oregon Pubi., 1, 201-212, 6 pl., Portland. Nauss, A. L. & Smith, PL. 1988: Lithiotis (Bivalvia) bioherms in the Lower Jurra- sic of east-central Oregon, U.S.A.. - Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol., 65, 253-268, Amsterdam. Prelovšek, D. 1987: Arhitekt Jože Plečnik in kamen. - Geol. zbornik, 8, 111-114, Ljub- ljana. Reis, O. M. 1903: Über Lithiotiden. - Abh. Geol. Reichsanstalt, 17/6, 1-44, 7 pl., Wien. Savie, D. & Dozet, S. 1985: Osnovna geološka karta. Tumač za list Delnice. - Savezni geol. zavod, 66 pp., Beograd. Schubert, R. 1906: Lithiotidenschichten in Dalmatien. - Verh. k. k. geol. Reichsanstalt, 79-80, Wien. Smith, P. L. 1983: The Pliensbachian ammonite Dayiceras dayiceroides and Early Jurassic paleogeography. - Can. J. Earth Sci., 20, 86-91. Smith, P. L. & Tipper, H. W. 1986: Plate tectonics and paleobiogeography: Early Jurassic (Phensbachian) endemism and diversity. - Palaios, 1, 399-412, Tulsa. Stenzel, H. B. 1971: Oysters. In: R. C. Moore (ed.). Treatise on Invert. Paleont. N, Mol- lusca 6, V. 3. - Geol. Soc. Amer. & Univ. Kansas Press, N953-N1217, New York. Tausch von Gloeckelsthurn, L. 1890: Zur Kenntnis der Fauna der "Grauen Kalke" der Süd Alpen. - Abh. Geol. Reichsanstalt, 15/2, 1-42, 9 pl., Wien. Turnšek, D., Seyfried, H. & Geyer, O. F. 1975: Geologische und paläontologische Untersuchungen an einem Korallen-Vorkommen im subbetischen Unterjura von Murcia (Süd- Spanien). - Razpr. IV razr. SAZU, 18/5, 117-151, 25 pl., Ljubljana. Von Hillebrandt, A. 1981: Kontinentalverschiebung und die paläozoogeographischen Beziehungen des südamerikanischen Lias. - Geol. Rundsch., 70, 570-582, Stuttgart. GEOLOGIJA 37, 38, 63-140 (1994/95), Ljubljana Zobje fosilnih slonov iz osteološke zbirke Oddelka za geologijo Univerze v Ljubljani Fossil mammoth teeth from the osteological collection of the Department for Geology, University in Ljubljana Vida Pohar Katedra za geologijo in paleontologijo. Univerza v Ljubljani, Aškerčeva 2, 1000 Ljubljana, Slovenija ^ Helena Recek OŠ Riharda Jakopiča Derčeva 1, 1000 Ljubljana, Slovenija Kratka vsebina V sestavku so opisane morfološke in evolucijske značilnosti molarjev fosilnih slonov; le-te hrani Katedra za geologijo in paleontologijo Univerze v Ljubljani. Večina najdišč ni znanih. Glede na podobno stopnjo razvitosti zoba iz окоИсе Knina in molarjev, ki jih je obdelala Lenardičeva (1991a), domnevava, da je verjetno večina opisanih zob v osteološki zbirki Oddelka za geologijo tudi s hrvaškega ozemlja. Paleontološka obdelava je pokazala, da pripadajo fosilni molarji vrsti Mammuthus primigenius (Blumenbach) z različnih razvojnih stopenj. Abstract The present treatise deals with the morphological and evolutionary charac- teristics of fossil mammoths housed by the Chair for Geology and Palaentology at the University of Ljubljana. Notwithstanding the fact that most localities are regarded as unknown, we may presume - according to the degree of development similar to the one of the tooth found in the vicinity of Knin as well as the mo- lars treated by Lenardic (1991a) - that a major lot of teeth under examina- tion is most probably from the Croatian territory. The palaentologic examination of the teeth in question has established that they belong to the species Mam- muthus primigenius (Blumenbach) of different developing stages. Uvod Sloni, danes največji kopenski sesalci, so že zgodaj pritegnili človekovo pozornost. Poleg orjaške velikosti daje slonom posebno mesto med sesalci še njihov specializi- ran organ - rilec in nenavadno zobovje. Danes so sloni zastopani samo z dvema vr- stama, z afriškim Loxodonta africana (L.) in azijskim slonom Elephas maximus (L.), 64 Vida Pollar & Helena Recek nekdaj pa je bila družina slonov (Elephantidae) s številom vrst veliko bogatejša. Si- stematika slonov temelji v prvi vrsti na specifični zgradbi molarjev, neglede na dru- ge skeletne dele. Poleg tega se prav zobje v fosilnem stanju najbolje ohranijo. Mo- larji fosilruh slonov se razlikujejo tako po velikosti kot po obliki in zgradbi, zato predstavlja prav ugotavljanje morfoloških in evolucijskih karakteristik zob osnovo za določanje rodov in vrst. Torej ne bo odveč, če nameniva nekaj vrstic evoluciji slonov. Sloni spadajo v red trobčarjev. Kljub bogatim fosilnim ostankom njihov izvor še ni povsem znan. Najstarejši trobčar, to je rod Moeritherium, je znan iz srednjega eocena iz najdišča Fayum v Egiptu (Thenius, 1969). Meriteriji ne kažejo nobene podobno- sti z današnjimi sloni, razen močno povečanih incizivov. V oligocenu so poleg meri- terijev živeli paleomastodonti, ki so imeli incizive v zgornji in spodnji čeljustnici razvite v kratke okle, drugi zobje so bili v primerjavi z enakimi zobmi meriterijev delno re- ducirani. Oligocenski paleomastodonti so predniki miocenskih mastodontov, pri ka- terih se je redukcija zobovja nadaljevala. Okla v zgornji čeljustnici sta se povečevala, v spodnji pa skrajševala in sta pri geološko mlajših vrstah dokončno reducirala. Mo- larji so se povečevali na račun premolarjev, ki so vedno bolj krneli. Razvoj mastodontov je potekal v dveh smereh: v bunodontno in cigodontno. Glavna razlika med njima je v zgradbi molarjev. Molarje bunodontnih mastodontov sestavljajo grbine, ki so urejene v prečne grebene, med njimi pa so izoblikovane zaporne grbine. Pri cigodontnih molarjlh zaporne grbine največkrat manjkajo aU so slabo izoblikovane, zato so prečni grebeni izrazitejši. Iz mastodontov so se v eno smer razviU stegodonti, ki so kot filogenetsko stranska veja v mlajšem pleistocenu izumrli. V drugo smer so se iz mastodontov razviU sloni. Družina slonov (Elephantidae) je naprednejša družina trobčarjev. Samo pri slo- nih je prišlo do hipsodontije, to je do bistvenega povišanja zobne krone. Zobovje slo- nov kaže, v okviru zobovja trobčarjev, napredujočo redukcijo. Tako imajo sloni v zgornjih čeljustnicah po en okel in tri stalne molarje. Število zob v spodnjih čeljustnicah je podobno, manjkata le okla. Predhodniki stalnih molarjev so trije mlečni molarji. Pri večini sesalcev se stalni zobje izoblikujejo pod mlečnimi in jih izpodrivajo od spodaj navzgor. To je tako imenovana vertikalna zamenjava zob. Čeljustnica slonov je prekratka, da bi lahko naenkrat nosila vse tri molarje. Zato imajo sloni horizontalno zamenjavo zob. Molarji se zamenjujejo od zadaj naprej tako, da je v vsaki čeljustnici istočasno v funkciji le po en zob. Ko se ta obrabi, ga zamenja zadaj stoječi zob, ki pritiska na predhodnega in ga izriva (Guenther, 1955, 15). Molarji slonov so zgrajeni iz razhčnega števila lamel. Vsako lamelo sestavlja den- tinsko jedro, katerega obdaja plast sklenine. Sklenina je zelo trda in se zato le počasi obrablja, dentin je nekoliko mehkejši in bolj elastičen. Dentin in sklenina se nalaga- ta skoraj istočasno. Lamele nastajajo posamično od vrha krone proti koreninam. Z rastjo zoba v višino nastajajo vedno nove plasti, ki se širijo v smeri proti koreninam. Pri slonih so se namreč visoke krone razvile zato, da se ne bi prehitro obrabile. V prostorih med lamelami se nalaga cement, ki na koncu obda krono. Cementni ovoj pokrije krono takrat, ko je zob pripravljen za žvečenje. Med samo rastjo se zobje v čeljustnicah pomikajo naprej. Kostno tkivo se medtem obnavlja in v zadnjem delu čeljustnic nastaja vedno znova. Abrazija molarjev se začne na sprednjem delu zoba in se nadaljuje proti za- dnjemu koncu. Med žvečenjem se krona obrablja in s tem niža, vendar zob zaradi podaljševanja korenin kljub temu raste. Sloni so znani le iz kvartarja. Čeprav so fosilni ostanki pleistocenskih slonov najštevilnejši, je njihov filogenetski razvoj še vedno zelo nejasen. Raziskovalci so vr- stam pogosto spreminjali imena, spreminjali so celo pripadnost razUčnim rodovom. Zobje fosilnih slonov iz osteološke zbirke Oddelka za geologijo... 65 Večina raziskovalcev meni, da so v pleistocenu v Evropi obstajale štiri vrste slonov: južni slon Archidiskodon meridionalis (Nesti), po nekaterih avtorjih Mammuthus meridionalis, gozdni slon Palaeoloxodon antiquus (Falconer et Cautley), stepski slon Mammuthus trogontherii (Pohlig) in mamut Mammuthus primigenius (Blu- menbach). Po Guentherju (1954a, 38) predstavlja prav najstarejši slon, Archidiskodon meridionalis, osnovno obhko, iz katere so se razvile vse druge vrste. Molarji južnega slona so nizki in široko ovalni z maloštevilnimi in širokimi lame- lami. Vzorček na žvekalni ploskvi je širok in nepravilen. Predstavniki teh slonov so bih največji doslej znani kopenski sesalci, saj so merih v višino do 5m (Guenther, 1954a, 39). Najbolj znani rod iz poddružine Palaeoloxodontinae je Palaeoloxodon antiquus, ki je že v srednjem pleistocenu živel v Evropi. Rod Palaeoloxodon se je ločil od drugih slonov predvsem po rombično oblikovanem vzorčku na žvekalni ploskvi molarjev. Najpomembnejši pleistocenski sloni so Mammontinae. Sem sodita srednjepleisto- censka vrsta Mammuthus trogontherii in njegov potomec iz mlajšega pleistocena Mammuthus primigenius. Oba imata vzorček na žvekalni ploskvi vzporeden, ločita se le po številu in frekvenci lamel ter debelini sklenine. Stepski slon je živel istočasno z gozdnim slonom, vendar v drugačnem habitatu, v stepah z redkim drevjem. Pred- niki stepskega slona so živeli še v toplem podnebju. Pri vrsti Mammuthus trogon- therii pa so se že začeli pojavljati znaki prilagajanja na hladnejše podnebje. Zadnji predstavniki te vrste so bili v riškem glacialu sodobniki prvih primitivnih oblik ma- muta (Thenius, 1969). Nam najbližji in zato tudi najbolj znan izumrli slon je prav gotovo mamut, ki je bil v mlajšem pleistocenu dominantna vrsta v Srednji Evropi in je živel tudi pri nas. Na hladno klimo, ki je značilna za to obdobje, je bil dobro prilagojen. Imel je majhna ušesa in do tričetrt metra dolgo rjavo dlako. Zaradi spremenjenega podnebja (oto- plitve) je ob koncu pleistocena izumrl. Metodologija dela Meritve vseh zob so bile opravljene na Katedri za geologijo in paleontologijo Oddelka za geologijo NTF v Ljubljani. Glede na obliko, izračunane in izmerjene parametre molarjev določimo njihovo lego v čeljustnici in pripadnost vrsti. Oblika molarja je pomembna pri določanju lege zoba v čeljustnici. Molarji slonov so v longitudinalni smeri pogosto ukrivljeni. Zgor- nji so rahlo ukrivljeni navznoter, tako da je bukalna stran konveksna, palatinalna pa konkavna. Spodnji molarji so nasprotno ukrivljeni navzven. Pomemben kriterij za razločevanje zgornjih molarjev od spodnjih je obhka žvekalne površine. Le-ta je pri spodnjih molarjih konkavna, tako da ležita distalni in proksimalni del žvekalne površine višje kot sredina. Pri zgornjih molarjih je ravno obratno. Najpomembnejši parametri za določitev vrste so po Guentherju (1955, 21) dolžina, višina in širina molarja ter število in frekvenca lamel, debelina sklenine, dolžinsko lamelni kvocient (LLQ) in dolžinsko širinski kvocient (LWQ). Število lamel je podano z lamelno formulo. Lamele lahko štejemo od distalnega (sprednjega) konca proti proksimalnemu (zadnjemu). V tem primeru označimo lamele z arabskimi številkami. V kolikor manjka sprednji del zoba, zadnji pa je dobro ohranjen, štejemo lamele od zadaj naprej in jih označujemo z rimskimi številkami. Prva in za- 66 Vida Pollar & Helena Recek dnja lamela se imenujeta talon in ju pri štetju lamel ne upoštevamo. Nekateri avtorji pa talon prav tako upoštevajo in ga štejejo kot polovico lamele. Dolžino molarjev (D) merimo s kljunastim merilom, in sicer na sredini krone, pravokotno na potek lamel (si. 1). Če je zob na sprednjem ali zadnjem delu odlom- Ijen, postavimo pred izmerjeno vrednostjo ali za njo znak minus (-). Širino molarjev merimo na najširšem delu zobne krone vključno s cementom. Višino zob (V) predstavlja najdaljša še ne načeta lamela, merjena od žvekalne ploskve do baze krone (si. 1). Poleg izmere napišemo številko lamele, na kateri smo merili višino. Debelina sklenine je pomemben parameter, ker se je med evolucijo zmanjševala, kar je posledica povečevanja števila lamel. Ta količina je spremenljiva in variira celo SI. 1. Način meritve zoba fosilnega slona (prirejeno po Lenardičevi, 1991b) C cement; d dentin; s osrednji zavoj - sinus; Sk sklenina; D dolžina; Š širina; V višina; L lamele; FL frekvenca lamel; S sprednji del zoba Fig. 1. Measurement procedure of the fossil elephant tooth (adapted by Lenardic, 1991b) c Cement; d Dentine^ s Medial enamel loop - sinus; Sk Enamel; D Length; S Width; V Height; L Lamellae; FL Lamellar frequency; S Anterior part of the tooth Zobje fosilnih slonov iz osteološke zbirke Oddelka za geologijo... 67 na različni višini iste lamele. Z napredujočo obrabo postaja namreč sklenina debelejša (Guenther, 1954b, 18). Pri merjenju debeline sklenine je pomemben kot, ki ga la- mele oklepajo z žvekalno površino. Če je potek lamel na žvekalno površino približno pravokoten, je debelina sklenine na žvekalni površini manjša, kot če potekajo lamele poševno, ker pride v tem primeru do poševne obrabe. Zato moramo upoštevati povprečno vrednost vsaj petih merjenj (Lenardič, 1991b, 50-52). Faktor, ki se je v času evolucije povečeval, je tudi frekvenca lamel (FL). Ta kaže število lamel, vključno s cementnimi intervali, ki so na 10cm dolžine krone. Najbolje je vzeti srednjo vrednost štirih merjenj: v bližini vrha in baze krone na lingvalni in bukalni strani zoba (si. 1). Dolžinsko lamelni kvocient (LLQ) označuje razmerje med dolžino molarja in šte- vilom lamel. Talon štejemo za polovico lamele. Vrednost kvocienta LLQ kaže stopnjo razvoja slona, saj je pri mlajših vrstah vrednost kvocienta občutno nižja kot pri starejših. Dolžinsko širinski kvocient (LWQ) podaja obliko molarja na podlagi razmerja med dolžino in širino. Molarji vrste Mammuthus primigenius in vrste Archidiskodon meridionalis so v primerjavi z molarji vrste Mammuthus trogontherii in Palaeodoxodon anti- quus relativno široki (Guenther, 1954a, 39). Paleontološki del V tem poglavju podajava opise in izsledke meritev 6 molarjev, ki pripadajo vrsti Mammuthus primigenius na razhčnih razvojnih stopnjah. Order Proboscidea Illiger, 1811 Familia Elephantidae Gray, 1821 Subfamilia Elephantinae Gill, 1872 Genus Mammuthus Burnett, 1830 Mammuthus primigenius-trogontherii sensu Guenther Tab. 1, sl. la, lb 1954b Mammuthus trogontherii-primigenius. - Guenther, 17, tab. 2. 1981 Mammuthus primigenius-trogontherii. - Guenther, 29, tab. 3. Najdba: spodnji levi tretji molar (Мз, inv. št. H. 45). 68_Vida Pollar & Helena Recek Najdišče: neznano, verjetno Hrvaška. Opis: molar je umazano sive barve. Dentin in cement sta svetlo rjava, sklenina na žvekalni površini pa mlečno bela. Žvekalna ploskev je v podolžni in prečni smeri konkavna. Proksimalni in distalni del sta višja od sredine. Lingvalni rob je višji od bukalnega in ima konveksen potek. Ker je bukalni rob nižji, je žvekalna površina nagnjena na bukalno stran. Zobna krona je na lingvalni strani konveksna, na bukalni pa pred- vsem v proksimalnem delu konkavna. Vse opisane karakteristike so značilne za leve spodnje molarje. Žvekalna ploskev ima ovalno obliko z najširšim delom v sredini (5. in 6. lamela), proti distalnemu in proksimalnemu koncu se postopno oži. Žvekalna ploskev je stopničasta, ker so lamele nagnjene v proksimalno smer. Zob ima 17 lamel, a od prve je ohranjen le še bukalni del, na lingvalni strani pa je lamela zaradi obrabe že izgini- la. Na bukalni strani je opazen še dentinski otoček, obdan s sklenino, ki je verjetno ostanek še ene izginule oziroma obrabljene lamele (Tab. 1, si. la). Čepav sta se začela prvi in drugi element že združevati in sta ohranjena samo na bazi krone, je skoraj nemogoče, da bi izginila več kot ena lamela oziroma distalni talon. Sprednja, sicer odlomljena korenina (Tab. 1, si. Ib) nosi 3 lamele; ponavadi jih več kot 4 sploh ne nosi (Guenther, 1981, 33). Poleg tega zob ni tako močno obrabljen, da bi manjkalo več lamel. Od 17 lamel je 12 načetih, od tega jih ima 8 popoln vzorček. Prva je že močno obrabljena in le fragmentarno prisotna na bukalni strani. Tudi druga je močno obrabljena in blizu tretje, torej tik pred združitvijo. V proksimalnem delu tik pod žvekalno površino se lamele zbližujejo in tu znaša frekvenca lamel od 8 do 9. Na bazi krone pa so lamele tako razmaknjene, da je frekvenca na 10 cm komaj 4,5. Sklenina je močno nagubana in debela na mestih, kjer je prišlo do poševne obrabe. Večina parametrov (tabela 1) kaže na prehodno obliko, zato sva molar po Guen- therju (1981, 39) pripisali obliki Mammuthus primigenius-trogontherii oziroma mamutu z močno izraženimi trogonteroidnimi znaki. Tabela 1. Dimenzije spodnjega tretjega molarja (Мз) iz raznih najdišč (v mm) Table 1. Parameters for the lower third molars (Мз) from different localities (in mm) L dolžina; H višina; W širina; ET debeline sklenine; P število lamel; LF frekvenca lamel; LLQ dolžinsko lamelni kvocient; LWQ dolžinsko širinski kvocient L Length; H Height; W Width; ET Enamel thickness; P Number of lamellae, LF Lamellar frequency; LLQ Length-lamallae quotient; LWQ Length-breadth quotient Zobje fosilnih slonov iz osteološke zbirke Oddelka za geologijo... 69 Mammuthus primigenius-trogontherii sensu Guenther Tab. 1, sl. 2a, 2b Najdba: zgornji levi tretji molar (М^ inv. št. HK. 2465). Najdišče: okolica Knina. Opis: zob je svetlo rjave barve in le fragmentarno ohranjen. Ima 7 lamel in je zelo krhek. Potek lamel je dobro viden (Tab. 1, sl. 2a), ker manjka krovni cement. Najbolj so obrabljene ploskve dentina, cement med lamelami je zelo razpokan. Žvekalna ploskev je rahlo konveksna, torej gre za zgornji zob, glede na ukrivljenost zobne krone je to levi molar. Lamele so vzporedne, vse razen zadnje imajo popoln vzorček. Skle- nina je le rahlo nagubana. Možne meritve so podane v tabeli 2. Čeprav ima fragmentirani molar ohranjenih le 7 lamel, se da iz vrednosti delnega LLQ in delno iz debeline sklenine sklepati, da gre za tretji zgornji molar mamuta z jasno izraženimi trogonteroidnimi znaki aU po Guentherju (1954b, 1981) za obliko Mammuthus primigenius-trogontherii. Mammuthus primigenius-trogontherii sensu Guenther Tab. 2, sl. la, lb Najdba: zgornji levi tretji molar (М^, inv. št. H. 46). Najdišče: neznano, verjetno Hrvaška. Opis: molar je sive barve, na žvekalni površini sta dentin in cement svetlo rja- va, sklenina pa mlečno bela. Žvekalna ploskev je ovalna, nekoliko jo razširi le 3. la- mela. Na proksimalnem delu je lepo zaokrožena, v longitudinalni in v transverzalni smeri konveksna. Bukalni rob žvekalne površine ima konveksen, palatinalni pa konkavni potek. Nagnjenost žvekalne ploskve zoba navznoter je jasno vidna na robovih, torej Tabela 2. Dimenzije zgornjega tretjega molarja (М^) iz raznih najdišč (v mm) Table 2. Parameters for the upper third molar (M®) from different localities (in mm) L dolžina; H višina; W širina; ET debeline sklenine; P število lamel; LF frekvenca lamel; LLQ dolžinsko lamelni kvocient; LWQ dolžinsko širinski kvocient L Length; H Height; W Width; ET Enamel thickness; P Number of lamellae; LF Lamellar frequency; LLQ Length-lamellae quotient; LWQ Length-width quotient 70 Vida Pollar & Helena Recek gre za levi zgornji molar. Krona zoba je obdana z bolj ali manj debelo cementno pla- stjo, ki se proti bazi krone tanjša, tako da postane potek lamel vedno bolj viden. Krovni cement je na več mestih razpokan. Od 18 lamel jih ima molar načetih samo 9, od tega jih ima 5 nepopoln vzorček (Tab. 2, si. Ib). Prva lamela ima na distalnem koncu obrabljeno sklenino. Poleg tega je ta lamela precej širša od naslednje. Vse to kaže, da gre za združitev prvih dveh elementov. O tem nas prepriča tudi primerjava tega zoba s tretjim zgornjim desnim molarjem (H. 47b), kjer je to še jasneje vidno (Tab. 2, si. 3b). Na bukalni strani je na prvi lameh ohranjeni otoček dentina obdan s skle- nino, kar je verjetno ostanek distalnega talona. Da bi poleg distalnega talona izginila še kakšna lamela, je malo verjetno, ker zob še ni tako obrabljen. Ker so lamele na- gnjene v proksimalno smer (Tab. 2, si. la), je prišlo do poševne obrabe lamel in je žvekalna ploskev stopničasta (Tab. 2, si. Ib). Najbolj obrabljeni so cementni interva- И in ploskve dentina, sklenina je manj obrabljena, močno nagubana in zaradi poševne obrabe debela (Tab. 2, si. Ib). Zato debelina ni odločilna za determinacijo vrste, ra- zen na lamelah z nepopolnim vzorčkom, kjer ni prišlo do poševne obrabe. Izsledki meritev so podani v tabeU 2. Iz tabele 2 je razvidno, da se pri molarju z inv. št. H. 46 prepletajo karakteristike, značilne tako za mamuta kot stepskega slona, zato sva zob po Guentherju (1981, 29, tab. 3) pripisan vrsti Mammuthus primigenius z močno izraženimi trogonteroi- dnimi znaki, ki se po Guentherju (1981, 40) pojavljajo pri samcih iz najdišča Sal- zgitter-Lebenstedt. Mammuthus primigenius-trogontherii sensu Guenther Tab. 2, si. 3a, 3b Najdba: zgornji desni tretji molar (М^, inv. št. H. 47b). Najdišče: neznano, verjetno Hrvaška. Opis: molarje rumenkasto siv. Dentin in cement sta svetlo rjava, sklenina na žvekalni površini je mlečno bela. Žvekalna površina je v prečni in podolžni smeri konveksna, tako ležita distalni in proksimalni del zoba nižje kot sredina. Bukalni rob je precej nižji od palatinalnega in ima konveksen potek. Zob je torej zgornji desni molar. Žvekalna površina je ovalno obhkovana z nekoliko razširjenim distalnim delom. Najširši sta 2. in 3. lamela. Molar je obdan s cementno plastjo, ki manjka le na zgornjem delu pala- tinalne strani krone. Tu so lamele dobro vidne, vendar zaradi odstranjenega cemen- ta obrabljene tudi od strani. Lamele se od žvekalne površine navzdol najprej širijo in dosežejo maksimalno širino 3 do 4 cm pod žvekalno površino, potem se proti bazi spet ožijo. Nagnjene so v proksimalno smer. Sklenina je močno nagubana in zaradi poševne obrabe na videz debela. Molar ima vsega skupaj 19 lamel. Čeprav je prvi element že močno obrabljen in se je začel spajati z drugim elementom, je še dovolj jasno viden, da ga moremo imeti za distalni talon (Tab. 2, si. 3b). Da zaradi obrabe ni izginilo še več lamel, sklepamo iz majhne obrabljenosti zoba, saj je od 19 načetih le 9 lamel. Razen prvih treh imajo vse druge nepopoln vzorček. Krovni cement je na več mestih razpokan. Na distalni strani zoba je viden odtis spredaj stoječega molarja. Glede na vehko podobnost z molarjem inv. št. H. 46, pripada tudi ta molar obhki Mammuthus primigenius-trogontherii oziroma vrsti Mammuthus primigenius z izraženimi trogonteroidnimi znaki (Guenther, 1981, 40, tab. 3). V naslednji tabe- h (2) so podani izsledki možnih meritev. Zobje fosilnih slonov iz osteološke zbirke Oddelka za geologijo... 71 Mammuthus primigenius (Blumenbach, 1803) Tab. 1, sl. 3a, 3b Najdba: prvi levi zgornji molar (M\ inv. št. H. 47a). Najdišče: neznano, verjetno Hrvaška. Opis: molar je rumenkasto siv, na bukalni strani krone pod žvekalno površino rdečkasto rjav. Dentin je rjavo obarvan; enake barve je cement med lamelami, ob straneh zoba je svetlejši. Žvekalna površina je ovalne oblike, s tem da je distalni del neko- liko širši od proksimalnega. Le-ta je top in lepo zaokrožen. Zob je malo obrabljen, saj je žvekahia površina dolga le 50mm. Žvekalna ploskev je v longitudinalni in transverzalni smeri rahlo konveksna. Gre torej za zgornji molar. Palatinalni rob žvekalne površine je nižji od bukalnega, zato visi žvekalna površina na palatinalno stran. To je po Guen- therju (1954b, 15) značilno za leve molarje zgornje čeljustnice. Da gre res za levi zob, sklepamo tudi iz konveksno oblikovane bukalne strani zobne krone, medtem ko je palatinalna stran konkavna. Zobna krona je na vseh straneh prekrita z bolj ah manj debelo cementno plastjo, ki se stanjša proti bazi krone tako, daje potek posameznih lamel od žvekalne ploskve proti bazi čedalje bolj viden, najlepše v sredini zobne kro- ne (Tab. 1, sl. 3a). Molar ima vsega 13 lamel. Obrabljeni so prvi trije elementi, distalni talon in dve lameh, obe z nepopolnim vzorčkom. Da je zob res malo obrabljen, je razvidno tudi iz velike oddaljenosti žvekalne površine od baze krone. Zato ni verjetno, da bi kaka lamela manjkala. Najbolj sta obrabljena cement in dentin, najmanj sklenina. Izsledki meri- tev in indeksi so podani v tabeh 3. Po dolžinsko lamelnem kvocientu (LLQ), frekvenci lamel (FL) in debelini skle- nine (ET) pripada molar vrsti Mammuthus primigenius. Tabela 3. Dimenzije zgornjega prvega molarja (М^) vrste Mammuthus primigenius iz raznih najdišč (v mm) Table 3. Parameters for the upper first molar (M') of the Mammuthus primigenius from different localities (in mm) L dolžina; H višina, W širina; ET debeline sklenine; P število lamel; LF frekvenca lamel; LLQ dolžinsko lamelni kvocient; LWQ dolžinsko širinski kvocient L Length; H Height; IV Width; ET Enamel thickness; P Number of lamellae; LF Lamellar frequency; LLQ Length-lamellae quotient; LWQ Length-width quotient 72 Vida Pollar & Helena Recek Mammuthus primigenius (Blumenbach, 1803) Tab. 2, si. 2a, 2b Najdba: drugi desni zgornji molar (М^, inv. št. H. 2). Najdišče: terasa Donave (Džerdap). Opis: zob je sivkasto rjave barve. Sklenina je siva, cement in dentin sta rjava. Cement je za odtenek svetlejši od dentina. Žvekalna površina ima hruškasto obliko. Distalni del je precej širši od proksimalnega. Le-ta je lepo zaokrožen in top. Žvekal- na površina je dolga le 60mm in ravna, torej gre za zgornji molar. Oba robova, tako palatinalni kot bukalni, sta konveksna, vendar je bukalni nekoliko nižji, kar je značilnost desnih molarjev. Zobna krona je na bukalni strani izraziteje izbočena kot na palati- nalni in ni v celoti prekrita s cementno plastjo, zato je potek lamel dobro viden. Zaradi odstranjenega cementa so bile lamele nezaščitene in so se na vrhovih odlomile, npr. na palatinalni strani proksimalnega dela (Tab. 2, si. 2a). Tudi sklenina je ob straneh lamel odpadla. Na žvekalni površini so najbolj obrabljene ploskve dentina. Zob se je komaj začel obrabljati, saj je načetih le 6 lamel z nepopolnim vzorčkom. Relativna širina je velika, proksimalni talon je 10cm pod žvekalno ploskvijo. Glede na našteto je ve- rjetno, da predstavlja prva lamela distalni talon. Ta je močno obrabljen, in to na ne- navaden način (Tab. 2, si. 2b). Vzorček na žvekalni površini je še nepopoln, distalna stran pa je že skoraj v celoti obrabljena, predvsem sklenina. Krovni cement manjka na zobu zato, ker se je zob tesno dotikal spredaj stoječega molarja in se cement ni imel kam nalagati. Da gre za interakcijo dveh zob, je razvidno na naslednjih treh la- melah, ki so upognjene v proksimalno smer; zato so figure na žvekalni površini ne- pravilne. Videti je, da se je molar postavil v normalno lego šele, ko je izpadel pred njim stoječi zob. Šele takrat so se pričele lamele obrabljati in oblikovala se je žvekalna površina. Parametri v tabeli 4 kažejo, da pripada zob vrsti Mammuthus primigenius. Tabela 4. Dimenzije zgornjega drugega molarja (М^) vrste Mammuthus primigenius iz raznih najdišč (v mm) Table 4. Parameters for the upper second molar (М^) of the Mammuthus primigenius from different localities (in mm) L dolžina; H višina; W širina; ET debeline sklenine; P število lamel; LF frekvenca lamel; LLQ dolžinsko lamelni kvocient; LWQ dolžinsko širinski kvocient L Length; H Height, W Width; ET Enamel thickness; P Number of lamellae; LF Lamellar frequency; LLQ Length-lamellae quotient; LWQ Length-width quotient Zobje fosilnih slonov iz osteološke zbirke Oddelka za geologijo... 73 Sklep in starost najdb Paleontološka obdelava je pokazala, da pripadajo opisani zobje dvema oblikama fosilnih slonov, vrsti Mammuthus primigenius in obhki Mammuthus primigenius- trogontherii oziroma mamutu s trogonteroidno oblikovanimi zobmi (Guenther, 1954b, 1981). Pri determinaciji sva upoštevali navodila Guentherja (1954a, 1986), ki uporablja za ločevanje vrst fosilnih slonov naslednje parametre: dolžino, širino in višino molarja, debelino sklenine, število in frekvenco lamel ter dolžinsko lamelni (LLQ) in dolžin- sko širinski kvocient (LWQ). Glede na te kriterije pripadata molarja z inv. št. H. 47a (Tab. 1, sl. 3a, 3b) in inv. št. H. 2 (Tab. 2, sl. 2a, 2b) mamutu, torej vrsti Mammuthus primigenius. Molar z inv. št. H. 46 (Tab. 2, sl. la, lb) bi po frekvenci lamel 7-8,5 lako pripi- sali vrstama Mammuthus trogontherii ah Mammuthus primigenius. Število lamel v tem primeru ne more biti razhkovalni znak, saj dosegata tretja zgornja molarja (М^) obeh vrst število 17. Vrednost dolžinsko lamelnega kvocienta 13,4 je na meji, ki jo še dosega mamut in zelo blizu vrednostnim (13,5-15,5), ki so po Guentherju (1969) značilne za prehodne obhke med stepskim slonom in mamutom. Ker se karakteristike, značilne za obe vrsti, prepletajo, sva zob pripisah obliki Mammuthus primigenius- trogontherii sensu Guenther oziroma vrsti Mammuthus primigenius z izraženimi trogonteroidnimi znaki. Molar z inv. št. H. 47b (Tab. 2 sl. 3a, 3b) je po dolžini, širini in številu lamel podoben molarju z inv. št. H. 46, zato sva ga prav tako pripisah obhki Mammuthus primige- nius-trogontherii sensu Guenther. Molar z inv. št. H. 45 (Tab. 1, sl. la, lb) kaže od vseh opisanih molarjev najbolj trogonteroiden karakter (tabela 1). To se odraža v frekvenci lamel, ki ima sicer velik razpon, vendar frekvence 4 ni mogoče pripisati mamutu. Frekvenca je sicer tako nizka samo na bazi lamel, vendar tudi na žvekalni površini v distalnem delu ni večja od 6,5. Sporno je tudi število lamel. Če zaradi obrabe ni izginila več kot ena lamela, je 16 lamel na Мз premalo za mamuta. Vrednost LLQ (14,2) je med vrstama Mammuthus primigenius in Mammuthus trogontherii, čeprav bi se z nadaljnjo obrabo ta vred- nost še nekoliko povečala. Razmerje med LLQ in LWQ po Guentherju (1954b) prav tako ustreza intermediami obhki Mammuthus primigenius-trogontherii sensu Guenther. Fragmentiran molar z inv. št. H. 2465 (Tab. 1, sl. 2 a in 2b) ima ohranjenih le 7 lamel (tabela 2), vendar se da iz vrednosti delnega LLQ in predvsem iz debeline sklenine (1,4-2,2) sklepati, da gre prav tako za tretji molar obhke Mammuthus primigenius- trogontherii ali mamuta s trogonteroidnimi znaki. Za razločevanje vrst Mammuthus trogontherii in Mammuthus primigenius upoštevajo mnogi raziskovalci poleg že omenjenih kriterijev še druge, kot so npr. nagubanost sklenine in mediana razširitev lamel. Vendar so ti kriteriji precej subjek- tivni. Guenther (1945b, 1981) in nekateri raziskovalci priznavajo prehodne oblike {Mammuthus trogontherii-primigenius oziroma Mammuthus primigenius-trogon- therii) med stepskim slonom in mamutom, drugi pa ne (Rakovec, 1955). Številne dosedanje najdbe kažejo, da je bil prehod stepskega slona v mamuta dejansko zve- zen. Torej je možen obstoj oblike, ki jo je Guenther (1954a) poimenoval Mammu- thus trogontherii-primigenius. Glede na to, da je spolni dimorfizem pri slonih močno izražen, so molarji samcev pogosto večji od samičinih. Ker se število lamel pri tem ne poveča, imajo drugi in tretji stalni molarji samcev bolj trogonteoriden izgled. Zato 74 Vida Pollar & Helena Recek je morda bolj upravičeno, če zobe z inv. št. H. 45, H. 46, H. 47b in HK. 2465 prisodi- va vrsti Mammuthus primigenius z bolj ali manj poudarjenimi trogonteroidnimi znaki, torej obliki Mammuthus primigenius-trogontherii sensu Guenther 1981. To ni na- preden stepski slon, temveč primitiven mamut s poudarjenimi trogonteroidnimi znaki. Po Guentherju (1981, 46) je taka oblika živela v Srednji Evropi na koncu riškega in v začetku v^riirmskega glaciala. Ker najdišča opisanih molarjev niso znana, je njihova stratigrafska lega in geološka starost nedoločena. Toda glede na parametre sva mamutov molar z inv. št. H. 47a uvrstili v srednji Würm, molar z inv. št. H. 2 pa pripisali naprednemu mamutu mlajšega wür- ma. Vsi drugi molarji so glede na parametre iz konca riškega glaciala ali starejšega würma. Fossil mammoth teeth from the osteological collection of the Department for Geology, University in Ljubljana Elephants, the largest existing land mammals, have rather soon become the ob- ject of man's attention. Their gigantic size as well as their specialized organ - pro- boscis, together wáth the unusual dentition, definitely allow mammoths to have a specific position among mammals. The modern elephants are represented by two species only: the African elephant {Loxodonta africana) and the Asian elephant {Elephas max- imus). However, the number of species of the Elephantidae family used to be much richer The systematic classification of elephants is primarily grounded on a specific structure of molars irrespective of the other parts of the skeleton. Moreover, the teeth are undoubtedly the best preserved remains in fossil state. The molars of fossil ele- phants differ as to the size as well as to the shape and structure, that is the reason why the determination of the morphological and evolutionary characteristics of teeth lays out the basis for the classification of genus and species. The present article is dealing with six molars of fossil elephants, pertaining to the collection of the Chair for Geology and Palaeontology at the University of Ljub- ljana. The determinated fossil molars belong to the species Mammuthus primigen- ius at different developing stages. The localities are mostly unidentified, yet compared to a similar stage of devel- opment of the tooth found in the neighbourhood of Knin and the molars treated by Lenardic (1991a) we presume that a major lot of teeth under examination is is- sued from the Croatian territory. Palaeontological part This chapter is meant to supply the descriptions and results of measurements of six molars. Mammuthus primigenius-trogontherii sensu Guenther Plate 1, figs, la, lb 1954b Mammuthus trogontherii-primigenius. - Guenther, 17, tab. 2. 1981 Mammuthus primigenius-trogontherii. - Guenther, 29, tab. 3. Fossil mammoth teeth from the osteological collection... 75 Finding: Lower left third molar (Мз with the symbol H. 45). Locality: Unknown, presumably Croatia. Description: The molar is of dirty grey shade, with light brown stain of the dentine and cement, the enamel along the chewing surface is of milky white colour, though. The occlusal surface is concave in its longitudinal, as well as transversal view. Proximal and distal parts are higher than the central portion. The lingual edge is superior to the buccal one and has a convex course. Due to a lower buccal rim, the occlusal surface remains inclined towards the buccal side. The hngual side of the dental crown is convex, while the buccal one is concave, especially in the proximal part. All the properties described so far are characteristic of the left lower molars. The occlusal surface of oval shape with its broadest part in the central portion (5 and 6 lamella) straitens gradually towards its distal and proximal end. The occlu- sal surface is graded due to the lamellae being slanted in the proximal direction. The tooth consists of 17 lamellae, among whic the first has preserved only the buccal part, the lamella on the lingual side having already been worn out. Along the buccal side a dentine islet encircled by enamel is still to be noticed, which must be a remain of another disappeared or worn off lamella (Plate 1, fig. la). In spite of the already intiated joining process of the first and the second element - both of them are preserved only at the base of the crown - it is hardly plausible that more than one lamella or distal talon should have disappeared. The front root, actually broken off, (Plate 1, fig. lb) bears 3 lamellae and is usually not supposed to bear more than 4 of them (Guen- ther, 1981, 33). Besides, the tooth is not that much worn off to infer the supposi- tion of a loss of several lamellae. Out of 17 lamellae, 12 appear affected, 8 among them presenting a complete pattern, though. In the proximal part, right beneath the occlusal surface, the lamellae converge and the lamehar frequency totals 8 to 9. At the crown base, however, they diverge to such a degree that the frequency per 10cm totals hardly 4.5. The enamel is considerably folded and thick at the spots where an obhque wearing off occurred. The results of the measurements are displayed in the Table 1. Most parameters point to a transitional form, therefore, the molar was, accord- ing to Guenther (1981, 39) attributed to the form Mammuthus trogontherii-prim- igenius or the mammoth with strongly expressed trogonteroid marks. Mammuthus primigenius-trogontherii sensu Guenther Plate 1, figs. 2a, 2b Finding: Fragment of the upper left third molar (М^, with the symbol HK. 2465). Locality: The vicinity of Knin. Description: The molar, absolutely brittle, is of a light brown shade and frag- mentary preserved. It comprises only 7 lamellae of a clearly visible course (Plate 1, fig. 2a), which is due to the missing investing cement. Dentine facets are among the most worn off, while the cement in between the lamellae is highly breached. Owing to the fact that the occlusal surface is slightly convex, the question is about the upper molar, moreover the upper left molar because of the curved shape of its crown. La- mellae are parallel and all of them, but the last one, they present a complete pat- tern (Plate 1, fig. 2 b). The enamel is only slightly folded. All the possible measure- ments are displayed in the Table 2. The fragmentated molar has but seven stiH preserved lamehae, yet taken into account the value of partial LLQ and particularly the thick- ness of the enamel, it is possible to draw a conclusion about the tooth in question. 76 Vida Pollar & Helena Recek namely, it is the third upper molar of mammoth with clearly expressed trogonteroid marks and, according to Guenther (1954b, 1981), the form Mammuthus primi- genius-trogontherii, respectively. Mammuthus primigenius-trogontherii sensu Guenther Plate 2, figs, la, lb Finding: Upper left third molar (М^ with the symbol H. 46). Locality: Unknown, presumably Croatia. Description: The molar is of a grey shade, with a lightly brown stained den- tine and cement along the occlusal surface, the enamel being of a milky white col- our, though. The occlusal surface is oval, slightly dilated only by the lamella, nicely rounded at the proximal part and convex in the longitudinal and transversal direc- tion. The buccal rim of the occlusal surface has a convex and the palatinal one a concave course. The inward slanted position of the occlusal surface of the tooth is clearly perceptible at the rims, which proves its position, i.e. the left upper molar. The crovm of the molar is encircled by a more or less thick cement layer, getting thinner to- wards the base of the crown, causing in this way the course of lamellae to be ever more distinct. The investing cement is frequently breached. Out of 18 lamellae, there are only 9 affected, 5 among them presenting an incomplete pattern, though (Plate 2, fig. lb). The first lamella of the molar, being fairly broader than the follovñng one, has a worn off enamel at its distal end, which definitely points at a joining of the first two elements. A further evidence is provided also by the comparison of the tooth in question with the third upper right molar (with the symbol H. 47b), where this is even more apparent (Plate 2, fig. 3b). At the buccal side the first lamella retains a well preserved dentine islet encircled by enamel being most probably the only ves- tige of the distal talon. The idea, based on the assumption that any other lamella but the distal talon could have disappeared, is not plausible as the tooth is not that much worn off. The oblique wearing off of the lamellae was brought about by the fact of their being inclined in the proximal direction (Plate 2, fig. la) which also results in a graded occlusal facet (Plate 2, fig. lb). Figuring among the most worn off parts are the cement intervals and the den- tine facets, the enamel is less affected, though, but highly folded and thickened owing to an oblique wearing off. The thickness is therefore of no competence as to the determination of the species, except in the case of the incomplete pattern where an obhque wearing off did not occur. The results of the measurements are provided in the Table 2. As it clearly appears from the Table 2, in the case of the molar with the symbol H. 46 the characteristics typical of the mammoth as well as the steppe elephant, do mingle, that's why the tooth was attributed to a variety Mammuthus primigenius- trogontherii sensu Guenther. Mammuthus primigenius-trogontherii sensu Guenther Plate 2, figs. 3a, 3b Finding: Upper right third molar (М^ with the symbol H. 47b). Locality: Unknown, presumably Croatia. Description: The molar is of a yellow-grey shade with a light brown stain of the dentine and cement along the occlusal surface, the enamel being of a milky white Fossil mammoth teeth from the osteological collection... 77 colour, though. The occlusal surface is convex in its lengthwise as well as transver- sal view, whith the proximal and distal parts of the tooth lying lower than the cen- tral portion. The buccal rim is rather lower than the palatinal one and is of a con- vex form. The question is, therefore, about the upper right molar. The occlusal surface of an oval shape somehow broadened in the distal part, the widest being the lamel- lae 2 and 3. The molar is encircled by a cement layer which is missing only at the upper part of the palatinal side of the crown. Here the lamellae are clearly seen, yet worn off sideways as well, due to the removed cement. Starting downwards from the occlusal surface the lamellae keep getting wider, reaching the maximum width at 3 to 4cm under the occlusal surface, and then they straiten again towards the base. The investing cement is frequently breached. The lamellae are inclined in the proxi- mal direction. The enamel is highly folded and apparently thickened owing to an oblique wearing off. The molar has got 19 lamellae altogether. Notwithstanding a very seve- re wearing off of the first element and its process of joining the second element already well under way, it still appears sufficiently distinct to be regarded as a distal talon (Plate 2, fig. 3b). The disappearing of more numerous lamellae, which might have been caused by a constant wearing off, did not occur, though. The fact is in correla- tion with a very shght wearing off of the tooth itself, only 9 out of 19 lamellae are affected. With the exception of the first three, they have all got an incomplete pat- tern (Plate 2, figs. 3a, 3b). The distal part of the tooth clearly shows an impression of the forestanding molar. Bearing a great resemblance to the molar H. 46, the molar in question will also belong to a variety Mammuthus primigenius-trogontherii and the species Mam- muthus primigenius with trogonteroid marks, respectively. The results of аП the measurements are shown in the Table 2. Mammuthus primigenius (Blumenbach, 1803) Plate 1, figs, 3 a, 3b Finding: First left upper molar (M', with the symbol H. 47a). Locality: Unknown, presumably Croatia. Description: The molar is of a yellow-grey shade with a red-brown colour at the buccal part of the crown just under the occlusal surface. The dentine is of a brown stain which is also the colour of the cement among the lamellae, the latter coming out a bit brighter along the lateral parts of the tooth. The oval shape of the occlusal surface entails a bit wider distal part compared to the proximal part, being blunt and nicely rounded. The tooth is somehow worn off, as the lenght of the occlusal surfa- ce does not exceed 50mm. The occlusal surface is slightly convex in its longitudinal as well as transversal view. Hence, the question is about the upper molar. The pala- tinal rim of the occlusal surface is lower than the buccal one, consequently the oc- clusal surface hangs above the palatinal side, which is, according to Guenther (1954b, 15), typical of the left molars of the upper gum. The convexely shaped buccal part of the tooth crown together with a concave palatinal part provides another evidence that the tooth in question is a left molar. The tooth crown invested from all sides by a more or less thick cement layer keeps straitening towards the base of the crown so that the course of the individual lamellae, running down from the occlusal surfa- ce in the direction of the base, is ever more visible, the central portion of the crown being the most distinct, though (Plate 1, fig. 3 a). The molar has got 13 lamellae altogether, the most worn off being the first three 78 Vida Pollar & Helena Recek elements, the distal talon and two lamellae, both with the incomplete pattern. The fact that the tooth is not much worn off is evident by a great distance between the occlusal surface and the base of the crown. Therefore it is hardly plausible that any lamellae would be missing. The cement and the dentine are the most, and the ena- mel the least, worn off. The results of the measurements and the indexes are given in the Table 3. As to the length lamellae quotient (LLQ), the lamellar frequency (FL) and the enamel thickness (ET), the molar in question belongs to the species Mammuthus primigenius. Mammuthus primigenius (Blumenbach, 1803) Plate 2, figs. 2a, 2b Finding: Second right upper molar (М^ with the symbol H. 2). Locality: The Danube terrace (Djerdap). Description: The molar has a grey-brown colour and grey enamel, the dentine and the cement being just brovm, the latter possessing a brighter shade than the former. The occlusal surface is of a pear-hke shape. The distal part is fairly broader com- pared to the proximal part which is blunt and nicely rounded. The even occlusal surface does not exceed 60mm in length, which proves that the upper molar is imphed. Both rims, the palatinal as well as the buccal one are somehow lower. The tooth crown, evidently more convex along the buccal part than along the palatinal one, is not entirely covered by the cement layer which makes the course of the lamellae more visible. Due to the removed cement, the lamellae got unprotected and did break off at the top, as for instance, at the palatinal side of the proximal part (Plate 2, fig. 2a). The enamel fell off by the sides, as well. As to the occlusal surface, the most worn off are the dentine facets. The tooth did hardly start getting worn off, as only 6 lamel- lae with an incomplete pattern appear as having been affected. The relative width is rather considerable, the proximal talon lying 10 cm beneath the occlusal surface. Judging from the above stated facts, it is plausible that the first lamella presents the distal talon being, however, severely as well as unusually worn off (Plate 2, fig. 2b). The small pattern on the occlusal surface is still incomplete, the distal part and, partic- ularly, the enamel being almost entirely worn off. The investing cement is missing as the tooth used to be in a close contact with the forestanding molar and the ce- ment had no space to lay on. The proof that an interaction of two teeth is involved appears clearly on the following three lamellae as they are inclined in the proximal direction, which entails irregular patterns on the occlusal surface. The molar seems to have taken its normal position only after the falling off of the forestanding tooth. Only then, the lamellae started getting worn off and the occlusal surface acquired its shape. The parameters in the Table 4 show that the tooth belongs to the species Mammuthus primigenius. Conclusions and the age of findings The palaeontological elaboration has put forward the fact that the teeth under treatment belong to two varieties of fossil mammoths, the species Mammuthus prim- igenius and a Mammuthus primigenius-trogontherii. In the course of determina- tion we observed the instructions proposed by Guenther (1954a, 1986) who, in order Fossil mammoth teeth from the osteological collection... 79 to distinguish among fossil mammoth species, considers the following parameters: length, width, height of the molar, enamel thickness, number of lamellae and lamellar fre- quency as well as the length lamellae quotient (LLQ) and length-width lamellae quotient (LWQ). By these criteria, the molars marked with the symbol H. 47a (Plate 1, figs. 3a, 3b) and the symbol H. 2. (Plate 2, figs. 2a, 2b) belong to the mammoth, i.e. to the species Mammuthus primigenius. The molar marked with the symbol H. 46 (Plate 2, figs, la, lb) could be, as to the lamellar frequency 7-8.5, attributed to the species Mammuthus trogontherii or Mammuthus primigenius. In this case the lamellar number does not involve any distinguishing mark, as the third upper molars (М^) of the two species reach the same number, namely 17. The LLQ value 13.4 has reached the upmost limit, set for the mammoth, and approached the values (13.5-15.5) being, according to Guenther (1969), typical of the transitional forms between the steppe elephant and the mam- moth. As the properties, characteristic of both species, mingle, we were induced to attribute the tooth in question to the variety Mammuthus primigenius-trogonth- erii and the species Mammuthus primigenius with strongly expressed trogonter- oid marks, respectively. The molar marked with the symbol H. 47b (Plate 2, figs. 3a, 3b) being, as to its length, width and number of lamellae very similar to the molar with the symbol H. 46, we decided to attribute it to the form Mammuthus primigenius-trogontherii sensu Guenther, as well. Among all the molars dealt with, the molar with the symbol H. 45 (Plate 1, figs, la, lb) displays the most trogonteroid character (Tab. 1). It reflects in the lamellar frequency of a great span, yet, the frequency 4 can not be assigned to mammoth. The frequency is that low at the base of the lamella only, nevertheless it does not surpass 6.5 at the occlusal surface of the distal part, either. The number of lamellae is questionable as well. Unless not more than one lamella disappeared, having been worn off, 16 lamellae per Мз would not be sufficient for a mammoth. The value LLQ (14.2) is competent between the species Mammuthus primigenius and Mammuthus trogontherii, although this value would increase a bit due to a consistent wearing off. The proportion between LLQ and LWQ corresponds according to Guenther (1954 b) to an equally intermediary form Mammuthus primigenius-trogontherii sensu Guenther. The fragmented molar v^dth the HK. 2465 (Plate 1, figs. 2a and 2b) has preserved but seven lamellae (Tab. 2), yet it could be inferred from the value of the partial LLQ and particularly from the thickness of the enamel (1.4-2.2) that the third mo- lar is implied, i.e. the variety Mammuthus primigenius-trogontherii or the mam- moth with trogonteroid marks. To differentiate between the species Mammuthus trogontherii and Mammuth- us primigenius several researchers would apply other criteria besides those men- tioned above, such as folding of enamel and median dilatation of the lamellae. How- ever, these criteria are considered as rather subjective. Guenther (1954b, 1981) and some other researchers do recognize transition- al forms between the steppe elephant and the mammoth {Mammuthus trogonther- ii-primigenius and Mammuthus primigenius-trogontherii respectively), while on the other hand, some other researchers do not (Rakovec, 1955). On the basis of the findings effectuated so far, it can be concluded that the transition of the steppe elephant into the mammoth was actually uninterrupted. Consequently, the existence 80 Vida Pollar & Helena Recek of the variety assigned by Guenther (1954a) as Mammuthus trogontherii-prim- igenius is absolutely plausible. The fact is that in the case of elephants there is a highly expressed sex dimorphism, therefore the male molars usually outdo those of the females. Nevertheless, the number of lamellae equals in both cases, and the second as well as the third male molar of the permanent dentition has a rather trogonteroid aspect. Hence, it might be more justifiable to attribute the teeth with the symbol H. 45, H. 46, H. 47b and HK. 2465 to the species Mammuthus primigenius with more or less expressed trogonteroid marks. According to Guenther (1981, 46) such a form existed in Central Europe by the end of the Riss and the beginning of the Würm glacial. The localities of molars being unknown, their stratigraphie position as well as the geological age remain undetermined. On the basis of parameters, the molar with the symbol H. 47a is attributed to mammoth and classified in the Middle Würm, and the molar with the symbol H. 2 is considered to have belonged to the highly developed mammoth from the Upper Würm. All other molars are related, according to the pa- rameters, to the end of Riss-Würm glacial or the Lower Würm. Zobje fosilnih slonov iz osteološke zbirke Oddelka za geologijo... 81 Literatura Garutt, V. E. & Foronova 1. V. 1976: Die Untersuchung von Zähnen ausgestorbenen Ele- fanten. Methodischer Führer. - Inst. Geol. U. Geophysik Sibir. Abt. Akad. Wiss. USSR, 1-36, Novosibirsk. Guenther, E. W. 1954a: Die diluvialen Elefantenzähne aus dem Nord-Ostsee-kanal. - Meyniana, 2, 34-69, Kiel. Guenther, E. W. 1954b: Neue Funde von Elefantenmolaren aus Schleswig-Holstein. - Schriften des Naturw. Vereins für Schleswig-Holstein, 27/1, 15-21, Kiel. Guenther, E. W. 1955: Mißbildungen an den Backenzähnen diluvialer Elefanten. - Mey- niana, 4, 12-36, Kiel. Guenther, E. W. 1969: Die Elefantenmolaren aus den Kiesen von Süßenborn bei Weimar. - Paläontologische Abhandlungen, 3, 3/4, 711-734, Berlin. Guenther, E. W. 1981: Die Backenzähne der Mammute von Salzgitter-Lebenstedt. - Quar- tärpaläontologie 4, 27-41, Berhn. Guenther, E. W. 1986: Funde von Archidiskodon meridionalis und von Trogontheri- um cuvieri aus den interglazialen Tegelen Schichten. - Quartärpaläontologie 6, 53-66, Ber- lin. Lenardic, J. 1991a: Kranijalni dijelovi, mandibule i izolirani zubi pleistocenskih slonova s raznih lokaliteta Hrvatske i Vojvodine. (Cranial parts, mandibles and isolated teeth of the Pleistocene elephants from different localities of Croatia and Voivodina). - Geološki vjesnik 44, 15-29, Zagreb. Lenardic, J. 1991b: Osnovne metode mjerenja zuba i lubanja fosilnih slonova (Elemen- tary measuring methods on the teeth and skulls of fossil elephants). - Rad Hrv. Akad. Znan. Umjetn., 458/25, 37-60, Zagreb. Rakovec, I. 1954: 0 fosilnih slonih iz Slovenije (On Elephant's Remains in Slowenia). - Razprave 4. razr. SAZU, 2, 217-275, Ljubljana. Rakovec, I. 1955: O novih najdbah proboscidov na Štajerskem (The New findings of Proboscidea in the North-Eastern Slovenia). - Razprave 4. razr. SAZU, 3, 331-358, Ljubljana. Soergel, W. 1913: Elephas trogontherii Pohlig und Elephas antiquus Falconer, ihre Stam- mesgeschichte und ihre Bedeutung für die Gliederung des deutschen Diluviums. - Palaeonto- graphica, 60, 1-114, Stuttgart. Thenius, E. 1969: Proboscidea (Rüsseltiere). - Phylogenie der Mammalia, Stammesge- schichte der Säugetiere (einschlißlich der Hominiden), 595-611, Berlin. 82 Vida Pollar & Helena Recek Tabla 1 - Plate 1 la Mammuthus primigenius-trogontherii sensu Guenther Spodnji levi tretji molar (Мз sin.), inv. št. H. 45, okluzalno Lower left third molar (Мз sin.), with the symbol H. 45, occlusal lb Mammuthus primigenius-trogontherii sensu Guenther Spodnji levi tretji molar (Мз sin.), inv. št. H. 45, lingvalno Lower left third molar (Мз sin.), with the symbol H. 45, lingual 2a Mammuthus primigenius-trogontherii sensu Guenther Fragment zgornjega levega tretjega molarja (М^ sin.), inv. št. HK. 2465, bukalno Fragment of upper left third molar (М^ sin.), with the symbol HK. 2465, buccal 2b Mammuthus primigenius-trogontherii sensu Guenther Fragment zgornjega levega tretjega molarja (М^ sin.), inv. št. HK. 2465, okluzalno Fragment of upper left third molar (М^ sin.), with the symbol HK. 2465, occlusal 3a Mammuthus primigenius (Blumenbach) Zgornji levi prvi molar (M' sin.), inv. št. H. 47a, bukalno Upper left first molar (M' sin.), with the symbol H. 47a, buccal 3b Mammuthus primigenius (Blumenbach) Zgornji levi prvi molar (M' sin.), inv. št. H. 47a, okluzalno Upper left first molar (M' sin.), with the symbol H. 47a, occlusal Zobje fosilnih slonov iz osteološke zbirke Oddelka za geologijo... 83 84 Vida Pollar & Helena Recek Tabla 2 - Plate 2 la Mammuthus primigenius-trogontherii sensu Guenther Zgornji levi tretji molar (М^ sin.), inv. št. H. 46, palatinalno Upper left third molar (M^ sin.), with the symbol H. 46, palatinal lb Mammuthus primigenius-trogontherii sensu Guenther Zgornji levi tretji molar (M® sin.), inv. št. H. 46, okluzalno Upper left third molar (M'^ sin.), with the symbol H. 46, occlusal 2a Mammuthus primigenius (Blumenbach) Zgornji desni drugi molar (М^ dext.), inv. št. H. 2, bukalno Upper right second molar (М^ dext.), with the symbol H. 2, buccal 2b Mammuthus primigenius (Blumenbach) Zgornji desni drugi molar (М^ dext.), inv. št. H. 2, okluzalno Upper right second molar (М^ dext.), with the symbol H. 2, occlusal 3a Mammuthus primigenius-trogontherii sensu Guenther Zgornji desni tretji molar (М^ dext.), inv. št. H. 47b, palatinalno Upper right third molar (M® dext.), with the symbol H. 47b, palatinal 3b Mammuthus primigenius-trogontherii sensu Guenther Zgornji desni tretji molar (М^ dext.), inv. št. H. 47b, okluzalno Upper right third molar (М^ dext.), with the symbol H. 47b, occlusal Zobje fosilnih slonov iz osteološke zbirke Oddelka za geologijo... 85 GEOLOGIJA 37, 38, 87-140 (1994/95), Ljubljana The development of the mollusc fauna in the Cenomanian of the stratigraphie sequence of Visogliano (Karst of Ћ-ieste, Italy) Favnistični razvoj mehkužcev v cenomanijskem stratigrafskem zaporedju pri Mžovljah (Tržaški Kras, Italija) Mauro Caffau & Nevio Pugliese Dipartimento di Scienze Geologiche Ambientali e Marine, Università degli Studi di Trieste, Via Eduardo Weiss 2 CAP 34127 Trieste Mario Pleničar Katedra za geologijo in paleontologijo, Univerza v Ljubljani, Aškerčeva 2, 1000 Ljubljana, Slovenija Abstract The stratigraphie sequence of Visogliano (Karst of Trieste) belongs to low- er part of the Zolla Member of the still informal and provisional "Trieste Karst Limestone Formation" and has been attributed to Middle-Late Cenomanian. This sequence records an environmental evolution of more or less restricted settings, where a rich mollusc fauna is present. Among the molluscs, six radiolitid species occur {Radiolites carsicus n. sp., Radiolites peroni, Praeradiolites acutilamellosus n. sp., Praeradiolites cf. P. fleuriausus, Sauvagesia sharpei, and Durania acuticostata n. sp.). Of these, three species are described as new (Radiolites carsicus n. sp., Praeradiolites acutilamellosus n. sp., and Durania acuticostata n. sp.). In addition, attention has been focussed on the link between radiolitids and environmental changes to refine the previously described environmental evolution. In this regard, a hier- archy of tolerability to environmental changes can be also suggested. The most tolerant radiolitids species are Praeradiolites cf. P. ßeuriausus and Sauvage- sia sharpei, meanwhile the least tolerant ones are Radiolites carsicus n. sp., Radiolites peroni, Praeradiolites acutilamellosus n. sp., and Durania acuti- costata. Kratka vsebina Stratigrafsko zaporedje plasti pri Vižovljah (Tržaški Kras) pripada spodnje- mu delu »člena Col« (Membro di Colla), še neformalne in začasno določene »apnenčeve formacije Tržaškega Krasa«, ki ga štejemo v srednji do zgornji del cenomanijske stopnje. To zaporedje kaže na razvoj okolja na bolj ali manj ome- jenih območjih z bogato favno moluskov. Med moluski smo ugotovili šest radiolitidnih vrst {Radiolites carsicus n. sp., Radiolites peroni, Praeradiolites acutilamellosus n. sp., Praeradiolites cf. P. ßeuriausus, Sauvagesia sharpei in Durania acuticostata n. sp. Od teh so bile tri vrste opisane kot nove {Radiollites carsicus n. sp., Praeradiolites acutila- 88 Mauro Caffau, Nevio Pugliese & Mario Pleničar mellosus n. sp. in Durania acuticostata n. sp.). Razen tega smo posvetili po- zornost na zvezo med radiolitidi in spremembami okolja. Radiolitidi imajo različno stopnjo prilagodljivosti na spremembe okolja. Najbolj prilagodljivi radiolitidni vrsti sta Praeradiolites cf. P. ßeuriausus in Sauvagesia sharpei, medtem ko so najmanj prilagodljive vrste Radiolites carsicus n. sp., Radiolites peroni, Praera- diolites acutilamellosus n. sp. in Durania acuticostata n. sp. Introduction In agreement with Cucchi et al. (1987), the lithotypes outcropping in the Karst of Trieste pertain to the stiH informal and provisional Trieste Karst Limestones Formation which ranges from early Cretaceous to early Eocene. Within this formation, the lower part of the Zolla Member, which has been up to now attributed to Cenomanian-early Turonian, corre- sponds to the begirming of a clear development of the mollusc fauna and, particularly, of the radiolitids. Thus, the paleontological study concerning this member can be considered very useful to increase the knowledge of the stratigraphy and palaeoenvironmental evolu- tion of the Karst of the Trieste. This research focuses on the outcrops of Visogliano, near Sistiana (western Trieste Karst, F°40 III NE of the IGM; Fig. 1), where the geological survey highlights a thick sequence with very fossiliferous beds within the lower part of the Zolla Member. The fossils here found mainly consist of bivalves and, particularly, of radiolitids. Purposes of this work are 1) the chronological and palaeoenvironmental study of the stratigraphie sequence of Visogliano, and 2) the identification of the mollusc fauna and, parti- cularly, of the radiolitids here found in order to refine the interpretation of the environ- mental evolution. Historical setting Cucchi et al. (1987) include the ZoUa Member between the tmderlying dolomitic Rupin- grande Member (Albian p.p.-Cenomanian p.p.) and the overlying Borgo Grotta Gigante Member (early Turonian p.p.-Senonian p.p.). They subdivide it into two parts: the lower part, which is mainly characterized by blackish limestones, sometimes with a very rich radiolitid fauna and, at the basis, interbedded dolostones; the upper part, which is charac- terized by grey limestones, with rudist fragments and Pithonella specimens. The fossils of the lower part consist of radiolitids, such as Sauvagesia nicaisei and Sauvagesia sharpei, and microfossils, such as Nubeculariidae, Miliolidae, and ostracods. Because of these radio- litids, and of the lack of the microfossils, which are significant from the chronological point of view, these authors attribute the lower part of this member to an undefined time-span from Cenomanian to early Turonian. Besides, they attribute the upper part of this member to early Turonian for the finding of the Pithonella specimens, in agreement with Polšak (1979). Other papers concerning the outcrops of the Zolla Member are due to Cucchi et al. (1986) and C o lizza et al. (1987), who studied the stratigraphy of localities of the Karst of Trieste, such as Zolla-Monrupino and San Pelagio, respectively. These papers confirmed the stratigraphie data already presented in the above cited studies. The development of the mollusc fauna in the Cenomanian... 89 Fig. 1. Location map; the studied area is delimitated by a rectangle. The as- terisk shows the location of interval 6 of the Visogliano stratigraphie sequence, where all the studied mollusc species were represented. Visogliano SI. 1. Situacijska karta; raziskano območje je omejeno s pravokotnikom. Zvezdica kaže lego šestega intervala stratigrafskega zaporedja pri Vižovljah, iz katere- ga so vse predstavljene vrste moluskov. Vižovlje The stratigraphie sequence In the Visogliano area the lithotypes of the Zolla Member show a monoclinal asset with WNW-ESE main axial direction and southward main dip of 22°. In detail, on the basis of the mollusc fauna and the microfacies analyses, the stratigraphie sequence here recogiuzed can be subdivided into nine intervals (Fig. 2). For each interval, data regarding hthology, palae- ontology, microfacies, thickness, and palaeoenvironment are reported. The nine intervals are described below, from bottom to top. Interval 1 This interval consists of foetid very fossiliferous black limestones and interbedded dark greyish dolostones, both with bedding of decimetric period. In the limestones, the fossils mainly consist of radiolitids (Praeradiolites cf. P. ßeuri- ausus and Sauvagesia sharpei), which are present in lenses of isooriented displaced shells. 90 Mauro Caffau, Nevio Pugliese & Mario Pleničar The development of the mollusc fauna in the Cenomanian... 91 These lenses are horded by isolated specimens, w^hich seem to be in situ. On the contrary, the dolostones are devoid of fossils, save for some rare gastropod ghosts. The limestones are characterized by microfacies such as bioclastic (rudist) w^ackestones and packstones with very common Nubeculariidae, Miliolidae, and subordinate algae {Thau- matoporella parvovesiculifera, Cayeuxia sp.), Textulariidae, Chrysalidina gradata, Cuneolina sp., Nezzazata simplex, and ostracods. The dolostones show a subeuhedral dolomitic mosaic with gastropod ghosts only. This interval overlies the dolostones of the Rupingrande Member and is 71 m thick. From the palaeoenvironmental point of view, it testifies very restricted settings, sometimes characterized by local biostromes (lenses of displaced radiolitids) and the first isolated radiolitid specimens. The latter are probably able to colonize such restricted settings tak- ing advantage of temporary permissive conditions for benthic life. These conditions degradate in correspondence with very restricted environment, as testified by the almost unfossiliferous dolostones. Interval 2 This interval is characterized by dark-grey fossiliferous Limestones, with bedding of deci- metric period. The fossils consist of rare fragmented radiolitid specimens pertaining to Praeradiolites cf. P. ßeuriausus and Sauvagesia sharpei, together with Neitheaßeuri- ausiana. The corresponding microfacies are represented by wackestones and packstones with bioclasts (radiolitids) and very common Nubeculariidae, Miliolidae, and subordinate algae {Thaumatoporella parvovesiculifera, Cayeuxia sp.), Chrysalidina gradata, Broecki- na balcanica, Cuneolina sp., Nezzazata simplex, and ostracods. This interval is 12m thick. It indicates episodes of an increased bottom energy in a restricted environment, as demon- strated by the presence of very abundant radiolitid fragments. Interval 3 This interval is characterized by interbeddings of grey dolostones and blackish fossilif- erous limestones, with bedding of decimetric period. The dolostones are devoid of fossils, meanwhile the limestones include fossils such as Chondrodontajoannae, Neitheaßeuri- ausiana, and scattered fragments of Praeradiolites acutilamellosus n. sp. and Radiolites carsicus n. sp. The corresponding microfacies are respectively represented by euehedral/subeuehedral dolomitic mosaic, with gastropod ghosts, and bioclastic mudstones or wackestones with rare intraclasts and pellets; the microfossUs are represented by very common Nubeculariidae Fig. 2. The stratigraphie sequence of Visogliano within the Zolla Member, showing the age, lithology, sampling-stations of the 9 intervals. The real thickness of intervals 1 and 3 is reported in the text. The interval 1 overlie the dolostones of the Rupingrande Member. In addition, the mollusc fauna and the microfossils, significant from the chronostratigraphic point of view, are reported. For the latter the first occurrence (F. 0.) is indicated. The numbers 1-15 indicate the sampling-stations SI. 2. Stratigrafsko zaporedje pri Vižovljah, ki predstavlja »člen Col« (»Zolla Member«). Na stolpcu vidimo geološko starost, litologijo in lego vzetih vzorcev iz devetih intervalov. Resnična debelina prvega in tretjega intervala je navedena v besedilu. Prvi interval leži na dolomitu »člena Veli- ki Repen« (»Rupingrande Member«). Razen tega je podana favna moluskov in mikrofosilov, pomembnih za kronostratigrafijo. Slednji so bih najdeni prvič. Številke 1-15 označujejo lego vzetih vzorcev 92 Mauro Caffau, Nevio Pugliese & Mario Pleničar and Miliolidae, and subordinate Thaumatoporellaparvovesiculifera, Cuneolina sp., Bro- eckina balcanica, Chrysalidina gradata, Pseudorhapydionina dubia, Textulariidae, Nezzazata conica, and ostracods. This interval, vi^hich is 65m thick, indicates very restricted settings (dolostones) with a moderately increased bottom energy (bioclastic limestones), where lamellar shells of Chond- rodonta joannae colonize the substrate, also in correspondence with a low rate of sedi- mentation. Interval 4 This interval is constituted by grey, sometimes dolomitic, limestones, with a fossilifer- ous level (in the basal part), which is from 1.80 to 3m thick and characterized by shells of Chondrodonta joannae and rare fragments of radioHtids. The corresponding microfacies are represented both by bioclastic floatstones and bound- stones (in the lower part), and wackestones or packstones (in the mid-upper part) with very common Miliohdae, and, subordinately, Aeolisaccus kotori, Thaumatoporella parvo- vesiculifera, Broeckina balcanica, Chrysalidina gradata, Textulariidae, Nubeculariidae, and thin carapaces of ostracods. This interval is 18m thick. In the lower part, it records the colonization of the substrate due to the specimens of Chondrodonta joannae. Because of the lamellar morphology of the shell of Chondrodonta joannae, this colonization probably occurs in correspondence v^dth episodes of moderate-high bottom energy and low sedimentation rate. In the mid-up- per part of the interval, the mollusc fauna is substituted by a large number of microorgan- isms, probably in relation to environmental conditions showing a decreased bottom energy and an increasing sedimentation rate. Interval 5 This interval is characterized by brown dolomitic limestones with not evident bedding. The corresponding microfacies are characterized by very abundant euhedral dolomitic crystals included in a carbonatic mud, wdth rare Miliohdae and fragments of Chrysalidina gradata. The thickness of this interval is 5m. It testifies very restricted settings, which become adverse for the benthic life. Interval 6 This interval consists of grey-brovm very fossiliferous limestones with bedding of deci- metric period. The fossils are represented by requienids, and very common specimens of thickshelled radiolitids (Radiolites carsicus n. sp., Radiolites peroni, Praeradiolites acuti- lamellosus n. sp., Praeradiolites cf. P. ßeuriausus, Sauvagesia sharpei, and Durania acuticostata n. sp.), very and Chondrodonta joannae; in addition, rare specimens of Neithea ßeuriausiana are also present. Among the molluscs, the radiohtids are often present in clusters consisting of from 2 to 10 specimens in situ. The main microfacies are represented by boundstones (clusters of radiolitids) and bioclastic wackestones, with abundant microfossils. These latter consist of very common Chrysalidina gradata, Nubeculariidae, Miliolidae, and subordinate specimens of Bacinella irregularis, Cayeuxia sp., Thaumatoporella parvovesiculifera, Cuneolina sp. Textu- lariidae, Broeckina balcanica, and Nezzazata simplex. This interval is 8.5m thick. It records restricted settings characterized by favourable environmental conditions for the benthic life, for both the growth of the build-ups and the The development of the mollusc fauna in the Cenomanian... 93 increased specific diversity of the microfossils. This episode can correspond to a dicreased bottom energy and an increased sedimentation rate. Interval 7 This interval is characterized by grey limestones with bedding of decimetric period. The fossils are rare and consist of fragments of radiolitids, such as Radiolites carsicus n. sp. The main microfacies are represented by bioclastic wackestones with Chrysalidina gradata, and rare Textulariidae, Broeckina balcanica, MiìioMae, Nezzazata simplex, and thick carapaces of ostracods. This interval is 6m thick. It shows a decreased specific diversity for both the radiolitids and the microfossils. The radiolitids are represented by rare small specimens and, over all, by fragments. The latter also testify episodes of high bottom energy in a restricted setting. Interval 8 This interval consists of from light grey to grey-brovm dolomitic limestones, with bed- ding of decimetric period. The corresponding microfacies are characterized by very abundant euhedral dolomitic crystals included in a carbonatic mud, with rare Miliolidae. This interval is 6m thick and indicates very restricted settings, which are adverse for the benthic life. Interval 9 This interval is characterized by from dark-grey to blackish foetid limestones, with rare fragments of radiolitids and bedding of centimetric period. The corresponding microfacies are represented by muddy plane-parallel laminations including rare microfossils, such as Thaumatoporella parvovesiculifera, Chrysalidina gradata, Cuneolina sp., Nubeculariidae, Miliolidae, Nezzazata sp., and ostracods. This interval tops the sequence studied and it has been analysed in the first meters only. It indicates restricted settings affected by episodes of increased bottom energy, prob- ably linked to tractive currents, as demonstrated by the plane-parallel laminations. The mollusc fauna Mauro Caffau and Mario Pleničar The Visogliano sequence shows the occurrence of a rich mollusc fauna, characterized by Chondrodontajoannae, Neithea ßeuriausiana, requienids (Requienia sp.), and, over all, radiolitids. The radiolitid fatma consist of six species: Praeradiolites acutilamellosus n. sp., Praeradiolites cf. P. ßeuriausus, Radiolites carsicus n. sp., Radiolites peroni, Sauvagesia sharpei, Durania acuticostata n. sp. Chondrodonta joannae, Neithea ßeuriausiana, and requienids have been already signalled in the Karst of Trieste by several Authors in beds which are Cenomanian and/or Turonian in age, as reported by Forti and Mas oli (1969). Recently, Chondrodontajoan- nae and Neithea ßeuriausiana are reported as Chondrodonta and Neithea, respectively, and occur in the limestones of Borgo Grotta Gigante Member (Cucchi et al., 1987), mean- while requienids have been signalled by M as o li and Ulcigrai (1969) and Cucchi et al. (1987) in black limestones of Aptian-AIbian age. 94 Mauro Caffau, Nevio Pugliese & Mario Pleničar Among the radiolitids, Praeradiolites acutilamellosus, Radiolites carsicus, and Dura- nia acuticostata are considered new. Thus, these species have been signalled for the first time in the Karst of Trieste, meanwhile Radiolites peroni and Sauvagesia sharpei had already been signalled in the Turonian beds by Par ona (1932) and in the Zolla Member by Cucchi et al. (1987), respectively. In addition, Praeradiolites cf. P. ßeuriausus and Radiolites carsicus are also present in the Cenomanian of the Archi locality (Karst of Gorizia) by Caffau and Pleničar (1991). All the radiolitid species are described in the following sections, where data concern- ing their morphology, stratigraphie distribution, and geographical diffusion are reported. Ba- sic source for the stratigraphie and geographic data is Sanchéz' catalogue (1981). Family Radiolitidae Gray, 1848 Subfamily Radiolitinae Gray, 1848 Genus Praeradiolites Douvillé, 1902 Praeradiolites acutilamellosus n. sp. PI. 1, figs. 1, 2, 3, 4; PI. 2. figs. 1, 2, 3; PI. 7, fig. 1 Derivation of name: The specific name acutilamellosus is due to large and strongly dissociated lamellae. Type-series: Holotype, MCV 104 (PL 1, fig. 1). Paratype, MCV 105 (PI. 1, fig. 2), deposited in the rudist collection of the Institute of Geology and Paleontology, University of Trieste. Examined material: Lower valves of 15 specimens from MCV 104 to MCV 118, deposited in the rudist collection of the Institute of Geology and Paleontology, University of Trieste. Type-locality: Visogliano (Vižovlje) near Sistiana (Sesljan). Diagnosis: The right valve shows strong external lamellae turned towards the com- missure and proyecting outwards in correspondence of the cardinal zone (PI. 2, fig. 2). A considerable variability characterizes the siphonal ridges which are protruding, flat (PL 1, figs. 1, 2) or rounded (PL 1, fig. 4; PI. 2, fig. 1). The ridge "E" is wider than ridge "S". The interband is slightly concave; in its middle part it shows a weak rib, which does not appear in all the specimens. Where present, the rib is differently pronounced, mostly in the lower part of the valve. (PI. 1, fig. 2; PL 2, fig. 2). The ligament ridge is thin. The valve layer is considerably broader in the cardinal zone than in the siphonal one. Description: The valves are from 25 to 90mm long, with a commissural diameter of 30-60mm. The structure of the layer is characterized by parallel rows of rectangular prisms along the entire valve periphery, save for the siphonal zone where the rows of prisms bend and form a syncline-like arrangement (PL 7, fig. 1). External lamellae are both almost hori- zontal in correspondence of the cardinal side, and erected in the siphonal one. Similarities and differences: Prœradiolites acutilarmllosusmseTcM.es\hesY>Q- cies Praeradiolites ßeuriausus (d'Orbigny), but it differs from the latter for the lack of foot fold "V". Praeradiolites cf. P. ßeuriausus (d'Orbigny, 1842) PI. 4, fig. 4; PI. 7, fig. 2 Examined material: Lower valves of 6 specimens; from MCV 120 to 125, depos- ited in the rudist collection of the Institute of Geology and Paleontology, University of Trieste. The development of the mollusc fauna in the Cenomanian... 95 Description: The lower valves are cylindrical-conical, from 40 to 70mm long, with commissural diamater of 30-39mm. The lower valve has strong and protruding lamellae. In the lower part of the valve, in correspondence with the foot fold "V", the lamellae are pronouncedly inverted (PI. 4, fig. 4). The siphonal zone is not entirely preserved in each valve examined. This part is damaged in all the specimens, and as a consequence, the spe- cies could not be exactly determined. Because of this, a dubitative taxonomic attribution is to be preferred. The celluloprismatic structure of the layer is very evident in eros section (PI. 7, fig. 2). The layer is 1-2 mm thick in the siphonal side, and 3-4mm in the cardinal one. Stratigraphie distribution and geographic diffusion: Even if this spe- cies is dubitatively determined, we recall that Praeradiolites ßeuriausus (d'Orbigny) is characteristic of Cenomanian. It may be found in Italy, Istria (Croatia), France and Roma- nia. Genus Radiolites Lamarck, 1801 Radiolites carsicus n. sp. PI. 3, figs. 1, 2, 3; PI. 4, figs. 1, 2; PI. 8, figs. 1, 2, 3 Derivation of name: The specific name carsicus is due to Karst of Trieste. Type-series: Holotype, MCV 126 (PL 3, fig. 2). Paratype MCV 127 (PL 4, fig. 1); MCV 128 (PI. 4, fig. 2), deposited in the rudist collection of the Institute of Geology and Paleon- tology, University of Trieste. Examined material: Lower valves of 20 specimens; from MCV 126 to MCV 145, de- posited in the rudist collection of the Institute of Geology and Paleontology, University of Trieste. Type-locality: Visogliano (Vižovlje) near Sistiana (Sesljan). Diagnosis: The lower valve is from 41 to 110mm long, abruptly narrowing towards the basis, ornamented v^th fine longitudinal ribs. The external lamellae are numerous and well expressed. They also pass through the siphonal region. The latter consists of two pro- truding siphonal ridges. In some specimens, the ridge "E" is slightly stronger than ridge "S". The intersiphonal area is characterized by two different types of ornamentation. The most frequent ornamentation is constituted by three longitudinal ribs, which run along the shell, or by V-shaped protruding lamellae. Description: Twenty lower valves have been studied. They are 40 to 112mm long, with a commissural diameter of 25-50mm. The shell is traversed by rounded and well ex- pressed ribs interrupted by well developed neighbouring megacycles. The "E" siphonal band is rounded, protruding and similar to the "S" band. The interband consists of both three ribs, very similar to the others of the shell (PL 3, fig. 2) and by "V"-shaped lamellae (PL 4, figs. 1, 2). In a transversal section of the lower valve the siphonal zone shows a structure of pseudopillars. The "E" siphonal zone shows two small different-sized lobes, meanwhile the "S" zone presents only one prominent lobe (PI. 8, figs. 1, 2). In cross section the cellular structure of the shell is evident (PI. 8, figs. 1, 2, 3) The ligament ridge is triangular. Similarities and differences: Radiolites carsicus n. sp. differs ivom Radiolites lusitanicus (Bayle) and Radiolites trigeri (Coquand) because of the siphonal area mor- phology. "E-S" bands are very protruding and rotmded in Radiolites carsicus n. sp., while in the other mentioned species these bands are slightly pronounced and flattened. 96 Mauro Caffau, Nevio Pugliese & Mario Pleničar Radiolites peroni (Choffat, 1886) PI. 4, fig. 3 1981 Radiolites peroni (Choffat) - Sánchez, p. 182 сшп syn. Examined material: Lov^^er valves of 3 specimens, from MCV29 to MCV 31, depos- ited in the rudist collection of the Geology and Paleontology Institute of Trieste university. Description: The low^er valves examined are from 30 to 45irun long with a conical shape. The outer part of the shell consists of a series of protruding and neighbouring mega- cycles. The lamellae are traversed by wdde longitudinal ribs which determine an undulating outline. The "E-S" bands are flattened, shghtly protruding, and have similar sizes. The interband is concave and traversed by a pleat which varushes towards the basis of the shell. The ligament ridge is small and triangular. The inner part of the layer shows a poligonal structure, which is sometimes seen as a quadrangular network. This effect should be due to obhque sections as reported byAlencaster and Pons (1992). Stratigraphie distribution and geographic diffusion: Radiolites peroni (Choffat) is characteristic of Cenomaruan. It may be found in Italy, Istria (Croatia), Portu- gal, France, Greece, Romania, Albania, Liban and Iran. Subfamily Sauvagesiinae Douvillé, 1908 Genus Sauvagesia Bayle, 1887 Sauvagesia sharpei (Bayle, 1857) Pl. 5, fig. 1; Pl. 9, fig. 1. 1981 Sauvagesia sharpei (Bayle) - Sánchez, p. 202 cum syn. Examined material: Lower valves of 6 specimens, from MCV 20 to MCV 25, depos- ited in the rudist collection of the histitute of Geology and Paleontology, University of Trieste. Description: The lower valves are cylindrical-conical and slightly curved, crossed by thin longitudinal ribs. The valves are from 45 to 100mm long wdth a commissural diameter of 25-50mm. The "E" siphonal band is three times wider than the "S" one. Along the "E" band there are 17 thin ribs, and other 7 can be seen in the "S" band. The interband is con- cave. The triangular ligament ridge is weUpronounced. The shell structure is prismatic, consisting of hexagonal prisms (PI. 9, fig. 1). Stratigraphie distribution and geographic diiixxsion-. Sauvagesia sharpei (Bayle) is characteristic of late Cenomanian-early Turonian. It may be found in Italy, Croatia, Portugal, Spain, France and Algeria. Genus Durania Douvillé, 1908 Durania acuticostata n. sp. PI. 5, figs. 2, 3; PI. 6, figs. 1, 2; PI. 9, fig. 2 Derivation of name: The specific name acuticostata is to due to its ornamenta- tion, characterized by strong and longitudinal costae. Type-series: Holotype, MCV 4 (PI. 6, figs. 1, 2). Paratype, MCV 5. (PI. 5, fig. 3), deposited in the rudist collection of the Institute of Geology and Paleontology, Uruversity of Trieste. Examined material: Lower valves of 15 specimens from MCVI to MCV 15, depos- ited in the rudist collection of the Institute of Geoloßv and Paleontolosv. Urùversitv of Trieste. The development of the mollusc fauna in the Cenomanian... 97 Type-locality: Visogliano (Vižovlje) near Sistiana (Sesljan). Diagnosis: The lower valve is conical-cylindrical and characterized by a commissural diameter which is 0.5-1 times longer than the shell. 13-16 triangular and well pronounced costae run longitudinally along the thick shell. The "E" siphonal band area is flattened and traversed by 9-11 thin ribs while the "S" area shows 5-7 ones. A concave interband, as wide as the "S" band, is traversed by a protruding thin rib. Description: These specimens are characterized by graceless lower valves, with a development in length once or twice the commissural diameter. In the correspondence with the commissure, the thickness of the layer varies from 6 to 10mm, in the dorsal zone, and from 1 to 2.5mm, in the ventral one (PI. 9, fig. 2). The "E" and "S" siphonal band areas are flattened, slightly protruding, and located in the thinner part of the shell (ventral zone). The "E" band is three times wider than the "S" band. Both are separated by a concave 1.8mm deep and 4mm wide interband, traversed by a thin 0.4mm wide and 0.6mm high rib (PI. 6, figs. 1-2). Thin sections of lower valves show the celluloprismatic structure of the shell. In addition, a great difference in thickness between the dorsal and ventral areas is evident. The former is thicker than the latter. The shell ornamentation consists of triangular and well pronounced ribs, vváth wide basis and acute apex. The distance between the ribs cor- responds to the width of each rib. Similarities and differences: Durania acuticostata n. sp. presents significant differences wdth respect to all the species of this genus so far described in literature, mainly for the morphology of siphonal area (presence of a concave interband) and the shell orna- mentation (strong and longitudinal costae). Discussion Save for the interval 1, which should be generically attributed to middle-late Cenomanian for the presence of Chrysalidina gradata (Pl. 10, fig. 1), in agreement vdth De Castro (in Schroeder & Neumann, 1985), the Visogliano sequence can be entirely attributed to late Cenomanian p.p. This chronological attribution is due to Broeckina balcanica (Pl. 10, figs. 2, and 3), which is present in all the Visogliano sequence, and over all to Chondrodonta joannae and Neithea ßeuriausiana. Really, the foraminiferal species is considered as middle-late Cenomanian in age by Cherchi and Schroeder (in Schroeder & Neumann, 1985), meanwhile the molluscs are considered as late Cenomanian in age by Dhondt and Die ni (1993). In agreement with the above described data, it is possible to refine the pre- vious chronological attribution of the majority of the lower part of the Zolla Member by dating back it from Cenomanian-Turonian to late Cenomanian p.p. Thus, the previously described environmental evolution mainly occurs during the late Cenomanian p.p. Within a frame of an evolution of restricted settings, it is possible to record a very important biological event: the development of the mollusc fauna and, particularly, of the radiolitids. Really, after a first very brief appearance of requienids within the Aptian- AIbian limestones of the Monte Coste Member, the moUuscs found in the Visogliano sequence are able to colonize the substrates. In the Visogliano sequence, the development of the mollusc fauna begins vñth the oc- currence of two radiolitid species, such as Praeradiolites cf. P. ßeuriausus and Sauvagesia sharpei, in the interval 1. This colonization is interrupted several times, as recorded in the dolostones of the interval 1, the bioclastic high bottom energy limestones of the interval 2, and in the dolostones and bioclastic limestones of the interval 3. Thus, the above cited radiolitid species are able to colonize the substrate in the scattered way, only in correspon- 98 Mauro Caffau, Nevio Pugliese & Mario Pleničar dence with the favourable environmental conditions, probably linked to restricted rather than very restricted settings. In the intervals 3 and 4, the specimens of Chondrodonta joannae begin colonizing the substrate with their lamellar shells. The succession of several generations of shells of Chondrodonta joannae is recorded in the thick build-up of the interval 4 and testifies their builders' activity. This action is again interrupted in the inter- val 5, in correspondence with the dolomitic limestones of very restricted environment. In the interval 6, several radiolitid species (Radiolites carsicus n. sp., Radiolites peroni, Praeradiolites acutilamellosus n. sp., Praeradiolites cf P. ßeuriausus, Sauvagesia sharpei, oxiá Durania acuticostata n. sp.), Chondrodonta joannae, and rare specimens of Neithea ßeuriausiana occur probably in relation to a change from very restricted to restricted environment. Such molluscs take advantage of this situation and begin again colo- nizing the substrate with specimens of Chondrodonta joannae and radiolitid elevators (PI. 11, fig. 1; sensu Skelton, 1978,1985). As soon as these forms have prepared a sufficiently coherent substrate, successive radiolitids, i.e. the encrusters (PI. 11, fig. 2; sensu Skelton, 1978, 1985), appear and settle on the previous shells. Among the radiolitids, the elevators are more frequent with respect to the encrusters. The elevators are able to aggregate in monospecific clusters mainly consisting oi Radiolites carsicus n. sp. or Praeradiolites acutilamellosus n. sp. These clusters consist of up to 10 specimens, which present thick, well ornamented, cylindric-conical, straight, more or less equal in size shells, with neighbouring megacycles. This shell morphology corresponds to an increased sedimentation and a decreased bottom energy. Other elevators present an individual development; they are characterized by very flattened ornamentations, such the megacycles in Praeradiolites acutilamellosus n. sp., or by conical shapes with broad ba- sis in correspondence with the commissure, as present in Sauvagesia sharpei. These or- namentations and shapes represent adaptive strategies to avoid the burial. The encrusters always show an individual development and are represented by small specimens from 29 to 40 mm in size. The following intervals show a probably local decline of the radiolitid fauna, probably due to an increased bottom energy (limestones of the intervals 7, and 9), with an interbedded period of very restricted conditions (dolomitic limestones of the interval 8). In conclusion, the molluscs found in the Visogliano sequence are represented by a num- ber of species, which is the highest of all the outcrops hitherto examined within the Zolla Member. Among them, three radiohtid species are described as new (Praeradiolites acutilamellosus, Radiolites carsicus, and Durania acuticostata. It is also possible to underline the role of both Chondrodonta joannae and the eleva- tors in preparing the substrate for the life of successive molluscs and for their builders' activity. In addition, among the radiolitids, it is also possible to consider Praeradiolites cf. P. ßeuriausus and Sauvagesia sharpei, which are able to tolerate a continuous shifting from restricted to very restricted environment (interval 1), as pionier species in colonizing the environment. Thus, they can be considered as opportunistic species. Other radiolitids species (Radiolites carsicus n. sp., Radiolites peroni, Praeradiolites acutilamellosus n. sp., and Durania acuticostata n. sp.) appear successively and probably indicate stabler environmental conditions with respect to the previous ones. With respect to the tolerance of environmental changes, this can suggest a possible hierarchy of radiohtids from the most tolerant (Praeradiolites cf. P. ßeuriausus and Sauvagesia sharpei) to the least tolerant (Radiolites carsicus n. Radiolites peroni, Praeradiolites acutilamellosus n. sp., and Durania acuticostata). This hierarchy wiU have to be tested and, if verified, enlarged in further studies on rudist communities of the Karst area. The development of the mollusc fauna in the Cenomanian... 99 Acknowledgements We gratefully acknow^ledge geom. Marino Caffau for finding the fossiliferous area. We also thank Marjan Grm for the photographic job and Dr. Maria Ines Gutierrez and Dr. Simon Pire for helping with the translation of the text. Research is supported by 40 % and 60 % MURST Programs (1992), directed by G. Longo Salvador and N. Pugliese, respectively, and with the grant of the Ministry for Science and Technology of the Rep. Slovenia and of the Slovene Academy of Sciences and Arts. References Alencaster, G. & Pons, J. M. 1992: New observation on the Upper Cretaceous rud- ist of Chiapas. - Comparison between american and european fauna and taxonomic impUca- tions 28, 327-339, 1 fig., 2 pis., Roma. Caffau, M. & Pleničar, M. 1991: Rudistid fauna from Turonian deposits of the local- ity Archi/Moščenice in the surroundings of Duino (Karst of Triest). - Razprave SAZU 4. razreda 32 (8), 259-315, 4 figs., 16 pis., Ljubljana. Colizza, E., Costa, R., Cucchi, F.. Knezaurek, G., Pirini Radrizzani, C., Pugliese, N., Ulcigrai, F & Zucchi Stolfa, M. L. 1987: The geology of the San Pela- gio area (Karst of Trieste, Italy). - Mem. Soc. Geol. It. 40, 45-51, 6 figs., Trieste. Cucchi, F., Melis, R., Pallini, M., Pirini Radrizzani, C., Pugliese, N. & Ul- cigrai, F. 1986: 11 passaggio Cenomaniano-Turoniano nell'area di Monrupino (Carso Triesti- no). - Quad. Mus. Geol. Paleont. Monfalcone, num. spec. 13-24, 11 figs., Monfalcone. Cucchi, F., Pirini Radrizzani, C. & Pugliese, N. 1987: The carbonate stratigraphie sequence of the Karst of Trieste (Italy). - Mem. Soc. Geol. It. 40, 35-44, 1 fig., 2 tabs., Tri- este. Dhondt, A. V. & Dieni, 1. 1993: Non-rudistid bivalves from late Cretaceous rudist limestones of NE Italy (Col dei Schiosi and Lago di S. Croce areas). - Mem. Sc. geol. 45, 165- 241, 18 text-figs., 20 pis., 1 tab., Padova. Forti, F & M as oli, M. 1969: Comparazioni cronostratigrafiche delle formazioni car- bonatiche del Carso Triestino. - Boll. Bibl. e dei Mus. Civ. e delle Biennali d'arte antica, 1-23, Udine. Masoli, M. & Ulcigrai, F 1969: Termini Albiani della serie stratigrafica del Carso Triestini. - St. Trent. Sc. Nat., Sez. A 46, 65-91, Trento. Parona, C. F. 1932: Fauna cretacica di Aurisina (Trieste). - Giornale di Geologia, ser. 2, vol. 7, 405-421, Bologna. Polšak, A. 1979: Upper Cretaceous beds of the Northwestern part of Outer Dinarides (Lika, Croatian littoral and Istria). - 16th Europ. Micropaleont. Coll., 101-106, Ljubljana. Schroeder, R. & Neumann, M. 1985: Les grands foraminifères du Crétacé moyen de la région méditerranénne. - Geobios, Mém. 7 spécial, 1-161, 68 pis., Lyon. Sánchez, M. V. 1981: Hippuritidae y Radiolitidae (Bivalvia). - Catalogo de especies. - Univ. aut. Barcelona, pub. de geologia 15, 1-228, Barcelona. Skelton, P. W. 1978: The evolution of functional design in rudist (Hippuritacea) and its taxonomic impUcation. - Phil. Trans. R. Soc. London. 284a., 305-318, 1 pl., 8 figs., London. Skelton, P. W. 1985: Preadaptation and evolutionary innovation in rudist bivalves. - Spec. Pap. Paleont. 33, 159-173, 2 pis., 3 figs., London. 100 Mauro Caffau, Nevio Pugliese & Mario Pleničar Plate 1 - Tabla 1 1, 2 Praeradiolites acutilamellosus n. sp. Ventral side view of holotype (fig. i) and paratype (fig. 2). The straight and protruding E-S siphonal bands can be seen (x 1). Visogliano. Samples MCV 104 (holotype) and MCV 105 (paratype) Pogled na ventralno stran holotipa (sl. i) in paratipa (sl. 2). Vidimo ravni in štrleči si- fonalni progi E-S(x 1). Vižovlje. Primerka MCV 104 (holotip) in MCV 105 (paratip) 3 Praeradiolites acutilamellosus n. sp. Lateral view (x 1). Visogliano. Sample MCV 111 Pogled od strani (x 1). Vižovlje. Primerek MCV 111 4 Praeradiolites acutilamellosus n. sp. Ventral side view. The E-S siphonal bands are rounded and protruding (x 1). Visogliano. Sample MCV 112 Ventralna stran. Sifonalni progi E-S sta zaobljeni in štrleči (x 1). Vižovlje. Primerek MCV 112 The development of the mollusc fauna in the Cenomanian... 101 102 Mauro Caffau, Nevio Pugliese & Mario Pleničar Plate 2 - Tabla 2 1 Praeradiolites acutilamellosus n. sp. Ventral side view. The rounded E-S siphonal bands can be seen (x 1). Visogliano. Sample MCV 113 Ventralna stran. Vidni sta zaobljeni sifonalni progi E-S (x 1). Vižovlje. Primerek MCV 113 2 Praeradiolites acutilamellosus n. sp. Protruding and flattened E-S siphonal bands (x 1). Visogliano. Sample MCV 114 Štrleči in sploščeni sifonalni progi E-S (x 1).Vižovlje. Primerek MCV 114 3 Praeradiolites acutilamellosus n. sp. Lateral view. The neighbouring megacycles can be seen (x 1). Visogliano. Sample MCV 107 Pogled od strani. Vidijo se sosednji megacikU na lupini (x 1). Vižovlje. Primerek MCV 107 The development of the mollusc fauna in the Cenomanian... 103 104 Mauro Caffau, Nevio Pugliese & Mario Pleničar Plate 3 - Tabla 3 1, 2 Radiolites carsicus n. sp. Ventral side view of holotype (fig. 2) and paratype (fig. i). The E-S siphonal bands are seen as rounded and protruding ribs. The interband is traversed by three ribs (x 1). Vi- sogliano. Samples MCV 127 and MCV 128 Ventralna stran holotipa (sl. 2) in paratipa (sl. 1). Sifonalni progi E-S sta zaobljeni štrleči rebri. V medsifonalni coni potekajo tri podolžna rebra (x 1). Vižovlje. Primerka MCV 127 in MCV 128 3 Radiolites carsicus n. sp. Ventral side view (x 1). Visogliano. Sample MCV 131 Ventralna stran (x 1). Vižovlje. Primerek MCV 131 The development of the mollusc fauna in the Cenomanian... 105 106 Mauro Caffau, Nevio Pugliese & Mario Pleničar Piate 4 - Tabia 4 1, 2 Radiolites carsicus n. sp. Ventral side view of two specimens. The protruding and rounded E-S siphonal bands, and the V - shaped interband can be seen (x 1). Visogliano. Samples MCV 129 and MCV 130 Ventralna stran dveh vzorcev. Vidimo štrleči in zaobljeni sifonalni progi E-S in medsifonalno cono v obliki črke V (x 1). Vižovlje. Primerka MCV 129 in MCV 130 3 Radiolites peroni (Choffat) Ventral side view. The E-S siphonal bands are flattened and protruding. The interband is traversed by a rib (x 1). Visogliano. Sample MCV 24 Ventralna stran. Sifonalni progi sta sploščeni in štrleči. Na medsifonalni coni je podolžno rebro (x 1). Vižovlje. Primerek MCV 24 4 Praeradiolites cf. P. fleuriausus (d'Orbingny) Lateral view of foot fold V (x 1). Visogliano. Sample MCV 121 Lateralna stran z nožno gubo V (x 1). Vižovlje. Primerek MCV 121 The development of the mollusc fauna in the Cenomanian... 107 108 Mauro Caffau, Nevio Pugliese & Mario Pleničar Plate 5 - Tabla 5 1 Sauvagesia sharpei (Bayle) Ventral side view (x 1). Visogliano. Sample MCV 21 Ventralna stran (x 1). Vižovlje. Primerek MCV 21 ê Durania acuticostata n. sp. Ventral side view. The E and S siphonal areas are wide, flattened and slightly protruding (x 1). Visogliano. Sample MCV 2 Ventralna stran. Sifonalni progi E in S sta široki, sploščeni in rahlo štrleči (x 1). Vižovlje. Primerek MCV 2 3 Durania acuticostata n. sp. Lateral view. The ornamentation characterized by strong and triangular costae can be seen (x 1). Visogliano. Sample MCV 5 Lateralna stran. Značilna ornamentacija so močna trikotna rebra (x 1). Vižovlje. Primerek MCV 5 The development of the mollusc fauna in the Cenomanian... 109 110 Mauro Caffau, Nevio Pugliese & Mario Pleničar Plate 6 - Tabla 6 1, 2 Durania acuticostata n. sp. Holotype. Ventral (fig. i) and dorsal view (fig. 2) of the same specimen. The E-S sipho- nal areas traversed by thin ribs, and the concave interband with a thin rib (fig. i) and longitudinal costae (fig. 2) can be seen (x 1). Visoghano. Sample MCV 12 Holotip. Ventralna (si. i) in dorzalna (si. 2) stran istega primerka. Čez sifonalni progi E-S potekajo tenka rebra, vidimo pa tudi konkavno medsifonalno cono s tenkim rebrom (si. i) in še z več drobnimi rebri (x 1). Vižovlje. Primerek MCV 12 3 Neithea ßeuriausiana (d'Orbigny) Left valve (x 1). Visogliano. Sample MCV 22b Leva lupina (x 1). Vižovlje. Primerek MCV 22 b The development of the mollusc fauna in the Cenomanian... Ill 112 Mauro Caffau, Nevio Pugliese & Mario Pleničar Plate 7 - Tabla 7 1 Praeradiolites acutilamellosus n. sp. Transversai thin section showing the celluloprismatic structure. In the siphonal area, the prisms form a syncline-like arrangement. Visogliano. The length of the bar at the bottom of the table corresponds to 10mm Prečni presek (zbrusek) kaže celuloprizmatično strukturo lupine. V sifonalni coni so prizme razporejene v obliki sinklinale. Vižovlje. Dolžina črtice spodaj ustreza dolžini lOmm S Praeradiolites cf. P. ßeuriausus (d'Orbigny) Transversal thin section showing the celluloprismatic structure. Visogliano. The length of the bar at the bottom of the table corresponds to 10 mm Prečni presek (zbrusek) kaže celuloprizmatično strukturo lupine. Vižovlje. Dolžina črtice spodaj ustreza dolžini 10 mm The development of the mollusc fauna in the Cenomanian... 113 114 Mauro Caffau, Nevio Pugliese & Mario Pleničar Plate 8 - Tabla 8 1, 2 Radiolites carsicus n. sp. Transversai thin section of three specimens showing the celluloprismatic structure. The siphonal structure E is seen as a double radial band and S structure as one radial band (magnification of fig. 1 - x 2.5, and fig. 2 - x 3.5). Visogliano Prečni preseki (zbruski) treh primerkov kažejo celuloprizmatično strukturo. Struktura lupine v sifonalni coni E je podobna dvojni radialni progi, v sifonalni coni S pa enojni radialni progi (povečava si. 1 - x 2,5 in si. - x 3,5). Vižovlje 3 Radiolites carsicus n. sp. Transversal thin section showing a celluloprismatic structure. The structures of E-S si- phonal bands differs from those of figs. 1, 2 because the section is not perfectly trans- versal to the development of the specimen. Visogliano. The length of the bar at the bot- tom corresponds to 10 mm Prečni presek (zbrysek) spodnje lupine kaže celuloprizmatično strukturo. Strukturi sifonakiih prog E-S se ločita od struktur na slikah 1, 2, ker presek na sliki 3 ni popolnoma pravokoten na glavno os primerka. Vižovlje. Dolžina črtice spodaj ustreza dolžini lOmm The development of the mollusc fauna in the Cenomanian... 115 116 Mauro Caffau, Nevio Pugliese & Mario Pleničar Plate 9 - Tabla 9 J Sauvagesia sharpei (Bayle) Transversal thin section showing the celluloprismatic structure (x 2). Visogliano Prečni presek (zbrusek) spodnje lupine kaže celuloprizmatično strukturo (x 2). Vižovlje 2 Durania acuticostata n. sp. Transversal thin section the lower valve showing the celluloprismatic structure (x 2). Visogliano Prečni presek (zbrusek) spodnje lupine kaže celuloprizmatično strukturo (x 2). Vižovlje The development of the mollusc fauna in the Cenomanian... 117 120_Mauro Caffau, Nevio Pugliese & Mario Pleničar Plate 10 - Tabla 10 1 Chrysalidina gradata (x 38) Interval 6 of the Visogliano sequence Interval 6 stratigrafskega zaporedja pri Vižovljah S, 3 Some sections of Broeckina balcanica (x 58) Interval 6 of the Visogliano sequence Nekaj presekov vrste Broeckina balcanica (x 58) Interval 6 stratigrafskega zaporedja pri Vižovljah The development of the mollusc fauna in the Cenomanian... 119 120 Mauro Caffau, Nevio Pugliese & Mario Pleničar Plate 11 - Tabla 11 ' 1 Monospecific cluster of Praeradiolites acutilamellosus n. sp. consisting of specimens developped as elevators (x 1). Visogliano Monospecifični skupek rudistov vrste Praeradiolites acutilamellosus n. sp., razvit kot elevator (x 1). Vižovlje ê Specimens of Praeradiolites acutilamellosus n. sp. (signet by the arrow) encrusted on the shell of a shell of Radiolites carsicus n. sp. (x 1). Visogliano Primerki vrste Praeradiolites acutilamellosus n. sp. (označeni s puščico), prirash (inkrustirani) na lupini vrste Radiolites carsicus n. sp. (x 1). Vižovlje The development of the mollusc fauna in the Cenomanian... 121 GEOLOGIJA 37, 38, 123-140 (1994/95), Ljubljana Preliminary biometrical analysis on three similar hippuritid species Mauro Caffau Dipartimento di Scienze Geologiche AmbientaU e Marine, Università degli Studi di Trieste, Via Eduardo Weiss 2 CAP 34127 Trieste Mario Pleničar Katedra za geologijo in paleontologijo NTF Univerza v Ljubljani Aškerčeva 2, 1000 Ljubljana, Slovenija Abstract The hippuritids species Hippuritella lapeirousei (Goldfuss, 1840), Hippu- ritella nabresinensis (Futterer, 1893) and Hippuritella heritschi (Kühn, 1947) were studied through biometrical analysis. For this purpose, the areas of three morphological characters which are related by their biological functions (as de- scribed by Realy, 1992) were measured on transversal sections of lower valves. These morphometrical values are: a) shell area (Sa), b) inner area (la) and c) pillars area (Pl-P2a). This analysis highlighted a morphological similarity between HI. nabresinensis and HI. heritschi, meanwhile the morphometric values for HI. lapeirousei showed to be different. Introduction The hippuritid species Hippuritella lapeirousei (Goldfuss, 1840), Hippuritel- la nabresinensis (Futterer, 1893) and Hippuritella heritschi (Kühn, 1947) are very similar from the morphological point of view. In fact, this topic was discussed in h- terature by different authors. Douvillé (1891-97) observed a clear similarity between HI. lapeirousei and HI. nabresinensis and, later, Parona (1900) and Toucas (1903-1904) considered HI. nabresinensis as a synonim of HI. lapeirousei. However several authors observed a wide variabihty in the ornamentation of these species. Toucas (1903-1904) no- ted it analysing the lower valve of HI. lapeirousei. Successively, Pleničar (1975, 1994) and Vic ens (1992) observed this variabihty between HI. nabresinensis and HI. lapeirousei. Afterwards, Sladić-Trifunović (1972, 1978) and Laviano (1985) discussed the problem about the great similarity among the three species. Thus, their similarity focuses on a stih unsolved taxonomical problem. The aim of this paper is to discuss about this taxonomical problem through morphometric analysis carried out on specimens belonging to the three species. 124 Mauro Caffau & Mario Pleničar Material Part of the morphometrical measures was obtained analysing the specimens of HI. Lapeirousei, HI. Nabresinensis and HI. heritschi described in literature, including the holotypes of the three species (tables 1, 2, 3). Moreover, 300 lower valves of HI. nabresinensis coming from the area of the holotype (Aurisina/Nabrežina - Karst of Triest) have been analyzed (table 4). Forty-eight of them were selected in that they revealed an excellent state of conservation. Fifteen valves of HI. heritschi coming from Stranice and Senožeče (Slovenia) have been analysed and measured. These samples show similar morphological characters vdth respect to those of the holotype descri- bed by Kühn (1947). Unfortunately it was no possible to carry out similar analysis with specimens of HI lapeirousei, because in the area of the Karst of Trieste (Italy) and Triest-Ko- men plain (Slovenia) this species is represented by scarce and bad-preserved speci- mens. The studied valves of HI. nabresinensis and HI. heritschi are deposited in the collection of the "Istituto di Geologia e Paleontologia dell'Università di Trieste", and in the collection of the "Katedra za geologijo in paleontologijo univerze v Ljubljani", respectively, meanwhile those coming from Senožeče (Slovenia) have been kindly lent by doctor Bogdan Jurkovšek from his private collection. The systematics and taxonomic aspects of the three species are shortly discussed be- low. Palaeontological description Familia Hippuritidae Gray, 1848 Genus Hippuritella Douvillé, 1908 Hippuritella lapeirousei (Goldfuss, 1840) 1891-97 Hippurites lapeirousei var. crassa Goldfuss - Douvillé, 222, pl. 24, fig. 10. 1900 Hippurites lapeirousei Goldfuss - Parona, 11, pi. 1, figs. 1-3. 1912 Orbignya lapeirousei var. crassa Goldfuss - Schubert, 62. 1975 Hippurites (Orbignya) lapeirousei Goldfuss - Pleničar, 87, pl. 1, fig. 10. 1981 Hippuritella lapeirousei (Goldfuss) - Sánchez 10, cum syn. 1992 Hippuritella lapeirousei (Goldfuss) - Vicens, 123. 1994 Hippuritella lapeirousei (Goldfuss) - Pleničar, 50, pl. 2, figs 9-10. Taxonomical remarks: According to Douvillé (1891-97), lapeirousei is characterized by a cylindrical or cylindric-conical lower valve ornamented by longitudinal costae of variable v^ddeness, which are separated by concave rounded canals. The distance between the costae varies among specimens coming from different geografical areas. The upper valve is covered by polygonal pores, which are arranged into regular and radial rows on the border of the valve. The inner characters are the ligamental ridge, absent or hardly marked by a small inflexion in the outer layer of the shell, and the rounded pillars, which are slightly different between them. The cardinal apparatus is situated near the dorsal margin of the lower valve. The tooth N is X-shaned. The narrow and elonßated alveolus of Preliminary biometrical analysis on three similar hippuritid species 125 the anterior tooth is situated along the dorsal margin, while that of the posterior one is smaU and rounded. The miophore cavities are well developed. Douvillé (1895) observed that "les caractères de I'ornamentation extérieure, quoique d'une importance beaucoup moindre, peuvent être aussi d'une certain utilité pour distinguer ces espèces." Douvillé (1895) defined the group of Hippuritella variabilis Munier-Chalmas, 1867 in which he included the fohowing species: Hippuritella maestrei Vidal, 1878, Hippuritella variabilis and Hippuritella lapeirousei. Sladić-Trifunović (1978) observed that the holotype of HI. lapeirousei is characterized by a conical valve, while the holotype of HI. nabresinensis is cylindrical. Distribution: This species has been found in the Upper Campanian-Lower Maas- trichtian in Spain in the areas of Montsec and Valencia, in Italy in the zones of Mátese Mt. And Maiella Mt. (Pons & Širna, 1992) and at Stranice in the Maastrichtian (Slovenia) (Pleničar, 1994). The transversal sections of the lower valves of the individuals of the species Hippuritella lapeirousei are presented on the plate 1, the morphometrical measures of the same individuals on the table 1. Hippuritella nabresinensis (Futterer, 1893) 1926 Hippurites (Orbignya) lapeirousei Goldfuss - Parona, 349. 1969 Hippurites nabresinensis acuticostatus Lupu - Lupu, 210, pl. 1. 1975 H. (Orbignya) nabresinensis Futterer - Pleničar, 107, pl. 1, fig. 2., textfig. 3. 1981 H. nabresinensis Futterer - Sánchez, 20, cum syn. 1982 H. nabresinensis Futterer - Czabalay, 80, pl. 10, fig. 5. 1982 H. nabresinensis Futterer - Accordi et al., 770, pl. 7, figs. 8, 10. 1985 H. nabresinensis Futterer - Laviano, 325, pl. 7, figs. 2, 4. 1992 H. nabresinensis Futterer - Peza, 294, pl. 1, fig. 3. Table 1. Morphometrical measures of samples of Hl. lapeirousei described in literature Sa Shell area; la Inner area; Pl-P2a Pillars area. The area's values are expressed in mm^ 126 Mauro Caffau & Mario Pleničar Taxonomical remarks: Futterer (1893) in the description of the Hl. nabre- sinensis focused his attention specially on the external characters of this species. He described the cylindrical lower valve with a length of 270 mm and a diameter of 30 to 40mm. The shell is crossed by about 21 longitudinal and rounded costae, which are from 2 to 5mm wide. The pillar PI is rounded and its base is wider than that of the pillars P2. Accordi et al. (1982) observed that the shell is crossed by rounded costae which include narrow canals. These canals are also crossed by thin ribs. The external shell presents weak concavities in correspondence to the pillars. The pres- ence of a ligamental ridge is not mentioned by Futterer (1893) in his description of the holotype. This character is confirmed by personal observations on 300 lower valves of this species coming from the type locality Aurisina/Nabrežina. The Futterer's description (1893) receives two years later the first objection from Douvillé (1895), who placed HI. nabresinensis as a synonym of Hippurites lapeirousei var. crassa because these characters were not enough to create a new species. Parona (1900) also observed the great similarity between HI. nabresinensis and HI. lapeirousei and the same author placed HI. nabresinensis as a synonym of HI. lapeirousei in 1926 confirming the previous observations of Douvillé (1895). Also Schubert (1912) placed HI. nabresinensis as synonym of HI. lapeirousei var. crassa. Kühn (1947) described a new species HI. heritschi. Later, other authors discussed about the simñarity between these species: Sladić-Trifunović (1972, 1978) analysed the taxonomical problem and L avian o (1985) summarized the observations about the differences between the three species, according to the previous authors (Lupu, 1976; Sladić-Trifunović, 1972, 1978; Accordi et al., 1982). Distribution: the holotype described by Futterer (1893) has been found in the type locality Aurisina/Nabrežina (Karst of Trieste) in the limestones of the Santonian- Campanian (Cucchi et al., 1987). The transversal sections of the lower valves of the individuals of the species Hippuritella nabresinensis are presented on the plates 2, 3a and 3b, the mor- phometrical measures of the same individuals on the tables 2 and 3. Table 2. Morphometrical measures of samples of HI. nabresinensis described in literature Sa Shell area; la Inner area; Pl-PSa Pillars area. The area's values are expressed in mm^ Preliminary biometrical analysis on three similar hippuritid species 127 Table 3. Morphometrical measures of samples of HI. nabresinensis coming from to Aurisina/Nabrežina (Karst of Trieste) Sa Shell area; la Inner area; Pl-P2a Pillars area. The area's values are expressed in mm^ Hippuritella heritschi (Kühn, 1947) 1908 Hippurites colliciatus Woodward - Schmidt, 238. 1934 Hippurites (Orbignya) lapeirousei Goldfuss - Milovanović, 223, fig. 18. 1951 H. (Orb.) nabresinensis Futterer - Pejović, 94, pl. 1, fig. 2; pl. 2, fig. 2; pl. 3, fig. 2. 1960 H. heritschi Kühn - Kühn, 48. 1962 H. heritschi Kühn - Kaumanns, 305, pl. 2, fig. 4; text. fig. 6. 1970 H. heritschi Kühn - Pamouktchiev, 48. 1978 H. heritschi Kühn - Sladić-Trifunović, 422, pl. 1-8, text. fig. 1, 2. 1979 Hippuritella heritschi (Kühn) - Pamouktchiev, 220, pi. 7, figs. 1-3. 1982 Hippurites heritschi Kühn - Czabalay, 79, pi. 13, fig. 14; pi. 18, fig. 1. 1992 Hippurites heritschi Kühn - Caffau et al.. Pl. 1, fig. 1. 1994 Hippuritella heritschi (Kühn) - Pleničar, 51, pl. 2, fig. 7; pl. 3, fig. 1, 2. Taxonomical remarks: the conical lower valve is crossed by longitudinal costae, separated by rounded canals. In some specimens the sheh is very thick and can be as large as 27mm, as described by Sladić-Trifunović (1978). The pillars are 128 Mauro Caffau & Mario Pleničar triangular with approximately the same dimensions. The upper valve, which was described for the first time by Sladić-Trifunović (1978), is covered by polygonal pores and radially crossed by canals. The ligamental ridge is absent. Sladić- Trifunović (1978) analysed the taxonomical problem concerning the similarity of this species with the HI. lapeirousei and HI. nabresinensis. He also observed that in aU stages of the ontogenetical development, the shell of HI. heritschi is always thick. In our opinion, such character is also present in HI. nabresinensis. According to Pejović and Kühn (1960), Laviano (1985) considered the shape and dimension of the shell and pillars as distinctive characters between HI. nabresinensis and HI. heritschi. Table 4. Morphometrical measures of samples of HI. heritschi described in literature Sa Shell area; la Inner area; Pl-P2a Pillars area. The area's values are expressed in mm^ Table 5. Morphometrical measures of samples of HI. heritschi from Stranice (samples 1-2) and from Senožeče (samples 3-15), Slovenia Sa Shell area; la Inner area; Pl-PSa Pillars area. The area's values are expressed in mm^ Preliminary biometrical analysis on three similar hippuritid species 129 Disribution: HI. heritschi was found in Maastrichtian in Katschberg, near the St. Bartholomä in Austria (Sladić-Trifunović, 1978). Furthermore, in the Upper Campanian-Lower Maastrichtian in the zone of Valencia in Spain, in Italy in the Apennines in the zone of Maiella Mt. and Mátese Mt. and in Sicilia (Pachino) (Pons & Sima, 1992). The transversal sections of the lower valves of the individuals of the species Hippuritella heritschi are presented on the plates 4 and 5, the morphometrical measures of the same individuals on the tables 4 and 5. Biometrical analysis We recall that the examined material for this study included: a) specimens which are already described in literature and b) specimens coming from different outcrops (tab. 3a, 3b, 5; pi. 3, 5). In the first case, the morphometrical values were obtained from published illustrations (tab. 1, 2, 4; pi. 1, 2, 4). In the latter case, the lower valves were cut and their transversal sections were subjected to morphometric measurements. Some characters, which are related by their biological functions (Reali, 1992) were selected for this biometrical study and their areas were measured as shown in Fig la. These morphometrical values are: a) the surface mantle or shell area (5a) responsible for the incoming water flux and the entrance of nutrients in the internal cavity; b) the area of the internal cavity (la) which contains the organic tissues where assimilation of nutrients takes place; c) the surface of pillars (Pl-P2a), related to the expulsion of metabolic residues. Taking into acount that pillars and mantle thickness are in close biological relationship with the internal cavity (Skelton, 1976J, Pl-P2a and Sa values were plotted against la. Fig. la. Transversal section of a lower valve where the measured areas are indicated 130 Mauro Caffau & Mario Pleničar In ali the graphs, the regression Unes corresponding to Hl. lapeirousei, Hl. nabre- sinensis and HI. heritschi were indicated as a, b, and c, respectively. Results and fìnal consideration In all the cases, the regression lines of Sa versus la and Pl-P2a versus la (figs. 1-4) have a dispersion coefficient (r squared = R) close to the unit. This values indicates a very good correlation between these morphological characters, also including specimens coming from different geographical areas. In detail, in graph fig. 1 the slope of the regression lines for the species HI. nabresinensis and HI. heritschi are 0.85 and 0.91 respectively while for HI. lapeirousei is 0.59. In graph fig. 2, the regression hnes for HI. nabresinensis and HI. heritschi have a slope of 0.059 and 0.057 respectively while for HI. lapeirousei is 0.046. Comparing these values (graphs figs. 1 and 2) it can be seen that the slope of the regression line for the species HI. lapeirousei differs from the other two, which are very similar between them. The same values for the coUected samples of the species HI. nabresinensis and HI. heritschi (graph fig. 3: slope values of 1.03 and 0.87 respectively) are very similar Fig. 1. Shell area (Sa) versus inner area (la) of samples of the three described in literature (see data on tables 1, 2, 4). Regression values and disperssion coefficient are shown Preliminary biometrical analysis on three similar hippuritid species 131 Fig. 2. Pillars area (Pl-P2a) versus inner area (la) of samples of the three described in literature (see data on tables 1, 2, 4). Regression values and disperssion coefficient are shown to those of the specimens described in literature (graph fig. 1: 0.85 and 0.91 respec- tively). The same can be said comparing the slope of the regression lines in graphs figs. 4 and 2. Thus, combining the results from the analysis of the specimens described in literature and those collected, it is possible to conclude that the biological characters of HI. lapeirousei are clearly different from those of the other two species. On the contrary, the characters of HI. nabresinensis and HI. heritschi are very similar between them. This fact leads to the idea that these two species could be the same. In fact, new morphometrical analysis are in process in order to confirm this hypothesis. Acknowledgements This works has been carried out with the grant of the Chair for Geology and Paleontology of the University in Ljubljana, of the Slovene Academy of Sciences and Arts and of Istituto di Geologia e Paleontologia dell'Università di Trieste. We are particulary indebted to Dr. Bogdan Jurkovšek, who kindly lent us some rudist samples from his collection and to Dr. Maria Inés Gutiérrez of I.C.G.B. for translation into English. 132 Mauro Caffau & Mario Pleničar Fig. 3. Shell area (Sa) versus inner area (la) of samples of Hl. nabresin- ensis and Hl. heritschi recently found in outcrops (see data on tables 3, 5). Regres-sion values and disperssion coefficient are shown We are very grateful to Prof. Nevio Pugliese of Università di Trieste for his useful suggestions and for reading critically the manunscript. Warmest thanks are extended to aU. References Accordi, G., Carbone, F. & Širna, G. 1982: Relationship among tectonic setting, sub- stratum and benthonic communities in the Upper Cretaceous of northeastern Mátese (Molise, Italy). - Geologia Rom., 21, 775-793, 16 figs., 5 pis., Roma. Accordi, G., Carbone, F. & Sirna, G. 1987: Some affinities between the Ionian Islands and the Apulian Upper Cretaceous Rudist facies. - Mem. Soc. Geol. lt., 40, 163-173, 1 tab., 4 pis., Roma. Accordi, G., Carbone, F., Cestari, R., Reali, S. & Sirna, G. 1990: Cretaceous rudist colonization in North-Eastern Mátese. - In: Rudist Communities and Substratum in the Máte- se Mounts, Molise, Italy, 2nd International Conference on Rudists, Rome-Bari Oct. 1990, 19- 30, 6 pis., Roma. Caffau, M., Pirini-Radrizzani, C., Pleničar, M. & Pugliese, N. 1992: Rudist fauna and microfossils of the late Senonian (Monte Grisa area. Karst of Trieste, Italy). - Geologia Rom., 28, 1 fig., 1 tab., Roma. Czabalay, L. 1982: La Fauna des rudistes des environs de Sumes (Hongrie). Geol. Hung., ser. Paleont., 41, Budapest. Preliminary biometrical analysis on three similar hippuritid species 133 Fig. 4. Pillars area (Pl-P2a) versus inner area (la) of samples of HI. nabre- sinensis and HI. heritschi recently found in outcrops (see data on tables 3, 5). Regression values and disperssion coefficient are shown Cucchi, F., Pirini-Radrizzani, C. & Pugliese, N. 1987: The carbonate stratigraphie sequence of the Karst of Trieste (Italy). - Mem. Soc. Geol. It., 40, 35-44, 1 fig., 2 tab., Roma. Douvillé, H. 1891-97: Études sur les Rudistes. Révision des principales espèces d'Hippurites. - Mém. Soc. Géol. France, Pal. 1-6, Mém., 6, 1-230, 34 pis., Paris. Futterer, C. 1893: Über Hippuriten von Nabresina. - Zeitsch. D. g. G., 45, 477-488. Berlin. Goldfuss, A. 1840: Petrefacta Germaniae - 2. Theil, Divisio quarta, Düsseldorf. Kaumanns, M. 1962: Zur Stratigraphie und Tektonik der Gosauschichten des Kainach- beckens. - Sitzungsberg. Österr. Akad. Wiss. Math.-naturwiss. Kl., Abt. I, 171/8-10, 289-314, 8 figs., pis. Wien. Kühn, 0., 1947: Zur Stratigraphie und Tektonik der Gosauschichten. - Sitz. Österr. Ak. Wiss. Math., 156, 181-200, Wien. Kühn, ö., 1960: Die Rudistenfauna von Wietersdorf in Kärnten, 70, (150), I, 47-50, Klagen- furt. L a Viano, A. 1985: Paleontological description on some Rudists from the Upper Cretaceous of östuni (BR-Italy). - Riv. It. Pal. Strat., 91 (3), 321-356, 1 fig., 10 pis., Milano. Lupu, D. 1969: Fauna de rudisti senoniani de la Remeti (Apuseni de Nord). Studii cerc. geol. geof. geogr.. Ser. geologie, 14, 1, 205-224, 2 pis., 171 figs. Bucarest. Lupu, D. 1976: Contribution à l'étude des Rudistes sénoniens des Monts Apuseni. - Mem. Inst. Géoph., 24, 83-151, 1 pl., 3 figs. Bucarest. Milovanovié, B. 1934: Rudistes de la Yougoslavie. 1. Serbie orientale, occidentale et Ancienne Raška. - Ann. Géol. Péninsule Balcanique, 12, 1, 178-254, Beograd. 134 Mauro Caffau & Mario Pleničar Pamouktchiev, A. 1970: Vrhu prisstvieto na mastriht pri Kainachbeckens (Austrija). - God. Sof. univ, 62, Sofija. Pamouktchiev, A. 1979: Faune des Rudistes du Maastrichtien en Bulgarie (de l'arrondissement de Breznik, 7, 111; - Ann; Univ; Sofija „Kliment Ohridski", Fac. géol. géogr., 73/1, 213-246, 9 pis., Sofija. Parona, C. F 1900: Sopra alcune Pudiste senoniane dell'Appennino meridionale. - Mem. R. Acc. Se. Torino, 50 (2), 1-23, 2 pis., Torino. Parona, C. F. 1926: Ricerche sulle Rudiste e su altri fossili del Cretaceo superiore del Carso Goriziano e dell'Istria. - Mem. 1st. Geol. R. Univ. Padova, 7, 1-56, 8 figs., 6 pis., Pado- va. Pejović, D. 1951: Nekoliko rudista iz senonskih naslaga okoline Pirota. - Zbornik radova Geol. Inst., 16/2, 91-97, 3 pis., annex 1-3, Beograd. Pejović, D. & Kühn, O. 1960: Das Alter der Rudistenkalke von Pirot. - Sitz. Öster. Ak. Wiss. Math., 7, 136-138, 1 fig., Wien. Peza, L. 1992: Senonian rudist from Guri Pishkashit (West from Ohrid lake), Albania. - Geologica Rom., 28, 7 figs., 1 tab., 2 pis., Roma. Pleničar, M. 1975: Hippuritidae of Nanos and the Trieste-Komen plain. - Razprave SAZU, 18, 85-114, 23 pis., Ljubljana. Pleničar, M. 1994: Hippuritids from the Upper Cretaceous rudistid reef near Stranice and Lipa (NE Slovenia). - Razprave SAZU, 35, 43-63, 3 pis., Ljubljana. Polšak, A. 1979: Stratigraphy and Paleogeography of the Senonian Biolithitic Complex at Donje Orešje (Mt. Medvednica, North Croatia). - Acta Geologica JAZU 9/6, Prirodoslovna istraživanja, 42, 195-231, 17 pis., 2 annexes, Zagreb. Pons, J. M. 1977: Estudio Estratigrafico y Paleontologico de los Yacimientes de Rudisti- dos del Cretacico Sup. del Prepirineo de la Prov. de Lérida. - Universidad Autonoma de Bar- celona, Publicaciones de Geologia, 3, 105 pp., 87 pis., Barcelona. Pons, J. M. & Sirna, G. 1992: Upper Cretaceous rudists distribution in the Mediterra- nean Tethys: comparison between platforms from Spain and south Central Italy. - Geologica Rom., 28, 341-349, 2 figs., Roma. Reali, S., 1992: Preliminary morphometric analysis for Hippuritids taxonomy. - Geologia Rom., 28, 91-103, 8 figs., 3 tab., 1 pl., Roma. Sánchez, M. V 1981: Hippuritidae y Radiohtidae (Bivalvia). Catalogo de especies. - Universidad autonoma de Barcelona. PubUcaciones de geologia, 15, 1-228, Barcelona. Schmidt, W. 1908: Die Kreidebildungen der Kainach. - Jb. geol, R. A., 58, 223-246, Wien. Schubert, R. 1912: Geologischer Führer durch die Nördhche Adria. - Sammlung geol. Führer, 17, 1-213, Berlin. Skelton, R W. 1976: Functional morphology of the Hippuritidae. - Lethaia, 9, 83-100, Oslo. Sladić-Trifunović, M. 1972: Senonian limestones with Orbitoides and rudist from Ko- zluk (North-eastern Bosnia). - Ann. Géol. Pénin. Balk., 37, 11-150, 8, pis. Beograd. Sladić-Trifunović, M. 1978: Hippurites heritschi and the Maastrichtian rudist hori- zonts in the Senonian sediments at St. Bartholomä (Kainachbecken, Austria). - Ann. Géol. Pénin. Balk., 42, 421-445, 7 pis., 8 figs., Beograd. Toucas, A. 1903-1904: Études sur la clasification et évolution des Hippurites. Mém. Soc. Géol. France, 30, 65-128, 17 pis., Paris. Vicens, E. 1992: Intraspecific variability in Hippuritidae in the Southern Pyrenees, Spain: taxonomic implication. - Geologica Rom., 28, 119-161, 13 figs., 13 tab., 8 pis., Roma. Vidal, L. M. 1878: Note acerca del sistema Cretaceo de los Pireneos de Cataluña. - Bo- letín Com. ejecutiva del mapa geol. de España, 4, 257-372, 1-11 textfigs., 7 pis., Madrid. Preliminary biometrical analysis on three similar hippuritid species 135 Plate 1 HI. lapeirousei, transversal sections of lower valves of individuals described in literature, measured and numbered. Bar scale: 10mm 136 Mauro Caffau & Mario Pleničar Plate 2 Hl. nabresinensis, transversal sections of lower valves of individuals described in litera- ture, measured and numbered. Bar scale: 10mm Preliminary biometrical analysis on three similar hippuritid species 137 Plate 3 a HI. nabresinensis, transversal sections of the lower valves of individuals that belong to Aurisina/Nabrežina (Karst of Trieste), measured and numbered. Bar scale: 20mm 138 Mauro Caffau & Mario Pleničar Plate 3b Hl. nabresinensis, transversal sections of the lower valves of individuals that belong to Aurisina/Nabrežina (Karst of Trieste), measured and numbered. Bar scale: 20mm Plate 4 Hl. heritschi, transversal sections of lower valves of individuals described in literature, measured and numbered. Bar scale: 20mm 140 Mauro Caffau & Mario Pleničar Plate 5 Hl. heritschi, transversal sections of lower valves of individuals from Stranice (samples 1-2) and fromSenožeče (samples 3-15) measured and numbered. Bar scale: 20mm GEOLOGIJA 37, 38, 141-140 (1994/95), Ljubljana Oberfassanische (mitteltriassische) Conodonten aus Kalken südlich von Slugovo, Südslowenien Zgornjefassanski (srednjetriasni) konodonti iz apnencev južno od Slugova Anton Ramovš Katedra za geologijo in paleontologijo Univerza v Ljubljani Aškerčeva 2, 1000 Ljubljana, Slovenija Kurzfassung Schwarze, ziemlich stark dislozierte plattige Kalke im verlassenen Steinbruch südlich von Slugovo an der Strasse Cajnarje-Lovranovo, nordöstüch von Cerkni- ca, Südslowenien, führen eine kleine interessante Conodontenfauna der Budurovig- nathus truempyi A.-Z. Budurovignathus lipoldi n. sp., Neogondolella slugov- ensis n. sp. und Paragondolella ?trammeri (Kozur, 1972) werden beschrieben. Ähnliche conodontenführende Kalke waren in diesem Gebiet nicht bekannt. Kratka vsebina V opuščenem kamnolomu južno od Slugova, ob cesti Cajnarje-Lovranovo, severnovzhodno od Cerknice, so našli v črnih, precej dislociranih apnencih ma- jhno zanimivo konodontno favno assemblage cone Budurovignathus truempyi z vrstami Budurovignathus lipoldi n. sp., Neogondolella slugovensis n. sp. in Paragondolella ?trammeri (Kozur, 1972). Podobni konodontni apnenci na tem ozemlju še niso bih znani. Einleitung Im Jahr 1977 und nochmals 1981 habe ich mit Stevo Dozet das Gebiet zvi^ischen Cajnarje und Lovranovo besucht, um einige stratigraphische Probleme zu erklären. Dabei vmrden aus schvi^arzen Kalken des verlassenen Steinbruches südlich von Slugovo auch Conodonten-Proben genommen (Abb. 1). Solche Kalke sind nur im untersten Abschnitt der stark dislozierten Schichtfolge aufgeschlossen (Abb. 2). Die Proben lieferten nur eine kleine Conodontenfauna und bei mehrmaliger Lösung v^^urden mehrere Plattform- conodonten und häufigere Astformen gefunden. Meine damalige Bearbeitung v^^ies auf karnisches Alter hin, jedoch ohne sichere Bevv^eise. Im Jahre 1988 habe ich die Fauna neu untersucht, jedoch die Bearbeitung nocht nicht beendet. Mit Vorbehalt konnte ich Neogondolella trammeri bestimmen. Ich hatte jedoch kein Vergleichsmaterial zur 142 Anton Ramovš Abb. 1. Lage des Fundortes mit der oberfassanischen Conodontenfauna Sl. 1. Položaj najdišča z zgornjefassansko konodontno favno Verfügung und nach den bestehenden Abbildungen fand ich einige Unterschiede zum Holotyp. Erst Herr H. Kozur hat mir liebenswürdig bestätigt, dass im reichen ungari- schen Material auch solche trammeri-Yormen vorkommen. Neben dieser Art fanden sich zwei neue Arten, Budurovignathus lipoldi n. sp. und Neogondolella slugoven- sis n. sp., die in dieser Arbeit beschrieben werden. Stratigraphische Bemerkungen In der neuen geologischen Karte des Blattes Postojna (Buser et al., 1967) 1:100.000 aus dem Jahr 1967 sind im Gebiet zwischen Cajnarje und Lovranovo karbonatische und klastische Gesteine mit Bauxit-Vorkommen eingezeichnet. In den Erläuterungen zum Blatt Postojna (Pleničar et al., 1970, 21-23) sind diese Schichten nicht be- sonders erwähnt und bearbeitet. Wegen der starken tektonischen Beanspruchung der aufgeschlossenen Schichten im verlassenen Steinbruch müsste man auch die dortige Stratigraphie neu bearbei- ten. Ich bin überzeugt; dass dort mehrere Schichtglieder in tektonischer Position vorkommen. Die untersten Plattenkalke sind jedenfals ladinischen Alters. Oberfassanische (mitteltriassische) Conodonten aus Kalken... 143 Abb. 2. Conodontenführende oberfassanische Plattenkalke im aufgelassenen Steinbruch an der Strasse Cajnarje-Lovranovo. Conodontenproben 3/81 und 4/81. Foto A. Ramovš Sl. 2. Zgornjefassanski ploščasti apnenci s konodonti v opuščenem kamno- lomu ob cesti Cajnarje-Lovranovo. Konodontna vzorca 3/81 in 4/81. Foto A. Ramovš Systematische Paläontologie Stamm Conodonta Eichenberg, 1936 Oberfamihe Gondolellacea Lindström, 1970 Familie Gondolellidae Lindström, 1970 Gattung Budurovignathus Kozur, 1988 Typusart Polygnathus mungoensis Diebel, 1956 Budurovignathus lipoldi n. sp. Taf. 1, Fig. la-c, 2a-c Derivatio nominis: Gewidmet dem hervorragenden ersten slowenischen Geologen Marko Vincenc Lipoid (1816-1883). Holotypus: Das Exemplar auf Tafel 1, Fig. 1, Cajnarje 4/1981. Locus typicus: Ehemaliger Steinbruch südlich der Ortschaft Slugovo an der Strasse Cajnarje-Lovranovo, nordösthch von Cerknica, Slowenien. Stratum typicum: Kalkbänke im unteren Teil des aufgelassenen Steinbruches südlich von Slugovo; Oberfassan, Budurovignathus truempyi A.-Z. Material: 5 Exemplare. Diagnose: Ein primitiver Budurovignathus mit stark reduzierter, beiderseits asymmetrischer, sehr leicht gebogener und flacher, mit Grübchenstruktur versehe- 144_Anton Ramovš ner Plattform. Der vorletzte Zahn der Carina ist sehr kräftig und hinter dem Haupt- zahn hegt noch ein kleinerer letzter Zahn; er ist mit dem Hinterrand der Plattform verschmolzen. Die Zähne sind im mittleren Abschnitt der Carina zu einer Leiste ver- schmolzen. Der Kiel ist breit, zvv^ei voneinander getrennte Basalgruben sind vorver- lagert und hegen unter dem drittletzten Zahn unter dem breiteren Teil der Plattform. Beschreibung: Die juvenile Form ist leicht asymmetrisch, sehr schlank (Taf. 1, Fig. 2 b, 2 c); stark reduzierte Plattform ist kürzer als die halbe Länge des Conodonten. Der Hauptzahn ist sehr kräftig, seitlich abgeflacht und stark nach hinten geneigt. Der letzte Zahn ist mit dem Hinterrand verschmolzen. Der nach hinten verlängerter Kiel läuft spitz aus. Im Adultstadium ist die Carina mässig hoch, beinahe waagerecht, trägt bis 13 seitlich abgeflachte Zähne, die im mittleren Abschnitt der Carina zu einer Leiste verschmolzen sind. Der breite Kiel mit Basalfurche und zwei vorverlagerten Basal- gruben erstreckt sich bis zum Hinterrand der Plattform. Beziehungen: Die schlanke, niedrige Plattform bei B. lipoldi ist anders gestaltet und stärker reduziert als die breite ovale und nach beiden Enden hin zugespitzte Plattform von B. truempyi (Hirsch, 1971, 66-68, Taf. 1). Deutliche Unterschiede liegen in der Bezahnung der Carina. Der sehr kräftige Hauptzahn ist seitlich abge- flacht, stark hervorragend und stark nach hinten geneigt. Die ersten spitz dreiecki- gen Zähne stehen senkrecht. In der hinteren Hälfte sind die Zähne zu einer Leiste verschmolzen. Bei B. truempyi ist der Kiel im vorderen und mittleren Abschnitt schmal und erst im hinteren Drittel verbreitert er sich stark. Bei B. lipoldi ist der Kiel in seiner ganzen Länge etwa gleich breit, wird erst gegen den Basalgrubenbereich et- was breiter und setzt sich in der gleicher Breite bis zum spitz-ovalen Plattformende fort. Bemerkung zum Alter: Kozur (1989, 396) schreibt: „The appearance of B. truempyi (Hirsch), the most primitive Budurovignathus species, is not related to any stage or substage boundary, but lies within the higher Fassanian." Gattung Neogondolella Bender & Stoppel, 1965 Typusart Gondoleila mombergensis Tatge, 1956 Neogondolella slugovensis n. sp. Taf. 1, Fig. 4a-c; Taf. 2, Fig. la-e Derivatio nominis: Nach dem Vorkommen nahe Slugovo, Slowenien. Holotypus: Das. Exemplar auf Tafel 2, Fig. 1, Cajnarje 3/1981. Locus typicus: Aufgelassener Steinbruch südlich von der Ortschaft Slugovo, an der Strasse Cajnarje-Lovranovo, nordöstUch von Cerknica, Südslowenien. Stratum typicum: Kalkbänke im unteren Teil des aufgelassenen Steinbruchs südlich von Slugovo; Oberfassan, Budurovignathus truempyi A.-Z. Material: Drei Exemplare. Diagnose: Mittelgrosse, in Seitenansicht leicht gebogene Neogondolella mit subpa- ralellen, leicht gewölbten Plattformrändern, die mit Grübchenstruktur versehen sind. Die Plattform ist breit gerundet. Die Carina ist niedrig, fast waagerecht bis leicht gebogen. Die Zähnchen stehen senkrecht; die ersten drei sind spitz dreieckig, die anderen bis auf die Spitzen verschmolzen oder in der hinteren Hälfte zu einer Leiste verschmol- zen. Hinter dem stumpfen Hauptzahn befindet sich ein grosser stumpfer Zahn, der mit dem Hinterende der Plattform verschmolzen ist (Taf. 2, Fig. la, le. Id). Der Kiel Oberfassanische (mitteltriassische) Conodonten aus Kalken... 145 ist niedrig und mässig breit, im Bereich der Basalgrube erweitert er sich und endet spitz oder spitz oval. Die tiefe Basalfurche geht in die vordere ovale Basalgrube über und biegt dann wie der Kiel seithch nach hinten um. Beziehungen: Neogondolella slugovensis n. sp. unterscheidet sich von den Arten der consíHcía-Gruppe durch die senkrechte Anordnung der Zähnchen in der Carina, durch das spitze oder spitz-ovale Hinterende des Kiels und die kurze Fort- setzung der Basalfurche hinter der hinteren Basalgrube. Paragondolella ? tramme- ri (Kozur) unterscheidet sich durch das breitere Hinterende des Kiels mit ovalem tiefen Basaltrichter, in dem nur eine undeutliche Zweiteilung der Basalgrube zu er- kennen ist. Die Basalfurche setzt sich nicht hinter der Basagrube fort. Gattung Paragondolella Mosher, 1968 Typusart Paragondolella excelsa Mosher, 1968 Paragondolella ? trammeri (Kozur, 1972) Taf. 1, Fig. la-c 1972 Gondolella haslachensis trammeri Kozur n. subsp. - Kozur & Mock, S. 13, Taf. 1, Fig. 3-5, non Fig. 6, 7. 1980 Gondolella trammeri Kozur emend. - Kovács & Kozur, S. 58, Taf. 6, Fig. 6, 8, non Fig. 7. 1983 Gondolella trammeri Kozur, 1971 (corr. A. R. 1972) - Krystyn, S. 239, Taf. 1, Fig. 5, Taf. 2, Fig. 5-6, Taf. 3, Fig. 3, 4. Material: Vier Exemplare. Original-Diagnose: Eine Unterart von Gondolella haslachensis mit einem fast immer mit dem Hinterende der Plattform verschmolzenen Zahn hinter dem Haupt- zahn (Kozur, in Kozur & Mock, 1972, S. 13). Beschreibung: Die niedrige, an den Rändern mit feiner Grübchenstruktur ver- sehene Plattform ist relativ schmal und hat die grösste Breite in der ersten Hälfte des Conodonten. Das freie Blatt reicht nur bis zum Ende des ersten Zahnes. Die sehr leicht gebogene Carina trägt 11 kräftige, dreieckige, bis auf die Spitzen verschmol- zene Zähne. Sie stehen in der vorderen Hälfte aufrecht, in der hinteren sind sie nach hinten geneigt. Der Hauptzahn ist gross. Hinter ihm hegt ein ziemhch kräftiger Zahn, der mit dem gerundeten Platformende verschmolzen ist. Der Kiel mit tiefer Basal- furche ist in seinem vorderen und mittleren Teil schmal, im Bereich der subterminal hegenden ovalen trichterförmigen Basalgrube verbreitet er sich stark, ein characte- ristisches Merkmal von P. ? trammeri. Alter: P. ? trammeri nach der Original-Beschreibung kommt in der curionii- Zone (Oberfassan) und im unteren Longobard der südalpinen Subprovinz der austro- alpinen Conodonten-Provinz vor. Stratum typicum ist eine Ammonitenbank mit Eo- protrachyceras curionii und Proarcestes (Kozur & Mock, 1972, 13), die zur obersten curionii-Zoive gehört. In der Tafel-Beschreibung von G. trammeri emend. (Kovács & Kozur, 1980, S. 58, Taf. 6, Fig. 6-8) ist das Alter unteres Longobard, M. hunga- ricus A.-Z. Nach Krystyn (1983, 239) zählt G. trammeri im Epidaurus-Profil zu den wichtigen ladinischen Leitformen und hat sich im Grenzbereich Anis/Ladin aus G. eotrammeri entwickelt. Oberfassan, Budurovignathus truempyi A.-Z. (von Kozur, 1989, 394 aufgestellt). 146 Anton Ramovš Astförmige Conodontenelemente Die beschriebenen Plattformconodonten werden von folgenden astförmigen Ele- menten begleitet: cypridodelliformes Element, enantiognathiformes Element, hinde- odelliformes Element, hibbardelliformes Element, ozarkodiniformes Element und prioniodiniformes Element. Diese Elemente treten sowohl im Apparat mit Neogon- dolella als auch im Apparat mit Budurovignathus auf. In den Conodontenproben kommen noch Fischzähnchen vor. Dank Zu herzlichen Dank verpflichtet bin ich Herrn Dr. H. Kozur (Budapest) für kriti- sche Bemerkungen und wichtige Literatur, Herrn K. Fecher (Institut für Geologie und Paläontologie der Philipps-Universität Marburg/Lahn) für die raster-elektronenmikro- skopischen Fotografien und Herrn J. Kirsch für die Bearbeitung der Fotografien. Den Aufenthalt an der Universität Marburg hat mir die Alexander von Humboldt-Stiftung ermöglicht. Dafür bin ich ihr zu bestem Dank verpflichtet. Oberfassanische (mitteltriassische) Conodonten aus Kalken... 147 Literatur Buser, S., Grad, K. & Pleničar, M. 1967: Osnovna geološka karta SFRJ Postojna, 1:100.000. Zvezni geološki zavod Beograd, Beograd. Hirsch, F. 1971: Conodontes nouvelles du Trias méditerranéen. - C. R. Séances Soc. Phys. Hist. Nat. de Genève, N. S. 6., 65-69, Taf. 1, Genève. Kovács, S. & Kozur, H. 1980: Stratigraphische Reichweite der wichtigsten Conodonten (ohne Zahnreihenconodonten) der Mittel- und Obertrias. - Geol. Paläont. Mitt. Innsbruck 10, 47-78, Innsbruck. Kozur, H. 1989: Significance of events in conodont evolution for the Permian and Trias- sic stratigraphy. - Courier Forsch. - Inst. Senckenberg 117, 385-408, 1 Fig., 7 Tabs., Frank- furt/M. Kozur, H. & Mock, R. 1972: Neue Conodonten aus der Trias der Slowakei und ihre stra- tigraphische Bedeutung. - Geol. Paläont. Mitt. Innsbruck 2, 1-20, Innsbruck. Krystyn, L. 1983: Das Epidaurus-Profil (Griechenland) - ein Beitrag zur Conodonten-Stan- dardzonierung des tethyalen Ladin und Unterkam. - Schriftenreihe Erdwiss. Komm., Österr. Akad. Wiss. 5, 231-258, 8 Taf., Wien, New York. Pleničar, M., Buser, S. & Grad, K. 1970: Tolmač za list Postojna. - Osnovna geološka karta SFRJ 1:100.000, 62 pp.. Zvezni geološki zavod Beograd, Beograd. 148 Anton Ramovš Tafel 1 - Tabla 1 1 Paragondolella ? trammeri (Kozur, 1972) la von der Seite, Ib von oben, Ic von unten. Probe Cajnarje 4/1981, x 250 la od strani, lb od zgoraj, le od spodaj. Vzorec Cajnarje 4/1981, x 250 S, 3 Budurovignathus lipoldi n. sp. Sa von der Seite, 2b von oben, 2c von unten. Probe Cajnarje 4/1981, x 260. Holotypus. 3a von der Seite, 3b von oben, 3c seitlich von unten. Probe Cajnarje 4/1981, x 260 2a od strani, 2b od zgoraj, 2c od spodaj. Vzorec Cajnarje 4/1981, x 260. Holotip. 3a od strani, 3b od zgoraj, Зс postrani od spodaj. Vzorec Cajnarje 4/1981, x 260 4 Neogondolella slugovensis n. sp. 4a von der Seite, 4b von oben, 4c von unten. Probe Cajnarje 4/1981, x 130 4a od strani, 4h od zgoraj, 4c od spodaj. Vzorec Cajnarje 4/1981, x 130 Oberfassanische (mitteltriassische) Conodonten aus Kalken... 149 150 Anton Ramovš Tafel 2 - Tabla 2 Neogondolella slugovensis n. sp. la von der Seite, Ib von unten, Ic von oben, x 130; Id Plattformende mit dem letzten Zahn der Grübchenstruktur, x 650; le hinterer Teil der Plattformunterseite mit charakteristischen Merkmalen, x 1000. Holotypus. Probe Cajnarje 4/1981 la od strani, lb od spodaj, le od zgoraj, x 130; Id konec platforme z zadnjim zobom in jamičasto strukturo, x 650; le zadnji del platformine spodnje strani s karakterističnimi značilnostmi, x 1000. Holotip. Vzorec Cajnarje 4/1981 Oberfassanische (mitteltriassische) Conodonten aus Kalken... 151 GEOLOGIJA 37, 38, 153-140 (1994/95), Ljubljana Lower Permian conodonts from the Karavanke Mts. (Slovenia) Stanko Buser Geological Department, Faculty of Natural Sciences and Engineering, University of Ljubljana, Aškerčeva 2, Sl-1000 Ljubljana, Slovenia Holger C. Forke Institute of Paleontology, University of Erlangen Loewenichstr. 28, 91054 Erlangen, Germany Abstract The first conodont fauna (4 species) from the "Trogkofel Limestones" of the Karavanke Mts. (Dolžanova soteska) is described and correlated with the fusulinids (3 species) within the same sample. The occurrence of Streptognathodus cf. simplex, Streptognathodus cf. elongatus and Diplognathodus expansus? to- gether with Dutkevitchia complicata indicates a higher age (Asselian) of these limestones than previously thought, because even the Upper Pseudoschwageri- na Limestone (Sakmarian) of the Garnie Alps already yields a Sweetognathus fauna. To avoid misunderstanding in correlations the name "Dolžanova soteska limestone member" is introduced for the white, pale red to red limestone unit, described as "Ttogkofel Limestone" in previous literature. Introduction Previous work The classical locality of Permian beds and fossils in Dolžanova soteska ("Teufels- schlucht" in German) in the Karavanke Mts. is situated in the Tržiška Bistrica vaUey, about 3 km NE of the tow^n of Tržič in NW Slovenia (Fig. 1). In it the w^eU exposed profile occurs in the Upper Carboniferous clastic beds, light grey, pale red and red "Trogkofel" limestones, dark, bedded limestones, Tarvisio breccia, Groden clastics and Upper Permian dolomites and rauhwackes. Although almost a century passed since the first systematic geological studies of these beds, the correct stratigraphie attri- bution of the up to now improperly named light grey, pale red and red "Trogkofel" limestone unit remained stiU unresolved. Since Geyer (1895) described the stratigraphy of the Garnie Alps, it was gene- rally accepted that the limestones of the Trogkofel are Early Permian in age. At this time the Rattendorf Group (Lower Pseudoschwagerina Limestone, Grenzland Formation, 154 Stanko Buser & Holger C. Forke Fig. 1. Location sketch-map and detailed position of the Dolžanova soteska limestone Upper Pseudoschwagerina Limestone) didn't exist and he included in his definition of the Trogkofel Limestone also the underlying dark or red, bedded limestones (now Upper Pseudoschwagerina Limestone). The fossils (mostly brachiopods), on which the biostratigraphic correlations were based, mainly came from these bedded lime- stones below. Three years later Schellwien (1898 a) described a fauna from the limestones of the Dolžanova soteska, which he compared with the limestones of the Trogkofel area (sensu Geyer). Between the rich brachiopod fauna, which he later described in his monography (Schellwien, 1900), he also found three ammonoids Agathice- ras aff. uralicum Karpinsky, Popanoceras (Stacheoceras) n. sp., Thalassoceras? microdiscus Gemmellaro. But unfortunately there is neither a description nor a picture of these ammonoids. In the 1930's Heritsch, Kahler & Metz discovered Permian fossils (Sphaerosch- wagerina) of the Grenzland Formation (Heritsch & Kahler, 1932) in the Garnie Alps and clarified the stratigraphy of the different lithostratigraphic units. They esta- bUshed the Rattendorf Group between the Upper Carboniferous Auernig Group and the Trogkofel Limestone s. str. (Tab. 1). Heritsch (1933, 1938, 1939, 1943) treated fusulinid foraminifera, corals and trilobites from the limestones of the Dolžanova soteska and performed the revision of Schellwien's work (1990) on brachiopods. The limestones were believed to belong to the Trogkofel Limestone (Heritsch, 1938), because of the strong hthologic si- milarities. Kahler F. and Kahler G. (1937, 1941) described "Pseudoschwagerina" camiolica from the dark, bedded limestones in the Dolžanova soteska and "Pseu- doschwagerina" citriformis from a chunk of limestone in the scree of the "Trogko- fel" limestones. Further studies on fusulinids were presented by Kochansky-De- vidé (1956, 1964). An important contribution to stratigraphy and study of fossil assemblage in Permian beds especially from the "Trogkofel" limestone in Dolžanova soteska was provided by Ramovš (1961, 1963, 1966, 1968, 1969, 1980), the extra- ordinary authority on it. The rare trilobites from the "Trogkofel" limestone were studied by Hahn et al. (1970). Lower Permian conodonts from the Karavanke Mts. (Slovenia) 155 Table 1. Historical review of the lithostratigraphic subdivisions in the Garnie Alps and correlation with the Dolžanova soteska limestone The stratigraphie subdivision and regional extension of the larger part of the Permian beds in the Karavanke Mts. were elaborated during investigations for the new geolo- gical map by Buser and Cajhen in 1978. Buser (1974, 1980) established the position of the "Trogkofel" limestone in Dolžanova soteska below the dark bedded limesto- nes with Sphaeroschwagerina. Interesting for stratigraphy is the work by Pečar (1987) who determined a new brachiopod species in the "Trogkofel" limestone and ascer- tained that the Upper Carboniferous quartz conglomerate is overlain by the "Trogkofel" limestone. All mentioned researchers of Permian beds in Dolžanova soteska assigned the grey, pale red to red limestones to the Trogkofel Stage without hesitation, which in the type region of the Carnic Alps is of latest Sakmarian to Artinskian age. Buser (1974, 1980) and Pečar (1987) established the position of this limestone between the quartz conglomerate and the overlying dark bedded limestones with Sphaeroschwagerina. However, they did not deduce from this fact the possibility that the "Trogkofel" h- mestones of the Dolžanova soteska do not correlate with the true Trogkofel limesto- nes in age. Geological setting of Dolžanova soteska The Upper Carboniferous and Permian beds outcrop in Dolžanova soteska in a 10km long and 3km wide east-west trending belt (Fig. 1). In spite of the very com- phcated structure of the Karavanke Mts. this belt of younger Paleozoic beds is of 156 Stanko Buser & Holger C. Forke relatively simple teetonics. A major obstacle to observations is the dense cover of several metres of weathering residue and of limestone slope talus. However, in the Dolžanova soteska the considered beds are well exposed, as the gorge cut deep into the rock sequence. The Upper Carboniferous beds dip southwest below the Permian beds, therefo- re in the gorge from south to north gradually older beds are exposed. The Upper Carboniferous marine molasse beds are developed as shales, quartz sandstones and conglomerates with several metres thick intercalations of black limestones. In Dolžanova soteska the predominantly massive quartz conglomerate, consisting of pebbles of quarzite and subordinately lydite in the upper part, attains about 180m thickness. The conglomerate is overlain by a 30cm thick black calcarenitic limesto- ne with numerous crinoid fragments. The contact between conglomerate and lime- stone is uneven, very wavy and the conglomerate is intensely weathered and limoni- tized along the contact with the limestone. Laterally a 30cm thick sheet of quartz sandstone appears between the conglomerates and limestones. In the basal part of the calcarenitic limestone also quartz pebbles occur (Fig. 2). The uneven and limo- nitized surface of the conglomerate most probably represents an erosion that occu- red during the uplift of the sea bottom as a result of the tectonic phase near the boundary between the Upper Carboniferous and Lower Permian (Buser, 1974, 1980). Im of grey limestone hes above the calcarenitic limestone that interbeds with up to several cm thick sheets of dark marl and shale. Upwards aim thick bed of dark grey biomicritic limestone follows. This limestone has the same dip as the ba- sal contact plane in the conglomerate (212/75). Above the biomicritic limestone 50 cm Fig. 2. Detailed stratigraphie column at the transition from the underly- ing quartz conglomerate to the lower part of the Dolžanova soteska limestone Lower Permian conodonts from the Karavanke Mts. (Slovenia) 157 of black mudstone is interbedded w^ith micaceous siltstone. 230cm of grey micace- ous siltstones follow, which are tectonically strongly deformed and folded. The silt- stone is covered by a 180 cm thick package of dark grey mudstone and marl. In h- mestones within the mudstone very numerous crushed brachiopod valves occur. It is most probable that Pečar (1987) found the brachiopod Capillomesolosus herit- schi in these beds, which is, however, more frequent in the red and pale red lime- stones of Dolžanova soteska. The content of mudstones decreases in the grey limestone, which passes into light grey, pale red and red massive limestones that have been called up to now "Trogko- fel" limestones. This limestone is the main subject of this investigation and is cahed Dolžanova soteska limestone further on. The horizon, in which the colour changes, is not more than 2m thick. Upwards greyish to pale red limestones follow, which pass into the characteristic red limestones. In the latter the rich fauna of brachiopods as weh as crinoids and common fusulinids occur. Schellwien's (1900) brachiopods originated from an ancient quarry 150 m north of the upper bend of the road throu- gh Dolžanova soteska. The limestones form more than 100 m high cliffs on the ea- stern side of the road. The limestone continues westwards across the Tržiška Bistri- ca. The length of the outcropping belt of limestone that is on the average 95 m thick amounts to about 2.5km. The Dolžanova soteska limestone is of intense red colour in its highest part. From this limestone the samples for conodonts were cohected in the steep cliff several ten metres above the road and above the abandoned quarry. Fig. 3. Detailed stratigraphie column from the upper part of the Dolžanova soteska limestone 158 Stanko Buser & Holger C. Forke The stratigraphie position of the considered Dolžanova soteska limestone can be observed about 100 m above the road and the abandoned quarry, since the interme- diate area is covered by limestone rubble. Here the meat red limestone is overlain by brow^nish and greyish platy crinoid limestone that passes upvi^ards into cinnabar red crinoid limestone (Fig. 3). On the upper surface of the limestone beds thin co- atings of red-violet silty mudstone occur. This limestone is about 4m thick. Upwar- ds about 5 m of grey red thicker bedded limestones follow. The crinoid limestone is overlain by 5 m of limestone breccia that consists of 5 to 30 cm sized fragments of biomicritic and crinoid limestone with brownish grey calcareous-sihceous cement. Laterally, quartz conglomerate and sandstone of approximately 1.5 m thickness may occur above the breccia. The breccia is overlain by 3 m of micritic dark grey limestone that is covered by a 10m thick package of black limestone in alternation vdth black shale. The rock outcrops at the upper road curve. Upwards an about 200m thick succession of grey, thick bedded limestones with abundant Sphaeroschwagerina follows. The type locality of Spha- eroschwagerina camiolica (Kahler & Kahler, 1937) is situated in this limesto- ne at this upper bend of the road. The characteristic pyramids of the Dolžanova so- teska, and also the part of the rocks through which the road tunnel was driven about a century ago, consist of these dark bedded limestones. The Lower Permian succession is terminated by a clastic sequence of interbed- ded quartz sandstones, conglomerates and shaly mudstones. The Middle Permian Tarvisio breccia and the violet-red elastics of the Groden Formation were deposited above these clastics. Systematic paleontology Conodonts Classification after Sweet, 1988 Phylum Conodonta Pander, 1856 Class Conodonta Branson, 1938 Order Ozarkodinida Dzik, 1976 Family Idiognathodontidae Harris & Hollingsworth, 1933 Genus Streptognathodus Stauffer & Plummer, 1932 Type-species Streptognathodus excelsus Stauffer & Plummer, 1932 Streptognathodus cf. simplex Gunnell, 1933 PI. 1, figs. 3-6 Material: 18 specimen DSB 5, 8, 10, 11, 12, 13, 14, 21, 27, 30, 32, 33. Description: - Carminiscaphat with a slender, lanceolate platform. Specimen have a inward-downward trending curvature of platform immediately posterior to the end of the carina. - Free blade long vvdth 8-10 denticles, the second and third are the largest. - Carina short and fused, 1-2 separated nodes are sometimes developed posterior to carina. Lower Permian conodonts from the Karavanke Mts. (Slovenia) 159 - Platform is divided by a median groove and possesses transverse ridges, which may pass sometimes the median groove, especially in the posterior part. On the ante- rior part of parapets nodes or smah costae are developed and separated from the carina or fixed blade by deep furrows. The parapet of the inner side is usually so- mewhat longer than the outer one. - Oral surface of carina, transverse ridges and accessory nodes with a honeycomb ultrastructure. Streptognathodus cf. elongatus Gunnell, 1933 PI. 1, figs. 7-9 Material: 13 specimen DSB 3, 4, 6, 15, 16, 20, 23, 25, 26, 31. Description: - Carminiscaphat with a lanceolate platform. Specimen have a inward-dovmward trending curvature of platform immediately posterior to the end of the carina. - Free blade long with 8-10 denticles, by which the second and third are the lar- gest. - Carina short, fused, seldom a single node is developed posterior to the carina. - Platform is divided by a median groove and possesses transverse ridges, which may pass sometimes the median groove, especially in the posterior part. On the ante- rior part of parapets nodes or smaU costae are developed and separated from the carina or fixed blade by deep furrows. The parapet of the inner side is usually so- mewhat longer than the outer one. The inner side of platform has a shght inden- tation in the anterior part, where the nodes are developed. - 1-4 accessory nodes are attached at the inner side of the platform margin. - Oral surface of carina, transverse ridges and accessory nodes with a honeycomb ultrastructure. Discussion: Streptognathodus cf. elongatus is distinguished from Strepi, cf. simplex in a somewhat slender, elongate platform, which lacks an indentation and accessory nodes. Ellison (1941) regarded Streptognathodus simplex and Strepi, elongatus as synonymous. Kozur and Mo s 11er (1976) stated that the holotype of Streptognathodus elongatus has accessory nodes, but Streptognathodus simplex has not. They considered that Streptognathodus simplex is intermediate in his morphological features between Streptognathodus elegantulus Stauffer and Plum- mer, 1932 with a deeper, more V-shaped median trough, longer carina and shorter transverse ridges and Streptognathodus barskovi Kozur, 1976 vdth a shallow groo- ve, broad platform and smah, long transverse ridges. Streptognathodus nodulinearis Chernykh and Reshetkova, 1986 is similar in the development of accessory nodes to Streptognathodus elongatus. In a preliminary report about the conodonts of the C/P boundary type section (Aidaralash, Southern Urals) Chernykh and Ritter (1994) suggested a subdivision of streptognathodontid morphotypes because of the phyletic development of accès- 160 Stanko Buser & Holger C. Forke sory nodes. Our specimen could be assigned to the unornamented and pseudo-no- dular morphotype, which occurs there immediately below the C/P boundary. Family Anchignathodontidae Clark, 1972 Genus Hindeodus Rexroad & Furnish, 1964 Type-species Spathognathodus cristulus Youngquist & Miller, 1949 Hindeodus minutus (Ellison, 1941) PI. 1, fig. 2 *1941 Spathodus minutus Ellison n. sp. - Ellison, S. 120, Taf. 20, Fig. 50-52. 1973 Spathognathodus minutus (Ellison, 1941) - Merrill, S. 305-308, Taf. 1, Fig. 1-14, Taf. 2, Fig. 1-28. 1975 Anchignathodus minutus (Ellison, 1941) - Behnken, S. 297, Taf. 1, Fig. 16-18, USA, Leonardian. 1975 Ozarkodina minuta (Ellison, 1941) - Perlmutter, S. 102-103, Taf. 2, Fig. 26-30, Kansas, Penn.-Permian. 1986 Anchignathodus minutus (Ellison, 1941) - Ritter, S. 146, Taf. 4, Fig. 1, 5, USA, Wolfcampian. 1989 Hindeodus minutus (Ellison, 1941) - Wang & Higgins, S. 279, Taf. 13, Fig. 6, 7, S-China, Karbon + Perm. 1991 Hindeodus minutus (Ellison, 1941) - Brown et al., without description. Taf. 2, Fig. 12, 13, Illinois Basin, Desmoinesian (Pennsylvanian). Material: 1 specimen DSB 1. Description: - Carminiscaphat. - Free blade short and thin. - Cusp high with a triangulate form and a fine striation on the surface. Transition from cusp to the denticles of the carina with a distinct step. Carina possesses 11 discrete denticles. - Oral surface of platform smooth. - Basal cavity widest anteriorly. Family Sweetognathidae Ritter, 1986 Genus Diplognathodus Kozur & Merrill, 1975 Type-species Spathognathodus coloradoensis Murray & Chronic, 1965 Diplognathodus expansus? (Perlmutter, 1975) Pl. 1, fig. 1 *1975 Ozarkodina expansa Perlmutter n. sp. - Perlmutter, S. 98-99, Taf. 3, Fig. 1-16, Kansas, Council Grove Group, Pennsylvanian. 1990 Diplognathodus expansus (Perlmutter, 1975) - Ding & Wan, wdthout de- scription, Taf. 3, Fig. 6, 12-13, 15-18, 20-22, N-China, Taiyuan Fm. 1990 Diplognathodus n. sp.? H - V. Bitter & Merrill, Taf. 4, A-L, (Material Perlmutter). Lower Permian conodonts from the Karavanke Mts. (Slovenia) 161 Material: 1 specimen DSB 2. Description: - Carminiscaphat. - Free blade thin, with a cusp and 4 denticles, decreases in height posteriorly. The transition to the carina takes place without a distinct step in height. - The posterior part is developed as a spatulate carina without pustulose ultrasculpture. - Oral surface of platform is smooth, margin of platform is wavy. - The basal cavity is expanded. Remarks: The type Pa elements of Diplognathodus expansus were reexami- ned by V. Bitter & Merrill (1990) under SEM. The holotype and some of the pa- ratypes have a pustulose ultrasculpture on the carina and were therefore assigned to the genus Sweetognathus. The other specimen without pustulose ultrasculpture were left as Diplognathodus n. sp.? H. As described in Forke (1995) some speci- men of Diplognathodus expansusl in the material of the Upper Pseudoschwageri- na Limestone (Sakmarian) of the Carnic Alps bear a single row of secondary pustu- les on the spatulate carina. Fusulinids Order Foraminiferida Eichwald, 1830 Suborder Fusulinina Wedekind, 1937 Superfamily Fusulinacea V. Möller, 1878 Family Boultoniidae Skinner & Wilde, 1954 Subfamily Boultoniinae Skinner & Wilde, 1954 Genus Boultonia Lee, 1927 Type-species Boultonia willsi Lee, 1927 Boultonia willsi Lee, 1927 PL 2, fig. 4 *1927 Boultonia willsi Lee, n. sp. - Lee, S. 10-11, Taf. 2, Fig. 1-4, N-China. 1970 Boultonia willsi Lee, 1927 - Kochansky-Devidé, S. 230, Taf. 4, Fig. 7-16, Westkarawanken, ob. Rattendorfer Schichten, Trogkofelkalk?. 1980 Boultonia willsi Lee, 1927 - Kahler F & Kahler G., S. 190, Taf. 1, Fig. 6, Forni Avoltri (Carnia). Material: Several shghtly obhque sections DSB 1. Occurrence: Common together with Dutkevitchia complicata and Quasifu- sulina cf. tenuissima in the Dolžanova soteska limestone member. Description: - Shells of small size, elongate-fusiform with a minute proloculus (25 цт), first whorl almost round, later increases markedly in length. 4-5 volutions in mature specimen. - WaU is thin, two-layered with a dark outer layer (tectum), and light inner layer (diaphanotheca?). - Septa are very thin and regularly fluted. - Chomata are distinct in the later whorls. 162 Stanko Buser & Holger C. Forke Family Fusulinidae V. Möller, 1878 Subfamily Fusulininae V. Möller, 1878 Genus Quasifusulina Chen, 1934 Type-species Fusulina longissima V. Möller, 1878 Quasifusulina cf. tenuissima (Schellwien, 1898) PL 2, fig. 3 Material: 3 axial sections DSB 1 [3], DSB 2, DSB 3, 1 subaxial section DSB 1 [2]. Occurrence: Common together with Dutkevitchia complicata and Boultonia willsi in the Dolžanova soteska limestone member. Description: - Shell cylindrical with bluntly rounded poles. Species reaches length of 6-7mm and diameter of 1.7-1.8mm in 4-5 volutions, giving a form ratio of -3.4. - Proloculus large (-400цт), sometimes ovoid or dent in the middle part. - Spirotheca is composed of a tectum and a thin keriotheca? with uneven thickness. - Septal fluting is moderately and regular across the entire shell. In axial sections therefore round arches appear. - Chomata and phrenothecae are absent. - The conspicuous axial fillings are characteristic for the genus, which are develo- ped in this species almost in all volutions. Family Schwagerinidae Dunbar & Henbest, 1930 Subfamily Schwagerininae Dunbar & Henbest, 1930 Genus Dutkevitchia Leven & Shcherbovich, 1978 Type-species Rugosofusulina devexa Rauzer-Chernoussova, 1937 Dutkevitchia complicata (Schellwien, 1898) Pl. 2, figs. 1, 2 *1898 Fusulina complicata Schellwien, n. sp. - Schellwien, S. 249-50, Taf. 20, Fig. 1-7, Karawanken. 1972 Rugosofusulina complicata complicata (Schellwien, 1898) - Bensh, S. 80-81 (russ.). Taf. 17, Fig. 2, 3, Süd-Fergana, Karatschatyr. 1980 Dutkevitchia complicata (Schellwien, 1898) - Leven & Shcherbovich, ohne Beschreibung, Taf. 8, Fig. 7, Darwas. 1986 Dutkevitchia complicata (Schellwien, 1898) - Isakova & Nazarov, S. 42-43 (russ.). Taf. 7, Fig. 3, S-Ural, Assel. Lower Permian conodonts from the Karavanke Mts. (Slovenia) 163 1989 Rugosofusulina complicata (Schellwien, 1898) - Zhang et al., ohne Beschrei- bung, Taf. 1, Fig. 1, 3, 4, 8, 10, 11, N-China, Taiyuan Fm. 1993 Dutkevitchia complicata (Schellwien, 1898) - Vachard, S. 100, 102, Taf. 4, Fig. 4, 9, Griechenland, Mt. Beletsi. Material: 3 axial sections DSB 1 [1], [2], [4]. Occurrence: Frequent together with Quasifusulina cf. tenuissima and Boultonia willsi in the Dolžanova soteska limestone member. Description: - Subcylindrical to nearly ovoid species with rounded poles, at- tains length from 7-9mm and width about 3mm in 4-5 volutions (L/W = 2.4-3.14). - Proloculus large (300-420 цт) with a thick wall (40 цт). First 2-3 whorls almost globose, in later whorls the shape becomes more elongated. - Spirotheca is composed of a tectum with a smaUscaled rugosity and a coarse alve- olar keriotheca. WaU thickness on average from 30 цт in the first up to 90 цт in the last whorl. - Septa deep and strongly fluted throughout the whole chambers. The septal arches reach in axial sections from bottom to top of the chamber, are thickened in the upper part and have steep flanks. - Chomata are absent, phrenothecae can sometimes occur. Remarks: Dutkevitchia complicata was described by Schellwien (1898b) from Tržič, Slovenia (which is the next town on the street from Dolžanova soteska), be- cause he didn't know the exact "locus typicus". S cheli Wien mentioned that they occur together with Quasifusulina tenuis- sima in grey to yehowish limestones. Faunal affinity and stratigraphie correlations The stratigraphie occurrence of the genus Dutkevitchia is not well defined at the moment. However, the similar Dutkevitchia dastarensis (Bensh, 1972) was found in the "Obere kalkarme Schichtgruppe" (Auernig-Group) of the Garnitzen Section by Kahler F. and Kahler G. (1982). Dutkevitchia expansa (Lee, 1927), which has conspicious axial fillings in the inner volutions, occurs in the Lower Pseudoschwa- gerina Limestone. Dutkevitchia complicata is described from a red limestone in the Trogkar Section (assigned to the Trogkofel limestone) by Forke (1995), where it occurs together with Robustoschwagerina sp. This form differs from herein descri- bed species in having a more elongate, subcylindrical shape in the outer volutions. The occurrences of the genus Dutkevitchia are well correlatable vdth the C/P boundary type sections in Southern Urals and especially the Darvaz region as weU as with Chinese 164 Stanko Buser & Holger C. Forke Fig. 4. Bioclastic wackestone with echinoderm frag- ments, fusulinids, brachiopodes and ostracods, x 10 sections, where they are reported from Uppermost Carboniferous to Sakmarian de- posits. Dutkevitchia complicata seems to be restricted to the Asselian and Sakma- rian. The absence of the genus Sphaeroschwagerina in the studied material, which is the index fossil of the Asselian seems to depend on facies. Kahler F. and Kah- ler G. (1941) described Sphaeroschwagerina citriformis from a loose chunk of the Dolžanova soteska limestone. The dark limestones above yield Sphaeroschwageri- na camiolica (Kahler & Kahler, 1937). Closely similar species (cf. Rauzer-Cher- noussova, 1960) were often assigned by Russian and also Japanese researchers to Sphaeroschwagerina pav lovi (Rauzer-Chernoussova, 1938), which is a wide- spread Asselian fusulinid. Sphaeroschwagerina camiolica is also common in the Grenzlandformation of the Garnie Alps. The fusulinid genus Quasifusulina as well as the conodont Hindeodus minu- tus are long-ranging species (Carboniferous -Permian) and have therefore no strati- graphical value. Diplognathodus expansus? (some with a single row of nodes on the carina) are found together with Sweetognathus in the Upper Pseudoschwagerina Limestone and Trogkofel limestone? (Forke, 1995). Diplognathodus expansus {Dipl. n. sp.? H by V. Bitter & Merrill, 1990) is recorded from the Bennett Shale to the Grouse Limestone (Council Grove Group) in Kansas, U.S.A.. In North China Diplognathodus expan- Lower Permian conodonts from the Karavanke Mts. (Slovenia) 165 Fig. 5. Bioclastic wackestone with fusulinids, and large fragments of phylloid algae (Eugonophyllum sp.). Internal structure mostly dissolved and filled with fine peloidal micrite, x 10 sus (with some uneven secondary pustules on the spatula; Ding & Wan, 1990, p. 135) appears in the upper part of the Streptognathodus elongatus-S. wahaunsen- sis-S. fuchengensis assemblage zone, which correlates with the Sphaeroschwage- rina fusulinid zone. Neither in the Southern Urals type sections nor in the South China sections (Wang & Higgins, 1989; Wang, 1994) the genus Diplognathodus is reported from Gzhehan to Lower Sakmarian deposits. Because no universally accepted taxonomy exists for the Upper Carboniferous- Lower Permian Streptognathodus, it is difficult to give a precise correlation for this species. Therefore, independent on exact taxonomic assignation, the widest range of Streptognathodus elongatus and Streptognathodus simplex is from Upper Carbo- niferous (base of Gzhehan) to Lower Permian (Sakmarian) strata. Microfacies Several additional samples were thin sectioned for microfacies study. They indi- cate a wide variety of shahow subtidal to intertidal? platform carbonates. The thin sections of the sample from where the conodonts and fusulinids were obtained, are bioclastic wackestones. The bioclasts are mostly echinoderm fragmen- ts, as weh as common fusulinids, smaher foraminifera, bryozoans, brachiopods and ostracods (Fig. 4). Large, unbroken phyhoid algal blades are present, but their in- ternal parts are normally not preserved (Fig. 5). They appear as moulds, fihed with sparry calcite or fine peloidal micritic sediment after dissolution, showing geopetal 166 Stanko Buser & Holger C. Forke structures, which could be also seen in some shelter pores of brachiopods. The phylloid algae were encrusted by Tubiphytes or red algae {Claracrusta sp.). Sponges, ga- stropods and trilobites are rare. Conspicious is the strong bioturbation (agglutina- ted worm tubes) of the sediment. Conclusions Although a latest Carboniferous age could not be strictly excluded for the grey, pale red and red limestones, an Asselian to earliest Sakmarian age seems more likely, because Diplognathodus expansus? as well as Dutkevitchia complicata are reported only from Lower Permian deposits at the moment. If the contact to the overlying dark, bedded limestones is sedimentary indeed, the upper range is limited because of the occurrence of Sphaeroschwagerina camiolica (Asselian). Compared to the Carnic Alps these limestones are older than the Trogkofel limestones of the type locality and even as the Upper Pseudoschwagerina Limestone, which yields Sweetognathus inor- natus and Sw. aff. whitei without any species of Streptognathodus. Therefore the grey, pale red and red limestones from which the conodonts and fusulinids were obtained can not be called "Trogkofel" limestones no longer, but should be named after the Dolžanova soteska - the Dolžanova soteska limestone. References Buser, S. 1974: Neue Feststellungen im Perm der westlichen Karawanken. - Carinthia II, 84, 27-37, Klagenfurt. Buser, S. 1980: Guidebook to basic geological map of Yugoslavia 1:100000, sheet Celovec (Klagenfurt). - Zvezni geološki zavod, 1-62, Beograd. Buser, S. & Cajhen, J. 1978: Basic geological map of Yugoslavia 1:100000, sheet Ce- lovec (Klagenfurt). - Zvezni geološki zavod, Beograd. Chernykh, V. V. & Ritter, S. M. 1994: Prelimininary biostratigraphic assessment of conodonts from the proposed Carboniferous-Permian boundary stratotype, Aidaralash creek. Northern Kasakhstan. - Permophiles, 25, 4-6, 1 tab., Calgary. Ding, H. & Wan, S. 1990: The Carboniferous-Permian event-stratigraphy in the south of the North China platform. - Cour. Forsch.-Inst. Senckenberg, 118, 131-156, 10 Abb., 1 tab., 4 pl., Frankfurt/Main. Ellison, S. 1941: Revision of the Pennsylvanian conodonts. - J. Paleont., 15/2, 107-143, 4 fig., 4 pl., Tulsa, Oklahoma. Forke, H. 1995: Biostratigraphie und Mikrofazies im Unterperm der Karnischen Alpen. - Jb. Geol. B.-A., 13812, 200-297, 23 pl., Wien. Geyer, G. 1895: Uber die geologischen Verhältnisse im Pontafeler Abschnitt der Karnis- chen Alpen. - Jahrb. der k. k. geol. Reichsanstalt, 46, 127-233, 9 fig., Wien. Hahn, G., Hahn, R. & Ramovš, A. 1970: Perm-Trilobiten aus Slovenien, NW-Jugoslawien. - Senckenbergiana lethaea, 51, 311-333, Frankfurt/Main. Heritsch, F. 1933: Rugose Korallen aus dem Trogkofelkalk der Karawanken und der Karnischen Alpen. - Prirodosl. razprave, 2, 42-55, Ljubljana. Heritsch, F. 1938: Die stratigraphische Stellung des Trogkofelkalkes. - N. Jb. Min. Geol. Pal., Beil. Bd. 79, 63-186, Stuttgart. Heritsch, F. 1939: Karbon und Perm in den Südalpen und Südosteuropa. - Geol. Rund- schau, 30, 529-588, Stuttgart. Heritsch, F 1943: Das Paläozoikum. - Bd. 1, in: Heritsch, F & Kühn, 0.: Die Strati- graphie der geologischen Formationen der Ostalpen, Berün (Bornträger). Heritsch, F. & Kahler, F. 1932: Die stratigraphische Ghederung der Naßfeldschicht- en. - Anz. der Akademie der Wissenschaften, math.-naturwiss. Kl. 1932, Wien. Kahler, F. & Kahler, G. 1937: Beiträge zur Kenntnis der Fusuliniden der Ostalpen: Die Pseudoschwagerinen der Grenzlandbänke und des oberen Pseudoschwagerinenkalkes. - Palae- ontographica, Abt. A, 87, 1-44, 2 tab., 3 pl., Stuttgart. Lower Permian conodonts from the Karavanke Mts. (Slovenia) 167 Kahler, F. & Kahler, G. 1941: Beiträge zur Kenntnis der Fusuliniden der Ostalpen: Die Gattung Pseudoschwagerina und ihre Vertreter im Unteren Schwagerinenkalk und im Trogkofel- kalk. - Palaeontographica, Abt. A, 92, 59-98, 2 tab., 2 pl., Stuttgart. Kahler, F. 8l Kahler, G. 1980: Fusuliniden aus den Kalken der Trogkofel-Schichten der Karnischen Alpen. - Carinthia IL, Sonderheft, 36, 183-254, 9 Taf., Klagenfurt. Kahler, F. & Kahler, G. 1982: Beiträge zur Kenntnis der Fusuliniden der Ostalpen. Ober- karbonische Fusuliniden der Karnischen Alpen. - Palaeontographica, Abt. A, 77/4-6, 89-128, 3 pl., 2 figs., Stuttgart. Kochansky-Devidé, V 1956: Pregled dosadašnjih istraživanja fuzulinida Jugoslavije. - 1. jugoslav. geol. kongres Bled 1954, 139-151, Ljubljana. Kochansky-Devidé, V. 1964: Die Mikrofossilien des jugoslawischen Perms. - Paläont. Z., 38, 180-188, Stuttgart. Kozur, H. & Mostler, H. 1976: Neue Conodonten aus dem Jungpaläozoikum und der Trias. - Geol. Paläont. Mitt. Innsbruck, Bd. 6/3, 1-33, 4 pl., Innsbruck. Pečar, J. 1987: Upper Carboniferous and Permian mesolobid chonetacean brachiopods of Karavanke Mountains (Yugoslavia) and Carnian Alps (Italy). - Geologija 28/29, (1985/86), 9-53, Ljubljana. Ramovš, A. 1961: 0 stratigrafiji trogkofelskih apnencev v Jugoslaviji. - 3. kongres geologa Jugoslavije, Budva 1959, 93-103, Titograd. Ramovš, A. 1963: Biostratigraphie der Trogkofel-Stufe in Jugoslawien. - N. Jb. Geol. Paläont. Mh., 382-388, Stuttgart. Ramovš, A. 1966: Revision des "Productus elegans" (Brachiopoda) im ostalpinen Jungpa- läozoikum. - N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 125, 118-124, Stuttgart. Ramovš, A. 1968: Biostratigraphie der klastischen Entwicklung der Trogkofelstufe in den Karawanken und Nachbargebieten. - N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 131/1, 72-77, Stuttgart. Ramovš, A. 1969: Karawankinae, nova poddružina produktid (Brachiopoda) iz alpskih zgornjekarbonskih in permijskih skladov. - Jeseniški zbornik Jeklo in ljudje, 2, 251-268, Jesenice. Ramovš, A. 1980: Fossil Life of the Tržič Area, Slovenia. - Tržiški zbornik, 2, 81 p. (in Slovenian). Društvo prijateljev mineralov in fosilov Tržič, Ljubljana. Rauzer-Chernoussova, D. M. 1960: Revizija schvagerin s bliskimi rodami i graniza carbona i permi. - Voprosi mikropalaeont., akad. nauk SSSR, 4, 3-32 (R), 6 Abb., 1 tab., Moskau (izd. nauka). Schellwien, E. 1898a: Bericht über die Ergebnisse einer Reise in die karnischen Alpen und die Karawanken. - Sitzungsberichte der k. preuss. Akademie der Wissenschaften, phys.- math- KL, 1898, 693-700, Berlin. Schellwien, E. 1898b: Die Fauna des karnischen Fusulinidenkalks. Teil 11. - Palaeonto- graphica, 44, 237-282, 8 pl., Stuttgart. Schellwien, E. 1900: Die Fauna der Trogkofelschichten in den Karnischen Alpen und den Karawanken. Abh. Geol. Reichsanst., 16, 1-122, Wien. Sweet, W. C. 1988: The Conodonta: morphology, taxonomy, paleoecology and evolution- ary history of a long-extinct animal phylum. - Oxford Monographs on Geology and Geophys- ics, 10, 212 p., Oxford. Von Bitter, P. H. & Merrill, G. K. 1990: Effects of variation on the speciation and phylogeny of Diplognathodus. - Cour. Forsch.-Inst. Senckenberg, 118, 105-129, 4 fig., 6 pl., Frankfurt/Main. Wang, Z. 1994: Early Permian conodonts from the Nashui section, Luodian of Guizhou. - Palaeoworld, 4, 203-224, 2 fig., 4 pl., Nanjing (University press). Wang, Z. & Higgins, A. C. 1989: Conodont zonation of the Namurian-Lower Permian strata in South Guizhou, China. - Palaeontologica Cathayana, 4, 261-291, 1 fig., 4 tab., 17 pl., Beijing (Science Press). 168 Stanko Buser & Holger C. Forke Plate 1 1 Diplognathodus expansus? (Perlmutter, 1975) la Lateral view, DSB/1 [1], x 160 lb Upper view of spatulate carina showing lack of a pustulose ultrasculpture, DSB/1 [1], X 600 2 Hindeodus minutus (Ellison, 1941) Lateral view, DSB/1 [2], x 80 3-6 Streptognathodus cf. simplex Gunnell, 1933 3a Upper view, DSB/1 [11], x 80 3b Lateral view, DSB/1 [11], x 80 4-6 Upper views of different growth stages, DSB/1 [5], x 80, DSB/1 [12], DSB/1 [14], X 120 7-9 Streptognathodus cf. elongatus Gunnell, 1933 7 Upper view of a juvenile specimen, DSB/1 [26], x 120 8a Lateral view, DSB/1 [3], x 80 8b Upper view, DSB/1 [3], x 80 8c Enlarged part of accessory nodes, DSB/1 [3], x 400 9a Upper view, DSB/1 [4], x 80 9b Enlarged part of weakly developed accessory nodes, DSB/1 [4], x 300 170 Stanko Buser & Holger C. Forke Plate 2 1,2 Dutkevitchia complicata (Schellwien, 1898) 1 Slightly oblique section DSB/1 [1], x 10 2 Axial and sagittal section DSB/1 [4], x 10 3 Quasifusulina cf. tenuissima (Schellwien, 1898) Axial section DSB/3, x 10 4 Boultonia willsi Lee, 1927 DSB/2, X 50 Lower Permian conodonts from the Karavanke Mts. (Slovenia) 171 GEOLOGIJA 37, 38, 173-140 (1994/95), Ljubljana The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition of the Permian-TViassic boundary and evaluation of the proposed sections for a global stratotype section and point (GSSP) for the base of the TViassic Heinz W. Kozur Rézsü u. 83, Н-1029, Budapest, Hungary Anton Ramovš Katedra za geologijo in paleontologijo. Univerza v Ljubljani, Aškerčeva 2, 1000 Ljubljana, Slovenija Cheng-yuan Wang Nanjing Institute of Geology and Palaeontology, Academia Sinica, 210008, Nanjing, China Yurij D. Zakharov Far Eastern Geol. Institute, Far Eastern Branch, Russian Academy of Science, 159, Prospekt Stoletiya, Vladivostok, 690022, Russia Abstract The biostratigraphic Permian/Triassic (P/T) boundary is defined by the first appearance of H. parvus. The first appearance of H. parvus within the dine H. latidentatus-H. parvus is a globally recognizable event in the conodont evo- lution. The first appearance of H. parvus is not facies related and can be ob- served both in ammonoid-free shallow-water deposits and in ammonoid-bearing pelagic deposits. H. parvus is a common, easily determinable species known so far from the entire Tethys, Japan, western North America, Boreal realm (Green- land) and the Tethyan margin of Gondwana. H. parvus is the first species with world-wide distribution to appear after the absolute minimum in the faunal di- versity indicated by the minimum in The Meishan section (South China) contains a continuous, pelagic sedimentary record across the P/T boundary without stratigraphie gaps. It is nearly unaltered thermally (CAI = 1-1.5). Its fossil content (ammonoids, conodonts, foraminifers, bivalves, brachiopods, sporomorphs etc.) and event succession have been thor- oughly studied. Absolute age and magnetostratigraphy have also been subjected to intensive studies. The section is readily accessible and under protection of the government. This section is best suitable as a global stratotype section and point (GSSP) for the base of the Triassic. No other section in the world is known to be qualified for defining the P/T boundary in a GSSP. H. parvus made its earli- est appearence in the middle part of Boundary Bed 2 (Bed 27) at Meishan. It evolved within Bed 27 from H. latidentatus within a phylomorphogenetic con- tinuum in a continuous and monofacial stratum. The biostratigraphic P/T boundary lies very close to the event boundary (15 cm above the event boundary at the base of Boundary Bed 1 = Bed 25, and a few centimetres above the minimum in Ô'^^C in the lower Boundary Bed 2). 174 Heinz W. Kozur, Anton Ramovš, Cheng-yuan Wang & Yurij D. Zakharov Introduction The faunal change at the Permian/Triassic (P/T) boundary has been often ove- restimated. The disappearance of about 96% of the fauna at this boundary (Raup, 1979) is a summary estimation over a longer time interval. Bed by bed investigations have shovm that the disappearance of faunal and floral elements occurred over a certain interval w^ith accelerated extinctions at several levels (Kozur, 1977a, 1989, 1994b). Nevertheless, the faunal incision near the P/T boundary was very strong. Some fos- sil groups (plankton, shallow-water, warm-water benthos) were so strongly affected that even some sediment types (e. g. radiolarites) globally disappeared at the P/T boundary and did not re-appear before the late Olenekian. The minimum of faunal diversity is indicated by a minimum in б ^^C near the P/T boundary. Most of the faunal groups that disappeared near the P/T boundary re-appeared in the late Olenekian or in the Middle Triassic (Kozur, 1977a, 1994b). The mode of extinction, the affected groups and the later re-appearance of most groups that disappeared at the P/T boundary lead Kozur (1989, 1994b) to the conclusion that the faunal incision was caused by a short-lasting, rapid cooling also in low latitudes caused by dense aerosols (similar to the calculated nuclear winter). The causes for these dense aerosols were probably extremely strong volcanic activities in the areas of the Siberian Trap (more than 2 milhonkm^) and other eruptive centres (e.g. in China, where several thin, exactly correlatable tuffitic layers near the P/T boundary cover an area of about 2 milhonkm^). The recovering of the fauna was hindered by wide-spread anoxia in the lowermost Triassic (Wignall & Hallam, 1993; Kozur, 1994 b). Despite the considerable faunal incision near the P/T boundary, the exact level of the P/T boundary is not yet finally defined. Ammonoid workers used mostly the first appearance of Otoceras for defining this boundary. However, despite more than 100 years intensive search, nowhere a section has been found, in which Otoceras evolved in a phylomorphogenetic dine from ist forerunner. Even the direct forerunner of Otoceras is unknown. The Araxoceratidae, forerunner of the Otoceratidae, are re- stricted to the pre-Changxingian Wuchiapingian Stage. Julfotoceras as the oldest representative of the Otoceratidae occurs in the type late Dzhulfian and type basal Dorashamian, equivalent to the late Wuchiapingian and basal Changxingian (Chan- gshingian). If Otoceras is post-Changxingian as assumed by most ammonoid workers, then the largest part of the Changxingian has not yielded Otoceratidae and Araxocerati- dae. No section vdth undoubtedly determined Otoceras has yielded ammonoids in strata immediately below beds with the first Otoceras. With "special creations", however, we cannot define a biostratigraphic Permian/Triassic boundary. This special situation of the distribution of Otoceras has lead Tozer (1971) to a curious opinion. He assumed that the Otoceras faunas follows always after a gap above pre-Changxingian beds, whereas in all areas with ammonoid-proven Changxingian, the O. concavum and O. woodwardi/O. boreale zones are missing because of a gap immediately above the Changxingian. However, such situation is hardly explainable because even in shallow-water Werfen facies continuous P/T boundary sections without stratigraphie gaps are present, e.g. in the Southern Alps (Broglio Loriga et al., 1988; Kozur, 1989, 1994c). In some sections there is a genuine gap between the base of Otoceras-hearing beds and pre-Changxingian beds, e.g. at Selong. However, there are also many continuous pelagic sections across the P/T boundary. According The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition... 175 to Kozur (1980a, 1989, 1994b), Bando et al. (1980), Gupta and Kozur (1983), Li and Yao (1984) the mutual exclusion of Otoceras and Changxingian faunas (pe- rhaps with the exception of Meishan, where Changxingian ammonoids, conodonts and brachiopods occur together with doubtful Otoceras) is caused by provincialism. They concluded that a large part of the Otoceras faunas is contemporaneous with the Changxingian. Because the ammonoids have failed to provide a reliable base for definition of the P/T boundary, conodonts were used recently to define this boundary. There is now an agreement among most conodont workers to use the first appearance of Hindeodus parvus for definition of the base of the Triassic. H. parvus evolved in a phylomorphogenetic dine from H. latidentatus and has a global distribution in ma- rine sediments, where it occurs both in shahow-water and pelagic deposits. It is not influenced by provinciahsm and has a far wider distribution than ammonoids. In the present paper the advantages and disadvantages of using the first appea- rance of Otoceras and Hindeodus parvus are discussed. The significance of the 4 sections proposed as GSSP for the Permian-Triassic boundary, and of some other boundary sections are also discussed. Definition of the P/T boundary with the appearance of Otoceras Since Mojsisovics et al. (1895) the Otoceras faunas traditionally have been mostly placed into the Triassic. For To z er (1988), this priority is important. In other ca- ses the Triassic ammonoid workers (including To z er) reject the priority. For instance, Tozer (1994a) continues to place the Rhaetian into his Norian s.l. despite a clear voting of the International Subcommission on Triassic Stratigraphy in favour of the Rhaetian Stage, which has clearly the priority as the first estabhshed Triassic Stage (Giimbel, 1861). Brack and Rieber (1994, p. 29) pointed out in connection with the Anisian-Ladinian boundary that any priority argument "can hardly be a constructive contribution to the boundary problem". We do not agree with this argument and regard priority as an important principle for stability of stratigraphie classification. If there is a clear priority, it should be followed. However, there are two main reasons to exclude the apphcation of the priority: (1) if the priority is not clear because of original sta- tements that exclude each other; (2) if two biostratigraphic units, between which a boundary is defined, overlap each other in a considerable scale or if a long time gap is present between these two units. Both cases for exclusion of application of the priority are given in the case of the Otoceras faunas. The overlap of the lower part of the Otoceras faunas with the late Changxingian is proven by conodonts (Kozur, 1989, 1994b). Moreover, if Oto- ceras? sp. from Boundary Bed 1 at Meishan is a true Otoceras, then there Otoceras occurs together with Changxingian ammonoids, brachiopods and conodonts. Becau- se of the different faunal provinces of the Otoceras faunas and the Changxingian tropical ammonoid faunas (see below), in general both faunas exclude each other. But nowhere in the world Otoceras faunas have been observed to overly Changxingian faunas. Where such a situation was assumed, it can be proven now as wrong (see discussion to the Selong section). Mojsisovics et al. (1895) stated that Otoceras and Episageceras are typical Permian genera but ,the Otoceras woodwardi Zone is Triassic because of the presence of such genera, as Danubites, Flemingites, Hungarites, Kingites, Koninckites, Medlicottia, Meekoceras and Nannites. Even after revision of the 176 Heinz W. Kozur, Anton Ramovš, Cheng-yuan Wang & Yurij D. Zakharov ammonoids assigned to these genera, they are undoubtedly Triassic, but likewise undoubtedly, they do not occur in the Otoceras faunas, but above them. Consequently, according to the priority, the Triassic age of the Otoceras faunas was determined by Triassic genera that do not occur in the Otoceras faunas (except Ophiceras in the upper Otoceras faunas), but only above them. This was already recognized by Noetling (1901). He subdivided the O. wood- wardi Zone sensu Mojsisovics et al. (1895) into the O. woodwardi Zone s. str., the Ophiceras tibeticum Zone and the Meekoceras noetlingi Zone. He placed the O. woodwardi Zone s. str. (in the modern scope!) in the Permian, in agreement with the statement by Mojsisovics et al. (1985) that Otoceras is a Permian genus. The Meekoceras noetlingi Zone was assigned to the Triassic and the Ophiceras tibeti- cum Zone was regarded as transitional between the Permian and Triassic. Diener (1909, 1912) rejected the Permian age of the O. woodwardi Zone s. str. and placed it again into the Triassic. His arguments were: (1) complete absence of Permian bra- chiopods in Oiocems-bearing beds; (2) correlation of the Otoceras faunas with the Triassic basal Werfen Beds of the Southern Alps. Tozer (1988) fully agreed with the arguments of Diener. However, they are both considered to be incorrect. Permian brachiopods are known from several places together with Otoceras, or from beds correlated with the Otoceras faunas. These brachiopods are surely not all reworked. The basal Werfen lower Tesero Oolite at its type locality contains fusulinids and other Permian foraminifers and a characteristic late Changxingian conodont fauna with H. typicalis, typical H. latidentatus and Stepanovites sp. This fauna is characteri- stic for the uppermost Changxing (Changhsing) Limestone in the Changxingian stra- totype (section D at Meishan). A Late Permian age of these beds is also indicated by mass occurrences of the Tympanicysta stoschiana fungal association and by Permian brachiopods, such as Ombonia cf. canavei Merla, Crurithyris extima Grant, Spi- nomarginifera sp. Consequently, there is no clear priority for assignment of the Otoceras faunas into the Triassic, because this assumption was made on the basis of faunas that do not occur in the Otoceras faunas. Moreover, if any priority will be regarded, this will only affect the O. woodwardi Zone of the central Himalayas that was investi- gated by Mojsisovics et al. (1895) and Diener (1912). But this zone in its pre- sent scope was placed into the Permian by Noetling (1901). Even if the priority of the Triassic age of the 0. woodwardi Zone is accepted, this would not mean priority of Triassic age for Otoceras because this genus was regarded as a typical Permian genus by Mojsisovics et al. (1895), who assigned the O. woodwardi Zone to the Triassic. If the P/T boundary will be defined with the first appearance of H. parvus, then this boundary is near to the assumed priority boun- dary at the base of the O. woodwardi Zone and probably identical with the base of the O. woodwardi Zone in central Himalayas, where this zone was established. H. parvus begins in the middle part of the O. woodwardi Zone s. 1. (Matsuda, 1981). According to all the present data, H. parvus begins about in the same level as Ophi- ceras. This species first appears in the upper O. boreale Zone of the Arctic and in the upper O. woodwardi Zone of the Gondwana margin of the Tethys. In central Himalayas, Ophiceras is present at the base of the O. woodwardi Zone. Therefore, the type O. woodwardi Zone corresponds only to the upper subzone of the O. wo- odwardi Zone (Dagys, 1994). Despite the fact that the conodont fauna of the O. woodwardi Zone in central Himalayas is not yet well studied, it is possible that there H. parvus begins at the base of the 0. woodwardi Zone representing in the The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition... 177 central Himalayas only the upper subzone of the 0. woodwardi Zone. The ammo- noid-based correlations of the Otoceras faunas by Dagys (1994) confirm therefore the view of Kozur (1994b) that the type O. woodwardi Zone is younger than most of the Arctic Otoceras faunas as clearly indicated by conodonts (see below). The Otoceras concavum Zone is older than even the lower O. woodwardi Zone s. 1. as assumed by most ammonoid workers and once more demonstrated by Da- gys (1994). Primitive Otoceras with distinctly flattened ventral side during ah sta- ges of ontogeny, as characteristic for the O. concavum Zone, are missing even in the lower O. woodwardi Zone s. 1. where only advanced Otoceras with distinctly acute venter is present. The base of the Triassic defined by first appearance of Otoceras at the base of the O. concavum Zone would be therefore one and a half ammonoid zones below the assumed priority base at the base of the O. woodwardi Zone of central Himalayas. Independently from these priority questions, the first appearance of Otoceras is unsuitable for definition of the P/T boundary for the fohowing reasons: (1) Both at the base of the O. concavum Zone and of the O. woodwardi Zone, the first occurrence of Otoceras marks a migration event. The immediately under- lying beds are in aU cases free of ammonoids. Biostratigraphic definition of the base of the Triassic by the first appearance of Otoceras at the base of the O. concavum Zone of the Arctic or at the base of the O. woodwardi Zone of peri-Gondwana Tethys is not possible, because such boundary must be defined by a phylomorphogenetic dine between two species. In the case of the first occurrence (not first appearance!) of Otoceras this boundary would be even not situated between two ammonoid zones and therefore not be a biostratigraphic boundary. The first occurrence of Otoceras in any section must not be identical with the first appearance of Otoceras. In the case of the O. woodwardi Zone this is obvious. In the type area of this Zone, Oto- ceras begins together with Ophiceras. Therefore, this level cannot be older than the upper O. boreale Zone in the Arctis (Dagys, 1994). This is in fuh agreement with the conodont correlations (Kozur, 1994b). Where the Otoceras beds begin with Otoceras of the O. woodwardi group (with acute venter and a single keel in adul- ts) without Ophiceras, their exact position within the lower O. woodwardi Zone and the lower O. boreale Zone is unknown. Therefore the base of the O. woodwardi Zone cannot be exactly correlated with the O. boreale Zone in most cases. Only in those sections, where O. woodwardi begins together with Ophiceras (e.g. in the type O. woodwardi Zone in central Himalayas), an approximate correlation can be made (not older than upper O. boreale Zone). The first occurrence of Otoceras is either related to a transgression (e.g. base of the Upper O. woodwardi Zone in the central Himalayan type area, base of the O. woodwardi Zone at Selong, see under discussion of this section) or by immigra- tion because of cooling or other, not yet known reasons, e.g. first occurrence of Otoceras in Kashmir above pelagic, but Otoceras-iree beds. At the base of the O. concavum Zone, Otoceras begins distinctly above the transgression surface. This may be rela- ted to a deepening of the basin. Only where the O. boreale zone succeeds the O. concavum Zone, a definable biostratigraphic boundary is present, but this boun- dary was never proposed as the base of the Triassic and would be really not a suita- ble P/T boundary (recognizable only in very few sections of the world). (2) The first occurrence of Otoceras is strongly diachronous. This can be clear- ly proven by ammonoid and conodont data. Bando (1971, 1973), Zakharov (1971) and Dagys (1994) have shown that 0. concavum retains some features inherited 178 Heinz W. Kozur, Anton Ramovš, Cheng-yuan Wang & Yurij D. Zakharov from the Araxoeeratidae, including a flattened ventral side. It is more primitive than O. woodwardi and O. boreale that have both in early ontogenetic stages distinctly flattened ventral sides with three keels, but in later ontogenetic stages the venter is acute with only a single keel (Kummel, 1972; Bando, 1981). The more primitive O. concavum is regarded as the ancestor of the advanced Otoceras of the O. wo- odwardi group. This is in fuh agreement with the succession of 0. boreale above O. concavum in the Arctic, with seemingly some overlap as demonstrated in the Setorym River section of the Verkhoyansk region (see below). In peri-Gondwana Tethys, primitive Otoceras of the 0. concavum group with flattened ventral side are missing, and only the advanced O. woodwardi group is present. Consequently, the view of Tozer (1988, 298) that the base of the O. woodwardi Zone of the Himalayas is correlative with the base of the O. concavum Zone in the Arctic is unsubstantiated on ammonoid evidence. The type O. woodwardi Zone of the Himalayas corresponds only to the upper O. woodwardi Zone with Ophiceras (Dagys, 1994). Consequently, it is the youngest Otoceras fauna of the world. Nakazawa (1992) and Yin (1993) correlated the O. latilobatum "Zone" of Selong (Ћbet) wdth the O. concavum Zone of the Tethys. As pointed out by Dagys (1994), O. latilobatum is a badly preserved Otoceras that surely does not belong to the O. concavum group, because it lacks flattened ventral flanks. He concluded that "O. latilobatum must really be identified as Otoceras ex gr. woodwardi" (Dagys, 1994, 39). Also the Otoceras fauna of Selong belong to the upper Otoceras fauna that is also indicated by conodonts (see under discussion of the Selong section). The ammonoid correlations by Dagys (1994) are largely in agreement with the conodont correlations by Kozur (1994a, b, 1995). Sweet (1976) reported from Greenland one of the richest conodont faunas of Otoceras-hearing beds. According to the taxonomy in that time, he assigned the species from the Otoceras faunas to H. typicalis and Neogondolella carinata. From these determinations and the figu- res it was clear that H. parvus was not present in this very rich fauna. Re-studies of the material by Kozur and Sweet (in prep.) confirmed these original results. H. parvus is absent in the very rich Hindeodus faunas of the Otoceras beds of Gre- enland, as already recognized by Sweet (1976), who did not determine any Isarci- cella isarcica to which H. parvus was assigned in that time by Sweet and ah other conodont workers (because H. parvus was not yet separated from this species!). In the lower part of the Greenland Otoceras faunas only H. typicalis is present, whe- reas in the upper part H. latidentatus is additionally present. Very primitive H. parvus, in an evolutionary stage like those of the middle part of Boundary Bed 2 in Meishan, have been found in Op/iiceras-bearing beds. Two explanations can be given for this fact: (1) The upper part of the 0. woodwardi Zone is younger than the 0. boreale Zone (Kozur, 1994b) and corresponds to the lower Ophiceras commune Zone. This interpretation seems to be confirmed by the fact that Nakazawa et al. (1987) re- ported from Svalbard a slab with O. boreale and Claraia stachei, a guide form of the Ophiceras commune Zone. (2) The Ophiceras-hearmg beds with very primiti- ve H. parvus from Greenland may belong to the uppermost Otoceras faunas of this area in which Ophiceras is already present (Dagys, 1994). In this case Claraia stachei would begin in the upper Otoceras fauna what is, however, unproven so far. In any case, H. parvus does not begin before Ophiceras in the Arctic, because the Greenland specimens are the most primitive forms of that species (see above). For this reason, the largest part of the Boreal Otoceras faunas is older than the type O. woodwardi Zone (= Ophiceras-he.atmg upper O. woodwardi Zone of the Hima- The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition... 179 layas), as pointed out by Kozur (1994b). This is exactly the same correlation as given by Dagys (1994) on ammonoid evidence. If the base of the Triassic is defi- ned by the first appearance of H. parvus, the largest part of the Boreal Otoceras faunas will belong to the Permian (Kozur, 1974, 1989, 1994b, c, 1995). (3) The occurrences of Otoceras are restricted by provinciahsm. Otoceras is restricted to cool-temperate to cold-water areas (Wang, 1984; Yin, 1985; Yin et al., 1988; Kozur, 1989, 1994b), whereas the Changxingian faunas occur in the tropical realm. The Otoceras faunas display a very low faunal diversity; all warm-water fau- nas are absent and except marginal parts of the distribution area of Otoceras (Gre- enland, peri-Gondwana Tethys, seenungly with temperate climate), limestones are missing or sparse in Otoceras-hearing beds. Only in Greenland and peri-Gondwana Tethys, limestones are common in the Oioceras-bearing beds. According to Kozur (1994b), Otoceras migrated in the latest Permian toward the equatorial realm because of cooling at that time. In the O. concavum Zone it was restricted to the central parts of the Boreal realm (Arctic Canada and Siberia). Within the upper part of the O. boreale Zone, Otoceras started in the cool to temperate peri-Gondwana Tethys and during a shortlasting strong cooling near the P/T boundary Otoceras may have immigrated to part of the Tethys (doubtful Otoceras in Boundary Bed 1 of Meishan together with Changxingian ammonoids, brachiopods and conodonts). According to Kozur (1989, 1994b) this rapid, short-lasting cooling in the tropical Tethys was the cause of the faunal incision. Whereas the temperature on the Tethyan marginal sea dropped be- low the lethal level for warm-water faunas, insular regions in the Panthalassa ocean preserved warm-water conditions. From there, many faunal elements that disappea- red in the Tethys at the P/T boundary, migrated back into the Tethys during the Olenekian and Middle Triassic. Whereas the view that Otoceras is a cool-water form is generally accepted, To- zer (1994b) rejected this view and explained furthermore the absence of Otoceras in Transcaucasia, Central Iran and perhaps in South China by a gap above the Chan- gxingian or Dorashamian. Whereas he regarded data and graphic correlations by Sweet (1992) that show partial overlap of the Otoceras faunas with the Changxingian (in- dependently recognized by Kozur, 1989, 1994b without using graphic correlation) as unproven, he really used unproven statements. The sections at Meishan and Shangsi and of Transcaucasia and Central Iran have been investigated by numerous speciah- sts of different countries and all came to the conclusion that there is no gap above the Changxingian or above the Dorashamian. The idea of a gap was only expressed by those authors (especially Tozer) who have not worked on the detailed sedimen- tology in these sections and who concluded from the absence of Otoceras that a gap existed. The data for continuous sedimentation around the P/T boundary have been summarized by Yin (1993, results of the Chinese working group). In the Sovetashen section of Transcaucasia, overlapping samples were taken from the base of the Para- tirolites beds up to the first occurrence of H. parvus. No sedimentologie indications of a gap could be found in these pelagic beds nor a stratigraphically condensed se- quence is present. Also the faunal evidence indicates a step by step evolution. In the type section of the Dorashamian the water depth is still greater, as indicated by se- dimentological data and ostracod faunas. The sequence is continuous across the P/T boundary (Kotlyar et al., 1984). The graphic correlation by Sweet (1992), regar- ded by Tozer (1994b) as "interpretations, not demonstrations", is far better foun- ded by an original set of facts than the unproven hypothesis of Tozer that the ab- sence of Otoceras in Transcaucasia, central Iran and possibly South China is caused 180 Heinz W. Kozur, Anton Ramovš, Cheng-yuan Wang & Yurij D. Zakharov by a gap above the Changxingian (or Dorashamian). This hypothesis by Tozer (1994b and earlier papers) is in direct contradiction to the facts in these sections, and it is hardly credible that numerous sedimentologists and paleontologists from China, Russia and elsew^here had all overlooked the gap that Tozer postulated by the absence of Otoceras without any sedimentologie evidence. The evidence by Tozer against a cool-water (to temperate) restriction of Oto- ceras compared wdth the tropical Changxingian fauna are likewise vague. Several times he explained that the view about the cool-water restriction of Otoceras is an attempt by Kozur (1989) to influence other people. However, as stated by Kozur (1989), this view was already expressed earUer in papers of Chinese colleagues (Wang, 1984; Yin, 1985; Yin et al., 1988) that all continue to maintain this view. Tozer (1994b, 34) stated: "In making this interpretation of the paleoclimatic significance of the otocerataceans Kozur seems to overlook the fact that otocerataceans occur in the Dorashamian, i.e. in the Tethyan province... Thus otocerataceans cannot be regar- ded as an exclusively cool water group". However, neither Kozur nor any other scientist, who has regarded Otoceras as a genus restricted to cool and temperate waters, has ever written that otocerataceans have this Zoogeographie restriction. The presen- ce of Araxoceratidae in the Dzhulfian and doubtfully in the basal Dorashamian of the tropical-subtropical Tethyan province does not exclude the possibility that a genus of the successor family Otoceratidae may have a Zoogeographie restriction to cool and temperate waters. Many recent animals or fossils restricted to the Boreal Zoogeographie province have tropical relatives in a different family of the same superfamily. There are living genera with species restricted to cool water and other species that also occur in warm water (e.g. within the Bairdiidae). Moreover, ammonoids of Dzhulfian to earliest Changxingian age are practically unknown from the Arctic. Therefore, it cannot be concluded that all Araxoceratidae of this age are restricted to the Teth- yan province. The other argument against the exclusive occurrence of Otoceras in cool and tem- perate water is the possible occurrence of Otoceras in China, above the Changxingian. An explanation for this occurrence is given by Kozur (1989, 1994b, see above). Just at the level, where doubtful Otoceras have been recorded, all stenotherm warm water faunal elements are missing. Moreover, if true Otoceras is present in Boundary Bed 1 of China, this would document the contemporaneous occurrence of Otoceras with Changxingian ammonoids, brachiopods and conodonts, being incorrect according to Tozer (1994b). The fauna of Boundary Bed 1 was in the original biostratigraphic definition of the type Changxingian included in this stage as an unnamed zone (Zhao et al., 1978). Only the assumed Triassic age of the doubtful assumed Otoceras spe- cimens has lead to the conclusion that these beds are younger than Changxingian (Zhao et al., 1981). Those speciaüsts, who recognized the Permian character of the ammonoid, brachiopod and conodont faunas from the Boundary Bed 1, but assumed a Triassic age of Otoceras, rejected the presence of Otoceras in these beds (Dagys & Dagys, 1987). Today, the Permian age of Boundary Bed 1 is again generally ac- cepted, also by the most ammonoid specialists and not only by authors that define the base of the Triassic with the first appearance of H. parvus in the middle part of Boundary Bed 2 (Dagys & Dagys, 1987; Kozur, 1989, 1994b, 1995; Yin et al., 1994; Wang et al., 1987). The mixed Permian-Triassic character of this fauna was assu- med by the co-occurrence of Permian ammonoids, brachiopods and conodonts with "Triassic" ammonoids tentatively assigned to Otoceras. The repeatedly expressed view of Tozer (1994b) that Boundary Bed 1 Ues above the Changxingian is neither cor- The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition... 181 rect with respect to the original definition of the Changxingian in its type locality, nor with respect to the present general assignment of these beds. It reflects the view of Tozer that a fauna, which contains or perhaps contains Otoceras must be youn- ger than Changxingian. Tozer (1994b, 35) stated that "the ammonoids of the Dorashamian and Chan- gxingian give absolutely no grounds for a correlation with the Lower Griesbachian." Because the Lower Griesbachian below the upper Otoceras boreale and upper O. woodwardi faunas with Ophiceras contains only Otoceras, this sentence means nothing else than the absence of Otoceras in the Dorashamian and Changxingian (if the doubtful specimens of Otoceras from Boundary Bed 1 of Meishan do not belong to Otoceras). This situation is normal for the entire Permian, where the Boreal (and Notai) cool-water faunas have totally different ammonoid faunas as the Tethyan warm- water faunas. The discussion of the Dorashamian ammonoid faunas that preceded the above-mentioned sentence adds nothing to this problem. Tozer pointed out that Pleu- ronodoceras occidentale is based on a poorly preserved specimen, the generic affi- nity of which is far from certain. However, the ammonoid-based late Changxingan age determination of the Pleuronodoceras occidentale fauna (Zakharov, 1988, 1992) can be confirmed by conodonts. The lower part of the P. occidentale Zone belongs to the lower Clarkina deßecta-C. changxingensis fauna, in which C. subcarinata is stih present, but no more dominant as in older Changxingian beds. In the upper part of the P. occidentale Zone, C. subcarinata is absent, but C. changxingensis, C. deßecta, C. dicerocarinata, H. typicalis and H. latidentatus are present. This conodont succession is the same as in the type late Changxingian confirming the as- signment of the P. occidentale Zone in the late Changxingian by Zakharov and Rybalka (1987). Furthermore, Tozer (1994b) pointed out that Iranites is probably a synonym of Shevyrevites and Dzhulfites is a synonym of Paratirolites. This view of Tozer is not shared by the Russian ammonoid workers (Kotlyar et al., 1984; Zakharov, 1985, 1988, 1992), who have studied this fauna. The discussion of these taxonomic questions are beyond the topic of this paper. These questions have nothing to do with the question of the partial overlap of the Otoceras faunas with the Changxingian, because Dzhulfites, Iranites and Shevyrevites occur below the Paratirolites beds of the Dorashamian and even these beds are not latest Changxingian that is present in the P. occidentale Zone. The only taxonomic problem in ammonoid taxonomy that was related to the correlation of the Otoceras faunas with the Tethyan scale was the misi- dentification of Koninckites as Otoceras by Tozer (1979). He concluded on the basis of this misidentification that Otoceras occurs considerably above the type Changxingian in South China (Tozer, 1979). Sheng et al. (1982) and Wang (1984) proved that this "evidence" is without background, because Otoceras of Tozer (1979) belongs to Koninckites that is, of course, considerably younger than the Changxingian. Af- ter the pubhcation of these papers, Tozer (1988) pointed out "that the specimens are too poorly preserved to identify the genus". However, at least the age determi- nation, which results from an assignment of these specimens to Koninckites, is cor- rect. Neospathodus occurs in this level indicating that the horizon with ammonoids determined by Tozer (1979) as Otoceras and by later authors as Koninckites is several conodont zones younger than the H. parvus fauna of the upper O. woodwardi Zone. 182 Heinz W. Kozur, Anton Ramovš, Cheng-yuan Wang & Yurij D. Zakharov Definition of the Permian-Triassic boundary with the first appearance of Hindeodus parvus Conodonts belong to the stratigraphically most important groups of fossils in the Paleozoic and in the Triassic. Rapid evolution of often globally distributed guide for- ms makes conodonts very suitable for definition of stratigraphie boundaries in that time interval. The base of many stages in the Paleozoic and in the Triassic is defi- ned by the conodonts. Kozur (1972, 1974, 1977a) used conodonts for the first time for the definition of the P/T boundary. He used the base of the Isarcicella isarcica Zone as the base of the Triassic. The base of this zone was also preferred by Sweet (e.g. 1992) and Kotlyar (1991). Yin (1985) preferred the first appearance of H. parvus, because of the discovery of this form in the middle part of Boundary Bed 2 at Meishan. As shovm by Kozur (1994b) both boundaries are by definition very near to each other or identical. Sweet included for a long time H. parvus into Isarcicella isarcica, follovidng Staesche (1964). Therefore the base of his I. isarcica Zone was identi- cal with the base of the H. parvus Zone. Kozur defined the base of the I. isarcica Zone with the first appearance of Isarcicella s. str. (specimens with thickened cup and at least one lateral denticle on the thickened part of the cup). As shown by dis- solving large samples from the P/T boundary level in different parts of the world, these forms began very rarely near the base of the H. parvus Zone. Consequently, also the base of the I. isarcica Zone s. 1. was nearly identical with the base of the H. par- vus Zone. For this reason, and because of the wider distribution of H. parvus also Cullo and Kozur (1993) and Kozur (1994a, b) accepted the base of the H. par- vus Zone as the base of the Triassic. The I isarcica Zone was redefined with the first appearance of I isarcica and regarded as a range zone. The advantage of the base of the H. parvus Zone against all other possible conodont boundaries is discussed below. At the P/T boundary only gondolellids and Hindeodus are common. In shallow- water deposits Stepanovites (Permian) and Ellisonia (Triassic) may be common. Merrillina is very rare. The platform conodonts are exclusively represented by the smooth Clarkina. In contrast to the opinion of Orchard (1994b), Orchard et al., (1994) and Dagys (1994, referring to Orchard, 1994b), these platform conodonts are not suitable for definition of the P/T boundary for the following reasons: The P/T boundary level is marked by successive disappearance of Clarkina species in the latest Changxingian. Two species characteristic for the basal Triassic, Clarkina ca- rinata (Clark) and C. tulongensis (Tian), have their first appearance in the upper- most Changxing Limestone of the Meishan sections or equivalent undoubtedly Chan- gxingian beds immediately below the Boundary Beds in the Shangsi section; they straddle the Permian-Triassic boundary. These species, especially the common C. carinata have during their entire range from the latest Changxingian to earliest Scythian a very high intraspecific variability (width and outline of the platform, degree of upward turning of the platform margins, size of the cusp, denticulation of the carina). Ex- treme forms of C. cf. carinata are very similar and almost inseparable from C. de- ßecta, C. Changxingensis, C. tulongensis. A large part of the different determina- tions of the conodonts of the Selong section is caused by this intraspecific variability. Independent from this high intraspecific variability, the smooth Clarkina species are difficult to separate. Only very rich, well preserved faunas allow an exact separation of different species, but even in these faunas the high intraspecific variability brings The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition... 183 a lot of problems for taxonomy. Basic questions of the taxonomy are open that are related to this intraspecific variabihty, e.g. C. carinata s. 1. versus C. carinata s. str., C. planata and C. nevadensis for the same populations. C. cf. carinata can- not be clearly separated from C. carinata. Despite the fact that most specimens are different, the transitional field between these two species is always strongly occu- pied from the latest Changxingian to the earliest Triassic. Only in the I. isarcica Zone of the Tethys both species are distinctly separable, whereas in the cool and tempe- rate climatic zones the high variabihty of Clarkina continued in the same stratigraphie level. Clarkina cf. changxingensis from the H. parvus Zone is nearly inseparable from C. changxingensis of the Changxingian. Single specimens of C. cf. carinata from the H. parvus Zone are nearly inseparable from C. changxingensis and C. deßecta, some are even similar to C. orientalis and C. transcaucasica. In this situation, the determination of stratigraphically important forms may be influenced by pre-existing opinions about the age of the fauna. For instance, the latest type Changxingian Clarkina fauna of the Meishan sections with C. cf. carinata, C. changxingensis, C. cf. de- ßecta, but without C. subcarinata and Clarkina faunas from earhest Triassic H. parvus Zone are nearly inseparable. Moreover, the pelagic gondolellids have near the P/T boundary the same or even more patchy distribution than the ammonoids. Pelagic beds are rare near the P/T boundary and therefore also sections with Clarkina are rare near this boundary. Moreover, even sections with very rich Clarkina faunas in the latest Permian and earhest Triassic display often a short interval, where only Hindeodus is present, e.g. Sosio Vahey in Western Sicily (Gullo & Kozur, 1993), most of the Transcaucasian sections (Kozur et al., 1978), some of the Chinese sections (Tian, 1993, 1994), Guryul Ravine, Kashmir (Matsuda, 1981). No direct correlation of the few pelagic sequen- ces across the P/T boundary with the wide-spread shallow water facies (Werfen fa- cies of the Tethys and in western North America) at the P/T boundary is possible with any Clarkina species, because they are absent in all shaUow-water deposits. None of the basal Triassic Clarkina species appeared at the base of the Triassic, independent from the level in which this boundary wih be finally placed. Ah these species appe- ared in undisputed Changxingian strata. The distinct differences between tropical Changxingian and Triassic Clarkina faunas are exclusively caused by disappearance of Changxingian species, but disappearance is not a useful base for definition of the base of the Triassic. The Clarkina species near the P/T boundary are strongly temperature depen- dent. All typical late Changxingian Clarkina species, such as C. deßecta, C. dice- rocarinata, C. postwangi and C. xiangxiensis are stenotherm warm-water species. The C. carinata group is eurytherm, but prefered temperate and cool-water envi- ronments and became in tropical areas only dominant after disappearance of the stenotherm latest Permian warm-water gondolelhds. For this reason, the C. carina- ta group began earher in cool-water and temperate environments. For instance, it began in the Guryul Ravine section (Kashmir) already 22.6m below the first appea- rance of Otoceras. On the other hand, Hindeodus is very common in the shallow-water Werfen fa- cies, but also occurs in pelagic deposits (mostly rarer). It is an eurytherm genus that is common both in Boreal cool-water and in tropical warm-water shahow-water seas. H. parvus is globally present in different facies. It is much wider in its distribution than ammonoids and platform conodonts. Despite the fact that the denticulation of the blade of H. parvus is variable (two morphotypes), the main difference against 184 Heinz W. Kozur, Anton Ramovš, Cheng-yuan Wang & Yurij D. Zakharov its forerunner H. latidentatus, the large cusp, is invariable and always recognizable, if the specimens are not broken. Both H. parvus and H. latidentatus are well de- terminable and easily to distinguished, both by their Pa element and by their Sb ramiform elements (see Kozur, 1995 and in press). Only the transition forms that occur in a very short interval (e.g. in the middle 8-12 cm of Boundary Bed 2 (Bed 27) in the Meishan section) must be separated by arbitrary definition: All specimens, in which the cusp is more than two times longer than the following denticles are assigned to H. parvus. In general, also the denticu- lation of H. latidentatus and H. parvus is rather different. But the transitional for- ms display already the long cusp of H. parvus, but still the typical denticulation of H. latidentatus with 2-3 narrow denticles behind the cusp followed by broad, often wide denticles. The presence of perfect transition forms is, on the other hand, a good evidence for the derivation of H. parvus from H. latidentatus in a continuous phylo- morphogenetic cline. Arbitrary separation of two species of a dine in the transitio- nal field of the two species is generally necessary in phylomorphogenetic lineages. H. latidentatus is a very characteristic form of the uppermost Changxing Lime- stone, rarely present also in the Boundary Bed 1 and 2 of the Meishan sections. It occurs in the same stratigraphie level in the Transcaucasian sections and is a com- mon species of the lower Tesero Oolite of the Southern Alps. It occurs also in the Otoceras faunas of Greenland, but there the specimens are often not so typical as in the Tethys and more reminiscent of small advanced H. typicalis, but they fall within the intraspecific variability of the Tethyan forms. H. latidentatus is a characteristic latest Changxingian conodont species. Its derivation is not yet dear. According to Wardlaw (discussion in Guiyang) it has been derived from H. julfensis (Sweet); according to Kozur (in press) it may be the successor of H. typicalis or of H. jul- fensis. This question does not touch the problematic of the P/T boundary, because the first appearance of H. latidentatus is in the uppermost Changxing Limestone within unquestionable Changxingian. In a special meeting at the Guiyang Symposium (August 1994) hindeodid cono- dont material (among them type material of H. parvus) was shown and discussed. Full agreement was reached about the scope of H. parvus, its derivation from H. latidentatus, intraspecific (especially ontogenetic) variability, character of the ap- paratus and generic assignment. The apparatus of H. parvus that was found in a monospecific fauna in Sicily, but was also recognized in the material of the Chinese workers during the Guiyang me- eting, correspond to the apparatus of Hindeodus. A very similar apparatus is pre- sent in H. latidentatus found in monospecific faunas in the Tesero Oolite of the Tesero section (Kozur, 1995 and in press) and by Wardlaw (pers. comm.) in the Salt Ran- ge. Except the Pa element only the Sb element is different in these two species. Because of the presence of a Hindeodus apparatus and the Hindeodus type Pa element, all participants agreed that H. parvus belongs to Hindeodus. However, Sweet (1992), Orchard (1994a, b) and Orchard et al. (1994) assigned H. parvus tentatively to Isarcicella. So far, Isarcicella is regarded by all authors as Pa element of a single element apparatus. If this can be definitely proven, H. parvus cannot be assigned to Isarcicella. However, the ramiform element of H. parvus are distinctly shorter than those of typical Hindeodus. If Isarcicella displays the same apparatus, an as- signment of H. parvus to Isarcicella would be possible. However, H. parvus has never a thickened cup as characteristic for the Pa elements of all Isarcicella spe- cies. Thus, all forms of the Hindeodus-Isarcicella dine, in which the cup is thicke- The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition... 185 nend in 50% or more of its width, are assigned to Isarcicella and forms, in which the thickend part is narrower than 50% of the cup width or in which the cup is unthickend, are assigned to Hindeodus. According to Sweet (pers. comm.) the apparatus of Hindeodus may be identi- cal with that of Subbryantodus. If this can be definitely proven, Hindeodus Rexroad & Furnish, 1964 would be a junior synonym of Subbryantodus Branson & Mehl, 1934. These problems of the generic status of H. parvus (and of the genus Hindeo- dus) do not touch the stratigraphie value of this species for definition of the base of the Triassic. Fuh agreement was also reached at the Guiyang meeting that the first appearance of this species is better suitable for the definition of the base of the Triassic than any other biostratigraphic event. The definition of the base of the Triassic with the first appearance of H. par- vus within the phylomorphogenetic dine H. latidentatus - H. parvus has the fol- lowing advantages: (1) parvus is easily determinable and readily separable by its large cusp (more than two times longer than the fohowing denticles) from its forerunner H. latiden- tatus. Two morphotypes have been discriminated by Kozur (1990). Morphotype 1 display small uniform denticles behind the big cusp and a steeply dipping to nearly vertical posterior end of the blade that is undenticulated in juvenüe specimens, but displays in general a smah denticle in its upper part in adult specimens. In morphotype 2 the posterior third of the blade is occupied by small, strongly inclined denticles. (2) The derivation of H. parvus is well estabhshed and the forerunner H. lati- dentatus and H. parvus can be found in several shallow-water and pelagic sections in superposition connected by transition forms. (3) H. parvus has a far wider distribution than any other conodont or ammo- noid species near the P/T boundary, which could be used for definition of the base of the Triassic. It is so far known from the Southern Alps, Dinarides, Hungary, Sicily (Italy), Crete (Greece), Transcaucasia (with the type locaUty), northwestern and Central Iran, Elburz, Kashmir, Salt Range, China, Japan, Greenland, western North America, i.e. from the entire Tethys, Circum-Pacific reahn, cratonal North America, Boreal realm and the margin of Gondwana. (4) H. parvus is not restricted to a narrow facies zone. It occurs both in am- monoid-free shallow-water Werfen facies and in ammonoid-bearing pelagic deposits. (5) H. parvus has no Zoogeographie restriction and occurs in the high latitude Boreal realm, temperate peri-Gondwana Tethys and in the tropical central and we- stern Tethys. (6) H. parvus is the first globally distributed species that appears immediately after the minimum in faunal diversity indicated by the minimum in ô^^'C. At Meishan, it begins 5 cm above the minimum in б^^С. (7) The first appearance of H. parvus is near to a Uthostratigraphic event boundary, where such a boundary is recognizable. In the Meishan section, it begins 15cm abo- ve the event boundary. (8) The first appearance of H. parvus is near to the traditional base of the Triassic. It hes in the middle part of the O. woodwardi Zone. In the central Himalayan type area of the O. woodwardi Zone, where Otoceras begins together with Ophiceras at the base of the (upper) O. woodwardi Zone, H. parvus probably begins at the base of the (upper) O. woodwardi Zone. The traditional P/T boundary above the Chan- gxingian was in China either placed somewhat above or somewhat below the first appearance of H. parvus. Until Zhao et al., 1978, this boundary was placed at the 186 Heinz W. Kozur, Anton Ramovš, Cheng-yuan Wang & Yurij D. Zakharov base of the Claraia wangi Zone, at Meishan 12 cm above the first appearance of H. parvus. Since Zhao et al. (1981) this boundary was placed at the base of Boun- dary Bed 1 that is 15cm below^ the first appearance of H. parvus. Later the lower part of Boundary Bed 1 ("White Clay", Bed 25) was again placed in the Permian and the P/T boundary was placed at the base of the "Black Clay" (Bed 26, upper part of Boundary Bed 1), 11cm below the first appearance of H. parvus (Yin et al., 1988; Yang et al., 1993). Yin (1993) and Yin et al. (1994) placed the P/T boundary at the base of Boundary Bed 2, about 8 cm below the first appearance of H. parvus, but defined the P/T boundary with the base of the H. parvus Zone in our sense. Advantages of the Meishan section as GSSP for the Permian-TViassic boundary The Meishan section consists of 7 quarries at the southern slope of the Meishan hill (Changxing County, Zejiang Province, South China, location see fig. 1) at 70 to 400 m from each other. They are named quarry A, B, C, D (Baoqing quarry, stratotype of the Changxingian Stage), E, F and Z (Zhongxin Dadui quarry). The beds of these quarries have identical thickness, facies and fossil content and because they are la- terally traceable, they have been numbered around the P/T boundary in ah quarries in the same manner. The Permian-Triassic Boundary Beds (Transitional Beds) are exposed in all of these quarries, the exposed part of the Changxing Limestone and of the overlying Lower Triassic beds is different. Quarry D exposes the entire Chan- gxingian, the other quarries only the middle and upper part of the Changxing Lime- stone. Best studied are quarries D and Z, and the GSSP should be fixed in one of these two quarries by the Chinese coheagues. The large lateral extent of the Meishan Fig. 1. Locality map of the Meishan section The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition... 187 section allows to take very large samples and to find also larger ammount of rare fossils, such as ammonoids. As pointed out by Kozur (1989), the Meishan section is more suitable for defi- nition of the base of the Triassic than all other P/T boundary sections in the world. After further studies of the faunas and physical events around the P/T boundary and very fruitful discussions on the excellent Guiyang Symposium (August, 1994) con- nected with excursions to the most important P/T boundary sections of China, Yin et al. (1994) and Wang (1995) proposed independently to use the Meishan as GSSP for the Permian-Triassic boundary. Yin et al. (1994) proposed to fix the GSSP for the base of the Triassic in quarry D, the stratotype of the Changxingian Stage, fol- lowing Yang et al. (1987). Wang (1995) proposed the Zhongxin Dadui quarry, 500m east of quarry D as GSSP for the base of the Triassic. He followed the first such proposal by Sheng et al. (1984). We agree with the proposal to choice the Meishan section as GSSP for the base of the Triassic (defined with the first appearance of H. parvus), independently from the question in which of the two quarries (D or Z) of the Meishan section the GSSP will be finally fixed. In the following, the advantages of the Meishan section at Meishan as GSSP for the base of the Triassic are discussed. Definition of the biostratigraphic base of the TViassic in the Meishan section Our studies in South China, Central and northwest Iran, Transcaucasia of Arme- nia and Azerbaidzhán, Salt Range, Kashmir, Southern Alps, Hungary, Sicily, Green- land and additional pubhshed data from western North America (Pauli & Pauli, 1994) and Japan (IGO, lecture at the First Asian Conodont Symposium in Nanjing, September 1994) have shown that the first appearance of Hindeodus parvus within the dine H. latidentatus - H. parvus is the most suitable and globally recogniza- ble boundary marker. The advantages of this boundary have been shown above. To facilitate exact definition of the conodont boundary in the Meishan section, 162 kg of samples from Boundary Beds 1 and 2 and immediately adjacent Permian and Triassic rocks have been processed for conodonts. The two 3-6cm thick layers of Boundary Bed 1 were sampled separately. The 16 cm thick Boundary Bed 2 was divided to 4 samples, each of ca. 25kg per 4cm (AEL 882-1-882-4). Hindeodus parvus (both morphotypes) appears first in the middle part of Boundary Bed 2 (AEL 882-3), 8 cm above the base of this bed, and it is present as typical specimen also in sample 882-4 and in younger beds. This biostratigraphic boundary lies 15cm above the lithostratigraphic event boundary and a few centimetres above the mini- mum of ô^^C in the lower part of Boundary Bed 2. Supplementary biostratigraphic criteria, which occur at the above biostratigraphic boundary or a little below or abo- ve it, are the extinction of the last Changxingian ammonoids Pseudogastrioceras, Pseudotirolites, Pleuronodoceras, the extinction of Permian conodonts Clarkina deßecta, C. dicerocarinata, C. changxingensis, H. latidentatus, H. typicalis, and of the Upper Permian albaillellacean radiolarian fauna (most of them at the top of Boundary Bed 1, some a little later), and the development of Ellisonia from Stepa- novites as well as the first appearance of Ophiceras, Claraia wangi and /.? turgi- da (the last two events somewhat after the first appearance of H. parvus). Also important is the disappearance of the marine fungal association with Tympanicysta 188 Heinz W. Kozur, Anton Ran\ovš, Cheng-yuan Wang & Yurij D. Zakharov Table 1. Distribution of conodonts around the P/T boundary in the Zhongxin Dadui quarry of the Meishan section stoschiana, which is very characteristic world-wide in Late Changxingian marine deposits, especially near-shore occurrences. In Meishan it is common to the top of the Changxing Limestone, and very rare in the Boundary Beds 1 and 2 (Ouyang & Utting, 1990). In the Boreal realm, beds with mass occurrences of marine fungi have been placed in the Triassic, because they occur in the Otoceras faunas. But the lar- gest part of the Boreal Otoceras faunas belong to the Permian (Kozur, 1989, 1994b). Clarkina meishanensis n. sp. is restricted to Boundary Bed 1 and Hindeodus chan- gxingensis may also be possibly restricted to the Boundary Beds. Correlations of the biostratigraphic base of the Ћ-iassic in the Meishan section on the global scales Evolution of H. parvus from H. latidentatus is gradual and occurs in one mo- nofacial bed. It is therefore not influenced by facial changes. Because of the gradual transition perfect transitional forms were found that were assigned either to H. la- tidentatus or to H. parvus. Zhang (1987) figured such a transitional form as H. parvus from Boundary Bed 2 of Meishan. It displays the typical denticulation of H. latidentatus with mostly 2 small denticles behind the cusp followed by large and The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition... 189 broad, often widely separated denticles. If the cusp is largely broken as in the spe- cimen figured by Zhang (1987), the separation of H. latidentatus and H. parvus may be difficult or impossible. In well preserved specimens the transition forms can be easily assigned to H. parvus if the cusp is more than two times larger than the largest denticles of the blade. The same succession from H. latidentatus to H. parvus can be observed in dif- ferent continents and faunal provinces, e.g. in Transcaucasia (Kozur et al., 1975, 1978), Kashmir (Matsuda, 1981), the Salt Range (Wardlaw, pers. comm.), in the Southern Alps (Schönlaub, 1991; Kozur, in press) and in Greenland (Kozur & Sweet, in prep.). H. parvus is present in all investigated conodont-bearing sections of the lowermost Triassic of the world (see III.). It occurs both in shallow-water ammonoid- free and in pelagic beds. It can therefore be correlated readily within different shal- low-water and pelagic fossil associations. Rich sporomorph associations of the Meishan sections allow a correlation with continental beds, at least within the Cathaysian floral province. Several kinds of biostratigraphic and event data serve as auxiliary signals that facilitate recognition of proximity of the biologically-defined P/T boundary (biostra- tigraphic auxihary signals see above). For example, the "Boundary Clay", the base of which marks the lithostratigraphic event boundary, can be recognized as a marker horizon in the Meishan section and those other sections where deposition was be- low the storm wave base in the level of Boundary Bed 1. It hes in the Meishan sec- tions 15 cm below the proposed biostratigraphic boundary. This "Boundary Clay" is present in the huge area from SE Siberia in the N to Meishan in the S and Shangsi in the W (about 2 million km^). It represents fall-out of volcanic ash and was there- fore deposited very rapidly. In sections deposited above storm wave base it is not preserved. We cannot agree with the view of Jin et al. (1994) that this bed repre- sents residuum on the non depositional surface containing a condensed fauna of the few 100m Greenland Otoceras beds. Moreover, it does not represent a transgression surface, equivalent to the Otoceras transgression in the Arctic and at the Tethyan margin of Gondwana. As shown by conodonts, the Otoceras transgression in the Arctic is considerably older and even in the Meishan sections the transgression was not at the base of the "Boundary Clay", but deeper, within the upper Changxing Formation between beds 24c and 24d. In Transcaucasia and in Sicily a distinct regression took place at the base of or within the H. paiuus Zone and in the Southern Alps the base of the H. parvus Zone lies within the lower Mazzin Member in a level without tran- sgression or regression. Thus, there was no world-wide transgression at the P/T boundary as assumed by Jin et al. (1994). World-wide transgression is recognizable only for the level of the Paratirolites fauna within the Changxingian, but it is too far from the P/T boundary to be used as an auxiliary marker for this boundary. The minimum for is also recognizable near the biostratigraphic P/T boun- dary. It indicates the minimum in organic diversity. In all sections, where both the conodonts and the б^^С values are known, the б^^С minimum pre-dates the first ap- pearance of H. parvus only slightly. In the Meishan section this minimum lies about 5cm below the first appearance of H. parvus (see above). One exception to this generahsation was reported from the Carnian Alps, where H. parvus was recorded slightly below this event boundary (Schönlaub, 1991). But this inversion of the event and biostratigraphic succession is caused by misidentification of advanced H. lati- dentatus as H. parvus as judged from the figured specimens. True H. parvus also begins in this section a little above the minimum in б^^С. 190 Heinz W. Kozur, Anton Ran\ovš, Cheng-yuan Wang & Yurij D. Zakharov An additional important event is the beginning of the Lower Scythian anoxia (Wignall & Hallam, 1993) that began almost globally near the base of the H. parvus Zone (exceptions include the Salt Range, Transcaucasia and Abadeh; Kozur, 1994b). A further important event is the nearly total drop in organic silica production by Radiolaria. As a consequence, radiolarites are absent world-wdde in the lower Scythian. In the Dalong Formation, siliceous rocks (and radiolarians) disappear at the base of the event clay. The foregoing two types of auxiliary data for recognition of the P/T boundary are important for the radiolarite deep-sea sequences of the Circum-Pacific realm. These are the only marine sediments that do not contain H. parvus (and mostly no cono- donts at all). Such deep-sea sediments do not contain ammonoids or other macro- faunas as weh. But the position of the P/T boundary can be recognized easily by the sudden change of radiolarites (often red coloured) into black shales (e.g. in Japan and SE-Siberia, Suzuki et al., 1993; Kozur, 1994b). The originally tuffitic "Boundary Clay" at Meishan contains zircon, which allows radiometric age determinations (see 8, herein), which can be used for correlations as weh (e.g. v^dth the Siberian Trap volcanism). The presence of a layer of volcanic origin in the fossil-rich pelagic P/T boundary section at Meishan offers a unique op- portunity to correlate the biostratigraphic and numerical time scales. Location of the proposed GSSP The Meishan section is situated at the southern slope of the Meishan hih in Changxing County, Zhejiang Province, South China (fig. 1). It is under the admini- strative jurisdiction of Huaikan township in Changxing County. The land where the section is located is owned by the Changxing cement factory, but the most impor- tant quarries (D = Changxingian stratotype and Z = Zhongxin Dadui) are protected by government. The detailed lithostratigraphic succession of the Boundary Beds is shown in text-fig. 2. Ah faunas and lithofacies in the Changxingian Stage and in the lowermost Triassic (especially those of the Boundary Beds) of the Meishan section have been thoroughly studied. The section is favourable both for biostratigraphic and event studies. Description of the Boundary Beds and immediately adjacent strata of the Meishan section The stratotype section of the Changxingian Stage (quarry D = Baoqing section at Meishan in Changxing, Zhejiang) had been described fully by Zhao et al. (1981), whereas the hthology as well as the biostratigraphy of the Changxingian to lower- most Triassic and especially of the Boundary Beds in quarry Z (= Zhongxin Dadui section) were described by Sheng et al. (1984). Recently, intensive studies of co- nodonts of the Meishan section have been carried out (Wang, 1994a, b; Yin et al., 1994; Kozur & Wang, in prep.). As representative for the Meishan section, hthology and fossil content of the Boundary Beds and immediately under- and overlying stra- ta are described below. The lithological descriptions with listing of megafossils are based on Sheng et al. (1984). New additions are those for conodonts (see also ta- ble 1). The conodont determinations were made by Cheng-Yuan Wang and H. Kozur The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition... 191 Fig. 2. Eventstratigraphic and biostratigraphic boundaries of the Meishan section at Zhongxin Dadui quarry, Changxing County, Zhejiang Province, South China. The exact thickness of each bed is indicated within the column (unpublished data). The new speeies wih be described by Kozur and Wang (in prep.). The following stratigraphie sequence is described in descending order (bed numbers only indicated for the Boundary Beds and adjacent strata): Lower IViassic - Lower Qinglong Formation (Chinglung Fm. according to a different transcription) = Lower Yinkeng Formation 15. Greyish green mudstone intercalated with thin-bedded argillaceous limestone (limestone increasing upward), containing bivalves Claraia fukenensis, C. lon- gyenensis, ophiceratid ammonoids, including Lytophiceras sp. >2m 14. Greyish yeUow mudstone vidth limestone concretions, in the lower part v^dth Palae- onucula sp. and Claraia sp., in the middle part with C. stachei 6m 13. Yehow illite-montmorihonite clay 0.02m 192 Heinz W. Kozur, Anton Ran\ovš, Cheng-yuan Wang & Yurij D. Zakharov Boundary bed 3 12. Greyish yelow^ marl containing C. griesbachi 0.30m 11. Yellow^ illite-montmorillonite clay 0.02m 10. Greyish yellow mudstone yielding C. wangi and C. dieneri 0.98m 9. Yellow illite-montmorillonite clay 0.04m 8. Bluish grey marl containing ophiceratids 0.46m 7. Greyish yellow marl yielding C. wangi and ophiceratids and conodonts (AEL 886 - AEL 884) Hindeodus parvus Morphotype 1 and Morphotype 2, Isarcicella? turgida, Clarkina carinata and Ellisonia transita 0.36m 6. (Upper part of Bed 28) Greyish yellow mudstone 0.02 m 5. (Lower part of Bed 28) Greyish yelow clay containing conodonts (AEL 883) Clarkina sp. and Hindeodus sp. 0.01-0.02m Boundary bed 2 (Bed 27) 4. Light grey dolomitic marl containing brachiopods Paryphella triquetra, P. or- bicularis, Waagenites sp., Paracrurithyris sp., Fusichonetes pigmaea, and the conodonts hsted below (4cm intervals for each sample, in descending order): (AEL 882-4): Hindeodus parvus Morphotype 1 and Morphotype 2, H. typicalis, Hindeodus sp., Clarkina sp., Ellisonia sp., compound conodont elements and fish teeth (AEL 882-3): Clarkina carinata, C. changxingensis, Clarkina n. sp., Hindeodus latidentatus, H. parvus Morphotype 1, H. parvus Morphotype 2, H. julfensis, Isarcicella ? turgida, common Ellisonia transita, compound conodont elements and fish teeth (AEL 882-2): Clarkina changxingensis, H. latidentatus, H. typicalis, Isarcicella ? sp., Merrillina longidentata n. sp., Stepanovites sp., compound conodont ele- ments and fish teeth (AEL 882-1): Clarkina carinata, C. changxingensis, C. procerocarinata, Hinde- odus typicalis, H. changxingensis n. sp., H. latidentatus, Isarcicella ? sp., El- lisonia transita-, E. sp., compound conodont elements and fish teeth 0.16m Boundary bed 1 3. (Bed 26) Greyish yellow mudstone with small crystals of pyrite, purple-red in weathering colour, yielding ammonoids Otoceras ? sp., Hypophiceras cf. marti- ni, H. changxingense, Tompophiceras sp., Metophiceras sp. and Pseudogastrio- ceras sp.; bivalve Peribositra baoqinensis\ brachiopods Paracrurithyris pyg- maea, Waagenites barusiensis, Paryphella sulcatifera, Neowellerella pseudoutah and Araxathyris minuta-, conodonts (AEL 881) Clarkina cf. carinata, C. chan- gxingensis, C. dicerocarinata, C. deßecta, C. cf. sosioensis, C. xiangxiensis, C. meishanensis n. sp. and Hindeodus latidentatus 0.04-0.06m 2. Yellow or purple illite-montmorillonite clay containing conodonts (AEL 880): Clarkina cf. carinata, C. changxingensis, C. deßecta, C. cf. meishanensis n. sp. and C. xiangxiensis 0.03-0.06m Changxing (Changhsing) Formation 1. (Bed 24e) Grey thin-bedded limestone with chert nodules, bearing Palaeofusu- lina sp. and conodonts (AEL 879 - AEL 872): Clarkina cf. carinata (from AEL The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition... 193 876 and younger samples), C. changxingensis, C. subcarinata (up to AEL 878), C. xiangxiensis, C. deßecta, C. wangi, C. tiani, Hindeodus minutus, compound conodont elements and fish teeth 0.20m Abundance and diversity of fossils The Changxing Formation contains rich and diverse macro- and microfaunas of an intraplatform basin type. Toward the end of the Changxingian Stage, the faunal diversity decreases gradually. The Boundary Beds have a fauna, low both in abun- dance and in diversity, consisting of conodonts, foraminifers, ostracods, fish teeth, ammonoids, bivalves and brachiopods. Although the abundance of conodonts decre- ases in the Boundary Beds, nearly ah species of the upper Changxing Formation are known to exist also in Boundary Bed 1. Only Clarkina subcarinata is missing, but it is also missing in the uppermost Changxing Formation. Clarkina meishanensis n. sp. is restricted to Boundary Bed 1. Few new taxa appear in Boundary Bed 2. Two of them are so far known only from this bed {Merrillina longidentata n. sp. and Hindeodus changxingensis n. sp.). The first one may have a longer range, becau- se its forerunner M. divergens is known from beds not younger than Early Dzhul- fian. Ellisonia spp., Clarkina cf. carinata and C. carinata s. str. are Triassic ele- ments, but ah begin in the Tethyan realm at the very end of the Changxingian, the two Clarkina species cold-water faunas in the middle and late Changxingian respectively. H. parvus is the decisive marker for the base of the Triassic (see above). Like ah over the world, the faunal diversity of the Lower Scythian fauna remains low also in the Meishan sections. Presence of spores in the Boundary Beds (Ouyang & Utting, 1990) is signifi- cant, as it allows direct palynological correlations with at least the continental beds of the Cathaysian floral realm. Favourable facies for widespread correlation Studies on the Meishan sections reveal that the Changxing Limestone originated on a gently dipping slope. It is characterized by both pelagic and shahow-water fos- sils. Boundary Bed 1 was deposited below the storm wave base, ahowing preserva- tion of the tuffitic layer (Boundary Clay). The fauna consists predominantly of pela- gic fossils (pelagic ammonoids, gondolelhd conodonts), shahow-water fossils (Hindeodus) are subordinate. In Boundary Bed 2 a shght shallowing is indicated by increasing amounts of shallow-water conodonts (Hindeodus, Ellisonia). However, Clarkina is still present in the Boundary Beds 2, indicating a normal salinity pela- gic facies deposition. This association of both pelagic and shahow-water conodonts is highly desirable for world-wide correlations. Moreover, Hindeodus occurs not only in shahow-water deposits, but also less abundantly in pelagic beds. Presence of spo- romorphs also ahows direct correlation with continental beds. Important is also the low thermal gradient without thermocline. Permian cold bottom-water conodont faunas from open tropical seas are very different from warm- water faunas. Near the thermocline a sudden change in the conodont faunas occur- red that sometimes has caused difficulties in stratigraphie interpretations (e.g. in the Luodian section in southwest China, Wang et al., 1994). 194 Heinz W. Kozur, Anton Ran\ovš, Cheng-yuan Wang & Yurij D. Zakharov Structure and metamorphism The Meishan section at Changxing is simple in structure, and consists of mono- clinal strata w^ithout folds or faults. The outcrop is excellent and easily accessible. This section belongs neither to an exotic block nor to a terrane, it is monotonous in lithofacies, its biostratigraphic boundary lies in a successive monofacies horizon vdthout any interruption of sedimentation w^ith minor bioturbation. The Meishan section displays a very lov^ thermal alteration. The CAI is 1-1.5 and the Thermal Alteration Index (TAI) ranges from 2 to 2^, so that spores and acritar- chs are well preserved and well studied (Ouyang & Utting, 1990). Magnetostratigraphy, geochronometry and iridium anomaly The magnetostratigraphic research data from the Meishan sections can be con- sidered as rehable, because the rocks have not been effected by significant thermal alteration and they display low organic maturity. Li et al. (1989) collected 111 sam- ples at the Meishan sections and according to their studies, the Permian-Triassic eventstratigraphic boundary (15 cm below the biostratigraphic boundary) lies 1.2 m above the base of normal polarity zone V. This is in good agreement with data on Dorasham 2, Transcaucasia (Zakharov & Sokarev, 1991). The paleolatitudinal position of Meishan was at 12.3 °N in the P/T boundary level. This paleogeographic position within the tropical belt is favourable for biostratigraphic correlations. The "Boundary Clay" of the Meishan section is of volcanic origin (Yin et al., 1992) and contains zircons that are suitable for absolute geological age determinations. Claoué- Long et al. (1991) and Zhang et al. (1992) calculated the radiometric age of the "Boundary Clay" (Bed 25) as 251.2 ± 3.4Ma (using Shrimp ion-microprobe aoep^psu dating). Renne (1995) determined a plateau date of 249.91 ± 0.15Ma (using ^«Ar/ analysis of sanidine grains) and calculated an average age of 250.0 ± 0.2Ma for the boundary tuffs of Meishan and Shangsi. This age corresponds to the age (250 ± 0.3Ma) of the main phase of the Siberian Trap (Renne et al., 1995). The correlation of the main phase of the Siberian Trap and seemingly contem- poraneous post-Tatrian ("Early Triassic" sensu Tuzikova, 1985) basalts in the Urals with the latest Permian and Permian-Triassic boundary was already shown by Kozur (1989, 1994b) on the basis of conchostracans and sporomorphs. This correlation played an important role in the explanation of the Permian-Triassic faunal crisis by a short- lasting strong cooling also in low latitudes caused by dense aerosols (Kozur, 1989, 1994b). Yin et al. (1994) pointed out that the iridium anomaly at the P/T boundary is in most cases either undetected or of moderate value, and uneven distributions of Ir at the P/T boundary are present in South China and in the Alps, different from the situation at the Cretaceous-Tertiary boundary where the Ir content is consisten- tly and remarkably higher than the background value, thus inferring a different ori- gin. We agree with this statement, but have to add that the iridium peak noted by Brandner et al. (1986) in the Southern Alps was caused by a measurement mistake and is not existing (pers. comm. of the authors). Because also the high Ir values given by Sun et al. (1984) for the Meishan section were not confirmed by later investiga- tions (Clark et al., 1986), it can be concluded that there was no iridium anomaly near the P/T boundary. The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition... 195 Accessibility and conservation The Meishan section is conveniently accessible from Shanghai, Hangzhou (capi- tal of Zhejiang Province) as well as from Nanjing (capital of Jiangsu Province). The area is known as China's economically developed region and provides suitable facili- ties for communications, travel and conduct of international geological field studies. Favourable climatic conditions make the section accessible throughout entire year. The most important and best investigated quarries of the Meishan section, the stratotype section of the Changxingian Stage (quarry D, known also as Baoqing sec- tion) and the quarry Z (Zhongxin Dadui quarry) have now been placed under pro- tection of the Provincial Government of Zhejiang and the County Government of Changxing, prohibiting economic exploitation, but ahowing scientific studies both for Chinese and foreign scientists. For the above reasons, several authors recommended the Meishan section as GSSP for the base of the Triassic (Yin et al., 1994; Wang, 1995). Already before the Meishan section was regarded as the best section in the world for defining the Permian-Triassic boundary (Sheng et al., 1984; Yang et al., 1987; Kozur, 1989; Wang, 1994a, b). In agreement with the opinion of the overwhelming majority of the specialists the biostratigraphic P/T boundary is defined by the first appearance of H. parvus in the chne H. latidentatus - H. parvus within Boundary Bed 2. In the answer to a questionnaire in 1995, 13 members of the PTBWG recommended as base of the Triassic the first appearance of H. parvus, 2 members recommended the first appearance of Otoceras as base of the Triassic. Overview of candidates (except Meishan) for the Permian-TViassic boundary GSSP and other important P/T boundary sections In August, 1993, at the meeting of the Permian-Triassic Boundary Working Group (PTBWG) of the International Commission on Stratigraphy (ICS), four candidate sections for the global stratotype section and point (GSSP) for the base of the Triassic were proposed, Meishan (Changxing County, Zhejiang Province), Shangsi (Guangyuan, Sichuan Province), Selong (Xizang, Tibet) and Guryul Ravine (Kashmir). The Changxing section received the highest ranking. At the PTBWG meeting at the Guiyang Symposium in August 1994 after visiting the Meishan and Shangsi sections, the vote for the best candidate for P/T boundary GSSP had the fohowing result: 22 participants favoured Meishan, one favoured Gu- ryul Ravine, and none favoured Selong and Shangsi. In a voting in Albrechtsberg, Austria, in which only few member of the PTBWG have taken part, 4 participants voted in favour of Meishan, and 3 in favour of Guryul Ravine. One of each votes for Meishan and Guryul Ravine was made by the same person. Therefore in both votes together 25 were in favour of Meishan and 3 in favour of Guryul Ravine. In the answer to a questionnaire in 1995, 15 members of the PTBWG recommended Meishan and no other section was recommended. In the fohowing, the different candidates for P/T boundary GSSP (except Meishan, for this section see chapter IV) and other important P/T boundary sections are brie- fly discussed. 196 Heinz W. Kozur, Anton Ran\ovš, Cheng-yuan Wang & Yurij D. Zakharov Guryul Ravine (Kashmir) The Guryul Ravine section contains Otoceras woodwardi, but no ammonoids in the beds immediately below^ the first appearance of Otoceras. Therefore no ammo- noid-based boundary can be recognized in this section. Conodonts are common in the upper 0. woodwardi Zone of the outcrop, but nearly absent below it (Matsu- da, 1981). The upper 0. woodwardi fauna belongs surely to the H. parvus Zone. It yielded Hindeodus typicalis, H. latidentatus (both determined as H. minutus by Matsuda, 1981), H. parvus, a single specimen of Isarcicella sp. and in the upper part also Clarkina carinata. Most of the lower O. woodwardi fauna^ of the section cannot be dated by conodonts, because only one sample (upper part of bed 55) imme- diately below the first appearance of H. parvus contains H. typicalis and, accor- ding to the figured Sb element (Matsuda, 1981, pi. 3. fig.7), also H. latidentatus. The remaining part of the lower Otoceras woodwardi fauna has no conodonts, but a poor fauna with H. typicalis and C. carinata occurs also below the first appea- rance of Otoceras (Nakazawa et al., 1975; Matsuda, 1981), both in the El Mem- ber of the Khunamuh Formation and in upper part of the Zewan Formation (upper Member C and Member D). In temperate to cool-water environments the impoverished H. typicalis - C. carinata fauna (consisting in general only of these two species or subordinately additional species of the C. carinata group) began therefore con- siderably earher (in the Guryul Ravine section in a horizon with Cyclolobus walke- ri of late Wuchiapingian to early Changxingian age, 22.6m below the first occurren- ce of Otoceras) than in the tropical warm-water faunas, in which the latest Permian contains several other Clarkina species, such as C. changxingensis, C. deßecta, C. dicerocarinata, C. postwangi, C. subcarinata and C. xiangxiensis. The strong change from this typical Permian stenotherm warm-water Clarkina fauna to the "Triassic" Clarkina carinata fauna (dominant C. carinata, subordinately C. procero- carinata, C. taylorae, C. tulongensis) in the tropical area is therefore facies rela- ted (cooling event) and therefore unsuitable for definition of the base of the Trias- sic. For the same reason, the pelagic Clarkina is absent in the lower H. parvus Zone and often also immediately below the base of this zone in most of the tropical pela- gic regions. The eurytherm Hindeodus species are present both in cool-water and warm-water faunas and therefore not affected by the Permian-Triassic faunal crisis. The fohowing reasons exclude the use of the Guryul Ravine section as GSSP for the base of the Triassic: (A) Strong thermal alteration (CAI 4-5) prevents reliable results of magnetostrati- graphic and palynologie investigations. (B) No ammonoid and diagnostic conodont faunas are present in the Late Permian immediately below the Otoceras faunas. (C) The section is not readily accessible at the present time. For political reasons, the visit of foreigners to Kashmir is forbidden at the present time. The Guryul Ravine section is interesting as auxiliary section for the peri-Gond- wana Tethys (temperate to cool-water) because it is the only section of this region. ' A part of the lower O. woodwardi fauna of the Guryul Ravine section may belong to the upper O. woodwardi Zone because Ophiceras is present in the top of Bed 52, where it begins about 80 cm above the first occurrence of Otoceras in this section. The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition... 197 in which the Oioceras-bearing beds are not separated from the underlying beds by a gap. However, also in this section no ammonoids are present below the Otoceras faunas {Cyclolobus walkeri and Xenaspis sp. occur 22.6m below the first appea- rance of Otoceras). Shangsi (Guangyuan, Sichuan Province) This excellent Wuchiapingian to Early Scythian sequence is very rich in fossils and the thermal alteration is very low (CAI 1-1.5). Because of the greater water depth, radiolarians are common in the Permian, but disappear suddenly near the P/T boun- dary. Correlation with Meishan is readily possible. Even the event clay is present. However, near the P/T boundary a 24 cm horizon has not yielded conodonts so far, and only Hypophiceras sp., Claraia sp. and Towapteria sp. were found in this horizon. Consequently, the Shangsi section is unsuitable as GSSP for the P/T boundary. However, this section is very important for studies of deep pelagic sequences in the Late Per- mian and near the P/T boundary. Selong (Xizang, Tibet) This section was proposed by Wang et al. (1989) as potential stratotype of the P/T boundary. It played (and still plays) an important role to "prove" that the Oto- ceras concavum Zone is younger than the Changxingian and contains a Triassic fauna. In this section time equivalents of the Otoceras faunas are said to overlie conforma- bly Changxingian and also the "Boundary Clay", and a minimum was recogni- zed in the "right place". In this section Orchard (1994a) and Orchard et al. (1994) proved that the Otoceras faunas have no Changxingian conodont fauna, and that H. parvus begins contemporaneously with Otoceras. For Tozer (1994b) this is an important argument against the Permian age of the lower Otoceras faunas. Howe- ver, in Selong only the upper O. woodwardi Zone is present (see below). Among the 4 candidates for the GSSP of the P/T boundary, this section is the most unsuita- ble, and since the Symposium in Guiyang, it is no more taken into consideration as GSSP for the P/T boundary by any scientist (compare above mentioned votings). As clearly documented by Geldsetzer (lecture at the Guiyang meeting), the for- merly assumed "White Boundary Clay" is a horizontal fissure filling of fibrous calci- te that disappears laterally within bioclastic pre-Lopingian Permian limestones. The minimum of б^^С is probably related to this fibrous calcite. The around 7cm thick "Changxingian" bioclastic limestones above this fissure filling are inseparably connected with the underlying pre-Lopingian limestones. This is also indicated by the presen- ce of Pre-Lopingian corals (upper range in the Middle Permian) in this "Changxin- gian" limestone (Fedorowski, discussion to the Geldsetzer paper) and by a conodont fauna that contain Mesogondolella ex gr. phosphoriensis and a new species of the Gondwanide cool-water genus Vjalovognathus (Kozur & Wang, Zhi-Hao, in prep.). The overlying Otoceras latilobatum bed is separated by a major erosional gap (with subaerial carstification) from these pre-Lopingian limestones. Therefore no Changxingian is present below the Oioceras-bearing beds. The basal centimetres of the O. latilo- batum bed contain very much (partly more than 50%) reworked conodont of Early and Middle Permian ages, e.g. Mesogondolella idahoensis and M. ex. gr. phospho- riensis together with H. typicalis and Clarkina cf. carinata (Kozur & Wang, in prep.). 198 Heinz W. Kozur, Anton Ran\ovš, Cheng-yuan Wang & Yurij D. Zakharov Nakazawa (1992) and Yin (1993) correlated the O. latilobatum beds at Se- long vidth the O. concavum Zone in the Arctic. However, as pointed out by Dagys (1994), O. latilobatum from Selong is based on a poorly preserved specimen that lacks flattened ventral flank and consequently is not related to O. concavum. The holotype is according to Dagys (1994) an Otoceras ex gr. woodwardi. We fully agree vidth this determination. This means that the Otoceras fauna of Selong begins within any level of the upper Otoceras faunas. The presence of H. parvus in the O. latilo- batum bed and the post-Changhsiangian character of the conodont fauna, reported by Orchard (1994a, b) does not mean that H. parvus begins together with Otoce- ras and the entire Otoceras faunas are post-Changxingian as assumed by Orchard (1994a, b) and above ah Tozer (1994b). The conodont data of Orchard (1994a) and Kozur (1989, 1994a, b) are therefore not incompatible v^dth each other as pointed out by Dagys (1994) and Tozer (1994b). The occurrence of H. parvus in the upper, Ophiceras-hearmg O. woodwardi Zone is weh documented since Matsuda (1981), recognized also by Kozur (1989, 1994a, b). The Changxingian conodont faunas re- ported by Sweet (1976) and Kozur (1994b) were derived from Ophiceras-hee older part of the Otoceras faunas. If the specimens from the Boundary Bed 1 of China are true Otoceras, then also in South China Changxingian conodont faunas occur together with Otoceras. Because O. latilobatum is an advanced Otoceras that starts after a very long strati- graphic gap, the co-occurrence of H. parvus and O. ex gr. woodwardi reported by Orchard (1994a) and Orchard et al. (1994) adds no new data that are in conflict with the data by Kozur (1989, 1994a, b). However, there are stih some sedimento- logie and other comphcations that have to be taken into consideration (see below). For the fohowing reasons, the Selong section is unsuitable as GSSP of the P/T boundary: (A) The oldest Otoceras of Selong belong surely not to the primitive O. concavum group, but to the more advanced Otoceras woodwardi group. Because these am- monoids follow after a long stratigraphie gap, it is even unclear to which level of the O. woodwardi Zone they belong. Immediately underlying beds do not belong to the Changxingian, but to the early Middle Permian as indicated by corals and conodonts. They do not contain ammonoids. Thus, the P/T boundary cannot be estabhshed by ammonoids in this section. (B) According to Orchard (1994a, b) and Orchard et al. (1994), Hindeodus parvus is present at the base of the Otoceras faunas of Selong (our lowermost investi- gated sample yielded H. typicalis, C. cf. carinata, many reworked Early and Middle Permian conodonts, but no H. parvus). If the data by Orchard can be conñrmed (different authors presented so far different conodont data), the Permian lower part of the O. woodwardi Zone and the equivalents of the Permian Bore- al O. concavum and lower O. boreale faunas (without H. parvus, but with H. typicalis, H. latidentatus and Clarkina changxingensis) are missing in Selong or condensed into the Triassic upper O. woodwardi Zone. As pointed out abo- ve, basal Triassic beds overhe Middle Permian limestones at a major unconfor- mity and no Late Permian conodonts (and ammonoids) are known below the Otoceras faunas. Therefore, the exact position of the P/T boundary in this sec- tion cannot be estabhshed by conodonts. (C) Strong thermal alteration (CAI 4-5) precludes reliable results of magnetostrati- graphic and palynologie investigations. The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition... 199 (D) Strong stratigraphie condensation and reworking occur in the Otoceras faunas of Selong, because Clarkina cf. changxingensis, C. cf. carinata, advanced C. carinata, Hindeodus typicalis, H. parvus, Isarcicella isarcica, Mesogon- dolella idahoensis and M. phosphoriensis (all present in the Otoceras faunas of the Selong section) do not occur together in uncondensed and unreworked faunas. C. tulongensis, also present in this fauna, was originally described from beds of earliest Triassic age, but the Usting is a summary of conodont associations, and it is unclear whether the hsted conodonts occur exactly in the same level near the P/T boundary. The "earliest Triassic" of the C. tulongensis type section contains also the equivalents of the latest Permian Boundary Bed 1 of Meishan. The species figured as H. typicalis from the stratum typicum of C. tulongensis is a H. latidentatus. The only exact age determination for C. tulongensis is from bed 27a of the Shangsi section. This bed belongs to the Upper Changxingian immediately below the latest Changxingian "White Boundary Clay". C. taylorae from the Otoceras Beds of Selong is common in cool-water faunas with H. parvus, but also in cool-water faunas of the Permian basal Dolomite Unit of the Katwai Member (with the brachiopod Comelicania and the fusulinid Reicheli- na) of the Salt Range. Its stratigraphically lowest occurrence is in the White Sand- stone Member (of latest Dzhulfian or earliest Changhsingian age) of the Salt Range. Both the Permian and Triassic C. taylori of the Salt Range have been so far errone- ously assigned to C. carinata (Bando et al., 1985). Another interpretation of the conodont distribution of the Selong section was given by Orchard (1994b) and Orchard et al. (1994). According to these authors, "Isar- cicella"? parva and Otoceras appeared contemporaneously, Isarcicella isarcica appeared within the range of Otoceras and the Changxingian "Neogondolella" chan- gxingensis-"N". deßecta assemblage does not occur in Otoceras-hearing beds. None of these assumptions can be confirmed in complete and uncondensed sections. Mo- reover, these assumptions are based on previous correlations of the O. latilobatum beds with the O. concavum Zone of the Arctic. As shown by Dagys (1994), this correlation is basically wrong. As pointed out above, Dagys (1994) proved that O. latilobatum is an Otoceras ex gr. woodwardi, because it lacks flattened ventral flanks characteristic for the Otoceras concavum group. The O. latilobatum beds belong therefore to the O. woodwardi Zone and the presence of H. parvus in these beds does not indicate that H. parvus and Otoceras began contemporaneously. In Kashmir, H. parvus begins in the middle part of the O. woodwardi Zone, whereas in the lower O. woodwardi Zone only H. typicalis and H. latidentatus are present (see p. 196). Because the O. woodwardi Zone is surely younger than the O. concavum Zone, H. parvus is missing in the largest part of the Otoceras fau- nas. In Greenland, the first primitive H. parvus appears above the O. boreale Zone or in its uppermost, Ophiceras-hearing part (Kozur, 1994b; Kozur & Sweet, in prep.). In the Verkhoyansk region (NE Siberia), the lower 0. boreale Zone yielded H. typicalis and C. changxingensis, but no H. parvus. But also this is not the oldest Otoceras fauna, represented by the 0. concavum Zone. A primitive new species of Isarcicella is common in Late Changxingian shallow- water deposits, where it occurs together with fusulinids, H. latidentatus and Ste- panovites sp. (Kozur, 1995 and in press). Contemporaneously with H. parvus be- gins the more advanced Isarcicella sp. sensu Matsuda (1981)., in which the main 200 Heinz W. Kozur, Anton Ran\ovš, Cheng-yuan Wang & Yurij D. Zakharov blade is either bifurcated or a lateral der\ticle is present and fused with the main blade. True I. isarcica begins somewhat above the base of the Ophiceras tibeticum Zone, where it evolved from I. turgida. If I. isarcica s. str. is present in the Otoceras fau- nas of Selong, this would not prove the occurrence of I. isarcica within the range of Otoceras, but stratigraphie condensation of the Selong section, which is also in- dicated by other data. The late Changxingian C. changxingensis-C. deßecta fauna is a diverse warm-water fauna. Most species of this fauna are consequently missing in the temperate and cool-water Otoceras faunas. However, in the basal Otoceras faunas of Greenland C. subcarinata is present that ends viithin the lower C. changxingensis-C. deßecta fauna. Therefore, the time-equivalent of the entire C. changxingensis-C. deßecta Zone are present in the Otoceras faunas. According to Orchard (1994a) and Orchard et al. (1994) all known conodont faunas from Oioceras-bearing beds are basically different from Dorashamian and Changxingian conodont faunas that are dominated by "Neogondolella" subcarina- ta, "N. " changxingensis, "N. " deßecta, and H. typicalis (with H. latidentatus in the uppermost Permian). According to this statement, the conodont faunas of the upper, H. parvus-hearmg (post-Changxingian) part of the Otoceras faunas were compared with conodont faunas below the latest Changxingian. Both in Meishan (stra- totype of the Changxingian) and in Transcaucasia, Clarkina subcarinata is no more present in the latest Changxingian. C. subcarinata is stül present, but no more do- minating, in the lower C. changxingensis - C. deßecta fauna of Meishan; in the upper part of this fauna C. subcarinata is missing. In the lower Pleuronodoceras occi- dentale Zone of Transcaucasia C. subcarinata is present, but also no more domi- nant. In the middle and upper part of this zone, C. subcarinata is missing. On the other hand, in this latest Changxingian fauna vidthout C. subcarinata, several spe- cies of the Otoceras faunas are present: Clarkina cf. carinata, C. changxingen- sis, C. tulongensis, Hindeodus latidentatus and H. typicalis. Decisively important is that H. parvus occurs only in the Ophiceras-hearing upper part of the Otoceras fauna, but not in the Ophiceras-free O. concavum and lower O. boreale Zone, where only H. typicalis, and in a short interval in the middle part of the 0. woodwardi Zone also H. latidentatus are present. The same situation is in the tropical Tethyan area, where the latest Changxingian has no H. parvus that begins at the base of the Triassic vvdthin Boundary Bed 2 (see description of the Zhongxin Dadui quarry of the Meishan section). Sovetashen and Dorasham 2 (Armenia and Azerbaidzhán in Transcaucasia) Kotlyar et al. (1993) proposed the sections of Sovetashen and Dorasham 2 (Armenia and Azerbaidzhán in Transcaucasia) as auxihary boundary sections. These sequences comprise open marine, red pelagic limestones, claystones and marls (Kotlyar, 1991; Zakharov, 1988, 1992) with considerably richer conodont faunas (CAI = 1) in the Changxingian (Dorashamian) part of the section than in the intraplatform basin and slope facies in South China. However, in the H. parvus Zone a distinct shahov^dng occurs and only Hindeodus and Ellisonia are present in this level, whereas pelagic gondolellids are absent. Unfortunately these sections, especially the most suitable section Dorasham 2, are currently inaccessible for political reasons. However, the same suc- cession as in Dorasham 2 is present on the opposite side of the Araxes River in Joulfa on Iranian territory, and these sections are accessible. These Transcaucasian sections The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition... 201 in Armenia, Azerbaidzhán and Iran and the Abadeh sections in Central Iran are the only known pelagic sections in the world, where the basal Triassic H. parvus Zone is represented by highly oxidized, bioturbate red marls. All geochemical and isotope investigations along the P/T boundary have been carried out in areas, where benthos- rich Changxingian rocks are overlain by basal Triassic beds with anoxic or disaero- bic conditions without or with low diversity benthos. Therefore geochemical and stable isotope investigations need to be conducted in the above area to demonstrate, whether the geochemical signals are independent of the widespread anoxia in the basal Triassic (Wignall & Hallam, 1993). Sosio Valley area (western Sicily, Italy) A conodont-rich P/T boundary section (CAI =1) was found by G u II o and Kozur (1993) in the Sosio Valley (western Sicily, Italy, detailed description in Kozur et al., in prep.). This section has a rich late Changxingian deep-water conodont fauna with C. changxingensis, C. deßecta, C. sosioensis as well as rich radiolarian faunas (Kozur, 1993 a) and benthic foraminifers {Bathysiphon deep-water fauna) that can be washed from red soft claystones. The basal Triassic is marked by a 2m thick anoxic soft claystone that contains a rich H. parvus fauna, mostly juvenile specimens, especially in inter- calated laminated limestones. In the lower I. isarcica Zone advanced Clarkina ca- rinata (including /. planata), Isarcicella ? turgida, H. parvus anterodentatus and Ellisonia transita are common in slope limestones. In contrast to the very rich microfauna of this section, there are very few macrofaunas in the Changxingian and Lower Scythian. Southern Alps The well exposed Tesero section of the Southern Alps displays late Changxin- gian and earliest Triassic shallow-water conodont faunas. All pelagic elements (am- monoids, pelagic conodonts) are missing, but Hindeodus is common. The Tesero Oolite yielded rich associations with H. latidentatus, Isarcicella prisca and some Stepa- novites (Kozur, 1995). Conodonts are rare in the lower Mazzin Member, but the transition from H. latidentatus to H. parvus is recognizable. This section can be used as auxihary boundary section for shallow-water faunas near the P/T boundary in the western Tethys. Boreal realm The most suitable auxiliary sections for the P/T boundary in the Arctic are tho- se in East Greenland and of the Verkhoyansk region. In Greenland, conodont faunas are extraordinary rich (Sweet, 1976), an exceptional situation for the Arctic. The sections are partly obscured by solifluction, but the conodont samples (investigated by Sweet, 1976 and re-investigated by Kozur & Sweet, in prep.) are taken from matrix of ammonoids or from ammonoid-bearing beds, so that the stratigraphie control is good. The Otoceras faunas of Greenland represent exclusively the O. boreale Zone (Dagys, 1994). In its lower part H. typicalis, Clarkina cf. carinata and C. cf. chan- 202 Heinz W. Kozur, Anton Ran\ovš, Cheng-yuan Wang & Yurij D. Zakharov gxingensis are preser\t and the basal part also contains C. subcarinata. This fauna is characteristic of the late Changxingian belovi^ the Boundary Beds. In the upper Otoceras faunas H. latidentatus successively replaces H. typicalis, v^hereas the gon- dolelhd conodont fauna consists furthermore of C. cf. carinata and C. cf. changxin- gensis, with C. carinata in the uppermost part. This fauna is characteristic for the latest Changxingian just before the Boundary Beds and especially for the Boundary Beds (except the absence of Tethyan warm-water elements, hke Clarkina deßecta). In Ophiceras-beairmg beds above the Otoceras beds (or in the upper part of the Otoceras faunas) the first very primitive H. parvus begins (as primitive as H. parvus of the middle part of Boundary Bed 2 of Meishan). This conodont succession can be inter- preted in two ways. According to Kozur (1994b, c) most of the Boreal Otoceras fauna is older than the upper 0. woodwardi Zone of the Tethys. This would indica- te that the upper range of 0. woodwardi is in younger beds than the general upper range of O. boreale. In this case the upper O. woodwardi Zone would be correlati- ve with the lower Ophiceras commune Zone. In favour of this interpretation is the discovery of a slab with O. boreale and Claraia stachei (guide form of the Ophice- ras commune Zone) in Svalbard by Nakazawa et al. (1987). The second interpre- tation is that H. parvus from Ophiceras-beaxmg beds of Greenland was derived from the upper 0. boreale Zone, in which Ophiceras is already present. The conodont succession of Greenland indicates that H. parvus occurs only in beds, in which Ophiceras is already present, independently, whether these beds belong to the upper O. boreale Zone or to the Ophiceras commune zone. Because these specimens of H. parvus are very primitive, like in the middle part of Boundary Bed 2 in Meishan, they surely represent the lowermost occurrence of this species in Gre- enland. This is also indicated by the presence of H. typicalis and H. latidentatus in the upper Otoceras fauna of Greenland. The ñrst appearance of H. parvus is therefore not related to an immigration of the genus Hindeodus by shallowing, but lies within a phylomorphogenetic lineage. These conodont data do not confirm the assumption that the entire Otoceras beds of the Arctic are younger than the Changxingian. As these conodont data were mentioned in the discussion of the P/T Boundary Working Group in Calgary (Permian-Triassic Boundary Working Group Newsletter, 1993), the stratigraphie data of the Greenland Otoceras fauna published in Teichert and Kummel (1976) were immediately re- garded as unreliable during the discussion. According to Tozer in this discussion, the stratigraphie succession in East Greenland is unclear because of sohfluction. As mentioned above, the conodonts studied by Sweet (1976) have been largely solved from the bedrocks of Otoceras. For the question, whether these Otoceras fauna has a Permian or Triassic character, these samples are therefore weh dated. Dagys (1994, 41) wrote that Sweet (1976) described the conodonts of the "oldest Triassic" of Greenland and few sentences later in the same paragraph that "conodont faunas from the lowermost Triassic of Arctic Canada and Greenland have not been described in the literature". However, the paper of Sweet (1976) was pubhshed in the literature and the conodonts were documented in a photo plate. Moreover, Hen- derson (1993) reported C. subcarinata from beds in Arctic Canada, so far regar- ded as basal Triassic. These results are in fuh agreement with the conodont data of Greenland, where C. subcarinata occurs also near the very base of the Otoceras faunas. From the paper of Sweet (1976) it was clear that H. parvus is absent in the rich Hindeodus association of the Otoceras fauna in Greenland. Insofar, the restudy of the material by Kozur and Sweet (in prep.) has not brought a new result. Very pri- The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition... 203 mitive H. parvus were found in beds with Ophiceras above those Otoceras beds from which Sweet (1976) has described the conodonts. There may be an objection that H. parvus was not yet described at time when the paper of Sweet (1976) was gi- ven in press. However, Sweet placed in that time, like all authors before, H. parvus into Isarcicella isarcica, and this species in its former wide sense (in- cluding H. parvus) was not found by Sweet in the Otoceras fauna of Greenland. A further famous fossil locality of the Boreal Otoceras faunas is the Permo-Triassic sequence of Setorym River (Verkhoyansk region, NE Siberia). Otoceras is there present in an 18 m thick interval at the base of the Nekuchan Formation. So far, the lower part of the Otoceras faunas, 0.7-7m above the base of the Nekuchan Formation, was placed so far in the O. concavum Zone. However, in this interval O. boreale occur together wdth forms determined as O. concavum. For this reason, Zakharov (1994) regarded this lower interval of the Otoceras fauna at Setorym River as lower (or basal) O. boreale Zone. 5m above the base of the Nekuchan Formation both forms of Oto- ceras are abundant. In this level also Tomponautilus setorymi Sobolev and "Cla- raia" sp. are present. From this level a conodont fauna with H. typicalis and C. cf. changxingensis, a typical Late Changxingian association, has been found (Kozur & Zakharov, in prep.). By this, the conodont data of Greenland have been fully confir- med for the lower O. boreale Zone. In the 13m thick upper Otoceras faunas of the Setorym section conodonts have not yet been found. In this level O. boreale is associated with rare Tomponautilus setorymi and extremely rare Ophiceras sp. Overlying sediments of reliable Triassic Tompophiceras pascoi Zone yielded numerous Tompophiceras and rare Vishnuites and Ophiceras. Abundant Triassic ophiceratids of this or a little younger level were recognized in the neighbouring Burgagandzha River region. If we regard all known conodont data from the Boreal Otoceras faunas, we can state that up to the lower 0. boreale Zone the conodonts indicate clearly Changxin- gian age. Only the youngest occurrences of O. boreale are of Triassic age (associa- tion vÁth O. boreale and C. stächet), but it cannot be excluded that these occur- rences belong to the basal Ophiceras commune Zone. Dalongkou (Sinkiang, NW China) An important auxiliary section for the base of the Triassic in continental beds is the Dalongkou section in Sinkiang. This section has complete conchostracan and vertebrate faunas records across the P/T boundary and is rich in sporomorphs. The conchostracan faunas can be correlated readily vdth those of the Tunguska Basin and those of the Germanic Basin, which in turn can be correlated with the marine scale (Kozur, 1993b). They indicate the beginning of the Siberian Trap within the Lopingian with maximum activities around the P/T boundary (Kozur, 1989, 1994b). Systematic part The systematic of the Late Permian Hindeodus and Isarcicella is discussed by Kozur (in press). For the better understanding of the problems discussed in this paper and especially for the separation of H. latidentatus and H. parvus, it is necessary 204 Heinz W. Kozur, Anton Ran\ovš, Cheng-yuan Wang & Yurij D. Zakharov to publish also in the present paper the descriptions and discussions to H. latiden- tatus and H. parvus and some remarks to the genus Hindeodus. Genus Hindeodus Rexroad & Furnish, 1964 Type species: Trichonodella imperfecta Rexroad, 1957 (= Spathognathodus cristulus Youngquist & Miller, 1949). Synonym: Anchignathodus Sv^^eet, 1970. Remarks: Hindeodus displays a seximembrate apparatus vi^ith Pa, Pb, M, Sa, Sb, Sc elements. Beside the Pa element especially the Sb element is very diagnostic. During the Late Permian Lopingian Series rapid changes of the Pa element and Sb can be observed that are very important for the definition of the P/T boundary. Isarcicella Kozur, 1975, is distinguished by a thickening of the cup that bears mostly one or more denticles or a denticulated side blade on one or both sides of the cup. Important are the denticles or the secondary side blades on the cup. The taxonomic importance of the thickenings of the cup are not clear. They are present in ah typical Isarcicella w^ith denticles or side blades on the cup, but it cannot be excluded that the thickenings of the cup are ecologically controlled. For this reason, forms v^rith thickening of the cup, but vi^ithout denticles on it, are only tentatively assigned to Isarcicella. According to Sweet and Clark in Moore and Rob i s on (1981), Isarcicella is probably unimembrate (only Pa element). However, Isarcicel- la faunas contain always some ramiform elements similar to those of Hindeodus. A reconstruction of the Isarcicella apparatus is not yet possible, because ah known Isarcicella faunas contain also Pa elements of Hindeodus. Therefore it is unknown, whether the ramiform elements belong ah to the accompanying Pa elements of Hin- deodus, or whether Isarcicella has a simüar apparatus as Hindeodus. Hindeodus latidentatus (Kozur, Mostler & Rahimi-Yazd, 1975) PI. 1, figs, c, d, f 1975 Anchignathodus latidentatus n. sp. - Kozur et al., p. 4-5, pl. 2, fig. 6. ?1976 Anchignathodus typicalis Sweet, pars - Sweet, only the specimen on pi. 16, fig. 7. ?1979 Anchignathodus parvus Kozur & Pjatakova - Wang & Wang, p. 116, pi. 1, fig. 20. 1981 Hindeodus minutus (Elhson, 1941), pars - Matsuda, p. 78-91, pi. 1, figs. 1 (morphotype 1), ?6, ?8, 9, ?10; pi. 3, figs. 7, 8, 10. 1987 Hindeodus typicalis (Sweet, 1970), pars - Perri & Andraghetti, p. 308-309, pi. 32, fig. 3. 1991 Hindeodus typicalis (Sweet, 1970), pars - Perri, p. 40-42, pi. 3, figs. 2, 5, ?6, non ! pl. 3, figs. 1, 3, 4. 1991 Hindeodus cf. latidentatus (Kozur, Mostler & Rahimi-Yazd) - Schönlaub, pl. 1, fig. 9. 1991 Hindeodus parvus (Kozur & Pjatakova, 1975) pars - Schönlaub, only pi. 1, figs. 8, 18 (several specimens are undeterminable, as those on pi. 1, figs. 12-14). The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition... 205 Description: Seximembrate apparatus. Pa element relatively short, w^ith 5-7, rarely 8-9 triangular, mostly broad denticles, at least in the terminal part often widely separate. In the rare morphotype 1 the denticles are nearly of equal length and width, relatively narrow, straight and the high posterior end of the posterior blade is un- denticulated. In the common morphotype 2, to which belongs also the holotype, the denticles are broadly triangular, vddely separated, almost of equal length, but the first 2-3 denticles after the cusp are often distinctly narrower and somewhat closer spa- ced. The denticulation reaches near to the posterior end of the blade. Both morphotypes are connected by transition forms, in which all mentioned features may be transitional. The cusp is in both morphotypes broader and considerably longer (often around two times) than the denticles on the posterior blade. Cusp and denticles are strongly striated. The cup is wide, but not thickened. The ramiform elements (Pa, M, Sa, Sb, Sc) are similar to those of H. typicalis, but the blade of the Sa element is higher. The anterior bar of the Sb element is immediately in front of the cusp curved strongly inward, the posterior blade is high and bears 3-5 large denticles in the posterior half and 3-4 small denticles in the anterior half. Occurrence: Late Changxingian, transitional forms to H. parvus range up to the H. parvus Zone of the basal Triassic. World-wide. Remarks: The holotype is a rather extreme form with respect to the widely separated denticles. Similar forms, however, are common in the Late Changxingian of Southern Alps (Tesero Oohte), South China, Transcaucasia and Iran. They are characterized by two, rarely three, somewhat more slender denticles after the cusp and 3-4 broad, triangular, widely separated denticles on the middle and posterior part of the blade. The denticulation is rather variable, but always the cusp is considera- bly longer than the following denticle (mostly 1.5-2x longer). Most probably Hindeodus julfensis n. subsp. (forms with denticulated hump on the Pa element) is the forerunner of this species, because this form displays also a large cusp or the Pa element and the ramiform element are nearly identical. Only the denticulation of the posterior bar of the Sb elements in H. julfensis is more si- milar to H. typicalis (10-12 denticles on the posterior bar with lesser size differen- ces between the anterior and posterior denticles on this bar). A derivation of H. latidentatus from H. typicalis (forms with somewhat larger cusp) carmot be excluded. In this species the Pa element displays more denticles (9-15) that are generally more slender and not so widely separated as in morphotype 2 and not so uniform in length as in morphotype 1. The blade of the Sa element and mo- stly also of the Sc element is lower, the Sb element displays a short flat posterior portion of the anterior blade with 1-3 denticles between the cusp and the inward curved part. Morphotype 1 of H. latidentatus is the forerunner of morphotype 1 of Hindeo- dus parvus (Kozur & Pjatakova, 1976), whereas morphotype 2 of H. latidenta- tus is the forerunner of morphotype 2 of H. parvus. In this species the cusp is con- siderably longer (more than 2x longer than the follovnng denticles) and in generally also more slender. The ramiform elements of H. parvus are distinguished by shor- ter and relatively higher bars in all elements. In the Sb element, the cusp and mo- stly also one denticle behind the cusp lies on the inward curved part of the unit. 206 Heinz W. Kozur, Anton Ran\ovš, Cheng-yuan Wang & Yurij D. Zakharov Hindeodus parvus (Kozur & Pjatakova, 1976) Pl. 1, figs, a, b, e, g 1964 Spathognathodus isarcicus Huckriede, 1958, pars - Staesche, p. 288-289, only figs. 60, 61. 1975 Anchignathodus parvus Kozur & Pjatakova n. sp. - Kozur, p. 7-9, pl. 1, figs. 17, 21, 22. 1976 Anchignathodus parvus n. sp. - Kozur & Pjatakova, p. 123-125, figs, la, b, e, h. 1977 Isarcicella isarcica (Huckriede), pars - Sw^eet in Ziegler, p. 229-230, mor- photype 1 in text-figure "Terminology of Isarcicella Kozur, 1975" at p. 225. 1981 Hindeodus parvus (Kozur & Pjatakova, 1975) - Matsuda, p. 91-93, pl. 5, figs. 1-3. Description: Seximembrate apparatus. Pa element smah, v^ith very big, rather slender, erect or shghtly backward inclined or curved cusp. The fohowing 4-9 den- ticles are considerably smaher (more than twice smaller). In morphotype 1 the den- ticles are slender, smah, erect, ah nearly of the same size. The posterior part of the blade is steeply dipping and in juvenüe forms undenticulated. In adult forms a smah denticle is present in the upper part of the posterior margin. Morphotype 2, to whi- ch the holotype belongs, displays erect, but a little longer denticles, their upper edge is shghtly downward directed away from the cusp. The posterior third of the blade is occupied by smah, strongly inclined denticles. Cup moderately wide to wide, not thickened. The ramiform elements are typical for Hindeodus, but the bars are relatively short and high. In the Sb element the strongly inward curved part comprises not only the anterior bar or its anterior portion, like in ah other Hindeodus species, but also the cusp and sometimes even the first denticle of the posterior bar. Occurrence: Hindeodus parvus- and Isarcicella isarcica zones of the basal Triassic. World-wide. Remarks: Staesche (1964) regarded H. parvus as undenticulated morphotype oi Isarcicella isarcica. Kozur (1975) and Kozur and Pjatakova (1976) recognized that this form begins earher than I. isarcica and estabhshed the new species An- chignathodus parvus which was later placed into Hindeodus. Sweet (1977) re- garded H. parvus again as morphotype of I. isarcica, but he was only followed by Perri and Andraghetti (1987) and Perri (1991). Sweet (1992) agreed that H. parvus is an independent species, but he assigned it to Isarcicella ? parva. He was followed by Orchard (1994a, b) and Orchard et al. (1944). The discovery of a rich monospecific fauna with H. parvus in Sicily containing the entire apparatus of H. parvus, has confirmed the view of Kozur (1977b) that H. parvus has a Hinde- odus type apparatus. This fauna was found in a Permian-Triassic boundary section 500 south of Pietra dei Saracini (Sosio Vahey area, Sicily, Italy, see Cullo & Kozur, 1993) in a 2m thick anoxic clay just at the base of the Triassic. Ah elements have shorter and relatively higher bars than the Carboniferous and Permian Hindeodus species. Otherwise the ramiform elements are simhar to those of H. typicalis, H. latiden- tatus and H. julfensis. H. parvus has evolved from H. latidentatus by development of a smaller Pa element with bigger cusp and by development of shorter and relatively higher bars in all ra- miform elements. Moreover, the inward curved part of the Sb element is still larger The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition... 207 than in H. latidentatus and comprises also the blade below the cusp and someti- mes also below the first denticle of the posterior bar. Like in H. latidentatus, two morphotypes can be distinguished in H. parvus (see description). Morphotype 1 has a rather stable denticulation (with only a slight change during the ontogenesis), whereas morphotype 2 is variable in size and width of the denticles, hke in the two morphotypes of H. latidentatus. Isarcicella isarcica is distinguished from H. parvus, morphotype 1 by a thic- kened cup and the presence of a denticle or a secondary blade on one or both sides of the thickened part of the cup. References Bando, Y. 1971: On the Otoceratidae, Triassic ammonoids, and its stratigraphical signif- icance. - Mem. Fac. Educ., Kagawa Univ., II, 203, 11 pp., Kagawa. Bando, Y 1973: On Otoceratidae and Ophiceratidae. - Sci. Rep. Tohoku Univ, Ser. 2 (Geol.), Special vol., 6, 337-351, Sendai. Bando, Y. 1981: Lower Triassic ammonoids from Guryul Ravine and the spur three kilo- metres north of Barus. - Palaeont. Indica, N.S., 45, 137-177. Bando, Y, Bhatt, D. K., Gupta, V. J., Hayashi, S., Kozur, H., Nakazawa, K. & Wang Zhi-Hao 1980: Some remarks on the conodont zonation and stratigraphy of the Permian. - Ree. Res. Geol., 5, 1-53, Delhi. Bando, Y. et al. (Pakistani-Japanese Research Group) 1985: Permian and Triassic systems in Salt Range and Surghar Range, Pakistan. In: Nakazawa, K. & Dickins. J. M. (eds.): The Tethys. 221-312, Tokyo. Brack, P. & Rieber, H. 1994: The Anisian/Ladinian boundary: Retrospective and new con- straints. - Albertiana, 13, 25-36, Utrecht. Brandner, R., Donofrio, D. A., Krainer, K., Mostler, H., Nazarov, M. A., Resch, W., Stingi, V. & Weissert, H. 1986: Events at the Permian-TYiassic boundary in the South- ern and Northern Alps. - Abstracts, Brescia Field Conference, 15-16, Pavia. Broglio Loriga, C., Neri, C., Pasini, M. & Posenato, R. 1988: Marine fossil assem- blages from Upper Permian to lowermost Triassic in the western Dolomites (Italy). - Mem. Soc. Geol. lt., 34, 5-44, Roma. Claoué-Long, J. C., Zhang, Z. C., Ma, G. G. & Du, S. H. 1991: The age of the Permi- an-Triassic boundary. - Earth Planet. Sci. Letters, 105, 182-190. Clark, D. L., Wang Cheng-yuan, Orth, C. J. & Gilmore, J. S. 1986: Conodont sur- vival and low iridium abundances across the Permian-Triassic boundary in South China. - Science, 233, 984-986, Washington. Dagys, A. 1994: Correlation of the lowermost Triassic. - Albertiana, 14, 38-44, Utrecht. Dagys, A. S. & Dagys, A. A. 1987: Biostratigrafia drevnejšich otloženij triasa i granica paleozoja i mezozoja. - Geol. Geofiz., 1987 (1), 19-29, Novosibirsk. Diener, C. 1909: Lower Triassic Cephalopoda from Spiti, Malla Johar, and Bryans. - Palae- ont. Indica, Ser. 15, 6 (1), 1-186, Calcutta. Diener, C. 1912: The Trias of the Himalayas. - Mem. Geol. Surv. India, 36 (3), 202-276, Calcutta. Gümbel, C. W. 1861: Geognostische Beschreibung des bayerischen Alpengebirges und seines Vorlandes. 950 pp., Gotha (Perthes). Gullo, M. & Kozur, H. 1993: First evidence of Scythian conodonts in Sicily. - N. Jb. Geol. Paläont. Mh., 1993 (8), 477-488, Stuttgart. Gupta, V. J. & Kozur, H. 1983: Remarks on the age of the Otoceras woodwardi zone and the other Otoceras-hearing beds. - Contr. Himalayan Geol., 2, 291-298, Delhi. Henderson, C. M. 1993: Are Permian-Triassic boundary events diachronous? Evidence from the Canadian Arctic. - Carboniferous to Jurassic Pangea, Program and Abstracts, 136, Calgary. Jin Yu-Gan, Glenister, B. F, Kotlyar, G. V. & Sheng Jin-Zhang 1994: An opera- tional scheme of Permian chronostratigraphy. - Palaeoworld, 4, Special Issue: Permian stratig- raphy, environments and resources, 1: Palaeontology & Stratigraphy, 1-13, Nanjing. Kotlyar, G. V. 1991: Permian-Triassic boundary in Tethys and Pacific Belt and its corre- lation. - Proceedings of Shallow Tethys 3, Saito Ho-on Kai special Publication, 3, 387-391, Sendai. 208 Heinz W. Kozur, Anton Ran\ovš, Cheng-yuan Wang & Yurij D. Zakharov Kotlyar, G. V, Komissarova, R. A., Chramov, A. N. & Chedija, 1. 0. 1984: Paleo- magnitnaja Charakteristika verchnepermskich otlozhenij Zakavkazja. - Dokl. AN SSSR, 27 (3), 669-674, Moskva. Kotlyar, G. V., Kozur, H. & Zakharov, Yu. D. 1993: The Transcaucasian sections Do- rasham 2 (Azerbaidzhán) and Sovetashen (Armenia), two candidates for P/T boundary refer- ence sections. - Albertiana, 12, 36-38, Utrecht. Kozur, H. 1972: Vorläufige Mitteilung zur Parallelisierung der germanischen und tethy- alen Trias sowie einige Bemerkungen zur Stufen- und Unterstufengliederung der Trias. - Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud., 21, 363-412, Innsbruck. Kozur, H. 1974: Probleme der Triasgliederung und Parallelisierung der germanischen und tethyalen Trias. Teil 1: Abgrenzung und Gliederung der Trias. - Freiberger Forsch. - H., C 298, 139-197, Leipzig. Kozur, H. 1975: Beiträge zur Conodontenfauna des Perm. - Geol.-Paläont. Mitt. Innsbruck, 5 (4), 1-44, Innsbruck. Kozur, H. 1977a: Die Faunenänderungen nahe der Perm/Trias- und Trias/Jura-Grenze und ihre möglichen Ursachen. Teil 1: Die Lage der Perm/Trias-Grenze und die Änderung der Faunen und Floren im Perm/Trias-Grenzbereich. - Freiberger Forsch. - H., C 326, 73-86, Leipzig. Kozur, H. 1977b: Revision der Conodontengattung Anchignathodus und ihrer Typusart. - Z. geol. Wiss., 5 (9), 1113-1127, Berlin. Kozur, H. 1978: Beiträge zur Stratigraphie des Perms. Teil II: Die Conodontenchronolo- gie des Perms. - Freiberger Forsch. - H., C 334, 85-161, Leipzig. Kozur, H. 1980 a: Faunenänderungen nahe der Perm/Trias- und Trias/Jura-Grenze und ihre möglichen Ursachen. Teil IL - Freiberger Forsch. - H., C 357, 111-134, Leipzig. Kozur, H. 1989: The Permian-Triassic boundary in marine and continental sediments. - Zentralblatt für Geologie und Paläontologie, 1988 (11/12), 1245-1277, 3 tabs., Stuttgart. Kozur, H. 1990: Significance and events in conodont evolution for the Permian and Tri- assic stratigraphy. - Cour. Forsch.-Inst. Senckenberg, 117, 409-469, Frankfurt a. M. Kozur, H. 1993 a: Upper Permian radiolarians from the Sosio Valley area, western Sicily (Italy) and from the uppermost Lamar Limestone of West Texas. - Jb. Geol. B.-A., 136 (1), 99-123, Wien. Kozur, H. 1993 b: Annotated correlation tables of the Germanic Buntsandstein and Keu- per. In: Lucas, S. G. & Morales, M. (eds.): The nonmarine Triassic. - New Mexico Mus. Nat. Hist. & Sci., Bull., 3, 243-248, Albuquerque. Kozur, H. 1994 a: Permian pelagic and shallow-water conodont zonation. - Permophiles, 24, 16-20, Calgary. Kozur, H. 1994 b: The Permian/Triassic boundary and possible causes of the faunal change near the P/T boundary. - Permophiles, 24, 51-54, Calgary. Kozur, H. 1994 c: The correlation of the Zechstein with the marine Standard. - Jb. Geol. B.-A., 85-103, 1 fig., 7 tabs., Wien. Kozur, H. 1995: Permian conodont zonation and its importance for the Permian strati- graphic standard scale. - Geol.-Paläont. Mitt. Innsbruck, 20, Festschr. zum 60. Geburtstag von Helfried Mostler, 165-205, Innsbruck. Kozur, H. (in press): Some remarks to the conodonts Hindeodus and Isarcicella in the latest Permian and earliest Triassic. - Proc. Intern. Symp. on Permian Stratigraphy, Environ- ments & Resources, Guiyang, China. Kozur, H., Leven, E. Ja., Lozovskij, V. R. & Pjatakova, M. V. 1978: Raschlenenie po konodontam pogranichnych sloev permi i triasa Zakavkazja. - Bjul. MOlP, otd. geol., 1978 (5), 15-24, Moskva. Kozur, H., Mostler, H. & Rahimi-Yazd, A. 1975: Beiträge zur Mikropaläontologie permo- triadischer Schichtfolgen. Teil II: Neue Conodonten aus dem Oberperm und der basalen Trias von Nord- und Zentraliran. - Geol.-Paläont. Mitt. Innsbruck, 5 (3), 1-23, Innsbruck. Kozur, H. & Pjatakova, M. 1976: Die Conodontenart Anchignathodus parvus n. sp., eine wichtige Leitform der basalen Trias. - Proc. Koninkl. Nederl. Akad. Wetensch., Ser. B. 79 (2), 123-128, Amsterdam. Kummel, B. 1972: The lower Triassic (Scythian) Ammonoid Otoceras. - Bull. Mus. Compar. ZooL, Harvard Univ., 143 (6), 365-417, Cambridge. Li, H. M. & Wang, J. D. 1989: Magnetostratigraphy of Permo-Triassic boundary section of Meishan of Changhsing, Zhejiang. - Science in China, B (6), 652-658, Science Press, Beijing. Li Zishun&Yao Jianxin 1984: Biostratigraphic implications of Otoceras beds in Chi- na. - Sei. Pap. Geol. Internat, exchange prepared for the 27th International Geological Con- gress, 1, 75-86, Beijing. The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition... 209 Li Zishun, Zhan Lipei, Dai Jinye, Jin Ruogo, Zhu Xiufang, Zhang Jinghua, Huang Hengquan, Xu Daoyi, Yan Zheng & Li Huamei 1989: Study on the Permian- Triassic Biostratigraphy and Event Stratigraphy of Northern Sichuan and Southern Shaanxi. - Geological Memoirs, Series 2, Number 9, 1-439, Geological Pubhshing House, Beijing. Matsuda, T. 1981: Early Triassic conodonts from Kashmir, India. Part I: Hindeodus and Isarcicella. - Journ. Geosci., Osaka City Univ., 24 (3), 75-108, Osaka. Mojsisovics, E. v., Waagen, W. & Diener, C. 1895: Entwurf einer Gliederung der pe- lagischen Sedimente des Trias-Systems. - Sitzungsber. K. Akad. Wiss. Wien, math.-naturwiss. Gl., 104 (1), 1271-1302, Wien. Nakazawa, K. 1992: The Permian/Triassic boundary. - Albertiana, 10, 23-30, Utrecht. Nakazawa, K., Kapoor, H. M., Ishii, K., Bando, Y, Okimura, Y, Tokuoka, T., Mu- rata, M., Nakamura, K., Nogami, Y, Sakagami, S. & Shimizu, D. 1975: The Upper Per- mian and the Lower Triassic in Kashmir, India. - Mem. Fac. Sci., Kyoto Univ., Ser. Geol. & Min., 42 (1), 1-106, Kyoto. Nakazawa, K., Nakamura, K. & Kimura, G. 1987: Discovery of Otoceras boreale Spath from West Spitsbergen. - Proc. Japanese Acad. Sci., Ser. B, 63, 171-174, Tokyo. Noetling, F. 1901: Beiträge zur Geologie der Salt Range, insbesondere der permischen und triassischen Ablagerungen. - N. Jb. Min., BB 14, 369-471, Stuttgart. Orchard, M. J., 1994 a: Conodonts from Otoceras beds: Are they Permian ? - Permo- philes, 24, 49-51, Calgary Orchard, M. J. 1994 b: A taxonomic assessment of some conodonts from the Permian- Triassic boundary interval. - Shallow Tethys 4, Abstract Volume, 32, Albrechtsberg. Orchard, M. J., Nassichuk, W. W. & Lin Rui 1994: Conodonts from the Lower Gries- bachian Otoceras latilobatum bed of Selong, Tibet and the position of the Permian-Triassic boundary. - In: Pangea: Global Environments and Resources. - Canadian Society of Petroleum Geologists, Memoir, 17, 823-843, Calgary Ouyang Shu & Utting, J. 1990: Palynology of Upper Permian and Lower Triassic rocks, Meishan, Changxing County, Zheijiang Province, China. - Rev. Paleobot. Palynol., 66, 65-103, Amsterdam. Pauli, R. K. & Pauli, R. A. 1994: Hindeodus parvus as the index fossil for the Permi- an-Triassic boundary: A response to the Chinese Working Group. - Albertiana, 13, 3-7, Utre- cht. Perri, M. C. 1991: Conodont biostratigraphy of the Werfen Formation (Lower Triassic), Southern Alps, Italy. - Boll. Soc. Paleont. Italiana, 30 (1), 23-46 Roma. Perri, M. C. & Andraghetti, M. 1987: Permian-Triassic boundary and Early Triassic conodonts from the Southern Alps, Italy. - Riv. Ital. Paleont. Strat., 93 (3), 291-328, Milano. Raup, D. M. 1979: Biases in the fossil record of species and genera. Bull. Carnegie Mus. Nat. Hist., 13, 85-91. Renne, P. R. 1995: Excess ''°Ar in biotite and hornblende from the Noril'sk intrusion, Siberia; implications for the age of the Siberian Traps. - Earth Planet. Sci. Lett., 131 (3-4), 165^176, Amsterdam. Renne, P R., Zhang Zhiohao, Richards, M. A., Michael, T. B. & Baud, A. R. 1995: Synchrony and causal relations between Permian-Triassic boundary crisis and Siberian flood volcanism. - Science, 289, 1413-1415, Washington. Schönlaub, H. P. 1991: The Permian-Triassic of the Gartnerkogel - 1 core (Carnic Alps, Austria): Conodont biostratigraphy. - Abh. Geol. B.-A., 45, 79-98, Wien. Sheng, J. C., Chen, C., Wang, Y, Rui, L., Liao, Z. & Jiang, N. 1982: On the "Otocer- as" beds and the Permian-Triassic boundary in the surbubs of Nanjing. - Journ. Strat., 6 (1), 1-8, Beijing. Staesche, U. 1964: Conodonten aus dem Skyth von Südtirol. - N. Jb. Geol. Paläont., Abh., 119 (3), 247-306, Stuttgart. Sun Yiyin, Chai Zhifang, Ma Shulan, Mao Zueyin, Xu Daoyi, Yang Zheng- zhong, Sheng Jinzhang, Chen Chuzen, Rui Lin, Liang Xiluo, Zhao Jiaming & He Jinwen 1984: The discovery of Iridium anomaly in the Permian-Triassic Boundary Clay in Changxing, Zhejiang, China and its significance. - Developments in Geoscience. Contribution to 27th International Geological Congress, 1984, Moscow, 235-245, Science Press, Beijing. Suzuki, N., Ishida, K. & Ishiga, H. 1993: Organic geochemical implications of black shales related to the Permian/Triassic boundary, Tanba Belt, Southwest Japan. - Bull. Geol. Surv. Japan, 44 (12), 707-720. Sweet, W. C. 1976: Conodonts from the Permian-Triassic boundary beds at Kap Stosch, East Greenland. - Medd. Gr0nland, 197 (5), 51-54, K0benhavn. 210 Heinz W. Kozur, Anton Ran\ovš, Cheng-yuan Wang & Yurij D. Zakharov Sweet, W. C. 1977: Genus Hindeodus, genus Isarcicella. 203-230, Hindeodus-p\. 1-2. In: Ziegler, W. (ed.). Catalogue of Conodonts, 3; Schweitzerbart'sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart. Sweet, W. C. 1992: A conodont-based high-resolution biostratigraphy for the Permo-Tri- assic boundary interval. In: Sweet, W. C., Yang, Zunyi, Dickins, J. M. & Yin, Hongfu (eds.): Permo-Triassic events in the Eastern Tethys. 120-133; Cambridge University Press, Cambridge, New York, Port Chester, Melbourne, Sydney. Teichert, C. & Kummel, B. 1976: Permian-Triassic boundary in the Kap Stosch area. East Greenland - Medd. Gr0nland, 197, 3-50, K0benhavn. Tian Shu-Gang 1993: Late Permian-earliest Triassic conodont paleoecology in northwest- ern Hunan. - Acta Palaeont. Sinica, 32 (3), 332-345, Beijing. Tian Shu-Gang 1994; Evolutions of conodont genera Neogondolella, Hindeodus and Isarcicella in northwestern Hunan, China. - Strat. Paleont. China, 2 (1993), 173-191, Beijing. Tozer, E. T. 1971: Triassic time and ammonoids: Problems and proposals. - Canadian Journ. Earth Sci., 8, 989-1031. Tozer, E. T. 1979: The significance of the ammonoids Paratirolites and Otoceras in cor- relating the Permian-Triassic boundary beds of Iran and the People's Republic of China. - Canadian Journ. Earth Sci., 16 (7), 1524-1532. Tozer, E. T. 1988: Definition of the Permian-Triassic (P-T) boundary: The question of the age of the Otoceras beds. - Mem. Soc. Geol. It., 34, 291-301, Roma. Tozer, E. T. 1994a: Significance of Triassic stage boundaries defined in North America. In: Guex, J. & Baud, A. (eds.): Recent developments on Triassic stratigraphy. - Mém. Géol. (Lausanne), 22, 155-170, Lausanne-Genève. Tozer, E. T. 1994b: Age and correlation of the Otoceras beds at the Permian-Triassic boundary. - Albertiana, 14, 31-37, Utrecht. Tuzikova, V. I. 1985: Miospory i stratigrafíja opornych razrezov triasa Urala. Niznij tri- as, pograničnaja verchnaja perm, 231 pp., Sverdlovsk. Wang Cheng-yuan 1994a: Eventostratigraphic boundary and biostratigraphic boundary of the Permian-Triassic in South China. - Journal of Stratigraphy, 18, (2), 110-118, 145, Beijing. Wang Cheng-yuan 1994b: A conodont-based high-resolution eventostratigraphy and bio stratigraphy for the Permian-Triassic boundaries in South China. -Palaeoworld, 4, Special Is- sue: Permian stratigraphy, environments and resources, 1\ Palaeontology & Stratigraphy, 234-248, Nanjing. Wang Yu-Yin,Yang Xiang-Ning, Zhu Zi-Li & Wang Hong-Di 1994: Excursion guide- stratigraphic boundary in the Zhongxin Dadui section at Meishan, Changxing County, Zejiang Province, China. - Albertiana, 15, 13-19, Utrecht. Wang Cheng-yuan & Wang Zhi-Hao 1979: Permian conodonts from the Longtan Formation and Changxing Formation of Changxing, Zheijiang and their stratigraphical and pa- leoecological significance. Selected Papers on the 1st Convention of Micropalaeontological Society of China, 114-120, Beijing. Wang Yi-Gang 1984: Earhest Triassic ammonoid faunas from Jiangsu and Zheijiang and their bearing on the definition of Permo-Triassic boundary. - Acta Palaeont. Sinica, 23 (3), 257-269, Beijing. Wang Yigang, Chen Chuzhen, Rui Lin, Wang Zhihao, Liao Zhuoting & He Jinwen 1989: A potential global stratotype of Permian-Triassic boundary. Development in Geoscience, Contribution to 28th International Geological Congress, 1989, Washington D.C. USA, 221-229, Science Press, Beijing. Wang Yu-Yin,Yang Xiang-Ning, Zhu Zi-Li, Wang Hong-Di 1994: Excursion guide- book. Marine Permian in Guizhou and Guangxi, ISP' 94 Guiyang, 40 pp., Guiyang. Wignall, P. B. & Hallam, A. 1993: Griesbachian (earhest Triassic) palaeoenvironmental changes in the Salt Range, Pakistan and southeast China and their bearing on the Permo-Tri- assic mass extinctions. - Palaeogeogr., PalaeoclimatoL, PalaeoecoL, 102, 215-237, Amsterdam. Yang Zunyi, Wu Shunbao,Yin Hongfu, Xu Guirong, Zhang Keixing & Bi Xian- mei, 1993: Permo-Triassic events of South China. - 153 pp.. Geological Publishing House, Beijing. Yang Zunyi, Yin Hongfu, Wu Shunbao, Yang Fengqing, Ding Meihua & Xu Guirong 1987: Permian-Triassic boundary stratigraphy and fauna of South China. - PRC Ministry Geol. Min. Res., Geol. Mem., ser. 2, 6, 379 pp., Beijing. Yin Hongfu 1985: On the transitional beds and the Permian-Triassic boundary in South China. - Newsl. Strat., 15 (1), 13-27, Berlin-Stuttgart. Yin Hongfu 1993: A proposal for the global stratotype section and point (GSSP) of the Permian-Triassic boundary. - Albertiana, 11, 4-30, Utrecht. The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition... 211 Yin, H. F., Huang, S. J., Zhang, K. X., Hansen, H. J., Yang, F Q., Ding, M. H. & Bie, X. M. 1992: The effects of volcanism on the Permo-Triassic mass extinction in South China. In: Sweet, W. C., Yang, Z. Y, Dickins, J. M. & Yin, H. F. (eds.): Permo-Triassic events in the eastern Tethys, 146-157, Cambridge Univ. Press, Cambridge. Yin Hongfu, Wu Shunbao, Ding Meihua, Zhang Kexing, Tong Jinnan & Yang Fengqing 1994: The Meishan section candidate of the global stratotype section and point (GSSP) of the Permian-Triassic boundary (PTB). - Albertiana, 14, 15-31, Utrecht. Yin Hongfu, Yang Fengqing, Zhang Keixing & Yang Weiping 1988: A proposal to the biostratigraphic criterion on Permian/Triassic boundary. - Mem. Soc. Geol. It., 34, 329-344, Roma. Zakharov, Y D. 1971: Otoceras of the Boreal province. - Paleont. Zhurn., 1971 (3), 50-59, Moskva. Zakharov, Y. D. 1985: To the problem of type of the Permian-Triassic boundary. - Bull. MOlPO, otd. geol., 60 (5), 59-70, Moskva. Zakharov, Y D. 1988: Type and hypotype of the Permian-Triassic boundary. - Mem. Soc. Geol. Italiana, 34, 277-289, Roma. Zakharov, Y D. 1992: The Permo-Triassic boundary in the southern and eastern USSR and its international correlation. In: Sweet, W. C., Yang, Zunyi, Dickins, J. M. & Yin, Hongfu (eds.): Permo-Triassic events in the Eastern Tethys. 120-133, Cambridge University Press, Cambridge, New York, Port Chester, Melbourne, Sydney. Zakharov, Y. D. 1994: Proposals on revision of the Siberian standard for the Lower Tri- assic and candidate stratotype section and point for the Induan-Olenekian boundary. - Alber- tiana, 14, 44-51, Utrecht. Zakharov, Y D. & Rybalka, S. V. 1987: A standard for Permian-Triassic in the Tethys. In: Zakharov, Y D. & Onoprienko, Y. I. (eds.): Problems of Permian and Triassic biostratig- raphy of the East USSR. - DVNC Akad. Nauk SSSR, 6-48, Vladivostok. Zakharov, Y D. & Sokarev, A. N. 1991: Permian-TYiassic paleomagnetism of Eurasia. - Saito Ho-on Kai Spec. Pub., 3 (Proceedings of Shallow Tethys 3, Sendai, 1990), 313-323, Sendai. Zhang Kexin 1987: The Permo-Triassic conodont fauna in Changxing area, Zhejiang province and its stratigraphie significance. - Earth Sci., Journ. Wuhan Coll. Geol., 12 (2), 193-200. Zhang, Z. C., Claoue-Long, J. C., Ma, G. G. & Du, S. H. 1992: Age determination of the Permian-Triassic boundary at Meishan, Changxing, Zhejiang Province. - Geol. Rev., 38 (4), 372-381, Silver Spring-Welwyn. Zhao Jin-Ke, Liang Xi-Luo & Zheng Zhuogan 1978: Late Permian cephalopods of South China. - Palaeont. Sinica, N. S., B, 154, 194 pp., Beijing. Zhao Jin-Ke, Sheng Jin-Zhang, Yao Zhao-Qi, Liang Xi-Luo, Chen Chu-Zhen, Rui Lin & Liao Zhuo-Ting 1981: Late Changshingian and Permian-Triassic boundary in South China. - Bull. Nanjing Inst. Geol. Palaeont., Acad. Sinica, 2, 1-112, Nanjing. 212 Heinz W. Kozur, Anton Ran\ovš, Cheng-yuan Wang & Yurij D. Zakharov Plate 1 a Hindeodus parvus (Kozur & Pjatakova), morphotype 2, primitive form, transitional to H. latidentatus (Kozur, Mostler & Rahimi-Yazd), cusp large as in H. parvus, den- ticulation still of H. latidentatus type, x 160, upper half of Boundary Bed 2, Meishan, refigured from Zhang (1987) b Hindeodus parvus (Kozur & Pjatakova), morphotype 1, x 120, Zhongxin Dadui quar- ry of Meishan section, sample 882-4, upper part of Boundary Bed 2 (12-16cm above its base), H. parvus Zone of basal TYiassic, rep.-no. 4011 c, d, f Hindeodus latidentatus (Kozur, Mostler & Rahimi-Yazd, Tesero Oolite of the Tesero type section (Southern Alps) c Pa element, specimen very similar to the holotype (such morphotypes are character- istic for the Late Changxingian of Transcaucasia and China, in Meishan they occur above all in the uppermost Changshing Limestone), x 150, rep.-no. Ko 8992, sample T 7 (2m above the Bellerophon Limestone), horizon with Changxingian brachiopods, latest Changxingian H. latidentatus Zone of the shallow-water conodont zonation d Sb element, x 160, rep.-no. Ko 9208 / Pa element, x 200, rep.-no. Ko 9003, sample T 4, 1.5m above the Bellerophon Lime- stone, latest Changxingian H. latidentatus Zone of the shallow-water conodont zona- tion e Hindeodus parvus (Kozur & Pjatakova), Sb element, x 140, P/T boundary section 350 south of Pietra dei Saracini (Sosio Valley, Sicily, Italy), sample 14 (thin laminated lime- stone intercalation in 2 m thick yellowish-brown weathered, laminated, originally py- ritic anoxic claystone, H. parvus Zone of basal Triassic, rep.-no. Ko 1994/1-1 g Hindeodus parvus (Kozur & Pjatakova), Pa element, morphotype 1, adult specimen, X 60, Achura (Transcaucasia, Azerbaidzhán), sample 10/13 a-1, ca. 1.5m above the Paratirolites beds, base of the Hindeodus parvus Zone, immediately above the last Permian conodonts, rep.-no. PK 1-4 The importance of Hindeodus parvus (Conodonta) for the definition... 213 GEOLOGIJA 37, 38, 215-223 (1994/95), Ljubljana Late Malm carbonate breccias at Korinj and their significance for eustacy and tectonics (Central Slovenia) Stevo Dozet Geološki zavod Ljubljana Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko Dimičeva 14, 1000 Ljubljana, Slovenija Christian Strohmenger BEB Erdgas und Erdöl GmbH Riethorst 12, D-3000 Hannover 51, Germany Abstract On the Dinaric carbonate platform along the margin of the Upper Malmian shelf carbonate breccias were formed. The most typical, various and extended breccias outcrop at Korinj in the Suha Krajina area. The breccias are composed of various, more or less angular limestone and dolomite fragments, and of cal- citic and dolomitic cement. The study shows that breccias from different strati- graphic levels were formed in different ways and environments. Generally, the sedimentary succession consists of limestones, dolomites and carbonate breccias. The sedimentary structures of the succession indicate high energy shallow-water environment. Determined microfauna and flora of the suc- cession prove the Upper Malmian age of the studied sediments. The shallow-water deposition, the breccias, and the subaerial exposures, evidenced by bauxite at some places in the Suha Krajina area, are considered to be connected with eustatic sea-level variations as well as synsedimentary frac- turing and block-faulting. Introduction Detailed geological investigations have been carried out in the section Krka-Mali Korinj in the Suha Krajina area about 35 km SSE from Ljubljana (Fig. 1.). In this section a complete succession of the Jurassic beds is exposed including the contacts between the Upper Triassic and Lower Liassic as weh as the Upper Malm and the Lower Cre- taceous. In the Malmian sedimentary succession at Korinj numerous breccias lenses and irregular bodies have been found. The breccias outcrop in locahties Kamni vrh, Ograja, Šataja and Ciganov vrh. They are underlain by various types of tidal bar oohtic limestones and are conformably overlain by Tintinnina-Clypeina limestones. Genetically differ- ent breccias were formed in different time intervals of the Malm period and are present 216 Stevo Dozet & Christian Strohmenger Fig. 1. Location sketch map in different stratigraphie levels of the Malmian succession at Korinj. In order to as- certain the composition, genesis and age of the breccias and their geologic signifi- cance we have attempted to examine the exposures of breccia more exactly. Further on, w^e wanted to estabUsh if and how the brecciation was connected with the sea- level variations and tectonics. We believed that the study of the breccias was of great importance not only for the explanation of the sedimentation but also for better in- terpretation of Malmian eustacy, paleogeography and tectonics. The carbonate rocks are classified using Folk's (1959) practical pétrographie classification of limestones and Dunham's (1962) classification of carbonate rocks according to depositional texture. The microfossils are determined by Rajka Radoičič and the senior author. Previous investigations Šribar (1966) described the Jurassic sediments between Zagradec and Randol in the Suha Krajina area. On the bassis of microfossils and the stratigraphie position she divided the Jurassic succession into the Lower and Middle Liassic, Upper Lias- sic-Dogger, Lower Malm, and Upper Malm. In a comparatively small region of southern Slovenia Turnšek (1969) distinguished three types of Hydrozoan fauna formed during the Lower Malmian that are connect- ed with three separated areas. These are the hydrozoan Cladocoropsis in the south- ern faunistic area, the parastromatoporidian Hydrozoa, corals and Chaetetidae in the Late Malm carbonate breccias at Korinj... 217 central faunistic area, and the actinostromaridian Hydrozoa in the northern faunis- tic area. Buser (1979) studied the general geology on the sheet Ribnica 1:100000 and divided the Jurassic succession in the low^er (Oxfordian and LoM^er Kimmeridgian) and upper part (Upper Kimmeridgian and Tithonian). In his dissertation Strohmenger (1988) discussed microfacies and diagenetic development of the Jurassic carbonate rocks from the section Kompolje-Ogorelec at the Mala gora mountain and the section Krka-Mali Korinj in the Suha Krajina area. Strohmenger and Dozet (1991) studied the stratigraphy, facies developments and geochemistry of the Jurassic carbonate rocks in Suha Krajina. The field studies showed that at least the uppermost part of Dogger was not deposited. Strohmenger et al. (1991) compared the Upper Jurassic stratigraphy and the facies development of the Dinaric carbonate platform of Slovenia with the Jurassic carbonate platform of southern Jura (southeastern France). The Malm discontinuity is interpreted as representing a large-scale sequence boundary, probably of type 1, (black pebble conglomerate: France; reef breccia: Switzerland; Karst breccia: Slove- nia). Dozet (1993) detected the complete Lofer cyclothems in the Lower Liassic beds from the Slovenian part of the Outer Dinarides. General geology of the area Shallow-water carbonate rocks of Jurassic age are well exposed in southern Suha Krajina area with an average thickness of about 1500 metres. The Lower Liassic beds from the Suha Krajina area were deposited under similar conditions as the Dachstein Limestone and the Main Dolomite (Haptdolomit) in Northern and Southern Limestone Alps, as well as the Upper Triassic carbonate rocks on the Julian and Dinaric car- bonate platforms. These formations are characterized by typical Lofer rhythmic sed- imentation (Dozet, 1993). The brownish limestones of the Lower Liassic contain algae Palaeodasycladus mediterraneus Pia and Palaeodasycladus elongatus Praturlon. The Middle Liassic succession consists of lithiotid limestones, Orbitopsella intrasparitic limestones and oohtic limestones passing continuously upwards into the Upper Lias- sic spotted limestones. The Dogger beds are exclusively developed as ooid grainstones which laterally can also be somewhat dolomitized. The uppermost beds of the ooid grainstones are rich in the foraminifer Dictyoconus cayeuxi Lukas. The determined fauna and flora showed that at least the uppermost part of Dogger was not deposit- ed in the studied area (Strohmenger, 1988). To ooid grainstones with hydrozoans, corals and Chaetetidae was attributed the Lower Malmian age (Turnšek, 1969; Buser, 1979). Finally, the Upper Malmian succession is composed of Clypeina and Tintinni- na limestones and dolomites intercalated with carbonate breccias. The carbonate breccias mainly occur in the Upper part of the Malmian succes- sion. The terrain at Korinj exibits quite well exposures of the breccias. The breccias occupy a relatively large area between Kamni vrh and Ciganov vrh. They start at the road level at 600 metres and finish at Ciganov vrh at the level of 670 metres. The uppermost part of the Upper Malmian sedimentation is characterized by rhythmic sedimentation of micritic, light gray laminated limestones and dolomites. From the paleogeographical point of view the investigated area belongs to the Outer Dinarides. The unit of the Outer Dinarides was originally a relatively large and 218 Stevo Dozet & Christian Strohmenger morphologically poorly differentiated area of predominantly shahovv^-water carbonate deposits ranging from subtidal to supratidal environment. Carbonate rocks were con- tinuously deposited there from the Upper Triassic to the Upper Cretaceous. The platform consisted of a very thick carbonate succession with an average thickness of about 4000 to 5000 metres. Later, the Outer Dinarides underwent a differentiation due to the formation of the Slovene trench, and the originally uniform area was dissected into two minor platforms, the Julian and the Dinaric one (Buser, 1989). The exam- ined breccias belong to the Dinaric platform sedimentary succession. Korinj carbonate breccias At Korinj in the Suha Krajina area several horizons of carbonate breccias within Malmian carbonate rocks occur, consisting of fragments varying in dimensions from pieces of half a metre in length to the smallest of microscopic dimensions. All these breccias, composed of more or less angular limestone and/or dolomite fragments enclosed in calcitic and dolomitic cement, are nominated with Korinj carbonate breccias. The cement surrounding these constituents consists of very fine crystals that appear as a brown matrix surrounding the differently colored breccia fragments. Despite the similarity, there is a considerable difference between the breccia and the cement vvdth respect to megascopic appereance, microfauna content and especially genesis. Breccias occur first of all in dolomites and subordinately in hmestones and are certainly wedging out. With respect to genesis polymict subaerial karst breccia, talus breccia, subma- rine talus breccia, mud pebble conglomerate-breccia and tidal flat breccia occur in the area treated. Polymict karst breccia At Kamni vrh breccias of polymict composition, which are attributed to the karst breccias, are intercalated vdthin ooid grainstones. They contain typical clasts of the Malmian ooid grainstones and/or oncoid-peloid packstones as weU as wackstones whose fossil content (Clypeina jurassica Favre, Clypeina cf. maslovi Praturlon, Salpin- goporella annulata Carozzi and Campbelliella milesi milesi Radoičić) clearly identifies them to be of the Upper Malmian age. The breccias and adjacent limestone beds are often heavily dolomitized. The polymict composition of the breccias (clasts of dif- ferent composition and stratigraphie levels), age as weh as their confined occurrence as lenticular intercalations within the Lower Malm strata allow the conclusion that they represent true karst breccias. Consequently, they are interpreted to be the lat- eral equivalents to the bauxite horizon, which is often intercalated between the Lower and Upper Malmian beds in the Dinarides (Strohmenger, 1988), and is also present nearby the investigated carbonate succession. Mudstone breccia-conglomerate At the northern foot of the hihock Šataja a several metres thick lense of predom- inantly platy to stratified (5-50 cm) breccia-conglomerate occurs. It contains brown- ish gray, angular to moderately rounded mudstone clasts with a diameter of 2-4 Late Malm carbonate breccias at Korinj... 219 centimetres embedded in greenish gray and yehowish gray clayey and limonitic ma- trix. This sediment probably originated due to dessication. Irregular and mud-cracked polygons have been broken into angular fragments which have then been eroded from the mud-cracked layer of sediment, more or less rounded by transportation and de- posited with muddy sediment. The treated carbonate rock is often somewhat nodu- lar. The mudstone clasts contain scarse microfauna and flora such as remains of os- tracods, mohuscs, foraminifers and algae, possibly Characea and tintinnids. The stratigraphie position of the mudstone breccia-conglomerate and microfossUs indicate the Malmian age. Tidal flat breccia The next and by origin similar type of Korinj breccias is composed of angular and subangular fragments of dark gray and grayish black micrite and stromatolite. The size of unsorted fragments embedded in mud is 0.5cm to 5cm. Fragmentation of the newly formed sediment was obviously caused by shoaling and temporary with- drawal of water, followed by desiccation and mud-cracking. Mud-cracking and clasts overgrown with stromatohte laminae prove that the clasts are essentially contempo- raneous in origin with matrix and sedimentation. The composition and textural as weh as structural characteristics of the breccia indicate its intertidal and supratidal for- mation. Tedus breccias On the northern slope of the hihock Šataja an about 20 metres thick belt of prepon- derantly massive to poorly stratified unsorted to poorly sorted carbonate breccias of rather heterogeneous composition is exposed. Limestone, limestone-dolomitic and dolomitic breccias occur there. The composition of the breccias change in lateral and vertical direction. Regarding the structure, the breccias are fine-grained, medium-grained and rarely coarsegrained. The size of angular, subangular and rarely rounded frag- ments ranges from 0.5cm to 100cm. The groundmass is calcitic, dolomitic and very rarely somewhat sandy. Dolomitic breccia is usually fine-grained and composed of angular to poorly rounded fragments of brownish gray, brownish black and very light gray fine-grained and medium grained bituminous dolomite. The cement is dolomitic and calcitic. Limestone-dolomitic breccia is predominantly fine-grained and medium-grained and has a heterogeneous composition. Within the breccia very hght gray to black micritic limestone fragments prevail; also hght gray to grayish black, fine grained hmestones as well as hght to dark gray fragments of fine-grained and medium-grained dolomite occur. Dolomite fragments are 3-lOcm in size, and the limestone ones 0.5 to 30cm. The cement of the breccia is calcitic and dolomitic. The most frequent and variegated is the limestone breccia. In spots, hght gray to dark medium gray oosparite, intraoosparite or bioointrasparite fragments prevaü in the breccia. At other places fragments of white to black micritic hmestones pre- vail. Various fine-grained limestone fragments also appear in the breccia. The frag- ments of stromatolitic limestone are very rare. At places the limestone breccia con- tains rounded fragments passing thus into a conglomerate. Fragments of intrasparite, intramicrite and biosparite are also seen in the breccia. The most frequent fosshs are foraminifera and algae: 220 Stevo Dozet & Christian Strohmenger Foramini fe ra: Alzonella cuvülieri Bernier et Neumann, Nautiloculina oolithica Möhler, Pfenderella arabica Redmond, Protopeneroplis striata Weynschenk, Pseudocyclammina lituus (Yokoyama), Trocholina alpina (Leupold), Trocholina elongata (Leupold), Valvulina lugelni Septfontaine, Kumubia sp., Pfenderina sp., Trocholina sp., Verneuilinidae, Textulariidae, Trochaminidae. Algae: Actinoporella podolica Alth, Cyanophycea, Codiacea, Blue-green algae. In spots, sponge {Cladocoropsis mirabilis Felix), gastropods and other molluscs occur. According to fossils, the fragments can be attributed to the Malmian. The main characteristics of the described breccias are angular to subangular carbonate clasts of uniform or polymict composition, very dense packing of clasts, poor to very poor sorting without grading or bedding, sand-sized to boulder sized blocks, grain-supported rubbles, and up to 20m thick lenticular units of breccias. This speaks in favour of hypothesis that the breccias were formed by the accumulation and con- solidation of rock fragments derived from a cliff, i.e. a high very steep to overhang- ing face of rock rising above the shore, usually produced by faulting and erosion. The talus has been chiefly formed by gravitational falling of loose fragments and their accumulation and consolidation at the foot of the described escarpment or steep wall. Talus breccias in relation to submarine faulting Some Upper Malmian talus breccias may have been formed in relation to synsed- imentary submarine block-faulting. Namely, series of lenses of breccias not strictly contemporaneous occur in the Upper Malmian succession at Korinj. The size of the blocks varies greatly from place to place. Near the faults, deposits show no trace of bedding but not far away from the fault the breccia grades rather abruptly into fin- er material and intertongues with bedded fine-grained breccia. The fact that the sedimentary successions in the vicinity of the breccias are not quite conformable, and the boundaries between breccias and other sediments are in greater part not clearly defined indicates that the formation of breccias at Korinj is related to tectonics. Very typical for the area between the localities Kamni vrh and Ciganov vrh is a heterogeneous limestone-dolomitic breccia. In the composition of the breccia dolomite and rarely limestone fragments prevail. The talus sediment is composed of medium- gray, heavily dolomitized biosparitic limestone with alga Clypeina jurassica Favre, and fragments (0.5cm-3cm) of white to grayish black Upper Malmian micrites, biomi- crites, very light gray and light gray coarse-grained dolomite (Upper Malm), dark brownish gray bituminous dolomite, as well as white and very light gray stromatolitic dolomite. In the heterogeneous limestone breccia fragments and boulders (up to 120 cm in size) of white to dark gray micritic limestones prevail. From the chronostratigraphic point of view the following fragments are very interesting and important: Clypeina biomicrite, Tintinnina biomicrite, Clypeina-Tintinnina biomicrite and Favreina bioin- trasparrudite. Two types of Favreina limestone are present; dark brownish gray and very light gray one. Beside the enumerated limestone fragments intramicritic, in- trasparruditic, stromatolitic, fenestral, biointrasparitic and pseudooosparitic ones also occur. The fragments of the breccia contain relatively rich microfauna and flora: Foraminifera: Trocholina alpina (Leupold), Trocholina elongata (Leupold), Kumubia sp. Late Malm carbonate breccias at Korinj... 221 Algae: Bacinella irregularis Radoičić, Clypeina jurassica Favre, Thaumato- porella parvovesiculifera (Raineri). Sponge: Cladocoropsis mirabilis Felix. Aberrant tintinnins: Campbelliella milesi milesi Radoičić as well as: Favreina salevensis Paréjas, gastropods and other molluscs. Fossils and age of breccias FossUs have not been found in the groundmass of the breccias so far. Consequently, we can describe biofacies and age of the breccias only on the basis of the fossil as- sociation from the fragments. As we have seen the fauna and flora from the breccia fragments consist of foraminifera, algae, hydrozoans, corals, gastropods and other mohuscs, ostracods echinoderms and abberant tintinnins. Foraminifera: Aísoneíía cuvillieri Bernier et Neumann, Nautiloculina oolithica Möhler, Pfenderina arabica Redmond, Protopeneroplis striata Weynschenk, Pseudo- cyclammina lituus (Yokoyama), Trocholina alpina (Leupold), Trocholina elongata (Leupold), Valvulina lugelni Septfontaine, Kumubia sp., Pfenderina sp., Trocholina sp., Textularhdae, Trochaminidae, Verneuilinidae. Algae: Actinoporella podolica Alth, Bacinella irregularis Radoičić, Salpin- goporella annulata Carozzi, Thaumatoporella parvovesiculifera (Raineri), Codi- acea, Cyanophycea, Blue green algae. Sponge: Cladocoropsis mirabilis Felix. Corals: Stylosmilia sp. Aberrant tintinnins: Campbelliella milesi milesi Radoičić. Favreina: Favreina salevensis Paréjas as weh as: Ostracods, gastropods and other mohuscs, Echinodermata. The described biofacies of the greater part of the breccias can be referred to the Clypinea jurassica cenozone (Radoičić, 1966; Dozet, 1990). The association of the breccia fragments with Clypeina jurassica and Campbelliella milesi Radoičić favours the interpretation that the prevalent part of described breccias is the Upper Malmian in age. Generally, judging from the age of the constituent breccia fragments and their stratigraphical position the treated breccias are deemed to be Malmian in age. The role of eustacy and tectonics in the formation of the breccias The geologic investigations in the Suha Krajina area, performed in the last years showed that the Malmian sedimentation was provoked and controlled by sea-level variations as well as fault and block tectonic activity. Tectonic movements in the area investigated were reflexive consequences of the Alpine tectonic cycles. Jurassic movements did not have any particular influence on the tectonic structure of this part of Slovenia, but they had a very strong influence on the sedimentation during that time (Dozet, 1989). We may state that in the study area no orogenic movements in the Jurassic period occurred since no folding can be found there, nor are there any traces of thrusting or nappe tectonic movements, volcanism or metasomatic changes of sedimentary rocks. 222 Stevo Dozet & Christian Strohmenger There are nowhere any greater tectonic discordant contacts. Further on, in the area investigated no thicker coarse-grained basal transgressive formations can be fotmd, so that we may be correct in affirming that the continuity of sedimentation had only been disturbed by periodical interruptions as a reflection of weaker or stronger epeiro- genic movements of the carbonate platform. These periodical movements created the paleogeography in the Jurassic period. They also affected the differentiation of the carbonate platform and thus had a considerable influence on sedimentation. We came to conclusion that epeirogenic movements alone could not cause all changes of the Malmian sedimentation in the Suha Krajina area. From our point of view the fault tectonic activity played an essential role in the formation of Korinj breccias and bauxites. During the Kimmeridgian the subsidence of the Dinaric carbonate platform stopped and intensified positive epeirogenic movements began that caused locally an emer- gence of the area. Malmian bauxites on the Dinaric platform proved that such emer- sions occurred. On the other hand, the absence of bauxite deposits at some places suggests that the emersion was only local phenomenon, and that the degree of sub- aerial exposures in Outer Dinarides was not everywhere the same. On the Dinaric platform, the Malmian emersion phase had a different character. It was generally relatively short, but at some places, allovdng for shorter and longer interruptions, it lasted through the greater part of the Upper Malm because of the late Kimmerian movements (Dozet et al., 1993). Regional geology, sedimentological data, vertical and lateral developments and extent, variation of facies, the thickness of individual lithostratigraphic units, usually non- defined lithologic boundaries wdth other sediments and extremely poorly sorted car- bonate rock indicate a close relationship between breccias and synsedimentary block faulting of different scale and extent. However, negative forms i.e. relatively narrow and shallow basins made possible the origin of submarine talus breccias. While the unconsoUdated sediment was still in the environment of deposition it was decomposed by gravity-induced movements, displaced from scarps and accumulated in negative forms at the base of scarps. Conclusions The breccias that appear in numerous stratigraphie levels of the Malmian sedi- mentary succession at Korinj in the Suha Krajina area (central Slovenia) have been named the Korinj carbonate breccias. Five genetically different breccias have been distinguished. The polymict karst breccias are interpreted to be the lateral equivalent of the Lower Malmian-Upper Malmian bauxite horizon. The formation of karst paleoreUef was favoured by tectonics. Mud- stone breccia-conglomerate originated by dessication. Textural and structural char- acteristics of some breccias indicate their intertidal and supratidal formations (tidal flat breccia). Dolomitic, limestone-dolomitic and limestone talus breccias were formed by the accumulation and consohdation of talus at the base of coastal cliffs. Some talus breccias have been formed in relation to submarine synsedimentary faulting. The Korinj carbonate breccias are predominantly of the Upper Malmian age. The biofacies can be referred to the Clypeina jurassica cenozone. The genesis of the Korinj breccias is various but our main concept is that they are chiefly related to eustacy, sea-level changes, as well as local and regional synsed- imentary tectonics. Late Malm carbonate breccias at Korinj... 223 References Buser, S. 1979: Explanatory text of the Sheet Ribnica. Geological map of Yugoslavia 1:100000 - Federal geological survey, 5-60 pp., Beograd. Bus er, S. 1989: Development of the Dinaric and Julian carbonate platforms and of the intermediate Slovenian basin (NW Yugoslavia). - Mem. Soc. Geol. It., 40 (1987), 313-320, Trieste. Dozet, S. 1989: Tectonic movements in the Younger Paleozoic and Mesozoic in the Kočevje area (southern Slovenia). - Rud.-Met. zbornik, 56/4, 663-673, Ljubljana. Dozet, S. 1990: Biostratigraphic subdivision of the Jurassic and Lower Cretaceous beds in Kočevje and Gorski Kotar area. - Rud.-Met. zbornik, 57/1, 3-18, Ljubljana. Dozet, S. 1993: Lofer cyclothems from the Lower Liassic Krka limestones. - Riv. It. Pa- leont. Strat., 99/1, 81-100, Milano. Dozet, S., Mišič, M. & Žuža, T. 1993: New data on the stratigraphie position, mineral- ogy and chemistry of the Nanos bauxite deposits and adjecent carbonate rocks, Slovenia. - Geol. Croat. 4612, 233-244, Zagreb. Dunham, R. J. 1962: Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In Ham W. E. (Ed.). - Classification of carbonate rocks. AAPG, Mem., 1, 108-121, Tulsa. Folk, R. L. 1959: Practical pétrographie classification of limestones. - Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 4311, 38 pp., Tulsa. Radoičić, R. 1966: Microfaciès du Jurassique des Dinarides externes de la Yugoslavie. - Geologija, 9, 5-377, Ljubljana. Strohmenger, C. 1988: Mikrofazielle und diagenetische Entwicklung jurassischer Kar- bonate (Unter-Lias bis Ober-Malm) von Slowenien (NW Jugoslawien). - Heidelb. Geowiss. Abh., 24, 294 pp., Heidelberg. Strohmenger, C. & Dozet, S. 1991: Stratigraphy and geochemistry of Jurassic carbon- ate rocks from Suha Krajina and Mala gora mountain (Southern Slovenia). - Geologija, 33 (1990), 315-351, Ljubljana. Strohmenger, C., Deville, Q. & Fookes, E. 1991: Kimmeridgian/Tithonian eustacy and its imprints on carbonate rocks from the Dinaric and Jura carbonate platform. - Bull. Soc. géol. France, 162, 661-671, Paris. Šribar, L. 1966: Jurassic Sediments Between the Villages Zagradec and Randol in Krka Valley. - Geologija, 9, 379-383, Ljubljana. Turnšek, D. 1969: A contribution to the paleoecology of Jurassic Hydrozoa from Slove- nia. - Slov. Akad. Znan. Umetn. Class 4, Historia naturalis et medicina, Dissertationes, 12/2, 211-237, Ljubljana. GEOLOGIJA 37, 38, 225-223 (1994/95), Ljubljana Badenijski rodoUt na Romanskem Badenian rhodolith in Kozjansko (E Slovenia) Bogoljub Aničić & Bojan Ogorelec Geološki zavod Ljubljana Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko Dimičeva 14, 1109 Ljubljana, Slovenija Kratka vsebina Rodolitne plasti so bazalna transgresijska tvorba več sto metrov debelega bade- nijskega zaporedja in so posebnost Kozjanskega. Posamezni rodoidi imajo večidel sferično obliko in merijo v premeru do 15 cm. Grade jih litotamnijske koralinace- jske alge s skorjasto in vejasto strukturo in pogosto preraščajo briozoje. Jedra rodoidov so večkrat tudi prodniki paleozojskih klastitov (kremen, filiti), triasnih karbonatov in oligocenskega tufa. Ponekod prehaja rodolit v rodohtni konglom- erat. Posamezni manjši rodoidi se javljajo tudi v litotamnijskem apnencu (biokalkarenitu). Rodoliti so nastajali v priobrežnih delih terciarnega bazena Kozjanskega, v okolju z visoko energijo. Abstract Rhodolith beds are the basal transgressive unit of the several hundred me- tres thick Badenian succession, and are a peculiarity of the Kozjansko area. Rhodoids are mainly spherical having up to 15 cm in diameter. They are built of Lithothamnium corallinacean algae with crusty and branching texture, frequently intergrown with bryozoans. The rhodoid nuclei commonly consist of pebbles of Palaeozoic clastic rocks (quartz, phyllites), Triassic carbonates and Oligocene tuffs. The rhodolith occasionally passes into a rhodolithic conglomerate. Sparsely rhodoids of somewhat smaller dimensions also occur in lithothamnium limestone (biocal- carenite). Rhodolith was formed in nearshore, well agitated areas of the Tertia- ry Kozjansko basin. Uvod Srednjemiocenski, badenijski apnenci, v geološki literaturi znani kot litotamnijski apnenci, dajejo pokrajini na Kozjanskem poseben pečat. Ker so mehansko odpornejši od laporjev, peščenjakov in meljevcev, grade večji del grebenov in hrbtov, ki se vlečejo med Savinjo in Sotlo v smeri vzhod-zahod. Litološko in paleontološke so zanimivi zaradi bogate fosilne flore in favne, med katero prevladujejo rdeče koralinacejske alge in briozoji. V pestro razviti skladovnici badenijskih plasti lahko na Kozjanskem ločimo več razvojev. Najpogostnejši je debeloplastnat do masiven algno-briozojski litotamnijski 226 Bogoljub Aničic & Bojan Ogorelec apnenec z različno zrnavostjo in deležem organskih skeletov. Apnenec pogosto vse- buje večjo ah manjšo kohčino detritičnih zrn, predvsem kremena, tako da lahko prehaja od drobnozrnatega biokalkarenita v debelozrnat biokalcirud (»organodetrital algal facies«). Sedimentološka in litološka posebnost badenijskih plasti pa so lokalni poja- vi redolita, ki je tudi predmet te razprave. Najlepše primere rodolita smo našh v okviru nadrobnih raziskav za geološko kar- to 1:50000 pri zaselku Selce v bližini Grobelnega, v vasi Ješovec pri Kozjem, posa- mezne skupine rodolitov pa tudi na več mestih na Križan Vrhu, ob cesti Križan Vrh- Trebeži-Lastnič, pri Dekmanci, na več krajih pri vasi Srebrnik, ob Sotli in drugod. Lokacije teh pojavov so podane na sliki 1. Rodolit se pojavlja kot nekaj metrov debela bazalna plast bedenijskega zapore- dja, nad katero so odloženi laporji, peščeni laporji ali laporni apnenci v debelini več deset metrov. Navadno se rodolitna plast lateralno izklinja in prehaja v litotamnijski biokalkarenit in biokalcirudit s kremenovimi prodniki (drobnozrnat apnenčevo-kremenov konglomerat z litotamnijami). Na nekaterih krajih (npr. pri Vodružu, južno od Šen- tjurja pri Celju) pa leže badenijski litotamnijski peščenjaki s številnimi kopučami rodoidov transgresijsko na zgornjetriasnih apnencih in dolomitih (Tab. 8). Pojave litotamnijskih gomoljev in konglomeratov na Kozjanskem omenjajo že D reger (1907, 1920), kasneje pa Buser (1978, 1979) ter Aničic in Juriša (1985a, b) v okviru geoloških kart 1:100000 in tolmačev listov Celje in Rogatec. Novejše poda- Sl. 1. Pojavi badenijskih rodolitov na Kozjanskem Fig. 1. Occurrence of Badenian rhodoliths in the Kozjansko area Badenijski rodolit na Kozjanskem 227 tke o pojavu rodolitov v neposredni bližini Kozjanskega, pri Kumrovcu na Hrvaškem, najdemo pri Avanie u in sodelavcih (1988), ki jih opisujejo kot gomoljaste tvorbe v lapornatem apnencu zgornjebadenijske starosti. Litotamnijski gomolji so znani tudi iz Zasavskega terciarnega bazena (Munda, 1953; Kuščer, 1967; Placer, osebna ko- munikacija), kot svojevrstna sedimentološka posebnost miocenskega zaporedja pa na- stopajo tudi v Dunajskem bazenu (Düllo, 1983), v poljskem delu Karpatov (Studencki, 1988), v Ukrajini (Maslov & Utrobin, 1958), v mediteranskem prostoru na Malti (Bosence & Pedley, 1982), v srednji Italiji (Schüttenhelm, 1976), v Franciji (Bou- langer & Poignant, 1969; Orszag-Sperber et al., 1977), na Bližnjem vzhodu (Bu- chbinder, 1977) in drugod. V slovenski geološki literaturi se za terciarni apnenčev peščenjak oziroma apne- nec uporabljata v praksi dva izraza - litotamnijski apnenec in litavski apnenec. Prvi izraz, ki se v novejšem obdobju uporablja pogosteje, je za kamnino prevzet zaradi številnih in značilnih litotamnijskih alg, ki so v njem pogosto tako številne, da so kamnotvor- ne. Drugi izraz - litavski apnenec, ki je znan bolj v starejši literaturi, pa je prevzet po Litavskem gričevju (slovaško ime za Leitha Gebirge pri Dunaju). Tam izdanjajo badenijske plasti s podobnim razvojem kot v vzhodni Sloveniji. Splošno o rodolitih Izraz rodolit (»rhodolith«) sta uvedla Bosellini in Ginsburg (1970) za »go- molje z razvejano zgradbo, ki jo sestavljajo predvsem rdeče koralinacejske alge«, čeprav se gomolji rdečih alg omenjajo že dve stoletji (Pallas, 1766, iz Bosence, 1983), in- tenzivnih raziskav pa so bih deležni že pred sto leti. Kasneje je bil izraz rodolit splošno prevzet za skupino gomoljev oziroma za kamnino (Bosence, 1983), za posamezne gomolje pa izraz rodoid (Peryt, 1983), podobno kot za koncentrične tvorbe, ki so nastale z aktivnostjo neskeletnih alg in cepljivk - onkoliti in onkoidi (Toomey, 1975). Bosellini in Ginsburg (1970) menita, da so rodoidi koralinacejski onkoidi. Kljub naštetemu se izraz rodoid v literaturi ne uporablja dosledno, saj avtorji pogosto označujejo kot rodolit tudi posamezne algne gomolje. V tej objavi prevzemamo izraz rodoid za posamezne korahnacejske gomolje, rodolit pa za kamnino, ki jo sestavljajo rodoidi. Rodoidi so po svoji sestavi specifični in kažejo razhčno notranjo strukturo. V premeru merijo lahko od nekaj cm do 20cm in so razhčnih oblik - od popolnoma kroglastih do elipsoidalnih ali popolnoma sploščenih, (diskoidalnih). Večina jih je v osnovi koncentričnih, s komphcirano conarno strukturo in zunanjimi razvejanimi ovoji. Ro- doidi z jasno koncentrično in pasovito strukturo (»laminar rhodoliths«) so mnogo bolj poredki. Večkrat gre tudi za obraščanje (mumifikacijo) litičnih zrn ah večjih prodnikov. Med rdečimi algami, ki grade redolite, v splošnem prevladujejo rodovi Lithothamnium, Lithophyllum, Archeolithothamnium in Mesophyllum. Okolja, v katerih so uspevale rdeče litotamnijske alge v preteklosti, lahko prime- rjamo z recentnimi okolji, saj so številne obhke in rodovi koralinacejskih alg ostah nespremenjeni do danes. Vrste in zunanja obhka rodolitov so odvisni predvsem od temperature morja in globine njihovega nastanka. Danes nastajajo rodohti tako v tropskem okolju kot v hladnih morjih in v razhčnih globinah, celo do nekaj sto metrov (Bosence, 1983). Prevladujejo pa v toplih ph- tvih morjih do globine 80 metrov. Srečamo jih na vzhodnem in zahodnem šelfu Se- vernega Atlantika (Mac Intyre & Milliman, 1970), v Mehiškem zalivu do globine 250m (Parker & Curray, 1956), v Severnem morju in na Norveškem (Bosence, 228 Bogoljub Aničic & Bojan Ogorelec 1976), ob zahodni afriški obah, v Indijskem oceanu (Montaggioni, 1979), ob zaho- dni obah Avstralije, posebno pogostni pa so v zahodnem Mediteranu (Jacquette, 1962; Blanc, 1968; Caulet, 1972). Recentne redolite in njihovo izotopsko sestavo iz Murterskega zaliva v Srednjem Jadranu opisuje Dolenec s sodelavci (1995). Hitrost rasti rodoidov je lahko razhčna. Odvisna je predvsem od temperature morja in s tem vezane karbonatne produkcije. AdeyinMcKibbin (1970) podajata hitrost rasti v zmernih okoljih med 0,1 in 0,5mm/letno, medtem ko velja za tropska okolja tudi do stokrat hitrejša rast - do 22 in celo do 60mm/letno (Adey & Vas s ar, 1974) za litotamnijske alge v Karibskem morju. Rodoidi nastajajo v razhčnih okoljih. Najbolj pogostni so v priobalnih delih ph- tvega šelfa, predvsem v medplimskih kanalih ter med grebeni in peščenimi sipinami. Tam jim je zagotovljena dovolj velika energija, ki je potrebna za njihovo kotaljenje in s tem za koncentrično rast. Pogosto so rodoidi tako številni, da se med seboj dotikajo inje dno z njimi »tlakovano« (»rhodolithe pavement«, Bosence, 1983). Francoska izraza za tako akumulacijo rodoidov sta maërl in praline (Bosence & Pedley, 1982; Lemoine, 1991; Laborel, 1961). Manj pogostni so rodoidi na poglobljenih delih šelfnih ravnic in na predgrebenskih pobočjih (reef slopes), kamor se skotalijo z obrežja ah višjih delov šelfa. V takih primerih so bolj poredki in obdani z laporjem ah drobnim karbonatnim drobirjem ter prehajajo v organogeno-detritični facies. Rodolit na Ko^anskem Najpogosteje izdanjajo badenijske rodolitne plasti na južnem Kozjanskem, med Kozjim in Sotlo (si. 1), tu in tam pa se rodolit pojavlja tudi na njegovem skrajnem severnem delu. Tako je ena najlepših odkritih gohe v manjšem opuščenem kamnolomu pri za- selku Selce med Šentjurjem pri Celju in Ponikvo (si. 2), odkoder izvira tudi večji del raziskanih in dokumentiranih rodolitov. Rodolitna plast je debela med 1,5 in 2,5 metra in leži diskordantno na egerijskih peskih in peščenjakih - npr. ob Soth, v vasi Srebrnik, v Ješovcu pri Kozjem in pri Dekmanci, (si. 1), znotraj badenijskih lapornih plasti (Selce pri Grobelnem) ali pa diskordantno na zgornjetriasnih karbonatnih kamninah (Križan Vrh, Vodruž južno od Šentjurja pri Celju). Zaradi nakopičenih rodoidov s kroglasto obliko imajo rodohtne plasti večkrat izgled konglomerata (si. 2). Krovnina redolita je peščeni lapor ali la- por s foraminiferami, ki dokazujejo njegovo badenijsko, večidel srednjebadenijsko starost. Rijavčeva (nahajališči Dekmanca in Ješovec, v Rijavec & Aničič, 1979; Rijavec et al., 1979) in Mervičeva (1994 - nahajahšča Križan Vrh, Ješovec in Srebrnik) sta iz laporja določih številne foraminifere, med njimi: Uvigerina semiornata semior- nata, U. venusta venusta, U. cf. pigmaea, U. semiornata urnula, U. aculeata aculeata, Orbulina bilobata, O. suturalis, Globigerina bulloides in Bulimina elongata. Lapor nad rodolitnim konglomeratom v Selcah pri Grobelnem pa je na podlagi foraminifer (Mervič, 1994) zgornjebadenijske starosti: Bolivina delatata, Bulimi- na costata, Uvigerina liesingensis, Elphidium crispum, E. ße.xuosum grilli in Cibicides lobatulus. Rodoidi so V kamnini tako številni, da se med seboj dotikajo. Zaradi mehansko neodpornega lapornega in kalcitnega veziva so pogosto lepo izluženi, tako da jih na- biramo kot krogle v preperini pod konglomeratom in na njivi pod izdankom. Rodoidi so razhčnih velikosti in merijo v premeru od nekaj cm do 15 cm, večidel pa med 5 in 10 cm. Po obhki so skoraj vsi kroglasti, bolj poredko elipsoidni, po no- Badenijski rodolit na Kozjanskem 229 SI. 2. Rodolitna plast v Selcah pri Grobelnem Fig. 2. Rhodolithic layer in Selce near Grobelno tranji strukturi pa ločimo dva tipa rodoidov - take, kjer koralinacejske alge koncentrično obraščajo zaobljene litične prodnike (Tab. 1, sl. 1 in 2), in »čiste« rodoide, ki so zgrajeni samo iz razvejanih koralinacej (Tab. 2, si. 2). Slednji po strukturi spominjajo na možgane. Med koralinacejskimi algami, ki grade raziskane rodoide, prepoznamo kot najpogostnejši rod Lithothamnium (Tab. 3, sl. 2; Tab. 5, sl. 3). Javlja se v obhki skorij s številnimi zelo drobnimi kamricami, kiji dajejo mrežasto obhko (Tab. 6, si. 3). Redkeje sta zastopana rodova Melobesia in Archeolithothamnium. Slednja gradi predvsem manjše algine kopuče znotraj biokalkarenita (Tab. 6, sl. 1 in 2). V nekaterih rodoli- tih opazujemo tudi lepe preseke konceptaklov, večjih koncentričnih cehe, ki služijo koralinacejskim algam za shranjevanje sporangijev (Tab. 7, sl. 2 do 4). Poleg alg so tako v rodolitu kot v litotamnijskem biokalkarenitu najpogostnejši organizmi briozoji. Njihovi skeleti z značilno strukturo (Tab. 5, si. 1) merijo lahko do nekaj mm in izjemoma tudi do 2 cm. Včasih se javljajo kot bioklasti, kdaj pa kdaj pa se z litotamnijskimi algami preraščajo (Tab. 5, sl. 4). Večkrat so skeleti briozojev tako števhni, da lahko pri kamnini govorimo kar o algno-briozojskem faciesu. Očitno je biocenoza koralinacej in briozojev v mioeenskih plasteh zelo pogostna in močno razširjena povsod tam, kjer so bile ugodne ekološke razmere za njihovo rast. Drugi organizmi so v raziskanih rodolitih redkejši. Pri samem nastajanju rodoi- dov sicer niso sodelovali, so pa bih v njih naneseni. Tako dobimo školjčne lupine, ser- pulide, foraminifere (npr. mihohde, Tab. 6, si. 1) in ploščice ter ighce morskih ježev, v plasteh litotamnijskega biokalkarenita pa so na nekaterih krajih prisotne še posa- mezne solitarne korale. Prodniki iz jeder posameznih rodoidov, ki sestavljajo rodolit, merijo do 5cm in so dobro do odhčno zaobljeni. Večji najpogosteje pripadajo mikrokristalnemu kreme- nu (rožencu), predorninam, metamorfnim kamninam (filitom) in zrnatemu dolomi- tu, manjši pa so poleg naštetih kamnin še iz čistega kristalnega kremena, tufov ter 230 Bogoljub Aničic & Bojan Ogorelec posameznih peščenjakov in meljevcev. Ponekod so jedra rodoidov tudi večje školjčne lupine in nepravilne grude glavkonitnega peščenjaka (Tab. 4, si. 3). Ta je bil med nastajanjem rodolita še plastičen. Posamezna kremenova in karbonatna detritična zrna so pogosto ujeta tudi med algne lamine (Tab. 3, si. 2). Rodolit je bil litificiran že kmalu po njegovem nastanku. Pore in medprostori med algnimi laminami so zapolnjeni z drobnim sparitnim cementom. Ta se ponekod javlja v dveh generacijah - kot tanek obrobni cement generacije A, osrednje dele medpro- storov pa zapolnjuje mozaični cement B z do 300 |xm velikimi zrni. Obrobni kalcit A kaže na cementacijo v freatičnem oziroma podplimskem okolju. Kljub kalcitnemu vezivu pa rodoliti v večini primerov niso doživeh popolne ce- mentacije. Precej jih kaže drobno poroznost intrazrnskega značaja (intraparticle po- rosity), ki lahko doseže nekaj do največ 5%. Del poroznosti je vezane tudi na izluževanje nestabilnega aragonita in visokomagnezijevega kalcita, kar se je dogajalo v zgodnji diagenezi in v kratkotrajnih fazah vadoznega sladkovodnega okolja. Na tega sklepa- mo po posameznih večjih zrnih mozaičnega kalcita, ki zapolnjuje pore. Enaka diage- netska okolja opisuje iz litavskega apnenca (Leitha-Kalk) Dunajskega in Graškega bazena tudi Düllo (1983). Vezivo med rodoliti je največkrat droben biokalkarenit ah lapornat biokalkarenit, zadnji v primerih, ko se ob preperevanju rodoliti luščijo iz skal kot manjše krogle. Rodoliti so bili večkrat podvrženi tudi bioeroziji in vrtanju litofagov (Tab. 3, si. 1; Tab. 4, si. 2 in 3). Izvrtine so v takih primerih zapolnjene z drobnim peščenjakom, tu in tam pa kažejo geopetalno taksturo kot kombinacijo internega sedimenta in sparitne- ga kalcita (Tab. 4, si. 3). Sedimentacijsko okolje Pojav rodohta in biokalkarenita z večjimi algnimi kopučami je vezan na badenijsko regionalno transgresijo, kije zajela Kozjansko in širše ozemlje vzhodne Slovenije (Buser, 1979; Aničič & Juriša, 1985b). Odločilno vlogo pri njihovem nastajanju, kot dveh razhčnih facij znotraj badenijskega litotamnijskega kompleksa, so odigrah paleorehef, energija valovanja in tokov ter kamnine, ki so tedaj izdanjale v vzhodnem podaljšku Laške polisinklinale (Placer, osebna komunikacija) in Litijske antiklinale, katerima pripada Kozjansko. Poenostavljeno so ta okolja prikazana na shki 3. V predehh, kjer je morje preplavilo karbonatne kamnine, predvsem triasne ap- nence in dolomite, ah pa oligocenske klastite, se je po badenijski transgresiji odložilo do nekaj sto metrov karbonatnega sedimenta, iz katerega je po litifikaciji nastala skladovnica litotamnijskega apnenca. Tega sestavljajo različki alginega biokalkareni- ta, biolitita in lapornega apnenca. Zrnavost sedimenta in delež laporne komponente je bil pogojen z energijo okolja. Na odprtih delih plitvega šelfnega morja so se odla- gali bolj debelozrnati sedimenti, v vmesnih lagunah in na zatišnih delih šelfa pa se je usedal bolj drobnozrnat biokalkarenitni in laporni sediment z bogato foraminifer- no favno, ki kaže na povezavo z odprtim morjem. Kjer je bila energija valovanja in tokov posebno močna, pa sta lokalno nastajala bazalni rodohtni konglomerat s posameznimi rodoidi in biokalcirudit. Taki predeli so bih predvsem plitvi kanah med peščenimi sipinami in htotamnijskimi grebeni ter ph- tva obrežja. Če je bilo okolje popolno karbonatno, so nastajah rodoidi s 100-odstot- no karbonatno sestavo (Tab. 2, si. 2; Tab. 3, si. 1; Tab. 4, si. 1-3). Taki primeri ro- dolitov so tudi najpogostnejši v celotnem panonskem in mediteranskem prostoru. Badenijski rodolit na Kozjanskem 231 Sl. 3. Poenostavljena rekonstrukcija paleogeografskega okolja s pojavi rodolitov Fig. 3. Simplified paleogeographic reconstruction of environments, of rhodolith occurrences Posebnost Kozjanskega pa so tisti redoliti, ki imajo v jedru prodnike starejših kamnin. Ti so tudi predmet te objave. Veliki in dobro zaobljeni prodniki namreč kažejo na relativno zelo kratek transport, ob obrežju pa so se ti lahko dobro zaoblih. Litološko pestri paleozojski klastiti in triasni karbonati v podlagi badenijske skladovnice plasti pred- stavljajo tudi izvorno območje za prodnike v rodolitu. Permokarbonske in grödenske klastite kot tudi triasne karbonatne kamnine nahajamo danes odkrite na severu na Konjiški gori, Boču in na obrobju Pletovarske antinklinale, na jugu pa na Bohorju, pri Sevnici in drugod v Litijski antiklinah. Točne starosti prodnikov v rodilitu z obstoječo raziskavo, zaradi pomanjkanja fosUov, nismo mogh ugotoviti. Po litoloških značilnostih pa sklepamo na paleozojsko starost kremenovih in filitnih prodnikov, triasno starost karbonatnih prodnikov ter ladinijsko in oligocensko starost tufov. S pojemanjem energije ob koncu transgresijskega sunka so se razmere v okolju nekohko umirhe in pričela se je obsežna sedimentacija litotamnijskega biokalkarenita. Zahvala Avtorja se zahvaljujeta prof. dr. Jerneju Pavšiču in prof. dr. Stanku Buserju za kritičen pregled članka ter koristne nasvete, prof. dr. Stjepku Golubiću pa za suge- stije in mikroskopski pregled nekaterih vzorcev koralinacej. Fotografije rodolitov so delo Marjana Grma in dr. Bogdana Jurkovška, zbruske kamnin pa je izdelal Andrej Stopar. V angleščino je besedilo prevedla dr. Polona Kralj. Vsem lepa hvala. Ministrstvu za znanost in tehnologijo R Slovenije se zahvaljujemo za financiranje raziskav za geološko karto Slovenije 1:50000. 232 Bogoljub Aničic & Bojan Ogorelec Badenian rhodolith in Ko^ansko (E Slovenia) The peculiarity of Middle Miocene-Badenian Formation, in the geological literature known as lithothamnian limestone, are their basal rhodolithic units. They are a tran- sgressive formation, best exposed in up to 2.5 metres thick beds, encountered between Kozje and Sotla river and in the vicinity of the vihage Selce near Grobelno in the northern part of the Tertiary Kozjansko basin (Fig. 1). Upward, the rhodolith passes into marl and calcareous sandstone (biocalcarenite) with rich algal-bryozoan assemblage (al- gal-bryozoan facies). The occurrence of lithothamnian nodules (rhodoids) was recognized in Kozjan- sko almost a hundred years ago (Dreger, 1907). Regionally they were investigated during geological mapping of the sheets Celje (Buser, 1978, 1979) and Rogatec (Aničić & Juriša, 1985a, b). Rhodolith commonly overlie discordantly the Egerian sands and sandstones or occa- sionally the Upper Triassic carbonate rocks (i.e. Vodruž, Tab. 8). Foraminiferal fau- na found in the marl from the overlain rhodolith unit indicates its Middle to Upper Badenian age (Rijavec & Aničić, 1979; Mervič, 1994). Rhodoids in the rhodolith are so numerous that they contact each other ("rho- dolith pavement". Fig. 2). Their size varies from few to 15 centimetres, the majority averages about 10cm. The common form is spherical, rarely ellipsoidal (Tabs. 1-4). According to their internal texture two types can be distinguished; the first type, consisting solely of corallinacean algal layers and bryozoans and the second type, where the algae enclose lithic pebbles, composed of quartz and phyllites of the Palaeozoic age, Triassic dolomite and Oligocene tuff. Among corallinacean algae which build rhodoids Lithothamnium (Tabs. 3, 5, 6) is the most common, whereas the genera Melobesia and Archeolithothamnium ra- rely occur. In some of the rhodoids conceptacles are abundant (Tab. 7). The pore spaces between algal laminae are infilled with sparite cement. Two generations can occasionally be distinguished - as rim cement A and as drusy mo- saic sparite B. Despite the cementation process the rhodoids are rather porous (up to 5% pore space). This porosity is commonly related to dissolution of the primary aragonite. Some of the rhodoids indicate bioerosion and Lithophagas borings (Tab. 3). The matrix infilling the primary intergranular porosity between rhodois is fine- grained biocalcarenite or sandy marl. The environment suitable for the rhodolith development was influenced by the paleorehef, the energy and the rock type exposed at the time of their formation. In the open parts of the shallow Tertiary sea of the Kozjansko basin, a variety of bio- calcarenite and algalbryozoan lithothamnian limestones were deposited, but in more restricted parts and lagoons marly limestone and marl predominated. Rhodoids de- veloped in shallow channels between sandy bars and along the coast where the energy was high enough to enable their movement and bottom rolling. The pebbles in rho- doids indicate short transport from the coast where Palaeozoic and Triassic rocks were exposed. Sedimentary environments in which the Badenian rhodolith and lithotham- nian limestone were deposited are shown in the Fig. 3. Badenijski rodolit na Kozjanskem 233 Literatura Adey, W. H. & Me Kibbin, D. L. 1970: Studies on the maërl species Phymatolithon calcareum Pallas (nov. comb.) and Lithothamnium corallinoides Crouan in the Ria de Vigo. - Bot. Mar. 13, 100-106, Berlin. Adey, W. H. & Vassar, J. M. 1974: Colonisation, succession and growth rates of some tropical crustose coralline algae (Rhodophyta, cryptonemiales). - Phycologia, 14, 55-69, London. Aničić, B. & Juriša, M. 1985a: Osnovna geološka karta SFRJ, list Rogatec, 1:100000, Zv. geol. zavod, Beograd. Aničić, B. & Juriša, M. 1985b: Tolmač za hst Rogatec, Osnovna geološka karta SFRJ 1.100000, Zv. geol. zavod, 77 pp., Beograd. Avanič, R., Glovacki-Jernej, Ž. & Novosel-Škorič, S. 1988: Pojava rodolita u gornjoba- denskim naslagama u području Kumrovca (sjeverozapadna Hrvatska). Zb. rad. VI. skupa sedim. Jug. Cetinje. - Geološki Glasnik, Posebno izdanje knj. VI. Zav. za geol. istraž. SR Crne Gore, 13-19, Titograd. Blanc, J. J. 1968: The Sediments of the Mediterranean Sea. - Oceanogr. Mar. Biol. Ann. Rev., 6, 373-454, Aberdeen. Bosellini, A. & Ginsburg, R. N. 1970: Form and internal structure of recent algal nodules (rhodohtes) from Bermuda. - Jour. Geol., 79, 669-682, Chicago. Bosence, D. W. J. 1976: Ecological studies on two unattached coralline algae from western Ireland. - Paleontology, 19, 365-395, London. Bosence, D. W. J. 1983: Description and Classification of Rhodoliths (Rhodoids, Rhodo- lites). In: T. Peryt (ed.) - Coated Grains. - Springer Verl., 217-242, Berlin. Bosence, D. W. J. & Pedley, H. M. 1982: Sedimentology and paleoecology of a Miocene coralline algal bioherm from the Maltese Islands. - Paleoclimatol. Paleoecol. Paleogeogr., 38, 9-43, Amsterdam. Boulanger, D. & Poignant, A. F. 1969: Sur les nodules agaires du Lutétien supérieur de Sainte-Marie-de-Gosse (Landes). - C. R. Som. Séanc. Soc. Géol. France, 4, 109-110, Paris. Buchbinder, B. 1977: The coraline algae from the Miocene Ziqlag Formation in Israel and their environmental significance. In: Flügel E. (ed.): Fossil Algae. - Springer Verl., 279-285, Berlin. Buser, S., 1978: Osnovna geološka karta SFRJ, list Celje, 1:100000. Zvezni geološki zavod, Beograd. Buser, S., 1979: Tolmač lista Celje, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000. Zv geol. zavod, 72 pp., Beograd. Caulet, J. P. 1972: Recent biogenic calcareous sedimentation of the Algerian shelf. In: Stanley D. J. (ed.): The Mediterranean Sea. - Dowden Hutchinson & Ross, 261-278, Strouds- burg. Dolenec, T., Herlec, U. & Pezdič, J. 1995: Izotopska sestava kisika in ogljika v rdečih algah iz srednjega Jadrana. - Rud.-met. zb., 41/3-4, 193-202, Ljubljana. Dreger, J., 1907: Geologische Spezialkarte Rohitsch-Drachenburg. - Geol. R. A., Wien. Dreger, J., 1920: Erläuterungen zur geologischen Karte Rohitsch-Drachenburg. - Geol. S. A., 1-42, Wien. Düllo, W., C., 1983: Fossildiagenese im miozänen Leitha-Kalk der Paratethys von Öster- reich: Ein Beispiel für Faunenverschiebungen durch Diageneseunterschiede. - Facies, 8, 1-112, Erlangen. Jacquotte, P. 1962: Étude des fonds de maërl de la Méditerranée. - Reel. Trav. Stn. Mar. Endoume, 26, 141-235, Marseille. Kuščer, D. 1967: Zagorski terciar. - Geologija, 10, 5-58, Ljubljana. Laborel, J. 1961: La concretionnement algal »corralligène« et son importance géomor- phologique en Méditerranée. - Reel. Trav. Stn. Mar. Endoume Bull., 37, 37-60, Marseille. Lemoine, P. 1991: Repartition et mode de vie du maërl {Lithothamnium calcareum) aux environs de Concarneau (Finistère). - Ann. Inst. Oceanogr. Monaco, 1, 1-28, Monaco. Mac Intyre, L G. & Milliman, J. D. 1970: Physiographic features of the outer shelf and upper Atlantic continenal margin. Southeastern United States. - Geol. Soc. Amer. Bull., 81, 2577-2598, Boulder. Maslov, V. P. & Utrobin, V. N. 1958: Raspostranenie tretichnykh bagryanykh vodoros- ley Ukrainskoy SSR svyazkih s transgressiyami morya. - Izv. AN SSSR, ser. geol. IS, 73-93, 10 figs, Moskva. Mervič, H., 1994: Mikropaleontološke raziskave za leto 1993, Geološka karta 1:50000 - Terciarni bazeni. - Arhiv Geološkega zavoda, Ljubljana. 234 Bogoljub Aničic & Bojan Ogorelec Montaggioni, L. F. 1979: Environmental significance of rhodoliths from the Mascarena reef province, western Indian Ocean. - Bull. Cent. Rech. Explor. Prod. Elf - Aquitaine, 3, 713-723, Pau. Munda, M. 1953: Geološko kartiranje med Hrastnikom in Laškim. - Geologija, 1, 37-39, Ljubljana. Orszag-Sperber, F, Poignant, A. F. & Poisson, A., 1977: Paleogeographic significance of rhodolites: some examples from the Miocene of France and Turkey. In: Flügel E. (ed.) - Fossil Algae, 284-294. - Springer Verl., BerUn. Parker, R. H. & Curray, J. R. 1956: Fauna and bathymetry of banks on the continental shelf northwest Gulf of Mexico. - Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 40, 2428-2429, Tulsa. Peryt, T. 1983: Classification of Coated Grains. In: Peryt T. (ed.) - Coated Grains, 3-6. - Springer Verl., Berhn. Rijavec, L. & Aničić, B. 1979: Excursion Аз, Section Trebče-Zagaj near Bistrica, Low- er Miocene. - 16th Europ. Micropaleont. Colloq., 137-140, Ljubljana. Rijavec, L., Aničić, B. & Skerlj, Ž. 1979: Excursion Ai, Section Dekmanca-Bistrica on the Sotla River - Middle and Upper Miocene. - 16th Europ. Micropaleont. Colloq., 131-136, Ljubljana. Schüttenhelm, R. T. E. 1976: History and modes of Miocene carbonate deposition in the interior of the Piedmont basin, NW Italy. - Utrecht Micropaleont. Bull., 14, 1-208, Utre- cht. Studencki, W. 1988: Facies and Sedimentary Environment of the Pinczow Limestones (Middle Miocene, Holy Cross Mountains, Central Poland). - Facies, 18, 1-26, Erlangen. Toomey, D. 1975: Rhodoliths from the Upper Palaeozoic of Kansas and the Recent - A comparison. - Neues Jb. Geol. Palaeont. Monatsh., 4, 242-255, Stuttgart. Tabla 1 - Plate 1 1 Rodoid s koncentrično zgradbo in kremenovim prodnikom. Vidni so sledovi bioerozije; izvr- tine zapolnjuje peščenjak. Selce pri Grobelnem Concentrical rhodoid with quartz pebble nuclei. Small caverns formed as the result of bio- erosion are infilled with sandstone. Selce near Grobelno 2 Rodoid; obraščanje tufskega prodnika s koralinacejskimi algami. Selce pri Grobelnem. Naravna velikost Rhodoid; corallinacean-algal encrustation of tuff pebble. Selce near Grobelno. Natural size Badenijski rodolit na Kozjanskem 235 236 Bogoljub Aničic & Bojan Ogorelec Tabla 2 - Plate 2 1 Drobnozrnati konglomerat, ki ga sestavljajo rodoidi s kremenovimi jedri, kremenovi in tufs- ki prodniki in čisti koralinacejski rodoidi (C). Dekmanca Conglomeratic calcrudite composed of rhodoids with quartz nuclei, quartz and tuff pebbles and corallinacean rhodoliths (C). Dekmanca 2 Litotamnijski kalkarenit s posameznimi stebričastimi rodoidi. Vodruž, južno od Šentjurja pri Celju Lithothamnian calcarenite with individual rhodoids of the columnar type. Vodruž, south of Šentjur at Celje Badenijski rodolit na Kozjanskem 237 238 Bogoljub Aničic & Bojan Ogorelec Tabla 3 - Plate 3 1 Rodoid s koncentrično laminirano strukturo. Jedro rodoida sestavljajo kopuče litotamnij. Bioerozija (L). Vzorec TcB 9, Selce pri Grobelnem, lx povečano Rhodoid of concentric laminar structure. Lithothamnian nodulas as encrusting nuclei. Bio- erosion (L). Sample TcB 9, Selce near Grobelno, enlarged Ix 2 Detajl rodolita z laminirano strukturo. Litotamnijske alge preraščajo briozoje (B), serpulide (S) in detritična zrna kremena (Q). V skeletih alg so številni konceptakh (C). Vzorec TcB 12, Selce pri Grobelnem Rhodolithe detail showing laminar structure. Lithothamnian algae overgrow bryozoans (B), serpulids (S) and detrital quartz grains (Q). Numerous conceptacles in algal layers (0). Sample TcB 12, Selce near Grobelno Badenijski rodolit na Kozjanskem 239 240 Bogoljub Aničic & Bojan Ogorelec Tabla 4 - Plate 4 1 Litotamnijski rodoid s številnimi konceptakli. Jedro je hišica serpuUda. Vzorec TcB 1, Selce pri Grobelnem, 1 x povečano Lithothamnian rhodoid with numerous conceptacles. Serpulide as nucleus. Sample TcB 1, Selce near Grobelno, enlarged 1 x 2 Bioerozijsko raztapljanje litotamnijskega rodoida. Vzorec TcB 6, Dekmanca. 3,5 x povečano Bioerosion dissolution of lithothamnian rhodoid. Sample TcB 6, Dekmanca, enlarged 3,5 x 3 Litotamnijske skorje obraščajo klast briozoja. Izvrtine litofagov (puščice) z geopetalno tek- sturo zapolnjuje peščenjak. Vzorec TcB 12, Selce pri Grobelnem, lx povečano Lithothamnian encrustation of bryozoan clasts. Some lithophaga borings (arrows) are infilled with sandstone. Geopetal structure. Sample TcB 12, Selce near Grobelno, enlarged Ix Badenijski rodolit na Kozjanskem 241 242 Bogoljub Aničic & Bojan Ogorelec Tabla 5 - Plate 5 Vsi vzorci so iz rodoidov iz Selc pri Grobelnem Ali samples are from rhodoids from Selce near Grobelno 1 Koralinacije s konceptakU obraščajo skelet briozoja. Vzorec TcB 14, 12 x povečano Corallinacean algae with conceptacles. Encrustation of bryozoan skeleton. Sample TcB 14, enlarged 12 x 2 Archaeolithothamnium s sporangiji (S). Vzorec TcB 4, 30x povečano Archaeolithothamnium with rows of sporangia (S). Sample TcB 4, enlarged 30 x S Litotamnijske lamine v rodoidu. Vzorec TcB 14, 30x povečano Lithothamnium laminae in the rhodoid. Sample TcB 14, enlarged 30 x 4 Laminirana struktura koralinacijskih alg in briozojev. Vzorec TcB 13, 12 x povečano Corallinacean algal laminae encrusting bryozoa. Sample TcB 13, enlarged 12 x Badenijski rodolit na Kozjanskem 243 244 Bogoljub Aničic & Bojan Ogorelec Tabla 6 - Plate 6 1, 2 Kopuče alge Mesophyllum s stolpičastimi peritaliji v biokalkarenitu. Vodruž pri Šentjur- ju. Vzorec TcB 7, 30 x povečano Mesophyllum nodules with columnar perithallia in the biocalcarenite. Vodruž near Šen- tjur. Sample TcB 7, enlarged 30 x 3 Lithothamnium-, detajl. Vzorec TcB 14, Selce pri Grobelnem, 175x povečano Lithothamnium-, detail. Sample TcB 14, Selce near Grobelno, enlarged 175x 4 Vzdolžni presek briozoja, ki ga obraščajo koralinaceje. Vzorec TcB 1, Selce pri Grobelnem, 30X povečano Longitudinal section of bryozoan encrusted by corallinacean algae. Sample TcB 1, Selce near Grobelno, enlarged 30 x Badenijski rodolit na Kozjanskem 245 246 Bogoljub Aničic & Bojan Ogorelec Tabla 7 - Plate 7 1 Detajl gomoljastega rodoida, ki obrašča posamezne skelete briozojev. Vzorec TcB 14, Selce pri Grobelnem, 2x povečano Detail of nodular rhodoid encrusting skeletons of bryozoa. Sample TcB 14, Selce near Grobelno, enlarged 2x 2 Detajl sl. 1, I2x povečano Detail of Fig. i, enlarged 12 x 3, 4 Številni konceptakli v rodoidu z rodom Lithophyllum. Vzorec TcB 14, Selce pri Grobel- nem, 30X povečano Numerous conceptacles in the Lithophyllum rhodoid. Sample TcB 14, Selce near Grobelno, enlarged 30 x Badenijski rodolit na Kozjanskem 247 248 Bogoljub Aničic & Bojan Ogorelec Tabla 8 - Plate 8 Transgresijski kontakt badenijskega litotamnijskega peščenjaka (biokalkarenita) s številnimi drobnimi rodoidi in z zgornjetriasnim apnencem. Bioerozija in fosilno zakrasevanje triasnega apnenca. Kontakt med triasnim apnencem in badenijskim biokalkarenitom je shematsko prikazan na skici nad tekstom. Vzorec TcB 7, Vodruž, južno od Šentjurja pri Celju, 12 x povečano Transgression contact of the Badenian basal rhodohthic lithothamnian sandstone and the Up- per Triassic limestone. Bioerosion and paleocarstification of Triassic limestone. Contact between Triassic limestone and Badenian calcarenite is shown on the sketch above. Sample TcB 7, Vodruž, south of Šentjur near Celje, enlarged 12 x Badenijski rodolit na Kozjanskem 249 GEOLOGIJA 37, 38, 251-269 (1994/95), Ljubljana Rečni sistemi in njihovi sedimentacijski modeli Fluvial systems and their sedimentary models Dragomir Skabeme Geološki zavod Ljubljana Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko Dimičeva 14, 1000 Ljubljana, Slovenija Kratka vsebina Slovenska geomorfološka in sedimentološka terminologija za rečna sedimen- tacijska okolja še ni povsem izdelana. Zato smo se skušali dotakniti razdelitve in podati predlog slovenskega poimenovanja nekaterih rečnih sedimentnih in ero- zijskih oblik ter posameznih pomembnejših vplivov na način njihovega nastanka. Nekaj besed smo namenih problematiki opredehtve rečnih sedimentacijskih oko- lij v sedimentnih kamninah in rečnim sedimentacijskim modelom. Abstract The Slovenian géomorphologie and sedimentologie terminology for fluvial dep- ositional environments is not established yet. Therefore a classification and the proposal for Slovenian names of fluvial sedimentary and erosional forms and in- fluences controlling them are discussed. Attention is given to the problems of recognition of sedimentary environments in sedimentary rocks, and to fluvial sed- imentary models. Uvod Pri raziskavah klastičnih kamnin grödenske formacije, katerih nastanek je inter- pretiran pretežno kot produkt rečnega sedimentacijskega okolja s svojimi podokolji, smo se srečah s problemi slovenske terminologije rečnih sedimentacijskih in erozijskih oblik. Do enakih sklepov smo prišli v pogovorih s kolegi geologi in geomorfologi. Toda, kot je pokazal Badjura (1953), slovensko ljudsko izrazoslovje za poimenovanje različnih geomorfnih oblik nikakor ni revno. Med izrazi, ki jih navaja v poglavju Vodovje in opisujejo različne rečne geomorfne obhke, so marsikateri lepi in uporabni, a so omejeni le na nekatere pogostnejše oblike, ki jih najdemo na našem ozemlju. Za številne raznolike genetsko pomembne geomorfne oblike, ki so pri nas manj pogoste ah niso niti razvi- te ali so manj izrazite in poznane, pa domačih izrazov preprosto nimamo. To nikakor ni presenetljivo saj se večina slovenskih vodotokov nahaja v relativno mladem rehe- fu ter pripadajo pretežno zgornjim delom (prvi coni) rečnega sistema. Le v ravnin- skih predelih, ki zavzemajo manjši del slovenskega ozemlja, imajo vodni tokovi značilnosti 252 Dragomir Skaberne srednjega dela (druga cona) rečnega sistema. Ker želimo obravnavati rečni sistem kot celoto, podrobnosti in posebnosti rečnih geomorfnih oblik na našem ozemlju prese- gajo zastavljeni okvir. Drugi problem, ki je precej težji in zadeva predvsem geologijo oziroma sedimen- tologijo ter v manjši meri geomorfologijo, je prepoznavanje razhčnih geomorfnih obhk in določevanje parametrov in kriterijev, ki opredeljujejo kompleksne rečne sisteme in njihove dele v sedimentih in sedimentnih kamninah. Tako bomo skušali navesti nekatere vplive na način rečne sedimentacije oziroma njene erozije, se dotakniti njihove razčlenitve in poimenovanja ter končno nameniti nekaj besed rečnim sedimentacijskim modelom. Pri tem ne nameravamo obravnavati vseh problemov in obhk ter posegati v globino navedenih problemov, ampak želimo podati le nekatere poglavitnejše parametre, ki so po našem mnenju pomembni deja- vniki v rečnem sedimentacijskem okolju. Rečni sistemi in rečni sedimentacijski sistemi Reko, kot površinski vodni tok lahko opredelimo kot vodno telo, ki se pod vpli- vom težnosti premika po koritu, ki ga je voda urezala v podlago. Rečni sistem ah rečje predstavlja reka s svojimi pritoki od izvira do izliva. Porečje pa je območje, ki ga rečni sistem odvodnjava. Znotraj njega lahko ob rečnih pritokih obstaja več lokalnih drenažnih (odvodnih) zaledij. Schümm (1977) je razdehl rečni sistem na tri cone. Prvo cono rečnega sistema lahko imenujemo zbiralno in jo ideahzirano začenja dendritna, konvergentno potekajoča mreža rečnih korit, ki obhkuje odvodno mrežo porečja ah drenažnega zaledja, v katerem se zbirajo vode. Zgornji deh drenažnega zaledja predstavljajo tudi poglavitno produkcijsko in izvorno območje sedimentov. Na tem območju prevladuje erozija, čeprav se v nekaterih delih sedimenti lahko tudi začasno odlože. Drugo cono rečnega sistema lahko označimo kot prenosno območje, kjer se po relativno stabilnem rečnem koritu pretaka v drenažnem zaledju zbrana voda, ki prenaša del na izvornem območju nastalega sedimenta. To območje obvladuje dinamično rav- notežje med erozijo in sedimentacijo. Tako je kohčina sedimenta, ki prihaja v sistem, približno enaka kohčini, ki ga vode odnašajo iz sistema, v tretjo cono. V tretji, sedimentacijski coni rečnega sistema se energija vodnega toka toliko zmanjša, da se odloži večina preostalega transportirajočega materiala. V tej coni je mreža vo- dnih korit večinoma divergentna. Glede na položaj tretje cone in s tem povezanim načinom zmanjšanja energije vodnega toka, lahko ločimo dve sedimentacijski okolji s svojimi specifičnimi sedimen- tacijskimi in morfološkimi značhnostmi. Prvo sedimentacijsko okolje je razvito proksimalno glede na drenažno zaledje in se običajno razteza ob vznožju hribovja, v predelih, ko se strmo pobočje prevesi v relativno položno ah ravno območje. Ob prehodu vodnega toka iz strmega v široko odprto ravninsko območje (rečno naplavno ravnino) se njegova energija zaradi disperzije na ravnini zmanjša in vodni tok odloži večino transportirajočega materiala v obhki bolj ah manj stožčasto oblikovanega pahljačastega sedimentacijskega telesa, aluvialnega vršaja (ahuvial fan). Če vršaj nastane v območju stoječe vode, jezera ah morja, se pod vplivom njene dinamike lahko deloma preobhkuje in ustvarja vršajno delto (Hol- mes, 1965; McGowen, 1970; McPherson et al., 1987). Rečni sistemi in njihovi sedimentacijski modeli 253 Drugo sedimentacijsko okolje se pojavlja distaine glede na drenažno zaledje na nizkem, skoraj ravnem reliefu ob izlivu vodnega toka v stoječe vodno telo - večinoma morje ali redkeje jezero. Ko se vodni tok izlije v stoječe vodno telo, se hitrost toka in njegova, že tako majhna transportna moč zmanjšata. Posledica tega je usedanje preostalega transportirajočega se materiala. Sediment gradi deltoidno oblikovano, večinoma podvodno, deloma kopno sedimentacijsko telo, ki ga imenujemo delta. Pod vplivom prevladujočega dinamičnega dejavnika, valovanja ali plimovanja, stoječega vodnega telesa lahko pride do premeščanja prinesenega sedimenta in nastanka različno oblikovanih delt ali estuarijev. Estuarij predstavlja široko lijakasto obhkovano rečno ustje, v katerem se mešata sladka in morska voda ter se jasno odražajo vplivi plimo- vanja. Razviti so ob rekah z relativno manjšo energijo rečnega toka in s tem poveza- no kohčino prinesenega materiala v primerjavi z energijo morja, ki jo v največji meri predstavlja energija plimovanja. Podobno kot Schümm (1977) je tudi Miall (1981) razdelil rečni sistem glede na položaj izvornega območja in ločil štiri dele: 1. tokovi v gorskem izvornem območju 2. proksimalna okolja neposredno ob vznožju in robu sedimentacijskega bazena 3. srednja okolja 4. distalna okolja, kjer se vplivi rek prepletajo z mejnimi okolji, kot so jezera, puščave, phmske ravnine ali delte. Sedimentacijsko okolje tokov v gorskem izvornem območju je v sedimentacijskem sistemu sorazmerno nepomembno. Kljub temu lahko v njem nastanejo dolinski zasi- pi in ponekod jezerski sedimenti. V območju proksimalnega, srednjega in distalnega rečnega okolja se spreminja, običajno zmanjšuje, strmec (gradient) rečnega toka, kar vpliva na spreminjanje njegove obhke in poteka. V nadaljevanju distalnih sedimentacijskih okolij delt in estuarijev ne bomo obra- vnavah, ker predstavljajo le-ti samostojna prehodna sedimentacijska okolja. Pri analizi velikih rečnih sistemov je Potter (1978) ugotovil, da potekajo večinoma vzdolžno ali prečno na gorske verige. Kasneje je Miall (1981) posplošeno razdelil aluvialne sedimentacijske bazene na prečne, ki se raztezajo prečno na strukturne enote, in vzdolžne, ki potekajo vzporedno z njimi. Kot primer prečnega sedimentacijskega rečnega bazena navaja Miall (1981) del atlantske obale ZDA, za primer vzdolžnega pa sedimentacijski bazen reke Pad. Zaradi kompleksnosti nekaterih strukturnih enot je lahko ta posplošitev lokalna, a kljub temu pomembna za način zapolnitve sedimen- tacijskega bazena. Pri preučevanju sedimentacijskih bazenov so na Texas Bureau of Economic Geo- logy razvili model »sedimentacijskih sistemov«. V nekoliko razširjeni obhki ga je uporabil tudi Miall (1981) za rečni sedimentacijski sistem, v katerega vključuje sedimente okolij aluvialnih vršajev, rek kot prenosnih območij vodá in sedimentov ah druge cone po Schummu (1977) in delt. Glede na prečni ah vzdolžni potek bazena, razporeditev sedimentacijskih okolij v proksimalnem, srednjem in distalnem delu bazena ter obliko izliva oziroma delte, je Miall (1981) opredelil devet modelov rečnih sedimentacijskih sistemov. V rečnem sistemu vlada približno dinamično ravnotežje med erozijo in sedimen- tacijo, na katerega vplivajo razhčne spremenljivke. Schümm in Lichty (1963) na- vajata dvanajst takih spremenljivk: 1. čas, 2. začetni rehef, 3. geologija (litologija in struktura), 4. klima, 5. vegetacija, 6. rehef in volumen rečnega sistema nad erozijsko bazo, 7. hidrologija (vodni odtok in prinos sedimenta na enoto površine v prvi coni), 8. oblika rečne drenažne mreže, 9. obhka pobočij, 10. hidrologija (pretok vode in 254 Dragomir Skaberne sedimenta v drugo in tretjo cono), 11. oblika korita in doline ter značilnosti sedimenta (druge cone), 12. oblika sedimentacijskega bazena in značilnosti sedimenta (tretje cone). Spremenljivke so navedene po naraščajoči stopnji odvisnosti, od katerih lahko nekatere povezujemo, dokler ne pridemo do treh skoraj neodvisnih spremenljivk: 1. časa, 2. tektonike in 3. klime. Te globalno vplivajo na spremembe rečnega sistema in se odražajo v zapolnjevanju rečnega sedimentacijskega bazena. Omenjene tri spremenlji- vke ne vplivajo le na rečno sedimentacijo, ampak jih lahko pojmujemo kot univerzal- ne spremenljivke, ki opredeljujejo sedimentacijske cikle. Rečne sedimentne oblike Sedimentacijski prostor ah bazen ima lahko zelo razhčne dimenzije in komplek- snost zapolnitve. V splošnem lahko ločimo tri načine zapolnitve: agradacijsko, pro- gradacijsko in retrogradacijsko. Agradacija je vertikalno zapolnjevanje sedimentacijskega bazena. Progradacija predstavlja zasipavanje bazena od njegovih robov proti centru in s tem napredovanje ter prekrivanje distalnejših s proksimalnejšimi faciesi. Retro- gradacija je način zapolnjevanja iz bazena proti njegovim robovom in napredovanje ter prekrivanje proksimalnejših z distalnejšimi faciesi. Način zapolnjevanja bazena je poleg drugih dejavnikov odvisen predvsem od razmerja med hitrostjo pogrezanja se- dimentacijskega bazena in sedimentacije. Če sta obe hitrosti približno enaki, je po- glavitni način agradacijsko zapolnjevanje bazena, če pa je hitrost neto sedimentacije večja od hitrosti pogrezanja, se sedimentacijski prostor progradacijsko zapolnjuje in zmanjšuje. Ob večji hitrosti pogrezanja, glede na hitrost neto sedimentacije, se ustvarijo možnosti za retrogradacijsko zapolnitev bazena, ki nakazuje širitev sedimentacijskega prostora. V lokalnih sedimentacijskih okoljih govorimo tudi o vertikalnem priraščanju (vertical accretion) sedimentov, ki v bistvu predstavlja agradacijsko zapolnjevanje sedimentacijskega prostora. V rečnem sedimentacijskem okolju je vertikalno priraščanje značilno za usedanje materiala iz suspenzije na obrežni ravnini. Lateralno ah bočno priraščanje (lateral accretion), si lahko predstavljamo kot obhko retrogradacije, kjer se po dnu in po sipini premikajoči material odlaga na nagnjeni, notranji strani sipi- ne. Sedimentna telesa, nastala z lateralnim priraščanjem, so značilni, a ne izključni produkti meandrirajočih rečnih tokov. Sedimentacija v rečnem sedimentacijskem bazenu je odvisna predvsem od raz- mer in dogajanj v drenažnem zaledju in v bazenu samem, vendar se njen značaj in obhke nastopanja sedimentov deloma spreminjajo v proksimalno-distalni smeri. Nekatere obhke so značilne za vsa rečna območja, le da so v posameznih delih slabše ali bolje razvite, medtem ko se druge pojavljajo le v nekaterih območjih rečnega toka. Razdehtev sedimentov in oblik zapolnitve rečne doline ali dolinskega zasipa (vahey fill) so obravnavah številni raziskovalci v širšem ah ožjem pogledu (WoIman & Leopold, 1957; Leopold et al., 1964; Allen, 1965; Happ, 1971; Schümm, 1977; S e Hey, 1988). V zapolnitvi rečne doline, ki površinsko predstavlja nasipno napla- vno ravnino (sl. 1), lahko ločimo obrobni in osrednji del. Na obrobnem delu se kopičijo sedimenti s pobočij, ki obdajajo dolino, nastah z gravitacijskimi procesi. Happ (1971) uvršča v to skupino koluvialni material in sedimente, nastale pod vplivom masnih premikanj (mass movements). Poleg navedenih bi lahko v to skupino uvrstih tudi sedimente aluvialnih vršajev. Osrednji del predstavlja rečna naplavna ravnina (ahuvial plain), znotraj katere ločimo rečno korito (channel) in obrežno ravnino Rečni sistemi in njihovi sedimentacijski modeli 255 SI. 1. Shema dolinskega zapisa z glavnimi geomorfnimi elementi meandrskega rečnega toka V Aluvialni vršaj; PR Poplavna ravnina; N Nasip; PP Prebojna pahljača; MS Meandrska sipina; NNR Površina dolinskega zasipa ali nasipno naplavna ravnina; RNR Rečna naplavna ravnina; OR Obrežna ravnina; K Korito; MP Meandrski pas; Mo Močvirje; M Mrtvica; Z Žleb, ZS Žlebna sipina Fig. 1. Scheme of alluvial valley fill with principal géomorphologie elements of the meander- ing river V Alluvial fan; PR Alluvial plain; N Levee; PP Crevasse splay; MS Point bar; NNR Valley fill plain; RA'R Alluvial plain; OR Overbank; K Channel; MP Meander belt; MO Back swamp; M Oxbow lake; ŽS Chut bar (overbank) ali pobrežje (Badjura, 1953). Rečna korita so aktivna ali opuščena (mrtvi rokavi). V slednjih lahko nastanejo manjša jezera - mrtvice (oxbow lake). Znotraj korita ločimo dno korita, koritne ali obkoritne sipine in bregove korita. V razgovoru z geologi in geomorfologi se je izoblikovalo mnenje nekaterih, da naj bi pri izrazih »alluvial piain«, »flood piain« prevajah izraz »piain« kot ravnica. Pri tem naj bi imel izraz ravnica genetsko konotacijo, rečno izravnano območje in naj ne bi predstavljal pomanjševalnice izraza ravnina, kot je to opredeljeno v Slovarju sloven- skega knjižnega jezika (1985, IV, 325) in kot navaja Badjura (1953). Sami predla- gamo uporabo izrazov ravnina, ravnica in ravninica v vehkostnem pomenu. Genetski ah ožji položajni odnos pa naj bi opredelih pridevniško. Navedeni izrazi se uporabljajo večinoma glede na relativno velikost. Ločitev recentnih ravnin, ravnic in ravninic na osnovi absolutne velikosti nam ni poznana. Še težje je mogoče sklepati na velikost fosilnih ravnin in ravnic na osnovi posameznih profilov. Zato bomo izraz ravnina upo- rabljah v splošnem pomenu, izraz ravnica pa v relativnem velikostnem pomenu. Aktivna korita zapolnjujejo večinoma sipine, ki predstavljajo za krajši ali daljši čas odloženi material. Ashley (1990) loči tri osnovne elemente sipin: plastne oblike (bedforms), koritne oblike (channel forms) in enotne sipine (unit bars). Sestavljena združba vseh treh osnovnih elementov lahko predstavlja prepletajoče sipinske kom- plekse (braid bar complexes). 256 Dragomir Skaberne Plastne oblike uvrščamo glede na njihovo velikost med mezooblike (Jaekson, 1975). Te predstavljajo dinamične, periodične obhke, ki se relativno hitro odzivajo na spremembe lastnosti toka oziroma tokovnega režima. V tej skupini nastopajo dvo- (2D) ah tridimenzionalne (3D) obhke - sipine. Vsaka geomorfna obhka je tridimenzional- na tvorba. V omenjenem primeru so pod 2D obhke mišljene one, ki jih lahko zado- voljivo opišemo s prerezom, vzporednim s smerjo toka, medtem ko so za opis 3D oblik potrebne tri dimenzije oziroma dva preseka. Manjše obhke so imenovah peščene valove (sand waves, megaripples) in dune (dunes), večje pa prečne sipine (transverse bars) in/ah jezičaste sipine (linguoid bars). Koritne oblike so za stopnjo večje od plastnih in jih uvrščamo med makrooblike (Jaekson, 1975). Odzivni čas koritnih oblik na spremembe tokovnega režima je dolg. Pojavljajo se periodično, nastopajo večinoma v obrobnih delih korita in predstavljajo stranske sipine (side bars), diagonalne sipine (diagonal bars), izmenjujoče sipine (alternate bars), meandrske sipine (point bars). Po omenjenih oblikah se pogosto premikajo manjše plastne obhke. Enotne sipine uvrščamo glede na vehkost med mezooblike (Jaekson, 1975). Nastopajo posamično ah navidezno periodično v odvisnosti od lokalnih hidrodinamičnih sprememb globine in jakosti toka. V to skupino uvrščajo vzdolžne sipine (longitu- dinal bars), pritočne sipine (tributary bars), sipine lomečih valov (scroll bars), žlebne sipine (chute bars). Prepletajoči sipinski kompleksi so relativno vehka posamična ah navidezno perio- dična sedimentna telesa, ki jih sestavljajo zgoraj opisane obhke in predstavljajo več sedimentacijsko erozijskih dogodkov. V opuščenih koritih se nad sipinskimi sedimenti usedajo pretežno drobnozrnati suspenzijski poplavni sedimenti in jih z vertikalnim priraščanjem agradacijsko zapol- njujejo. Obrežna ravnina (sl. 1) ni v vseh območjih reke enako izražena. Poleg drugih dejavnikov sta njen obseg in videz precej odvisna tudi od oddaljenosti od drenažne- ga zaledja. Na obrežni ravnini lahko ločimo predele, ki jih voda v daljših ali krajših časovnih obdobjih ob poplavah zalije, in predele, kamor voda tudi ob vehkih popla- vah več ne seže in so tako zunaj aktivnega rečnega vpliva. V predelih, kamor ob poplavah seže voda, lahko ločimo tri območja (sl. 1): obrežni nasip (levée), prebojne pahljače (crevasse splay) in poplavno ravnino (flood plain). Obrežni nasip je razvit tik za bregom in predstavlja nad poplavno ravnino nekohko dvignjen, vzporedno s koritom potekajoč greben, ki se položno spušča proti poplavni ravnini. Običajno so nasipi najbolj izraženi na konveksnih straneh rečnih zavojev - meandrov. Nasip nastaja ob poplavah. Pri prekoračitvi bregov se globina vodnega toka na obrežni ravnim hitro zmanjša, kar povzroči zmanjšanje njegove jakosti, transport- ne moči in od tod hitro usedanje debeleje zrnatega suspenzijskega materiala nepo- sredno za bregom. Na tak način se z vertikalnim priraščanjem (agradacijo) veča višina obrežnega nasipa. Ob zelo visokih vodah lahko pride na nekem mestu do preboja obrežnega nasi- pa (crevasse). Voda, ki udere skozi obrežni nasip na poplavno ravnino, jo lahko ero- dira in izoblikuje prebojna korita (crevasse channel) ter relativno hitro odloži su- spenzijski, debeleje zrnati material. Ta obhkuje prebojno pahljačo (crevasse splay), ki je preprežena z divergentno mrežo manjših prebojnih korit. Predele obrežne ravnine, kamor seže voda le občasno, ob vehkih poplavah, ime- nujemo poplavna ravnina (flood plain, flood basin). Na območju poplavne ravnine, v odvisnosti od klimatskih razmer, lahko nastopajo manjša jezera ah močvirja. Popla- Rečni sistemi in njihovi sedimentacijski modeli 257 vna ravnina lahko postopno ali nenadno preide v območja obrežne ravnine, na kate- ra ne sežejo rečni vplivi ah pa so le-ti relativno redki. Na takih območjih prično de- lovati drugi proeesi, kot so preperevanje in nastajanje prsti, delovanje vetra in podobno. Terase so lahko razvite v kompleksnih zapolnitvah dolin in predstavljajo razhčno stare obrežne ravnine, ki so na različnih višinah. Njihov nastanek je poslediea neenakomernega menjavanja obdobij povečane neto sedimentaeije (zasipavanja) in obdobij intenzivnejše erozije (poglabljanja rečnega korita). Slednja so bila vezana najpogosteje na znižanje erozijske baze. Brežino med starejšo in mlajšo teraso, oziroma starejšim in mlajšim rečnim zasipom, imenujemo ježo, ki predstavlja nezasuti zgornji del starejše dolin- ske brežine. Rečna korita Rečno korito si voda ureže v podlago, ki je lahko trdna kamnina, nevezan sedi- ment ah kombinacija obeh. V nadaljnjem bomo govorih le o rečnih koritih, urezanih v aluvialne sedimente ali o tako imenovanih aluvialnih rečnih koritih. Potek in oblika korit, ki se vijejo preko rečne naplavne ravnine, je zelo razhčen. Z njihovim opisom in klasifikacijo so se ukvarjah številni raziskovalci (Leopold & Wolman, 1957; Schümm, 1960, 1963, 1968, 1972, 1977, 1981; Brice, 1964; Schümm & Khan, 1972; Miall, 1977; Rust, 1978a). Večina geomorfologov je za opis rečnega toka uporabljala parametre, kot so vijugavost (sinuosity) in prepletenost (braiding). Vijugavost sta Leopold in Wolman (1957) opredelila kot razmerje med dolžino koritnice (thalw^eg) in rečne doline. Koritnica (izraz je predlagal Šušteršič, ustno sporočilo) predstavlja črto, ki povezuje najgloblje dele korita. Na osnovi izbrane vre- dnosti 1,5 vijugavosti sta Leopold in Wolman (1957) ločila meandrska in neme- andrska korita. Isto vrednost je uporabil tudi Rust (1978 a) za ločitev med malo vijugavimi in zelo vijugavimi koriti, medtem ko sta Moody-Stuart (1966) in Schümm (1968) omenjala vrednost 1,3, Leeder (1973) pa vrednost 1,7. Prepletenost je lastnost več korit, ki se vijejo med sipinami in/ah rečnimi otoki. Slednji so opredeljeni kot relativno stabilni, večinoma kopni, z vegetacijo porasli predeh, ki jih obdaja voda. Sipine so manj stabilne, neporasle in ob visokih vodah običajno poplavljene. Kot kvantitativno mero prepletenosti je Brice (1964) uporabil indeks prepletenosti. To je razmerje med dvakratno vsoto dolžin otokov in/ali sipin v določenem ravnem območju reke in dolžino tega območja, merjenega v črti, potekajoči v sredini med obema bregovoma. Rust (1978a) je opredelil parameter prepletenosti z raz- merjem med dolžino srednje črte »suhih« in »mokrih« korit, ki obdajajo vsako sipi- no, in otok ter valovno dolžino meandra oziroma zavoja. Za enokoritne tokove je parameter prepletenosti manj kot 1, za večkoritne tokove pa več kot 1 (Rust, 1978a). Na osnovi vijugavosti in parametra prepletenosti sta Miall (1977) in Rust (1978a) ločila štiri tipe rečnih tokov: enokoritne, rahlo vijugave (ravne) tokove; enokoritne, vijugave (meandrske) tokove; večkoritne, rahlo vijugave (prepletajoče) tokove in večkoritne, vijugave (anastomozne) tokove (si. 2). Nekateri so uporabljah izra- za prepletajoč (braided) in anastomozen (anastomosing) kot sinonima. Schümm (1968) je predlagal, da bi izraz anastomozen omejili na relativno stalni in stabilni sistem vijugavih korit, s kohezivnimi bregovi, ločenimi z relativno velikimi, poraslimi otoki. Prepletajoči tok se ob visoki vodi, ko voda preplavi večino sipin, večinoma spremeni v enokoritni tok, oziroma se indeks prepletenosti zmanjša. V takem pomenu, kot ga je predlagal Schümm (1968), so izraz anastomozni tok uporabljah Smith (1976), Miall (1977), 258 Dragomir Skaberne Sl. 2. Tlorisi osnovnih tipov poteka rečnih tokov (prirejeno po Miallu, 1977, 5, sl. 1) Fig. 2. Plan view of principal types of fluvial channels (modified after Miall, 1977, 5, Fig. 1) Rust (1978a), Smith in Smith (1980), Rust (1981), Rust in Legun (1983), Smith (1983) in drugi. Schümm je v vseh svojih delih težil h genetski klasifikaciji rečnih korit, ki izvira iz eksperimentalnega dela in empiričnega opazovanja recentnih, stalnih rečnih tokov. Na njihovi osnovi je izvajal empirične odnose med vodnim pretokom, kohčino, vrsto in načinom prenosa sedimenta ter morfološkimi značilnostmi korit in njihovega po- teka. Pri tem je ugotovh, da obhko stabilnega rečnega korita določata vodni pretok in sediment, ki ga tok prenaša. Tako naj bi bh pretok premosorazmeren s širino ko- rita, njegovo globino in valovno dolžino meandra ter obratnosorazmeren z gradientom (strmcem) korita. Kot vidimo, določa pretok predvsem vehkost rečnega korita, manj pa njegov potek in zato ni primeren za klasifikacijo poteka rečnih korit. Uporabljamo ga lahko za opredehtev tokov glede na značUnosti pretoka, kot na primer kratkotrajen ah občasen in trajen ah stalen vodni tok (Schümm, 1977). Dimenzije rečnega kori- ta so pri enakem pretoku odvisne tudi od vrste sedimenta in načina njegovega tran- sporta, kar vpliva tudi na značaj dna korita in njegovih bregov. Ločimo talni mate- rial (bed load, bed-material load), ki drsi, se vah ah poskakuje po dnu, in suspenzijski material (suspended load). Schümm (1963) je v suspenzijski material uvrstil frakcije melja in gline, medtem ko talni material predstavljajo frakcije peska, proda in blo- kov. Delež talnega materiala v celotni kohčini materiala, ki ga prenaša vodni tok, narašča premosorazmerno z valovno dolžino meandra, širino in strmcem (gradientom) korita ter obratnosorazrnerno z globino in vijugavostjo korita. Iz tega je razvidno, da raz- merje med talnim in suspenzijskim materialom zelo vpliva na obhko korita (razmerje med širino in globino) in deloma na njegov potek. Na osnovi odvisnosti obhke rečnih korit od vrste in načina transporta materiala je Schümm (1963) ločh korita s tal- nim, mešanim in suspenzijskim transportom sedimenta. Rečni sistemi in njihovi sedimentacijski modeli 259 Pomemben parameter je relativna stabilnost korita, ki je odvisna od moči in hi- trosti toka oziroma vodnega pretoka, ter od značaja, kohčine sedimenta in načina njegovega transporta. Izkazalo se je, da so korita, ki imajo bregove iz kohezivnih muljastih sedimentov, stabilnejša od korit, katerih bregovi so iz nekohezivnih peščenih in pro- dnatih sedimentov. Te ugotovitve veljajo za stabilne ah uravnovešene tokove, pri katerih je količina prinesenega sedimenta približno enaka njegovi odneseni količini. Na utr- ujenost bregov in s tem povezano stabilnost korit zelo vpliva tudi vegetacija (Schümm, 1968). Neuravnoteženost med kapaciteto vodnega toka in celotno kohčino v korito prinesenega sedimenta je vzrok njegove nestabilnosti. Notranja energija toka se kom- penzira s procesi erozije in sedimentaeije. Presežek kohčine celotnega sedimenta povzroči usedanje, primanjkljaj pa erozijo. Obe nestabilni stanji, sedimentacijsko in erozijsko, nastopata v vseh tipih korit. V vsaki skupini korit lahko najdemo ravne, meandrirajoče in prepletajoče odseke korit ter zvezne prehode med njimi. Poleg značaja in načina prenosa sedimenta vph- va na potek rečnih korit tudi njihov strmec (naklon, gradient). Pri majhnem naklonu so stabilna, ravna, pri srednjem meandrirajoča in pri velikem prepletajoča korita (Schümm & Khan, 1972). Tako vidimo, da se rečni tok s svojim značajem poteka prilagaja spremembam naklona rečne doline (Ouchi, 1985). Pri tem je meandriranje oziroma sprememba vijugavosti eden od pomembnih prilagoditev notranji energiji toka. Meandri se v stabilnem toku spreminjajo in premikajo počasi, pri čemer nastajajo in se širijo meandrske sipine. V nestabilnih stanjih, ki običajno nastanejo ob kritičnem oziroma poplavnem stanju vode pa lahko pride do nenadnih srememb in premikov. Visoke vode pogosto preplavijo meandrske sipine in erodirajo površino ter preko njih izdolbejo ter poglabljajo manjše ah večje žlebove (chute). V večini primerov se po znižanju vodne gladine glavni tok vrne v prvotno korito, manjši del vode pa lahko še nadalje teče po žlebu ah pa je le-ta opuščen. V nekaterih primerih se žleb tako poveča, da se glavni tok prestavi na njegovo mesto, medtem ko ostane staro korito opuščeno. To imenujemo žlebni presek (chute cut-off). Če sta si konkavna, erodirajoča bregova meandra že sorazmerno blizu, lahko visoka voda prebije še preostali del starejšega aluvija, kar imenujemo meandrski presek (neck cut-off). Tako se tok de- loma izravna oziroma njegova vijugavost se zmanjša. Odrezani del meandra predsta- vlja opuščeno korito ah mrtev rokav, v katerem se lahko ohrani stoječa voda v obliki manjšega jezera - mrtvice (oxbow lakes). Pemik meandra (meander shift) nasta- ne s prebojem obrežnega nasipa in močno erozijo ter poglabljanjem prebojnega ko- rita (crevasse channel), ki se izoblikuje v glavno korito, novi del meandra. Ob po- plavah lahko reka del korita ah pa celoten spodnji tok premakne in si ureže novo korito (evulsion), medtem ko ostane staro korito opuščeno. Pri določitvi eno- ah večkoritnih sistemov ima Schümm (1968) drugačne kriterije kot večina omenjenih avtorjev. Večkoritne reke naj bi bile po njegovi opredelitvi one, ki tečejo po aluvialni površini in oblikujejo razvodni, divergentni sistem, kot na pri- mer na vršajih, rečnih ravninah in deltah. Vsak enokoritni tok pa lahko predstavlja del večkoritnega sistema. Prepletajoče tokove pojmuje kot enokoritne tokove s pre- vladujočim talnim transportom materiala, pri katerih se ob nizkem stanju vode po- kažejo otoki sedimenta, sipine ali vključujejo relativno stabilne porasle otoke. Na osnovi korita, opredeljenega s prevladujočim načinom transporta sedimenta, njihovega poteka in njune relativne stabilnosti, je Schümm (1981) podal genetsko klasifikacijo aluvialnih rečnih korit (si. 3). Korita s suspenzijskim transportom prevajajo vodni tok z več kot 97% suspen- zijskega muljastega sedimenta, medtem ko lahko predstavlja delež talno transporti- 260 Dragomir Skaberne Sl. 3. Genetska klasifikacija aluvialnih rečnih korit (prirejeno po Schummu, 1981, 24, sl. 4) ranega materiala manj kot 3% eelotne količine sedimenta, ki ga tok prenaša. Korita so običajno ozka in globoka. Stabilna korita imajo razmerje med širino in globino manjše od 10. Pri majhnem strmcu so korita ravna, pri nekohko večjem, a kljub temu relati- vno majhnem, pa se vijugavost poveča in znaša večinoma več kot 2,0. Pri tem tipu korit se pogosto pojavlja večkoritni anastomozni potek vodnega toka. V nestabilnem, erozijskem stanju suspenzijski vodni tok erodira večinoma dno korita in ga s tem poglablja, medtem ko je erozija bregov majhna. Zato je širjenje korit le počasno. Pri nestabilnem, sedimentacijskem stanju suspenzijski vodni tok odlaga drobnozrnati material večidel na obrežni ravnini, kar lahko povzroča oženje korita. Sedimentacija v koritu je običajno majhna. Korita z mešanim transportom prevajajo 3 do 11 % celotne kohčine prenašanega materiala v obhki tahiega transporta. Stabilna korita imajo razmerje med širino in globino v območju 10 do 40, pri srednjem strmcu zavzema njihova vijugavost vrednosti od 1,3 do 2,0. V omenjeni skupini prevladujejo enokoritni meandrirajoči vodni tokovi. V nestabilnem, erozijskem stanju tok z mešanim transportom v začetku erodira dno korita in ga poglablja." Kasneje lahko sledita erozija bregov in širjenje korita. Pri ne- stabiküh, sedimentacijskih razmerah tok z mešanim transportom odlaga sediment najprej na obrežni ravnini. Sledi sedimentacija v koritu in ob njem ter s tem nastajanje in povečevanje meandrskih sipin s sočasnim oženjem korita. Korita s talnim transportom prevajajo vodni tok, v katerem je delež talnega Rečni sistemi in njihovi sedimentacijski modeli 261 Fig. 3. Genetic classification of alluvial channels (modified after Schümm, 1981, 24, Fig. 4) materiala večji od 11% količine eelotnega sedimenta, ki ga pranaša tok. Stabilna ko- rita imajo razmerje med širino in globino večje od 40, njihova vijugavost je večidel manjša od 1,3 pri relativno velikem strmcu. V tej skupini prevladujejo prepletajoči vodni tokovi. Pri nestabilnih erozijskih razmerah vodni tok s talnim transportom pretežno erodira bregove korita, ki se na ta način širijo, medtem ko je erozija dna korita omejena. V nestabilnem sedimentacijskem stanju se večina transportiranega materiala odloži v koritu, v obhki agradacije z nastajanjem sipin in otokov. V vseh skupinah korit lahko zasledimo njihov raven, meandrirajoč ah prepletajoč potek. Na značaj poteka korita bolj kot absolutna kohčina transportiranega sedimen- ta vpliva način njegovega premikanja po koritu (Schümm, 1977). O hidrodinamiki pretakanja vodnih tokov v koritih ne bomo razpravljah, saj pre- sega okvir obravnavane problematike, čeprav je njeno poznavanje in razumevanje pomembno za interpretacijo rečnih sedimentnih tvorb. Združevanje faciesov in rečni sedimentacijski modeli Združbo faciesov je Potter (1959) opredelil kot skupino lastnosti, kot so površina in debelina, zveznost in obhka litoloških enot, vrsta kamnin, sedimentne teksture, fosilne združbe itd ... Glede na razumevanje faciesa kot opisnega izraza za bolj ah manj 262 Dragomir Skaberne homogeno kamninsko telo, ki ga določimo in ločimo od drugih po fizikalnih, kemičnih in bioloških značilnostih, lahko združbo faeiesov opredelimo kot prostorsko porazde- litev faeiesov na obravnavanem območju, ki temelji na konkretnih opazovanjih. V geologiji uporabljamo za obvladovanje in prikazovanje prostora karte, s katerimi ponazarjamo površinsko porazdelitev opazovanih lastnosti in profile, s katerimi zajemamo in po- dajamo lastnosti v vertikalni komponenti prostora. Že pri zbiranju površinskih podatkov se srečujemo s številnimi problemi, med katerimi je pokritost terena eden izmed pomembnejših. Za obvladovanje vertikalne, globinske komponente je problematika še mnogo bolj kompleksna. Zato je poznavanje globin- skih podatkov večinoma nezadovoljivo in pomanjkljivo. Na kartah običajno prikazujemo poenostavljene ah posplošene podatke. Njihova porazdelitev se zaradi neizogibne uporabe inter- in ekstrapolacij bolj ali manj približuje realnosti. Pogosto pa so nam zaradi tektonske zgradbe, erozije in človeške dejavnosti na površini, brez namernega pose- ganja v globino, dostopni tudi podatki, ki predstavljajo vertikalno komponento. Ver- tikalno, profilno zajemanje podatkov in njihovo prikazovanje je preprostejše, ker je enodimenzionalno, poleg tega pa je lahko podrobnejše. Zato imamo večino podatkov o podrobnejših združbah faeiesov iz fosilnih okolij zbranih na osnovi njihovega ver- tikalnega zaporedja. V recentnih okoljih so nam poleg vertikalnih sosledij faeiesov lažje dostopna površinska razmerja med njimi. Koncept sedimentacijskega modela sloni na dveh glavnih opazovanjih in eni inter- pretaciji. 1. opazovanje: Na zemeljski površini obstaja končno število sedimentacijskih okolij, pri čemer tudi dve podobni okolji nista enaki. Prehodi med okolji so lahko postopni ah ostri. 2. opazovanje: V geološkem zapisu na določenem mestu in v določenem času obstaja končno število faeiesov, ob tem da tudi dva podobna faciesa nista enaka. Horizontal- ni in vertikalni prehodi med posameznimi faciesi so lahko postopni ah ostri. 1п1ефге1ас1ја: Z uporabo aktuahstičnega načela lahko parametre sedimentnih faeiesov starejših geoloških obdobij neznanega nastanka primerjamo z recentnimi faciesi, na- stalimi v znanih sedimentacijskih okoljih, ter tako razkrijemo sedimentacijska okolja fosilnih sedimentnih faeiesov (Selley, 1988). Tako naj bi sedimentacijski ah facialni model predstavljal sintezo lastnosti, zbra- nih v določenih starih in recentnih okoljih, prečiščenih lokalnih posebnosti. Lahko ga pojmujemo kot interpretativno sredstvo, ki mora po Walkerju (1979) služiti kot: 1. standard za primerjavo, 2. ogrodje in napotek za nadaljnja opazovanja, 3. napovedno sredstvo novih geoloških stanj, 4. osnova za interpretacijo okolja ali sistemov, katere predstavlja. Povezavo vertikalnega zaporedja faeiesov z njihovo horizontalno porazdelitvijo določa Waltherjevo pravilo, ki pravi, da faciesi, ki so ah so bih v sedimentacijskem okolju drug poleg drugega, nastopajo v vertikalnem zaporedju brez prekinitev eden nad drugim (Walther, 1893/94). V vertikalnem sosledju faeiesov pogosto ugotavljamo cikličnost, ki jo karakteri- zira zaporedje litoloških različkov, sedimentnih tekstur, porazdehtev zrnavosti in drugo. Cikhčnost je lahko posledica spreminjanja porazdelitve notranje energije sedimenta- cijskega okolja. V tem primeru govorimo o avtocikličnosti in avtociklih. Cikhčnost, ki je posledica notranje prilagoditve zunanjim vplivom, pa lahko opredelimo kot alocikličnost, nastale cikle pa alocikle (Beerbower, 1964). V rečnem sedimenta- cijskem okolju so avtociklični mehanizmi: počasno spreminjanje položaja korit ter hitre spremembe (žlebni presek, meandrski presek, preboj obrežnega nasipa in prestavi- Rečni sistemi in njihovi sedimentacijski modeli 263 tev korita), pri katerih prihaja do manjših prilagoditev vodnega toka energetskim razme- ram s kompleksno soodvisnostjo med erozijo in usedanjem. Alocikhčne mehanizme predstavljajo spremembe pretoka, kohčine transportiranega materiala in strmea ko- rita, ki so večinoma posledice tektonskih in khmatskih sprememb. Ti mehanizmi kon- trohrajo vehke prilagoditve z epizodno sedimentacijo npr. vršajev ah erozijo, npr. po- glabljanjem rečne doline in nastajanjem teras ter drugim. V vertikalnem zaporedju faciesov se običajno odražajo avto- in alocikhčni mehanizmi, med katerimi pride po- gosto do interference, kar povzroča težave pri njunem ločevanju. Za opredehtev se- dimentacijskega modela so verodostojna le avtociklična zaporedja. Alocikh so običajno debelejši in so pomembni predvsem za interpretacijo zapolnitve sedimentacijskega bazena. V klastičnih sedimentacijskih okoljih je po splošnem prepričanju vehkost zrn premo- sorazmerna z energijo v okolju. V vertikalnih profilih običajno zasledimo dva tipa ciklov. Prvi predstavlja zaporedje z zmanjševanjem zmavosti in debeline plasti (fining and thinning upw^ard cycle or sequence), ki ponazarja zmanjševanje energije v okolju. Drugi ustvarja zaporedje z naraščanjem zrnavosti in debeline plasti (coarsening and thickening upward cycle or sequence), ki predstavlja naraščanje energije v okolju. Prav vertikalna zaporedja porazdehtve vehkosti zrn in faciesov so imela velik vpliv na razvoj sedimentacijskih in faeialnih modelov (Visher, 1965). Na oblikovanje rečnih sedimentacijskih modelov je v začetnem obdobju imel največji vpliv Allen (1965), ki je podal štiri hipotetične modele običajnih aluvialnih faciesov: za vznožje pobočja z aluvialnimi vršaji, za prepletajoči tok, za rahlo vijugav tok in za močno vijugav - meandrirajoči tok. Prvi pravi sedimentacijski model za nastanek meandrske sipine in s tem meandrirajoči rečni tok je podal Allen (1964, 1970a, b). Vertikalno zaporedje peščenomuljaste sekvence označuje zaporedje z zmanjševanjem zrnavosti, vehkosti sedimentnih tek- stur in debelin plasti, v katerih se pojavljajo tudi ploskve lateralnega priraščanja. Na osnovi tega modela so peščena zaporedja z zmanjševanjem zrnavosti pogosto inter- pretirali kot sedimentne meandrirajočih tokov, medtem ko so večino debeleje zrna- tih, prodnatih sekvenc pripisovah prepletajočim tokovom ah vršajem. Nadaljnje raziskave so pokazale precejšnja odstopanja v zrnavosti debelozrnatega dela sekvence in v razmerju med debelo- in drobnozrnatim, muljastim delom sekvence glede na splošni model (McGowen & Garner, 1970; Jaekson, 1976, 1978). Pri razmerju med debelo- in drobnozrnatim delom sekvence moramo upoštevati tudi možnost ohranitve oziroma delne erozije drobnozrnatega, muljastega dela sekvenc (Plint, 1983). Po razumevanju sedimentacije v meandrirajočih tokovih je naraslo zanimanje za prepletajoče tokove kot drugo prevladujočo skupino rečnih tokov. Na osnovi preučevanja recentnih in fosilnih primerov so nastah modeh prepletajočih tokov (Costello & Walker, 1972; Miall, 1977, 1978; Rust, 1978b; Cant & Walker, 1978). Odložene sekvence prepletajočili tokov so glede na porazdehtev vehkosti zm in sedimentne teksture zelo spremenljive. Zasledili so sekvence z naraščanjem in zmanjševanjem zrnavosti kot tudi sekvence s sorazmerno nediferencirano zrnavostjo. V sekvencah je drobnozrnati del neizrazit ah pa ga ni. Za enokoritne, rahlo vijugave, skoraj ravne tokove imamo relativno malo poda- tkov tako iz recentnih kot fosilnih primerov (Moody-Stuart, 1966; Kelling, 1968; Campbell, 1976). Sedimentacijski model za večkoritne meandrirajoče, anastomozne tokove so razvili na osnovi recetnih podatkov (Smith & Smith, 1980; Rust, 1981; Smith, 1983; Rust & Legun, 1983). Z njim so razlagah tudi fosilne sisteme korit (Smith & Putnam, 1980; Putnam, 1982, 1983). V vertikalnem zaporedju sedimentov anastomoznih to- 264 Dragomir Skaberne kov nastopajo med muljastimi faeiesi granulometrično slabo diferenciran pesek in peščenjak s ponekod slabo izraženim zmanjševanjem zrnavosti. Na pomanjkljivost bolj ali manj enodimenzionalnega vertikalnega zaporedja faeiesov za prikazovanje in interpretacijo prostorsko tako kompleksnih in raznohkih sedimen- tacijskih okolij, kot so rečna, je opozoril Friend leta 1981 na 2. mednarodni konfe- renci o rečni sedimentologiji v Keelu. »Brez dvodimenzionalnih podatkov se mora vsaka klasifikacija omejiti na posplošitve o načinu transporta; kljub temu lahko podrobno preučevanje vertikalnega poteka smeri transporta, tekstur in zrnavosti nakazuje točnejši model okolja.« (Friend, 1983, 345). V pribhžno istem času so sedimentologi pričeli v velikih izdankih slediti dvodimenzionalne in sestavljati tridimenzionalne prikaze lastnosti in porazdelitve faeiesov (Nijman & Puigdefabregas, 1978; Allen, 1983; Kirk, 1983; Haszeldine, 1983 a, b; Ramos & Sopeña, 1983; Blakey & Gubitosa, 1984). Z dvo- in tridimenzionalnim preučevanjem geometrije sedimentnih teles in faeiesov je nastal koncept arhitekture sedimentacijskih bazenov, ki naj bi prikazoval razpro- stiranje sedimentnih faeiesov ah teles v prostoru in času. Prostorske spremembe la- stnosti faeiesov so vodile M i ali a (1985) do zasnove arhitekturnih elementov rečnega sistema, ki gaje kasneje (Miall, 1988a, b) dopolnil z arhitekturnim merilom, s ka- terim je določena hierarhija notranjih mejnih ploskev. Miall (1985) je opredelil osem glavnih strukturnih elementov: - korita; - prodnate sipine in plastne obhke; - peščene plastne obhke; - v smeri toka naraščajoče makrooblike (sipine); - tvorbe, nastale z lateralnim priraščanjem; - sedimente gravitacijskih tokov; - ploščata, horizontalno laminirana peščena telesa; - poplavne, drobnozrnate sedimente. Arhitekturne elemente je povezal v dvanajst modelov, ki ponazarjajo spremembe značaja nekaterih rečnih tokov in njihovih sedimentov. Pri tem pa se pojavlja tudi kritika preveč standardiziranega oziroma shematiziranega dela pri preučevanju rečnih sedimentov (Bridge, 1993). Pri raziskavah rečnih sedimentacijskih okolij so posvečah največjo pozornost debe- lejezrnatim koritnim sedimentom, medtem ko so drobnozrnate poplavne sedimente na obrežni ravnini večinoma zanemarjah, čeprav ne moremo reči, da jih nekateri avtorji niso tudi podrobneje raziskovaü. Pregled starejših del je podal Bridge (1984). V zadnjem času so se s porazdelitvijo faeiesov in procesi na obrežni ravnini ukvarjah med dru- gim tudi Fielding (1986), Kraus (1987), Kraus in Brown (1988), Allen in Wright (1989), Brierley (1991) in Andrews s sodelavci (1991). Zgoraj smo navedli le nekatera, večidel začetna dela, ki obravnavajo posamezne skupine rečnih faciahuh modelov. Pregled prispevkov, razvrščenih v šest skupin: transport sedimenta in plastne obhke, moderni rečni sistemi, rečni faciesi in facialni modeh, aluvialna stratigrafija, uravnavanje rečnega okolja in ekonomske aplikacije, ki so bili predstavljeni na petih mednarodnih konferencah o rečni sedimentologiji (ICFS) v letih 1977 do 1993, je pokazal, da so bih rečni faciesi in facialni modeh ter aluvialna stra- tigrafija v centru zanimanja na četrti konferenci leta 1989 (Fielding, 1993). Ven- dar sta razvoj in izboljšava sedimentacijskih in facialnih modelov in tako tudi mode- lov rečnih sedimentacijskih okolij stalna dejavnost sedimentologije. Sklepi Slovenska geomorfološka in sedimentološka terminologija rečnih sedimentacijskih okolij še nista povsem izdelani. Zato smo se skušah dotakniti razdehtve in podati predlog slovenskega poimenovanja nekaterih rečnih sedimentnih in erozijskih oblik ter posa- meznih pomembnejših vplivov na način njihovega nastanka. Fluvial systems and their sedimentary models 265 Rečni sistem predstavlja reka s svojimi pritoki od izvira do izliva. V njem ločimo tri cone. Prvo imenujemo zbiralno, drugo prenosno in tretjo sedimentacijsko. V sedi- mentacijski coni lahko glede na proksimalni in distalni položaj ter obhko ločimo alu- vialne vršaje in delte ter estuarije. V rečnem sistemu vlada pribhžno dinamično rav- notežje med erozijo in sedimentacijo, na katerega vplivajo razhčne spremenljivke, ki jih lahko združimo v tri skoraj neodvisne spremenljivke: čas, tektoniko in klimo. Sedimentacijski prostor se na splošno zapolnjuje na tri načine: agradacijsko, pro- gradacijsko in retrogradacijsko. Obhke zapolnitve rečne doline ah dolinski zasip lahko hierarhično razčlenimo. Površino dolinskega zasipa predstavlja nasipna naplavna ra- vnina s svojim obrobnim, koluvialno vršajnim in osrednjim delom. Slednjega predstavlja rečna naplavna ravnina z rečnimi koriti in obrežno ravnino. V rečnih koritih nastajajo sipine, ki jih lahko ločimo v tri osnovne elemente: plastne obhke, koritne obhke in enotne sipine ter sestavljene prepletajoče sipinske komplekse (Ashley, 1990). Na obrežnih ravninah so izrazitejša tri območja: obrežni nasipi, prebojne pahljače in poplavne ravnine. Rečno korito je voda urezala v podlago. Za njegov geomorfološki opis uporabljajo večinoma dva parametra: vijugavost in prepletenost. Na osnovi teh parametrov ločimo enokoritne, rahlo vijugave (ravne) tokove; enokoritne, vijugave (meandrske) tokove; večkoritne, rahlo vijugave (prepletajoče) tokove ter večkoritne, vijugave (anastomozne) tokove (sl. 2). V geološkem zapisu sedimentnih kamnin je večidel nemogoče slediti zgoraj navedene geomorfološke parametre, zato je veliko bolj operativna razdehtev rečnih korit na osnovi prevladujočega načina transporta, njihovega poteka in njune relativne stabilnosti. Tako je Schümm (1981) ločh korita s suspenzijskim, mešanim in talnim transportom (sl. 3). Danes imamo bolj ah manj popolne sedimentacijske modele za večino potekov rečnih korit, vendar je za zanesljivejše prepoznavanje in interpretacijo značaja kompleksnih in raznolikih rečnih okolij potrebno tridimenzionalno poznavanje geometrije sedimen- tacijskih teles in porazdehtev faciesov. Zahvala Za kritično oceno rokopisa se zahvaljujem J. Čaru, K. Natku, B. Ogorelcu in F. Šušteršiču, ki so s pripombami pripomogh k njegovi izboljšavi. Poleg tega velja moja zahvala S. Pireu za angleški prevod in M. Karer za tehnično opremo. Fluvial systems and their sedimentary models Conclusions The Slovenian géomorphologie and sedimentologie terminology of river sedimentary environments is not entirely worked out. Therefore we attempted the classification and presented the proposal of Slovenian names for certain fluvial sedimentary and erosional forms and the most important influences on their formation. The fluvial system consists of the river with its tributaries from the source to the mouth. In it three zones can be distinguished. The first one can be cahed the 266 Dragomir Skaberne collector zone, the second the transport and the third the sedimentation zone. In the sedimentation zone with regard to the proximal or distal position the ahuvial fans, deltas and estuaries can be distinguished. In the fluvial system exists an approximately dynamic equilibrium between erosion and deposition influenced by a number of var- iables that may be combined into three more or less independent factors: time, tec- tonics and climate. The sedimentation area is generally being fihed in three ways: the aggradation- al, progradational, and retrogradational way. The forms of the ahuvial valley fill can be hierarchically subdivided. The surface of the alluvial vahey fih consists of the al- luvial plain with its marginal (cohuvial, ahuvial fan), and central part. The last one is represented by the river channels and the overbank plain. River bars can be sub- divided into three basic elements: bed forms, channel forms and unit bars, as well as the composed braid bar complexes (Ashley, 1990). On overbank plain three domains are distinguished: levée, crevasse splay and flood plain. The river channel is cut by the river into the ground. For its geomorphologieal description mostly two parameters are used: sinuosity and braidedness. Based on these paramétrés four types can be distinguished, single-channel, shghtly sinuous (straight) streams; single-channel, sinuous (meandring) streams; multi-channel, shghtly sinu- ous (braided) streams, and multi-channel, sinuous (anastomosing) streams (fig. 2). In the geological record of sedimentary rocks these géomorphologie prameters mainly cannot be recognized, and therefore the subdivision of the channels on the basis of the prevailing kind of transport, its course, and their relative stability is more oper- ational. In this sense Schümm (1981) distinguished channels with suspension, mixed and bed load transport (fig. 3). Actually more of less complete sedimentary models exist for the majority of riv- er channels. However, for reliable distinction and interpretation of the character of complex and diverse river environments a three dimensional knowledge of sedimen- tary bodies and distribution of facies are needed. Rečni sistemi in njihovi sedimentacijski modeli 267 Literatura Allen, J. R. L. 1964: Studies in fluviatile sedimentation: six cyclothems from the lower Old Red Sandstone, Anglo-Welsh Basin. - Sedimentology, 3, 163-198, Amsterdam. Allen, J. R. L. 1965: A review of the origin and characteristics of recent alluvial sediments. - Sedimentology, 5, 89-191, Amsterdam. Allen, J. R. L. 1970 a: Studies in fluviatile sedimentation: A comparison of finingupwards cyclothems, with special reference to the coarse-member composition and interpretation. - Jour. Sed. Petrology, 40, 298-323, Tulsa. Allen, J. R. L. 1970 b: A quantitative model of grain size and sedimentary structures in lateral deposites. - Geol. J. 7, 129-146, London. Allen, J. R. L. 1983: Studies in fluviatile sedimentation: bars, bar complexes and sand- stone sheets (low-sinuosity braided streams) in the Brownstone (L. Devonian), Welsh Borders. - Sediment. Geol., 33, 237-293, Amsterdam. Allen, J. R. L. & Wright, V. P. (eds.) 1989: Paleosols in siliciclastic sequences. Postgraduate Reasearch Institute for Sedimentology, Reading University, Reading, 97 pp. Andrews, J. E. Turner, M. S., Nabi, G. & Spiro, B. 1991: The anatomy of an early Dinantian terraced floodplain: palaeo-environment and early diagenesis. - Sedimentology, 38, 271-287, Oxford. Ashley, M. G. 1990: Classification of large-scale subaqueous bedforms: a new look at an old problem. - Jour. Sed. Petrology, 60, 160-172, Tulsa. Badjura, R. 1953: Ljudska geografija, Terensko izrazoslovje. - Državna založba, 337 pp., Ljubljana. Beerbower, J. R. 1964: Cyclothems and cyclic depositional mechanisms in alluvial plain sedimentation, v: Merriam, D. F. (ed.), Symposium on cyclic sedimentation. - Kansas Geol. Surv. Bull., 169, 1, 31-42, Lawrence. Blakey, R. C. & Gubitosa, R. 1984: Control of sandstone body geometry and architec- ture in the Chinle Formation (Upper Triassic), Colorado Plateau. - Sediment. Geol., 38, 51-86, Amsterdam. Brice, J. C. 1964: Channel patterns and terraces of Loup River in Nebraska. - U. S. Geol. Surv. Prof. Paper 422-D, 41 pp., Washington. Bridge, J. S. 1984: Large-scale facies sequences in alluvial overbank environments. - Jour. Sed. Petrology, 54, 583-588, Tulsa. Bridge, J. S. 1993: Description and interpretation of fluvial deposits: a critical perspec- tive. - Sedimentology, 40, 801-810, Oxford. Brierley, G. J. 1991: Floodplain sedimentology of the Squamish River, British Columbia: relevance of element analysis. - Sedimentology, 38, 735-750, Oxford. Campbell, C. V. 1976: Reservoir geometry of a fluvial sheet sandstone. - Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 60, 1009-1020, Tusla. Cant, D. J. & Walker, R. G. 1978: Fluvial processes and facies sequences in the sandy braided South Saskatchewan River, Canada. - Sedimentology, 25, 625-648, Oxford. Costello, W. R. & Walker, R. G. 1972: Pleistocene sedimentology. Credit River, south- ern Ontario: a new component of the braided river model. - Jour. Sed. Petrology, 42, 389-400, Tulsa. Fielding, C. R. 1986: Fluvial channel and overbank deposits from the Westphalian of the Durham coalfield, NE England. - Sedimentology, 33, 119-140, Oxford. Fielding, C. R. 1993: A review of recent research in fluvial sedimentology. - Sediment. Geol., 85, 3-14, Amsterdam. Friend, P. F. 1983: Towards the classification of alluvial architecture or sequence, v: Collinson, J. D. & Lewin, J. (eds.). Modern and Ancient Fluvial Systems. - Int. Ass. Sedi- ment. Spec. Pubis., 6, 345-354, Oxford. Happ, S. C. 1971: Genetic classification of valley sediment deposites. - A. S. C. E. J. Hydraulics Dir., 97, 43-53, New York. Haszeldine, R. S. 1983a: Fluvial bars reconstructed from a deep, straight channel. Up- per Carboniferous coalfield of northeast England. - Jour. Sed. Petrology, 53, 1233-1248, Tul- sa. Haszeldine, R. S. 1983b: Descending tabular cross-bed sets and bounding surfaces from a fluvial channel in the Upper Carboniferous of north-east England, v: Collinson, J. D. & Lewin, J. (eds.). Modern and Ancient Fluvial Systems. - Int. Assoc. Sediment. Spec. Pubi., 6, 449-456, Oxford. 268 Dragomir Skaberne Holmes, A. 1965: Principles of Physical Geology. 2nd ed.. The Ronald Press, 1288 pp.. New York. Jackson, R. G. II. 1975: Hierarchical attributes and unifying model of bed forms com- posed of cohesionless material and produced by shearing flow. - Geol. Soc. Am. Bull., 86, 1523-1533, Boulder. Jackson, R. G. II. 1976: Depositional model of point bar in the lower Wabash River. - Jour. Sed. Petrology, 46, 579-594, Tulsa. Jackson, R. G. II. 1978: Preliminary evaluation of lithofacies models for meandring allu- vial streams, v: Miall, A. D. (ed.). Fluvial Sedimentology. - Can. Soc. Petrol. Geol., Mem., 5, 543-576, Alberta. Kelling, G. 1968: Patterns of sedimentation in Rhondda Beds of South Weles. - Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 5S, 2369-2386, Tulsa. Kirk, M. 1983: Bar developments in a fluvial sandstone (Westphalian "A"), Scotland. - Sed- imentology, 30, 727-742, Oxford. Kraus, M. J. 1987: Integration of channel and floodplain suites, II. vertical relations of alluvial paleosols. - Jour. Sed. Petrology, 57, 602-612, Tulsa. Kraus, M. J. & Brown, T. 1988: Pedofacies analysis: A new approach to reconstructing ancient fluvial sequences. - Geol. Soc. Amer. Spec. Paper êl6, 143-152, Washington. Leeder, M. R. 1973: Fluviatile fining-upwards cycles and the magnitudes of paleochan- nels. - Geol. Mag., 110, 265-276, London. Leopold, L. B. & Wolman, M. G. 1957: River channel patterns: braided, meandering and straight. - U. S. Geol. Surv. Prof. Paper 283-B, 39-85, Washington. Leopold, L. B., Wolman, M. G. & Miller, J. P. 1964: Fluvial Processes in Geomorphol- ogy. Freeman & Com., 522 pp., San Francissco. McGowen, J. H. 1970: Gum Hollow fan delta, Nueces bay, Texas. - Texas Bur. Econ. Geol., Rept. Invs., 72, 57 pp., Austin. McGowen, J. H. & Garner, L. E. 1970: Physiographic features and stratification types of coarse-grained poit bars: modern and ancient examples. - Sedimentology, 14, 77-111, Amsterdam. McPherson, J. G., Shanmugam, G. & Miola, R. J. 1987: Fan-deltas and braid deltas: varieties of coarse-grained deltas. - Geol. Soc. Amer. Bull., 99, 311-340, Boulder. Miall, A. D. 1977: A review of the braided-river depositional environment. - Earth Sci. Rev., 13, 1-62, Amsterdam. Miall, A. D. 1978: Lithofacies types and vertical profile models in braided river deposits: summary, v: Miall, A. D. (ed.). Fluvial sedimentology. - Can. Petrol. Geol. Mem., 5, 597-604, Calgary. Miall, A. D. 1981: Alluvial sedimentary basins: tectonic setting and basin architecture, v: Miall, A. D. (ed.). Sedimentation and Tectonics in Alluvial Basins. - Geol. Assoc. Can. Spec. Pap., 23, 1-33, Waterloo. Miall, A. D. 1985: Architectural-element analysis: A new method of facies analysis applied to fluvial deposites. - Earth-Sci. Rev., 22, 261-308, Amsterdam. Miall, A. D. 1988 a: Architecture elements and bounding surfaces in fluvial deposits: anatomy of the Rayenta Formation (Lower Jurassic), Southwest Colorado. - Sediment. Geol., 55, 233-262, Amsterdam. Miall, A. D. 1988 b: Facies architecture in clastic sedimentary basins, v: Kleinspehn, K. L. & Paola, C. (eds.). New Perspective in Basin analysis. Springer-Verlag, 67-81., New York. Moody-Stuart, M. 1966: High- and low-sinuosity stream deposits, with examples from the Devonian of Spitsbergen. - Jour. Sed. Petrology, 36, 1102-1117, Tulsa. Nijman, W. & Puigdefabregas, C. 1978: Coarse-grained point bar structure in a mo- lasse-type fluvial system. Eocene Castisent Sandstone Formation, South Pyrenean Basin, v: Maill, A. d. (ed.). Fluvial Sedimentology - Can. Soc. Petrol. Geol. Mem., 5, 487-510, Alberta. Ouchi, S. 1985: Response of alluvial rivers to slow active tectonic movements. - Geol. Soc. Amer. Bull. 96, 504-515, Boulder. Plint, A. G. 1983: Sandy fluvial point bar sediments from the middle Eocene of Doset, England, v: Collinson, J. D. & Lewin, J. (eds.). Modern and Ancient Fluvial Systems. - Int. Ass. Sediment. Spec. Pubi., 6, 355-368, Oxford. Potter, P E. 1959: Facies models conference. - Science, 129, 1292-1294, New York. Potter, P E. 1978: Significance and origin of big rivers. - J. Geol., 86, 13-33, Chicago. Putnam, P. E. 1982: Fluvial channel sandstones within the upper Mannville (Albian) of east-central Alberta: geometry, petrology, and paleogeographic implications. - Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 66, 436-459, Tusla. Rečni sistemi in njihovi sedimentacijski modeli 269 Putnam, P. E. 1983: Fluvial deposites and hydrocarbon accumulations: examples from the Lloydminster area, Canada, v: Collinson, J. D. & Lewin, J. (eds.), Modern and Ancient Fluvial Systems. - Int. Ass. Sediment. Spec. Pubis., 6, 517-532, Oxford. Ramos, A. & Sopeña, A. 1983: Gravel bars in low-sinuosity streams (Permian and Tri- assic central Spain), v: Collinson, J. D. & Lewin, J. (eds.). Modern and Ancient Fluvial Systems. - Int. Ass. Sediment. Spec. Pubi., 6, 301-312, Oxford. Rust, B. R. 1978a: A classification of alluvial channel systems, v: Miall, A. D. (ed.), Fluvial sedimentology. - Can. Soc. Petrol. Mem., 5, 187-198, Calgary. Rust, B. R. 1978b: Depositional models for braided alluvium, v: Miall, A. D. (ed.). Flu- vial sedimentology. - Can. Soc. Petrol. Mem., 5, 605-625, Calgary Rust, B. R. 1981: Sedimentation in aride-zone anastomosing fluvial system: Cooper's Creak, Central Austrialia. - Jour. Sed. Petrology, 51, 745-755, Tulsa. Rust, B. R. & Legun, A. S. 1983: Modern anastomosing-fluvial deposites in aride Cen- tral Austraha, and a Carboniferous analogue in New Brunswich, Canada, v: Collinson, J. D. & Lewin, J. (eds.). Modern and Ancient Fluvial Systems. - Int. Ass. Sediment. Spec. Pubi., 6, 385-392, Oxford. Schümm, S. A. 1960: The shape of alluvial channel in relation to sediment type. - U. S. Geo. Surv. Prof. Paper 352-B, 17-30, Washington. Schümm, S. A. 1963: A tentative classification of alluvial river channels. - U. S. Geo. Surv. Circular 477. Washington. Schümm, S. A. 1968: River adjustment to altered hydrologie regimen, Murrumbidgee River and paleochannels, Australia. - U. S. Geol. Surv. Prof. Paper 598, 65 pp. Washington. Schümm, S. A. 1972: Fluvial paleochannels. v: Rigby, J. K. & Hamblin, Wm. K. (eds.). Recognition of Ancient Sedimentary Environments. - Soc. Econ. Paleont. Mineral. Spec. Pubi., 16, 98-107, Tulsa. Schümm, S. A. 1977: The Fluvial System. J. Wiley & Sons, 338 pp. New York. Schümm, S. A. 1981: Evolution and response of the fluvial system, sedimentological imphcation. v: Ethridge, F. G. & Flores, R. M. (eds.). Recent and Ancient Nonmarine Dep- ositional Environments: Models for Exploration. - Soc. Econ. Paleont. Mineral. Spec. Pubi., 31, 19-29, Tulsa. Schümm, S. A. & Khan, H. R. 1972: Experimental study of channel patterns. - Geol. Soc. Amer. Bull., 83, 1755-1770, Boulder. Schümm, S. A. & Lichty, R. W. 1963: Channel widerning and floodplain construction along Cimarron River in Southwestern Kansas. - U. S. Geol. Surv. Prof. Paper 352-D, 71-88, Washington. Selley, R. C. 1988: Apphed Sedimentology. - Academic Press, 446 pp., London. Slovar slovenskega knjižnega jezika 1985: 4. knjiga, Preo-Š, SAZU, Državna zalo- žba Slovenije, 1251 pp., Ljubljana. Smith, D. G. 1976: Effect of vegetation on lateral migration of anastomosed channels of a glacier meltwater river. - Geol. Soc. Amer. Bull., 87, 857-860, Boulder. Smith, D. G. 1983: Anastomosed fluvial deposites: modern examples from Western Can- ada. v: Collinson, J. D. & Lewin, J. (eds.). Modern and Ancient Fluvial Systems. - Int. Ass. Sediment. Spec. Pubi., 6, 517-532, Oxford. Smith, D. G. & Putnam, P. E. 1980: Anastomosed fluvial deposites: modern and ancient examples in Alberta, Canada. - Can. J. Earth Sci., 17, 1396-1406, Ottawa. Smith, D. G. & Smith, N. D. 1980: Sedimentaion in anastomosed river systems: exam- ples from alluvial valleys near Banff, Alberta. - Jour. Sed. Petrology, 50, 157-164, Tulsa. Visher, G. S. 1965: Fluvial processes as interpreted from ancient and recent fluvial de- posites. v: Middelton, G. V. (ed.). Primary sedimentary structures and their hydrodinamic interpretation. - Soc. Econ. Paleont. Mineral. Spec. Pubi., 12, 116-132, Tulsa. Walker, R. G. 1979: Facies and facies models; General introduction, v: Walker, R. G. (ed.), Facies Models. - Geosci. Can. Reprint Series 1, 1-7, Toronto. Walther, J. 1893/94: Einleitung in die Geologie als historische Wiessenschaft; 3. Litho- genesis der Gegenwart. - G. Fischer, (3 vol.), 1055 pp. Jena. Wolman, M. G. & Leopold, L. B. 1957: River flood plains: some observations on their formation. - U. S. Geol. Surv. Prof. Paper 282-C, 87-107, Washington. GEOLOGIJA 37, 38, 271-269 (1994/95), Ljubljana Minerali pohorskega magmatskega masiva Minerals from the Pohorje igneous massif Nina Zupančič Oddelek za geologijo. Univerza v Ljubljani, Aškerčeva 12, 1000 Ljubljana, Slovenija Kratka vsebina S polarizacijskim mikroskopom in rent^gensko difrakcijo smo določili mineralno sestavo pohorskih magmatskih kamnin. V granodioritu in njegovem porfiroidnem različku so bistveni minerali kremen, plagioklazi in K-glinenci, značilni in akce- sorni pa biotit, rogovača, apatit, ortit, epidot, cirkon in neprozorni minerali, izjemo- ma tudi muskovit, pirokseni in granati. V malchitu so bistveni minerali plagioklazi in rogovača. V magmi, iz katere je kristalizirala pohorska globočnina, so bili kot restitua zrna prisotni plagioklazi, apatit in cirkon. Iz taline so se najprej izločili sulfidi, apatit in cirkon, nato so kristalizirali ortit, epidot in sfen. Biotit je verjetno začel kristali- zirati nekoliko pred rogovačo. Sledilo je izločanje plagioklazov, kremena prve gen- eracije, bolj kislih plagioklazov in ponovno biotita in kremena. Zadnji se je izločil K-glinenec, ki nadomešča druge minerale. Prvotni minerali so tu in tam avtometamorfno spremenjeni v klorit, epidot, kalcit, sfen, sericit, kaolinit in limonit. Ponekod v severozahodnem delu masiva so bile spremembe hidrotermalne. Abstract The mineralogical composition of Pohorje igneous rocks was determined by means of optical microscopy and X-ray powder diffraction. Quartz, plagioclases and K-feldspars are the major minerals in the granodiorite and its porphyritic varieties. Characteristic and accessory minerals are biotite, hornblende, apatite, orthite, epidote, zircon and opaque minerals. Muscovite, pyroxenes and garnets occur rarely. The major minerals in malchites are plagioclases and hornblende. Restitic crystals of plagioclases, apatite and zircon were present in magma from which the Pohorje igneous body solidified. Sulphides, apatite and zircon precipitated in the first stage of magma crystallisation. In the next stage orthite, epidote and sphene crystallized. Biotite crystals probably formed slightly before hornblende. The precipitation continued with plagioclases, quartz of first gener- ation, more acid plagioclases, biotite and quartz of second generation. The crys- tallisation sequence ended with K-feldspar that replaced other minerals. The primary minerals are somewhere autometamorphosed to chlorite, epi- dote, calcite, sphene, sericite, kaolinite and limonite. In some areas in the NW part of Pohorje igneous body the alteration was hydrothermal. 272 Nina Zupančič Uvod V Sloveniji se globočnine v večjem obsegu pojavljajo na dveh področjih - v Ka- ravankah in na Pohorju. Karavanško magmatsko eono sestavljata vzporedna pasova granita in tonahta, na Pohorju pa prevladuje granodiorit, ki proti severozahodu po- stopoma prehaja v porfiroidni granodiorit. Na jugovzhodnem obrobju masiva je manjše telo kremenovega monzogabbra - čizlakita. Okolne metamorfne kamnine, izjemoma tudi granodioritno telo, sekajo posamezne malehitne žile. Pri dosedanjih raziskavah pohorskih magmatskih kamnin (Činč, 1988, 1992; Dolar- Mantuani, 1935, 1938a, 1938b, 1939, 1940; Dolar-Mantuani & Klemen, 1940; Dolenee et al., 1987; Faninger, 1970, 1973) so bih zvečine raziskani vzorci iz kamnolomov (Cezlak, Josipdol), drugi deh masiva so bili mnogo manj raziskani. Pri SI. 1. Položaj vzorčnih točk pohorskih magmatskih kamnin Minerali pohorskega magmatskega masiva 273 novejših raziskavah sem zato za petrološke in kemijske analize sistematično vzela 110 vzoreev vseh pohorskih magmatskih kamnin, razen čizlakita. Interpretacija kemične sestave pohorskih magmatskih kamnin je že büa predsta- vljena (Zupančič, 1994a, 1994b), v tem članku pa podajam rezultate podrobnih mikroskopskih analiz. Delovne metode Vzorčenje Granodiorit smo vzorčih v treh pribhžno vzporednih profilih, med seboj oddaljenih največ 10 km in najmanj 5 km. Vzorčne točke posameznega profila so bile med seboj oddaljene pribhžno 500m zračne razdalje, izjemoma, kjer zaradi preperelosti kamni- Fig. 1. Position of sampling sites of Pohorje igneous rocks 274 Nina Zupančič ne vzorca ni bilo možno vzeti, pa 1 km. V robnih delih masiva smo v vsakem profilu vzeh po dva vzorca, med seboj oddaljena okrog 500m. Položaj vzorčnih točk je prikazan na shki 1, koordinate pa so podane v tabeh 1. Vzorci najbolj jugovzhodnega (prve- ga) profila - ob cesti, ki prek Osankarice povezuje Oplotnico in Ruše - so označeni s številkami od P100 do P116 (tabela 1). Vzorec P115 sega v pas aplitnega grano- diorita. Primerek aplitne žile iz neposredne bližine vzorca je označen s črko A. Vzor- ci srednjega (drugega) profila, vezani na cesto med Roglo in Lovrencem na Pohorju, so označeni s številkami od P201 do P213. Vzorci najbolj severozahodnega profila, vzeti ob cesti med Ribniško kočo in Ribnico na Pohorju, pa nosijo številke od P301 do P307. V Bistriškem jarku smo na skrajnem jugovzhodnem delu pojavljanja granodiorita v bhžini kontakta z metamorfnimi kamninami vzeh vzorca T2 in T3, v apofizi, ki predira meta- morfne kamnine v Zg. Novi vasi, pa vzorec TI. V severozahodnem delu, kjer grano- diorit meji na porfiroidni granodiorit, smo vzeh vzorca T4 in T5, v Josipdolu pa vzo- rec J. Porfiroidni granodiorit se pojavlja v čoku in v žilah, razhčno odkritih zaradi ero- zije. Vzorčenje v profilih zato ni bilo možno. Vzorce sem razporedila tako, da sem čim bolj sistematično zajela vse možne obhke nastopanja. Na shki 1 in v tabeli 1 so ti vzorci označeni s črkami D in Tp. Temne žilnine so najbolj nepopolno raziskane magmatske kamnine Pohorja, zato jih opisujem nekoliko podrobneje. Žile malchita nastopajo ponavadi v majhnih izdankih in so zato na geološki karti 1:100000 hst Slovenj Gradec (Mioč & Žnidarčič, 1972) predstavljene le izjemoma. Ker sem zaradi zanimivosti pojava želela pregledati vse izdanke, sem podatke o njihovih pojavih povzela po rokopisnih kartah 1:25000 Mioča in Žnidarčiča (1965-1985) in Germovška (1952). Izkazalo seje, da na nekate- rih lokacijah izdankov ni več možno najti oziroma so kot malchiti označene kamnine, ki po mojem mnenju to niso. V Mislinjskem jarku smo vzeh vzorce Ml, M8, M9 MIO, Mil, M12, M13, M14. Resnične izdanke žil, ki predirajo biotitno muskovitni blestnik, predstavljajo vzorci Ml, M13 in M14. Na vzorčnem mestu M14, kjer se odcepi cesta iz Mislinjskega jarka na sever proti Glažuti, gre za dva razhčka temne žilnine, ki se jezikasto zajedata druga v drugo. Temnejši različek je bolj drobnozrnat (M14), za svetlejšega pa so značilni okrogh vtrošniki ghnencev. Je srednje (M14a) in drobnozrnat (M14b). Opazna je usmerjena tekstura. Okolne kamnine (blestnik z menjavanjem marmorja in amfiboli- Tabela 1. Položaj vzorčnih točk, podan z Gauss-Krügerjevimi koordinatami Table 1. Gauss-Krüger coordinates of samphng sites Minerali pohorskega magmatskega masiva 275 276 Nina Zupančič ta) so tektonsko prizadete. Na stiku med malchitom in metamorfnimi kamninami opazimo bel in zelen mineral. Z rentgensko difrakcijo sem ugotovila, da gre za kalcit, aktino- lit, lojevec in klorit. Druge vzorce iz Mislinjskega jarka smo nabrali kot posamezne večje kose na pobočjih ali v grapah, ker primarnih golic nismo našh. V okolici Glažute (M 15) in pribhžno 2km vzhodneje v grapi Škrlovškega potoka (M 18) sta Mioč in Žnidarčič (1965-1985) označila preboje malchita v granodioritu. V vzorčni točki M15 predira malchit tako granodiorit kakor tudi aphtne žile v njem, kar pomeni, da je od njih mlajši. Na kontaktih med kamninami ni opaziti sprememb. Za vzorec M18 so značilna gnezda rogovače (M 18a), opazila pa sem tudi 1,5cm vehk kristal rogovače z lepo razvitimi ploskvami in s plagioklazi v jedru. Med obema vzorčnima točkama smo v granodiori- tu našh dva nova izdanka malchita (M 16 in M17). V grapi Brložnice, zahodno od Mislinjskega jarka, je Germovšek (1952) vrisal malchit. Primarnega izdanka nismo našh, pač pa smo našli vehke, sveže kose izred- no žilavega malchita (M21). Na geološki karti 1:100000 list Slovenj Gradec (Mioč & Žnidarčič, 1972) sta vrisana izdanka malchita, iz katerih sem vzela vzorca M2 (nad Razborco) in M3 (Bukovska vas). Malchitna žila, iz katere je vzorec M2, predira diaftorit. Za vzorec M3, kjer smo na pobočju našh malchit le v posameznih, močno preperelih kosih, je zanimivo, da leži na zahodni strani Labotskega preloma. Po podatkih na geološki karti naj bi prediral muskovitno biotitni gnajs. Jugovzhodno od Mislinjskega jarka in pribhžno 2km zahodno od Volovice je na geološki karti 1:100000 (Mioč & Žnidarčič, 1972) v diaftoritu vrisan izdanek mal- chita. Na rokopisni karti 1:25000 (Mioč & Žnidarčič, 1965-1985) pa so narisane tri leče malchita. Izdanki, ki smo jih našh (M5), bolj spominjajo na porfiroidni gra- nodiorit z nekohko višjo vsebnostjo rogovače kakor na malchit. V skladu z rokopis- no karto 1:25000 (Mioč & Žnidarčič, 1965-1985) smo našh malchit na Rogh (M7), a tudi tam le preperele vzorce in le na sekundarnih mestih. Najvzhodnejša točka, kjer nastopa malchit (M22), je kamnolom čizlakita. Na se- verni strani Pohorja nismo našh primarnih izdankov malchita. V Josipdolu, kjer sta Dolar-Mantuani in Klemen (1940) opisala najdbo spessartita, te kamnine nismo zasledih v nobenem od opuščenih kamnolomov. Ob cesti proti kamnolomu granodio- rita v Josipdolu smo našh le posamezne prodnike, ki ustrezajo malchitu (M19). V Hudem Kotu pa smo v skladu z rokopisno karto Mioča in Žnidarčiča (1965-1985) našh malchit le na sekundarnih mestih (M20). Nekateri kosi kažejo na prehode v porfiroi- dni granodiorit (M20a). Priprava vzorcev Iz vseh vzorcev smo izdelali petrološke zbruske po standardni metodi. Vzorce granodioritov smo barvah po izpopolnjeni metodi Baiheya in Stevensa, kakor jo na- vaja Činč (1992, 8). Pri tem se K-glinenci zaradi reakcije z Na-heksanitrokobaltatom obarvajo rumeno, plagioklazi pa zaradi zamenjave Ca z Ba in le-tega s K, rožnato. Barvanje porfiroidnih granodioritov in malchitov je bho neuspešno, saj so se vsi glinenci obar- vali rjavkasto, kar je onemogočalo ločevanje nedvojčičnih plagioklazov od K-ghnen- cev in predvsem določitev vrste glinencev v drobnozrnati osnovi. Analizne metode Količinsko mineralno sestavo 32 vzorcev granodiorita, porfiroidnega granodiori- ta in malchita je določh mag. Miha Mišič. Difraktogrami so bih posneti z rentgensko napravo Philips na Odseku za geologijo Univerze v Ljubljani. Pogoji snemanja so bih: Minerali pohorskega magmatskega masiva 277 sevanje Cuk«, Ni filter, moč 40 kV, napetost 20mA, hitrost snemanja l°/min, območje snemanja 2G = 70-3°, divergenčna reža 1°, občutljivost lxlO^ 2xl0^ 4x10^, hitrost papirja lOmm/min, detektor je bil proporcionalni števec, uporabljen je bil monokro- mator. Določitve podajam v tabeh 2. Modalno sestavo vseh vzorcev sem določila z vrstičnim števcem. Ker sem v vsakem zbrusku preštela le okrog 200 točk, so rezultati zgolj orientacijski. Kleemann in Tvi^ist (1989) menita, da je za realen izračun modusa celo 1000 točk na zbrusek premalo. Rezultati so prikazani v tabeh 3. Mikroskopske raziskave S polarizacijskim mikroskopom sem pregledala 107 vzorcev pohorskih magmatskih kamnin. Glede na mineralno sestavo sem ločila tiste, v katerih prevladujejo saUčni rtünerali nad mafičninu, in tiste, kjer je razmerje med njimi približno enako. Po strukturi razhkujem kamnine z zrnato strukturo, porfiroidno in porfirsko strukturo. Strukturo označujem kot porfiroidno, kadar je osnova zrnata, in porfirsko, kadar je osnova steklasta. Tako med porfirsko in porfiroidno kot tudi med porfiroidno in zrnato strukturo obstajajo postopni prehodi, zato je nedvoumno poimenovanje nekaterih kamnin nemogoče. Kamnino, v kateri sahčni minerah prevladujejo nad mafičnimi in katere struktura je zrnata, imenujem granodiorit. Če gre za razhček s porfiroidno strukturo in je kamni- na po nastanku globočnina, jo imenujem porfiroidni granodiorit. Le izjemoma imajo pohorske magmatske kamnine izrazito porfirsko strukturo. Na terenu tudi nisem našla dokazov, da so magmatske kamnine nastale zaradi izliva lave. Zato menim, da je ime dacit, ki ga uporablja večina dosedanjih raziskovalcev (Dolar-Mantuani, 1938b, 1939; Faninger, 1970, 1973; Mioč, 1978; Mioč & Žnidarčič, 1972), neustrezno in na- mesto njega predlagam uporabo imena porfiroidni granodiorit. Vse kamnine, v kate- rih je razmerje med sahčnimi in mafičnimi minerah približno enako, imenujem malchit, čeprav bi jih glede na zrnavost osnove in število vtrošnikov lahko razdelih v podskupine. Granodiorit in porfiroidni granodiorit Struktura Granodioriti so holokristalne, večinoma srednjezrnate kamnine. Makroskopsko so videti enakomerno zrnati, pod mikroskopom pa se izkaže, da je njihova struktura neenakomerno zrnata. Zlasti v robnih delih masiva je izrazita vzporedna usmerjenost, ki jo nakazujejo vzporedno usmerjerü hstiči biotita in razpotegnjena, pogostokrat mozaično zraščena zrna kremena. Ime granodiorit je za pohorsko globočnino, glede na medna- rodno veljavno klasifikacijo, ustreznejše kot tonalit. Porfiroidni granodioriti so hipokristalni, srednje- do drobnozrnati. Struktura je neenakomerno zrnata - porfirska. Prevladujoči vtrošniki so glinenci in kremen. Po- drejeno se pojavlja biotit. Razmerje med osnovo in vtrošniki je približno enako. Struktura pohorskih magmatskih kamnin se proti severozahodu zvezno spreminja od zrnate preko debelozrnate porfiroidne in srednjezrnate porfiroidne do drobnozr- nate porfiroidne in porfirske. Zato menim, da sta granodiorit in glavnina porfiroid- nega granodiorita nastala ob istem preboju magme. Kamnine severozahodnega dela Pohorja predstavljajo najvišje dele masiva. Prodrli so najbUžje površju in se zato najhitreje ohlajali. Kamnine jugovzhodnega dela pa predstavljajo najgloblje dele masiva, ki jih je erozija najmočneje odkrila. Podobno sta odnos med porfiroidnim granodioritom in Tabela 2. Mineralna sestava vzorcev, ugotovljena z rentgensko difrakcijo. Vrednosti so v Tabela 2. Mineral composition of samples established by X-ray diffraction. All values in M/1 - Muskovit/illit; Bt - Biotit; Sp - Stilpnomelan; Bt-I-Rxl - Biotit -I- mineral z zmesno strukturo tipa illit/montmorillonit; Pf - Pirofilit; Kl - Klorit; Kl-t-R x 2 - Klorit -I- mineral z zmesno strukturo tipa klorit/montmorillonit; Ka -I- R x 3 - Kaolinit -f- mineral z zmesno strukturo tipa kaolinit/montmorillonit; СаМ - Ca-montmorillonit; Kr - Kremen; PI - Plagioklazi; M - Mikroklin; O - Ortoklaz; R - Rogovača; C - Kalcit; P - Pirit; H - Hematit; G - Goethit; g - Glinena frakcija; Tf - Težka frakcija M/l - Muscovite/illite; Bt -Biotite; Sp - Stilpnomelane; Bt-I-R xl - Biotite -I- mixed layer mineral of illite/montmorillonite type; Pf - Pyrophyllite; Kl - Chlorite; Kl -I- R x 2 - Chlorite + mixed layer mineral of chlorite/montmorillonite type; Ka-I-Rx3 - Kaolinite -I- mixed layer mineral of kaolinite/montmorillonite type; CaM - Ca-montmorillonite; Kr - Quartz; PI - Plagioclases; M - Microcline; O - Orthoclase; R - Hornblende; C - Calcite; P - Pyrite; H - Hematite; G - Goethite; g - Clay fraction; Tf - Heavy fraction Minerali pohorskega magmatskega masiva 279 Tabela 3. Modalna sestava, podana v % Table 3. Modal composition in % 280 Nina Zupančič Minerali pohorskega magmatskega masiva 281 282__Nina Zupančič os - Osnova; q - Kremen: or - Ortoklaz; pi - Plagioklaz: bt - Biotit; hb - Rogovača; mu - Muskovit; ap - Apatit; ort - Ortit; ep - Epidot; kzo - Klinozoisit; sfen - Sfen; py - Pirit; gt - Granat; chi - Klorit; lim - Limonit; cc - Kalcit; px - Piroksen; mgt - Magnetit; cir - Cirkon; mik - Mikrolin; mirm - Mirmekit; ser - Sericit; * - mineral prisoten v sledovih; ? - prisotnost minerala je vprašljiva os - Matrix; q - Quartz: or - Orthoclase; pi - Plagioclase: bt - Biotite; hb - Hornblende; mu - Muscovite; ap - Apatite; ort - Orthite; ep - Epidote; kzo - Clinozoisite; sfen - Sphene; py - Pyrite; gt - Garnet; chi - Chlorite; lim - Limonite; cc - Calcite; px - Pyroxene; mgt - Magnetite; cir - Zircon; mik - Microcline; mirm - Myrmekite; ser - Sericite; * - Mineral present in traces; ? - Mineral presence questionable Minerali pohorskega magmatskega masiva 283 granodioritom razlagala tudi Germovšek (1954) in Duhovnik (1956), medtem ko so Dolar-Mantuani (1940), Faninger (1970, 1973), Hinterleehner-Ravnik (1971), Mioč (1978) ter Mioč in Žnidarčič (1989) menih, da sta granodiorit in njegov porfiroidni razhček nastala v dveh časovno ločenih prebojih. Mineralna sestava Granodiorit in porfiroidni granodiorit se med seboj ločita predvsem po strukturi, mineralna sestava pa je podobna. Prevladujejo sahčni minerah: kremen, K-glinenei in plagioklazi, ki jih je po modalni sestavi med 80% in 98% (tabela 3). Rezultati se zelo dobro ujemajo z normativno sestavo CIPW. Preostanek pripada mafičnim mineralom, h katerim prištevam biotit, rogovačo in klorit (5% do 20%). Drugih mineralov je pod 5%, večinoma eelo manj. Od značilnih kamninotvornih mineralov sem v posameznih vzorcih našla še muskovit in piroksen, od akcesornih apatit, sfen, ortit, epidot, ?kh- nozoisit, cirkon, granat in neprozorne minerale. Sekundarni minerah so klorit, epi- dot, sfen, limonit, kalcit in serieit. Kremen Kremena je po modalni sestavi (tabela 3) v granodioritih in porfiroidnih grano- dioritih med 5% in 40%, največkrat med 20% in 30%. V porfiroidnih granodioritih je njegova količina podcenjena, ker nisem mogla oceniti, koliko ga je v osnovi. Preiska- va z rentgensko difrakcijo (tabela 2) je potrdila, da je količina kremena v vseh treh razhčkih kamnin približno enaka (večinoma med 20% in 30%). Največ kremena vse- bujejo kamnine iz robnih delov (predvsem severovzhodni rob) masiva. V granodioritu se kremen pojavlja v treh generacijah. V vseh treh je ksenomor- fen. Najstarejši generaciji pripadajo večja zrna z valovito potemnitvijo. Vehka so od 300 |лт do 2500 |лт, najpogosteje 1500 pim. Nastala so pred K-ghnencem, v katerem je pogosto vključen. Druga generacija je drobnozrnat, mozaičen, razpotegnjen kremen, ki skupaj s K-glinencem zapolnjuje prostore med večjimi zrni. Zrna so vehka od 5 цт do 400 |лт, največkrat 200 pim. Tudi taje kristahzirala pred K-ghnencem, saj ga le-ta nadomešča (tabla 1, slika 1). Enaki generaciji kremena so našli tudi v adameUskem granodioritu (Blundy & Sparks, 1992, 1059). Delovanje pritiskov je bilo ponekod v masivu šibkejše, saj opazujemo tudi zrna kremena prve generacije brez valovite potemnitve in kremen druge generacije, ki ni izrazito razpotegnjen. Tretja generacija kremena se pojavlja v mirmekitski strukturi, ki je nastala na stiku med plagioklazom in K-ghnencem (tabla 3, slika 1). Činč (1992, 20) pripisuje nastanek mirmekita v čizlakitu reakciji med K-ghnencem in plagioklazom, pri kateri pride do zamenjave Na in Ca s K, kar povzroči sproščanje SÍO2. Tudi drugi avtorji (Clarke, 1992, 63; Clark & Lyons, 1986, 1371; Dawson & Whitten, 1962, 24; Hall, 1967, 838; Drummond et al., 1988, 873) navajajo nastanek mirmekita z eksolucijsko rekristalizacijo. Ker se mirmekitsko preraščanje večinoma pojavlja na stiku K-glinenca s plagioklazom, me- nim, da je nastalo kot posledica reakcije med obema glinencema in da ne gre za evtektično kristalizacijo. Mirmekitski rob nastane v pozni kristalizacijski fazi, tik preden postane magma nasičena s paro (Clark & Lyons, 1986, 1371). Mirmekitska preraščanja so bolj izrazita na jugovzhodnem robu masiva, v osrednjem delu in proti severozaho- du pa jih je manj. V porfiroidnih granodioritih nastopa kremen kot vtrošnik in v osnovi. Vtrošniki merijo od 300 цт do 1700[Am, največkrat 1000 цт. Zrna v osnovi so velika od 5^im do 300 цт. Vtrošniki ustrezajo prvi generaciji kremena iz granodiorita. Nekateri so 284 Nina Zupančič ohranili idiomorfne šesterokotne preseke (tabla 3, slika 2), drugi kažejo zaobljene in korodirane robove (tabla 3, shka 3). Magmatsko resorbirani robovi kažejo na zgodnjo kristalizacijo kremena, ki naj bi bil prisoten v magmi že ob njenem prodoru (Nabe- lek et al., 1986, 1037). Obhke kremena v pohorskem granodioritu in porfiroidnem granodioritu so zelo podobne oblikam kremena v sorodnih kamninah iz adamehskega masiva (Blundy & Sparks, 1992, 1059). Ponekod talina vtrošnikov ni samo resor- birala, temveč je prišlo tudi do nastanka reakcijskega roba, na kar kažejo venčaste (koronarne) strukture. Minerala, ki se preraščata okrog vtrošnika, sta kremen in gh- nenec, vendar nisem mogla določiti ali gre za K-glinenec ah plagioklaz. Korodirani vtrošniki tu in tam vključujejo zgodnejše minerale - biotit in plagioklaz, deloma pa je kremen vključen v vtrošnikih plagioklazov. Iz opazovanih odnosov ne moremo ločiti posameznih generacij plagioklazov in kremena. Prav tako ni mogoče izključiti možnosti, da je del kremena ali plagioklazov nepretaljeni ostanek (restit) iz kamnin, ki jih je asimilirala magma. Tektonski procesi so razhčno močno delovali tudi na porfiroidne granodiorite. V nekaterih vtrošnikih kremen valovito potemneva oziroma je degrada- cij sko rekristaliziran. Zrna so razpotegnjena v eno smer, med seboj pa se mozaično preraščajo. Plagioklazi V vseh pohorskih magmatskih kamninah je največ plagioklazov. V granodioritu in porfiroidnem granodioritu jih je med 15% in 60%, večinoma pa niha njihova vseb- nost med 40% in 50%. Vsebnosti se ujemajo z rezultati rentgenske difrakcije, kar pomerü, da plagioklazov ni v osnovi kamnin s porfirsko oziroma porfiroidno strukturo. V ju- govzhodnih delih masiva in ponekod v robnih delih je plagioklazov nad 50%. V seve- rozahodnih delih in predvsem v porfiroidnih granodioritih z drobnozrnato osnovo jih je manj. Najmanjša zrna dosežejo 10цт, največja 3500цт, najpogosteje so vehka 800цт. Plagioklazi so med saličnimi minerali kristalizirali prvi. Navzoči so kot homogena (nedvojčična in neconarna) zrna (tabla 1, shka 2), v obhki preprostih dvojčkov (ta- bla 1, slika 1), polisintetskih dvojčkov (tabla 1, sliki 3 in 4), ki se zraščajo po enem ah več zakonih, in kot normalno ali oscilatorno conama zrna (tabla 1, sliki 1 in 3). Ker so plagioklazi najbolj podrobno raziskani minerali pohorskih magmatskih kamnin, nisem ponovno določala odstotka anortita v njih. Privzemam rezultate dosedanjih raziskovalcev (Dolar-Mantuani, 1935, 1938b, 1939; Faninger, 1973; Činč, 1988, 1992), po katerih vsebujejo tako conami kot neconarni plagioklazi povprečno okrog 35% anortita. Conarnost plagioklazov je lahko posledica delovanja konvekcijskih to- kov, spremenljivega рнго ah znak neravnotežja (Clarke, 1992, 67). Plagioklazi, ki se izločijo iz granitne tahne, se izredno težko uravnotežijo s talino pri temperaturah, nižjih od 1000 °C (Chappell et al. 1987, 1121). Po drugi strani pa naj bi oscilatorno co- narnost povzročal predvsem spremenljivi рнго (Jo nas s on et al, 1992). Ker opazujemo na Pohorju normalno in oscilatorno cenarne plagioklaze, menim, da je njihov nasta- nek posledica obeh omenjenih procesov. V granodioritu najdemo največkrat hipidiomorfne do idiomorfne oblike, ki jih pogosto nadomeščajo mlajši minerah - kremen in K-ghnenec (tabla 1, slika 1). Zlasti nedvojčični in neconarni plagioklazi kažejo pogosto ksenomorfne obhke. Plagioklazi so navzoči v dveh generacijah, pri čemer plagioklazi druge generacije poikilitsko vključujejo dvojčične plagioklaze prve generacije. Plagioklazi prve generacije so starejši od vseh generacij kremena in od K-ghnencev. Plagioklazi druge generacije pa so nastah pred kremenom druge generacije in K-glinenci. Deloma so kristahzirali za prvo genera- cijo kremena in so mlajši tudi od biotita m epidota. Kjer zrno ene generacije ne vključuje Minerali pohorskega magmatskega masiva 285 zrn druge generacije, nisem mogla določiti, kateri generaciji pripada. V takih zrnih sem opazila vključke rogovače, biotita, muskovita, epidota, granata (tabla 1, slika 2), apatita, ortita, cirkona, klorita, sfena in neprozornih mineralov, kar pomeni, da so ti minerah najverjetneje starejši od plagioklazov druge generacije. Ponekod opazimo, da plagioklazi skupaj s K-ghnencem nadomeščajo rogovačo. V jedrih nekaterih conarnih plagioklazov opazimo homogena korodirana zrna plagioklazov (tabla 1, slika 3), ki najverjetneje predstavljajo restit (Mackenzie et al., 1988, 2509; Chappell et al., 1987, 1115; Drummond et al., 1988, 872; Maa- loe & Wyllie, 1975, 185). Chappell in drugi (1987, 1112) navajajo, da ob delnem taljenju skorje nastaneta mokra talina in suhi restit, ki predstavlja nestaljene mine- rale. Zaradi delne resorbcije so zrna zaobljena ah korodirana, njihova enotna sestava pa je v nasprotju s conarnimi pasovi, ki jih obdajajo. Podobna korodirana jedra plagio- klazov, ki jih obdajajo mlajši plagioklazi, so našh tudi v adamehskem masivu (Blun- dy & Sparks, 1992, 1060) in jih interpretirah na enak način. Novejša dognanja se ne skladajo s Faningerjevimi (1973), kije kot razUko med adamellskimi in pohorskimi kamninami opisal tudi odsotnost vključkov korodiranih zrn plagioklazov na Pohorju. Korodirana jedra vključujejo biotit, epidot in muskovit (tabla 1, slika 3), kar je ne- navadno glede na to, da omenjenim mineralom pripisujem magniatski izvor. Vendar opisujeta podobne vključke v restitnih jedrih tudi Holtz in Barbey (1991). Plagioklaze pogosto nadomešča K-glinenec (tabla 1, shki 1 in 2). Plagioklazi so često razpokam. Nekatere razpoke je ponekod zapolnil epidot. Pogosto so tudi seri- citizirani in delno kaolinitizirani. Spremembe so verjetno potekale v dveh fazah. Se- ricitizaciji prve faze je v drugi fazi sledilo nadomeščanje s pahljačastim muskovitom (Clark & Lyons, 1986, 1375). Sericitizacijo ponekod spremlja albitizacija (Činč, 1988, 38; Nabelek et al., 1986, 1039). Rentgenska difrakcija (tabela 2) je potrdila prisotnost muskovit/illita, pirofilita in kaolinita. V porfiroidnem granodioritu se plagioklazi pojavljajo kot vtrošniki (tabla 3, shki 2 in 3). Gre za več generacij, ki jih lahko ločimo predvsem glede na razhčne stopnje spremenjenosti v isti kamnini. Nekatera zrna so popolnoma sveža, druga pa imajo spremenjena jedra oziroma vmesne dele med jedrom in robom. Posamezni vtrošniki vključujejo zrna starejših plagioklazov. Vtrošniki so idiomorfni, pogosto zaobljeni. Opazujemo preproste in pohsintetske dvojčke ter conarno zgrajena zrna. Ponekod so razviti epitaksialni robovi. Poikilitsko vključujejo kremen, cirkon, rogovačo, biotit, apatit in neprozorne minerale. Podobno kot kremen so tudi vtrošniki plagioklazov ponekod razpokam in spremenjeni. Spremembe plagioklazov v porfiroidnem granodioritu so močnejše kot v granodioritu. Vtrošniki plagioklazov so ponekod sericitizirani (tabla 3, shki 2 in 3), drugod karbonatizirani in delno epidotizirani. Podobno kot sericitiza- cija je tudi karbonatizacija zajela samo nekatere pasove, lahko pa celotna zrna pla- gioklazov. Spremembe so ponekod tako močne, da jih ne morem pripisati zgolj pre- perevanju (vzorci D12, D12a, D13, D14, D16 in D17). Najverjetneje so posledica hidrotermalnih procesov. Parneix in drugi (1985, 99) navajajo, da se ob hidrotermalnih spremembah biotita sprošča AP"^, ki ni popolnoma nemobilen. Prepotuje lahko kra- tke razdalje in povzroča albitizacijo in sericitizacijo plagioklazov po reakciji: oligoklaz-andezin -h Fe^^ -h Mg2+ + K+ + H2O = albit + 2Miillit Ca^^ -h AP+ K"^, Fe^"^ in Mg^"^ so prvotno vezani v biotitu, Ca^"^ in AP+ pa se vežeta v klorit, dolomit in epidot. Disolucijske razpoke v plagioklazih so zato lahko zapolnjene s klo- ritom, karbonatom, ihitom in epidotom. Podobne značilnosti opazujemo v omenjenih 286 Nina Zupančič vzorcih. Tudi z rentgensko difrakcijo (tabela 2) so bih v vzorcih D12 in D12a določeni muskovit/ihit, pirofilit, klorit in mineral z zmesno strukturo tipa klorit/montmoriho- nit in kalcit. K-glinenci K-ghnencev je v granodioritih od 5% do 30%, povečini med 10% in 20%. Njiho- va kohčina je v porfirskih in porfiroidnih kamninah podcenjena, ker gradijo skupaj s kremenom osnovo. Zanimivo je dejstvo, da z rentgensko anahzo v nekaterih vzorcih (P98, P105, P211, P301, T5) nismo dokazah K-ghnencev, čeprav sem jih v zbruskih točno določila. Ker K-glinenci nadomeščajo druge minerale, je možno, da jih zato rentgenska difrakcija ni zaznala. Kljub nadomeščanju je kristalna mreža ostala enaka, kot so jo imeh prvotni minerah. K-ghnencev je največ v robnih delih masiva. Vseb- nost je povsod precej spremenljiva in ne opazimo zveznih trendov naraščanja. Zrna merijo od 50 цт do 3500 [xm, največkrat 1000 [xm. K-glinenci so nastah zadnji, potem ko je kamnina že razpokala. So ksenomorfni. Cementirajo razpoke in obdajajo ter bolj ah manj intenzivno nadomeščajo starejše minerale, prisotne v kamnini - kremen, biotit, apatit in rogovačo (tabla 1, slika 1). K-ghnenci se pojavljajo v vehkih kristalih, ki večkrat vključujejo druge minerale, in kot manjša, razpotegnjena, mozaično zraščena zrna. Redko opazimo valovito potem- nitev. Domnevam, da gre najverjetneje za dve generaciji K-ghnencev, ki sta bih razhčno močno tektonsko prizadeti. Možno pa je tudi, da so pri večjih zrnih K-glinenci nadomeščah predvsem plagioklaze, pri manjših, mozaično zraščenih zrnih, pa kremen. Pri posameznih vzorcih, zlasti iz obeh robnih delov drugega profila in severovzho- dnega roba prvega profila, sem opazha delno mikroklinizacijo K-ghnencev. Dvojčične lamele so ponekod le nakazane, tako da se zdi struktura na prvi pogled podobna pertitski, drugod pa so razvite v obeh smereh (zraščanje po albitskem in periklinskem zako- nu), značilnih za mikroklin (tabla 1, slika 4). Rentgenska difrakcija je pokazala, da je prevladujoči K-glinenec mikroklin in ne ortoklaz. Speer (1987, 867) navaja na- sproten primer, ko je K- glinenec pod mikroskopom videti mikroklin, rentgenska di- frakcija pa je zaznala prehode v ortoklaz. Na triklinski značaj pohorskih K-ghnencev je na osnovi meritve kota 2V opozorha že Dolar-Mantuani (1935) in jih zato poi- menovala K-anortoklaz s prehodi v mikroklin. Karamata (1959, v Faninger, 1973) je različek označh z Na bogat ortoklaz, Faninger (1973) pa ortoklaz s prehodi v mikroklin. Ker mikroklinovo mrežo opazujemo le redko, ni možno ugotoviti, ah je triklinski značaj K-ghnencev posledica prehoda ortoklaza v mikroklin ali spremembe strukture zaradi pritiskov. Clark in Lyons (1986, 1374) za granitoide iz zahodnega New Ham- pshira navajata, da z oddaljenostjo od kontakta z okolnimi kamninami narašča triklinski značaj ghneneev. Povišana kohčina lahkohlapnih komponent v ohlajajoči magmi pospešuje spremembo ortoklaza v mikroklin. Temperatura prehoda je v suhih razmerah 55°C, v mokrih pa nekohko nižja. Za adamellske kamnine navajajo Del Moro in drugi (1983, 297) ter Jobstraibizer in drugi (1983, 325-330) enak način nastopanja K- glinencev v poikilitskih kristalih, ki so se razvih iz kasnejših raztopin, bogatih s K. K-glinenci kažejo strukture nadomeščanja in so le redko v ravnotežju z okolnimi minerali. Jobstraibizer in drugi (1983, 328) so na podlagi meritev kota 2V in rentgenske difrakcije ugotovih, da je naraščanje trikhnskega značaja povezano z naraščajočim urejanjem Al in Si v kristalni rešetki. Tudi v adamehskih kamninah je mikroklinsko dvojčičenje redko, čeprav z višanjem odklona od monoklinske singonije narašča možnost dvojčičenja. Razhčni polimorfi K-glinenca niso nastah iz prvotno monoklinske faze z difuzivno transformacijo, ker ni zvezruh prehodov med monoklinsko in triklinsko singorüjo. Minerali pohorskega magmatskega masiva 287 Lahko so se razvih med primarno kristahzacijo ali rekristalizacijo v subsolidusnem področju tonahtnih do granodioritnih kamnin, verjetno pri temperaturah 730°C-750°C. Ker kamnine sekajo aplitne in pegmatitne žile, je najnižja temperatura nastanka K- glinencev njihov sohdus (670°C-700°C). Vrednost je prenizka za polje stabilnosti mikro- klina. Omenjeni avtorji zato menijo, da je mikrokhnizacija posledica subsolidusne rekristahzacije. Pri teh procesih so bistveno vlogo igrale voda in druge lahkohlapne komponente. Močnejši kot je bil dotok lahkohlapnih komponent, bolj se je struktura približevala popolni strukturi mikrokhna. Na podoben način so po mojem mišljenju nastah tudi K-ghnenci v pohorskem granodioritu. V porfiroidnem granodioritu je K-glinenec le izjemoma vtrošnik. Običajno je skupaj s kremenom v osnovi. Biotit Biotit je najpogostnejši mafični mineral tako v granodioritu kot v porfiroidnem granodioritu. V zbruskih gaje od nekaj % do 15%, izjemoma do 50%, največkrat med 5% in 10%. Biotit v vseh treh razhčkih kamninah sestavlja gnezda in melanokratne vključke, na jugovzhodnem robu masiva v okohci Cezlaka pa tudi šlire, debele od lOcm do 20cm. Šliri v robnih delih magmatskega masiva so po Wonesu (1980, 420) do- kaz zgodnje kristalizacije biotita. Velikost zrn je od 5|лт do 3000 цт. Največ jih meri 500 цт. Biotit je hipidiomorfen. Njegov odnos do rogovače ni popolnoma jasen. Ponekod je videti, dajo nadomešča, drugod pa, daje kristaliziral pred njo. Naney (1983, 1024) navaja, da se biotit lahko pojavi v bolj suhih razmerah, kot so potrebne za stabilnost rogovače, torej lahko kristalizira pred njo. Jobstraibizer in drugi (1983, 330) me- nijo, da se je v adamellskem granodioritu biotit izločal sočasno z rogovačo in srednjimi plagioklazi v srednji ah pozni stopnji kristalizacije, po nastanku jeder Ca-plagiokla- zov in pred kremenom ter K-ghnenci, ki ga včasih nadomeščajo. V pohorskem gra- nodioritu so odnosi nekoliko drugačni. Biotit zasledimo v korodiranih restitnih jedrih plagioklazov (tabla 1, slika 3), kar pomeni, da je deloma lahko celo restit. Pogosto je vključen v plagioklaze oziroma ga ti najedajo. Biotit druge generacije je nastal za apatitom, ortitom in epidotom, ki jih vključuje (tabla 2, slika 1). Ta generacija bioti- ta je starejša od K-glinencev. K-glinenec se je izločal po tektonskih premikih, pri katerih so razpokala tudi zrna biotita. Zato zapolnjuje razpoke v biotitu. Najmlajša je tretja generacija biotita, ki se v drobnih hstičih skupaj s kremenom povija med zrni pla- gioklazov (tabla 1, shki 2 in 3). Po Cliffordu in drugih (1962, 254) lahko biotit pri preperevanju nadomeščata hematit in serieit, po Dawsonu in Whittenu (1962, 24) klorit, levkoksen in ma- gnetit, po Wonesu (1980, 429) in Jobstraibizerju in drugih (1983, 338) klorit, sfen in epidot, po Wardu in drugih (1992, 787) pa klorit, ortit, epidot in sfen. Feng in Kerrich (1992, 43) navajata, daje biotit bolj dovzeten za spremembe kot rogovača. Oksidira v magnetit ah se spremeni v klorit. Biotit iz pohorskega granodiorita je pre- dvsem razhčno močno kloritiziran. Ob spremembi v klorit je ponekod nastal tudi epidot, izločil pa se je tudi neprozoren mineral, verjetno magnetit. Ponekod je biotit limoni- tiziran. Clifford in drugi (1962, 254) navajajo, da ob nadaljevanju sprememb tako biotit kot klorit lahko nadomešča stilpnomelan. Tudi v posameznih pohorskih vzor- cih je rentgenska difrakcija pokazala prisotnost stilpnomelana (tabela 2). V porfiroidnih granodioritih je biotit lahko samostojen vtrošnik v plagioklazih in kremenu, ki sta kot vtrošnika kristahzirala za njim, v vtrošnikih nadomešča rogovačo (tabla 3, slika 4) in skupaj s kremenom in K-ghnencem gradi osnovo. Na podlagi 288 Nina Zupančič omenjenih odnosov sklepam, da je rogovača kristalizirala pred biotitom, biotit pa pred plagioklazom in kremenom. Biotit porfiroidnih granodioritov je bolj spremenjen kot v granodioritu. Gre za avtometamorfozo. Kjer so spremembe najmanj izrazite, je delno kloritiziran (tabla 3, shka 4) oziroma delno kloritiziran in epidotiziran. Močnejše spremembe so povzročhe popolno kloritizaeijo in izločanje magnetita. Kasnejše hi- drotermalne spremembe so povzročile razpad v klorit, belo sljudo, kalcit in magnetit. V najbolj spremenjenih kamninah pa se ni ohranil niti klorit in zato opazujemo le belo sljudo, epidot in magnetit, oziroma belo sljudo in kalcit (tabla 2, slika 2). V hidro- termalno spremenjenih granitih spremljajo kloritizaeijo biotita sekundarne faze - bela sljuda (corrensit = mineral z zmesno strukturo), glineni minerah, kalcit, epidot, Ti- oksidi in sulfidi (Parneix et al., 1985, 90, 92). Omenjeni avtorji navajajo, da v prvi fazi, ko so spremembe manj intenzivne, klorit nadomešča biotit po ploskvi (001). V drugi fazi sledi delno nadomeščanje biotita s corrensitom in levkoksenom, na- domeščanje corrensita s kloritom in epidotom ah nadomeščanje biotita s kloritom, dolomitom in levkoksenom. Corrensit ni stabilen pri temperaturah, višjih od 280°C, epidot ne kristalizira pri temperaturah, nižjih od 220 °C, dolomit ne pri višjih od 200 °C, klorit pa je stabhen pri temperaturah okrog 200°C. Ker opazujemo podobno mine- ralno združbo tudi v hidrotermalno spremenjenih vzorcih D12, D12a, D13, D14, D16 in D17, menim, da je bila temperatura sprememb med 200°C in 220°C. Tudi rent- genska difrakcija (tabela 2) je v vzorcih D12 in D12a potrdila prisotnost muskovi- ta/illita, klorita in minerala z zmesno strukturo tipa klorit/montmorillonit in kalcita, ob tem pa odsotnost biotita. Be Ili e ni in drugi (1991, 36) razlagajo pojav klorita in sekundarnega muskovita v masivu Rensen (Vzhodne Alpe) kot posledico delovanja poznih ah post-kristalizacijskih raztopin na granitoidne kamnine. Rogovača Rogovača je prisotna le v tretjini vseh raziskanih vzorcev granodiorita in porfi- roidnega granodiorita. V sledovih se pojavlja v vzorcih južnega dela prvega profila. Vzorci osrednjega dela drugega profila in vzorci iz robnih delov tretjega profila je vsebujejo do 4%. Do 1,5% rogovače nastopa v obhki vtrošnikov v porfiroidnem gra- nodioritu (D2, D5, DIO, DlOa). Z rentgensko difrakcijo je bila določena še v vzorcih D4 (porfiroidni granodiorit), D12a (hidrotermalno spremenjeni porfiroidni granodio- rit) in D15. Le v vzorcu granodiorita iz apofize, ki predira metamorfne kamnine v Zg. Novi vasi, je prevladujoč mafični mineral (rogovača 13,5%, biotit 4%). Zrna so ve- hka od 20 цт do 2000 цт, največkrat 800 цт. Tudi v manj razvitem (diferenciranem) granodioritu iz Vzhodnih Alp (Rensen) so amfiboh redki (Be Ili e ni et al., 1991, 25). V granodioritu je rogovača ksenomorfna, izjemoma hipidiomorfna. Pogosto je razpoka- na. V posameznih presekih zasledimo značilno razkolnost pod kotom pribhžno 120°. Zagotovo je mlajša od ortita, katerega poikilitsko vključuje, in starejša od nekaterih plagioklazov in K-glinenca, kateri jo nadomeščajo. Kot sem že omenila, odnos med biotitom in rogovačo ni popolnoma jasen. Rogovača je lahko kristalizirala pred bio- titom, saj jo ta ponekod nadomešča. Drugod pa vidimo, da je mlajša, ker vsebuje vključke biotita. Stabilnost rogovače je odvisna od vsebnosti CaO in H2O v sistemu. V posku- sih Naneya (1983, 993, 1009) je nastala samo v granodioritnih talinah, bogatih s Ca. Pri tlaku 200 MPa mora talina vsebovati najmanj 4 ut% H2O, pri tlaku 800 MPa pa 2,5 ut%. Mineralni združbi, ki jo opazujemo v pohorskih granodioritih, najbolj ustre- zajo rezultati poskusa pri tlaku 800 MPa in 10 ut% H2O, kjer avtor navaja kristaliza- cijsko zaporedje rogovača, biotit, plagioklaz, resorbirana rogovača, kremen, para in Minerali pohorskega magmatskega masiva 289 alkalni glinenci. Pri ravnotežnih razmerah rogovača v tem primeru ni prisotna v sub- sohdusni združbi. Tudi Zen (1986, 1112) navaja, daje rogovača soobstojna s peralu- minijsko magmo, kakršna je dala tudi pohorske magmatske kamnine (Zupančič, 1994a), le pri visokih tlakih, večjih ah enakih 5 kb. Jobstraibizer in drugi (1983, 334) ugo- tavljajo, da gre v primeru, ko biotit nadomešča rogovačo, za uravnoteženje prek širokega razpona temperatur. V porfiroidnih granodioritih ima rogovača idiomorfne kristale (tabla 3, shka 4). Ponekod so dvojčični po ploskvi (100). Vključujejo ortit in epidot. Biotit, ki nadomešča rogovačo, je delno kloritiziran (tabla 3, slika 4). Speer (1987, 875) navaja, daje reakcija talina -I- rogovača = biotit lahko posledica ravnotežne ah neravnotežne kristalizacije. Če sta produkta nadomeščanja biotit in klorit (in ne epidot), reakcija ni subsohdu- sna. Muskovit Muskovit je prisoten le izjemoma. Zrna merijo med 200 цт in 600 цт. V sledeh sem ga našla v nekaterih vzorcih iz prvega in drugega profila ter v vzorcih T2 in T3. Večinoma je nastal sekundarno pri sericitizaciji plagioklazov. Tedaj pogosto kaže pahljačaste obhke. Prav tako je muskovitu podoben mineral, ki je nastal ob hidroter- malnih spremembah nekaterih porfiroidnih granodioritov (tabla 3, slika 3). Ker v resnici ne gre za muskovit, temveč za ghneni mineral z zmesno strukturo, ga v skladu z li- teraturo (Parneix et al., 1985, 90; Speer, 1987, 868) imenujem bela sljuda. Mag- matskega izvora paje gotovo muskovit v vzorcu P212 (tabla 1, slika 3). Skupaj z biotitom je vključen v plagioklazih (pogosto v korodiranih jedrih) oziroma se povija okrog njih. Muskovit je v ravnotežju z granitno talino pri tlakih, višjih od 4 kbar (Clarke, 1992, 69). Pirokseni Pirokseni so redki. Vehkost zrn ne presega 30 цт. Našla sem jih le v sledovih v vzorcu granodiorita iz apofize TI, za katerega je značilna tudi visoka vsebnost mafičnih mineralov, predvsem rogovače. Od nje se loči po nekohko višjem rehefu, odsotnosti lastne barve in pleohroizma in pojavu pohsintetskega dvojčičenja (tabla 2, slika 3). Zaradi premajhne kohčine in velikosti zrn ni bilo možno določiti, kateremu pirokse- nu pripadajo niti z mikroskopijo in ne z rentgensko difrakcijo. Apatit Apatit je v vseh pohorskih magmatskih kamninah akcesoren mineral. Najmanjša zrna merijo 5fxm, največja dosežejo 250^im, najpogosteje pa meri 100цт. Kristalizi- ral je zelo zgodaj, najverjetneje celo prvi. To dokazujejo njegovi vključki v ortitu (ta- bla 2, shka 1), obdanem z epitaksialnim robom epidota in vključenim v biotitu. Apa- tit je vključek tudi v plagioklazih tako v globočnini kot v predormni. Lahko je obdan s K-ghnencem. Apatit, ki je vključen neposredno v biotitu, je lahko sekundarni re- stit. Prvotno je predstavljal vključek v restitnih piroksenih. Ko so ti reagirah s talino v rogovačo in biotit, se je apatit ohranil kot sekundarni restit (Chappell et al., 1987, 1128; Mackenzie et al., 1988, 2509). Dodaten dokaz, daje bil v talino prinesen apatit iz skorje, je prebitek celotnega P2O5 v kamnini. Granitoidne magme lahko zapustijo izvorno področje le s tako količino P2O5, kot je raztopljena v talini pri njenem nasičenju (Harrison & Watson, 1984, 1473). Običajna vrednost za granitoidne magme, nasičene s P2O5, je 0,01%-0,12%, kar ustreza temperaturi 750°C-900°C. Pohorske magmatske 290 Nina Zupančič kamnine (brez malchitov) vsebujejo povprečno pribhžno 1,45% P2O5. čas raztaplja- nja apatita je v mokri magmi (6% H2O) pri 750°C zelo kratek (20 let za 100цт zrno), v suhi pri 950°C pa daljši (2 milijona let za lOOpim zrno). Ker granitoidne magme navadno vsebujejo nad 3% H2O, se je apatit, vnesen iz skorje, raztopil razmeroma hitro (Harrison & Watson, 1984, 1473). V talini pohorskih magmatskih kamnin se je večina vnesenega apatita verjetno raztopila, ohranh se je le tisti, ki so ga pred raztapljanjem zaščitili obdajajoči minerah. Apatit večinoma nastopa v paličastih zrnih, redkeje opazujemo pravilne heksagonalne preseke. Glede na eksperimentalne podatke je ighčast apatit znak hitrega strjevanja tahne (Reid et al., 1983, 247). Ortit Skoraj v vseh pohorskih magmatskih kamninah je ortit eden od pomembnejših akce- sornih mineralov. Nisem ga našla le v nekaterih vzorcih iz severnega roba prvega in drugega profila in nekaterih porfiroidnih granodioritih. Večinoma gaje manj kot 1%. Izjemoma to vrednost presega v vzorcu Fl 12 (1,4%). Zrna merijo med 20|xm in 500цт, največkrat 80 цт. Od epidota se loči po intenzivnejši rjavi barvi. Kristaliziral je za apatitom in neprozornim mineralom, ki ju ponekod vključuje (tabla 2, slika 1). Za njim so se izločih vsi drugi minerah - epidot, sfen, rogovača, biotit (tabla 2, shka 1), plagiokla- zi, kremen in K-ghnenec. Ortit pogosto kaže idiomorfne, ponekod hipidiomorfne preseke. Nekatera zrna so dvojčična, druga dvojčična in conama ah samo conama. Pogosto ga obdaja epitaksialni rob epidota (tabla 2, shka 1). Meja med obema mineraloma je ostra. Idiomorfna obhka zrn in odsotnost struktur preraščanja kažejo, da je v talini zelo zgodaj prišlo do nasičenja z ortitom, in da se je kristahzacija končala, ko je bilo prisotne še precej tahne. Razlog za zgodnjo kristahzaeijo ortita je njegova omejena topnost v gra- nitoidnih tahnah. Epidot je v kristalizacijski združbi nadomesth ortit, a z njim ni bi- stveno reagiral. Neodvisna, idiomorfna, enakomerno razporejena zrna pribhžno enake vehkosti in conarnost, vzporedna idiomorfnim kristalnim obhkam, so dokazi, da ortit ni restit, temveč je kristaliziral iz tahne (Gromet & Silver, 1983, 931). Epidot Epidot zavzema v granodioritih in porñroidnih granodioritih večinoma pod 1%, izjemo- ma ga je več (3,6% v vzorcu P112). Več ga je v jugovzhodnih delih masiva, v več vzorcih iz severozahodnega dela pa ga nisem našla. V jugovzhodnih delih se pojavlja predvsem kot magmatski mineral ah kot restit, drugod kot sekundarni mineral. Razpon vehkosti zrn je med 40цт in 500 |лт, največkrat pa merijo 300¡лт. Za magmatski izvor govori epitaksialna rast okrog ortita (tabla 2, shka 1). Ostra meja med jedri ortita in robom epidota po ugotovitvah Dawesa in Evansa (1991, 1029, 1030) pomeni, da je rast ortita povzročha znižanje vsebnosti REE. Epidot je bh nestabhen, dokler se ni temperatura dovolj znižala, daje lahko epitaksialno obra- stel ortit. Poleg tega pogosto nastopa v idiomorfnih kristalih, vključenih v drugih mineralih, zlasti biotitu. Tudi v tem primeru pogosto vključuje majhno jedro ortita, izjemoma paje dvojčičen. Ward in drugi (1992, 787) so prav tako našli primarne vključke epidota v biotitu. Idiomorfizem epidota v pohorskem granodioritu kaže na njegovo primarno kristahzaeijo iz magme (Gromet & Silver, 1983, 927). Naney (1983, 1025) je tudi eksperimentalno dokazal, da je epidot lahko primarna faza. Povišana vsebnost Fe povečuje njegovo stabhnost. Pri 800 MPa se pojavi v hipersohdus fazi, kar pome- ni, daje soobstojnost epidota in silikatne tahne odvisna od tlaka. Tudi Dawes in Evans (1991, 1029) omenjata kristahzaeijo epidota ob visokih рш in рнзо- Izloča se lahko zelo Minerali pohorskega magmatskega masiva 291 zgodaj, ko je v talini prisotnih manj kot 25% kristalov. Stabilnost mineralov, ki so rasth pri visokih pritiskih, po mnenju omenjenih avtorjev zahteva, da se je magma dvignila hitro iz globine, večje od 20km, kar kaže na to, da se tudi z vodo bogata sihkatna talina lahko naenkrat dvigne do ravni skorje (pod 6 km). Belli e ni in drugi (1991, 37) tudi za epidot iz granitoidnih kamnin Rensna (Vzhodne Alpe) navajajo magma- tski izvor. Predvidevajo pa, da je nastal med zadnjimi fazami kristahzaeije, ko je s tekočino bogata preostala (rezidualna) magma povzročila spremembo zgodaj kristaliziranih faz. Amfibol, plagioklaz in magnetit so s tahno reagirah v epidot, biotit in kremen. Me- nim, da se nastanek pohorskega epidota najbolje sklada s hipotezo Dawesa in Evansa (1991, 1029). V plagioklazih opazimo skeletni epidot, oziroma je epidot vključen v restitnih jedrih. Predstavlja lahko restit (Daw^es & Evans, 1991, 1022) ah pa je skeletna rast po- slediea hitre rasti oziroma prepočasnega dotoka snovi. Sekundarni epidot nadomešča biotit, amfibole, plagioklaze in osnovo. Podobno pojav- ljanje epidota Cook in drugi (1991, 836) pripisujejo avtometamorfozi med zadnjimi fazami ohlajanja mokre magme. Razmeroma pogosto sem opazila mineral, ki je ob izključenem anahzatorju enak epidotu, ob vključenem anahzatorju pa ima anomalne rumeno-modre interferenčne barve I. reda. Možno je, da pripada klinozoisitu, ali pa da gre za presek epidota, ki je blizu izotropnemu in so zato interferenčne barve nizke. V tabeh 3 sem take mine- rale uvrstila med khnozoisite. Cirkon Cirkon sem našla v večini kamnin. Ker se pojavlja v izredno drobnih, pahčastih zrnih (pod 20цт), ga je ponekod težko določiti. Tudi njegova količina je v primerja- vi z drugimi akcesornimi minerah zelo majhna. Prisotnost cirkona potrjuje, da je bila talina nasičena s Zr (Clarke, 1992, 71). Ker je pogosto vključen v plagioklazih in biotitu, je nastal pred njima ali pa je lahko tudi restit. Vendar ni jasno, kakšen je njegov odnos do mineralov, ki so kristalizirali med prvimi (apatit, ortit, sfen, neprozorni minerah). V skladu z ugotovitvami Charoya (1986, 588) lahko kristalizira zelo zgodaj ah celo predstavlja restit. Da je cirkon restitua faza, sklepajo Drummond in drugi (1988, 881) tudi iz dejstva, da je topnost Zr v peraluminijskih talinah omejena, večina vzor- cev pa vsebuje nad 100 ppm Zr. Enako velja tudi za raziskovane vzorce. Neprozorni minerali V vseh vzorcih sem našla neprozorne minerale. Merijo od 10 цт do 1000 цт, najpo- gosteje 100 цт. Pirit prepoznamo v kamnini tudi makroskopsko. V granodioritu se ponekod kopiči v manjših gnezdih. Neprozorni minerah so verjetno kristahzirali zelo zgodaj, saj so vključeni v ortit in pogosto kažejo idiomorfne obhke. V porfiroidnih granodioritih neprozoren mineral ponekod rdečkasto preseva, kar kažejo na možno prisotnost magnetita ali hematita, vendar ju je težko razhkovati med seboj in od pi- rita. Hematit je v težki frakciji in vzorcu Tpl potrdila tudi rentgenska difrakcija. Magnetit se je izločil iz biotita ob njegovi kloritizaciji. Neprozorni minerah in biotit so v neka- terih vzorcih limonitizirani. Sfen V približno polovici vseh pregledanih vzorcev sem ugotovila prisotnost sfena. Največ ga je v granodioritih, kjer lahko po modalni sestavi zavzema do 1%, v vzorcu iz apo- 292 Nina Zupančič fize TI celo 1,5%. V porfiroidnih granodioritih, predvsem v razhčkih z drobnozrnato osnovo, je manj pogost oziroma ga nisem našla. Pojavlja se v izoliranih, idiomorfnih do hipidiomorfnih zrnih, zvečine vehkih med 500 цт in 700 цт. Kristaliziral je raz- meroma zgodaj, a za ortitom, ki se pojavlja v njem kot vključek. Gromet in Silver (1983, 931) navajata, daje zgodnja kristahzacija sfena posledica njegove omejene topnosti v tahnah granitne sestave. Progresivna kristahzacija granitne magme daje z SÌO2 obo- gatene rezidualne tahne, kar povzroči kristahzaeijo sfena in ortita, ko je prisotno še pribhžno 50% tahne. Železovi in titanovi oksidi so verjetno obhkovah kristahzacijska jedra sfena. Izločanje biotita je povzročilo padec vsebnosti TÌO2 v taUni in s tem preprečilo nadaljnjo kristahzaeijo sfena. Sfen je redkeje hipidiomorfen. Takrat je deloma lahko nastal kot razpadni pro- dukt biotita (Nabelek et al., 1986, 1039). V vzorcih porfiroidnih granodioritov je takšen sfen težko ločiti od kalcita. Kot produkt sprememb dacitov iz adamehskega masiva Beccaluva in drugi (1983, 343) poleg sericita, ortita, epidota in klorita navajajo tudi sfen. Granati Granati se le izjemoma pojavljajo v vzorcih granodiorita iz jugovzhodnega dela masiva. Največ in največji so v vzorcu T3, ki predstavlja najbolj jugovzhodno ležeči granodiorit v stiku z metamorfnimi kamninami. Dosežejo pribhžno 1000 цт. Granati kažejo prekinjeno rast. Po prvi stopnji kristalizacije so bha jedra korodirana. Obdah so jih plagioklazi, biotit in kremen. Ob nadaljevanju rasti so večinoma dobih idiomorfno obhko. Ponekod je pri nadaljnji rasti granat le delno obdal starejše jedro (tabla 1, slika 2). Zunanji rob granatov ponekod nadomeščata biotit in epidot. Ni gotovo, ali je izvor granatov magmatski ah metamorfen. Dawes in Evans (1991, 1024) omenjata, da magmatski izvor potrjujejo idiomorfne obhke, ki so lahko zaobljene ah resorbirane, nastopanje v magmatskih plagioklazih s conarnostjo in predvsem kemična sestava. Za granate, vnesene v talino iz metamorfnih kamnin je značilno, da so zaobljeni, obdani z osnovo in kažejo korodirane obroče, zapolnjene s kloritom. Drummond in drugi (1988, 874) ločijo magmatski granat od metamorfnega po idiomorfnih do hipidiomorfnih oblikah; vehkosti zrn, primerljivi z zrnavostjo preostale kamnine; odsotnosti razpadnih produktov gra- nata, kar kaže na ravnotežje s peraluminijsko talino. Glede na strukturo pohorskih granatov ne moremo točno določiti njihovega izvora. Kemičnih analiz, ki bi pomaga- le pri ugotavljanju njihovega izvora, nimamo, zato puščam vprašanje njihovega nastanka zaenkrat še odprto. Klorit Kloritizacija je najpogostnejša sprememba mafičnih mineralov. Zasledila je nisem le v zelo svežih vzorcih. Biotit je bolj kloritiziran kot rogovača (tabla 3, shka 4). Kjer so spremembe najmočnejše, opazujemo popolno psevdomorfozo klorita po biotitu. Klorit ponekod pahljačasto zapolnjuje razpoke ah nadomešča osnovo. Navadno je svetlo zelen in pleohroičen, izjemoma je brezbarven ah slamnato rumen. Skoraj vedno kaže vijohčaste anomalne interferenčne barve I. reda. Kadar so le-te berlinsko modre, gre za različek penin. Kalcit Kalcit je nastal ob razpadu Ca-plagioklazov, biotita in ponekod rogovače. V hidro- termalno spremenjenih vzorcih zapolnjuje razpoke in nadomešča osnovo. V teh vzor- cih so pogostna večja polja kalcita z dobro vidnimi dvojčičnimi lamelami. Ob robovih Minerali pohorskega magmatskega masiva 293 so pogosto degradacijsko rekristalizirana (tabla 2, slika 2). V porfiroidnem granodio- ritu se izjemoma pojavljajo votliniee. Te so ponekod zapolnjene s pahljačastim kal- citom. V hidrotermalno spremenjenih vzorcih je količina kalcita previsoka (l%-3%), da bi jo lahko pripisah le mobihzaciji iz mineralnih faz, ki vsebujejo Ca. Sklepam, da je bil v kamnine prinesen tudi s hidrotermalnimi raztopinami. Malchit Struktura Malchiti so holokristalne, drobnozrnate kamnine. Večinoma so neenakomerno zrnati. Imajo porfiroidno strukturo. Po zrnavosti osnove, razmerju med minerah v osnovi ter številu in vrsti vtrošnikov jih je možno ločiti v več podskupin. Pri večini debelozrnatih vzorcev je razmerje med plagioklazi in rogovačo v osno- vi pribhžno enako. V vzorcih M14 in M19 nekohko prevladujejo plagioklazi, v vzorcu M16 pa rogovača. Vtrošnikov je povsod izredno malo. Največkrat jih več pripada plagiok- lazom, le izjemoma rogovači (M14 in M19). V srednjezrnatih vzorcih je osnove med 60% in 80%. Večinoma v njej prevladujejo plagioklazi. Ti so prav tako prevladujoči vtrošnik. Tudi v drobnozrnatih vzorcih zavzema osnova med 60% in 80%. V vzorcih M2 in MIO je razmerje med mafičnimi in sahčnimi minerah v osnovi enako, pri dru- gih pa prevladuje rogovača. Ta je tudi najpogostnejši vtrošnik. Izjema je vzorec M2, kjer prevladujejo plagioklazi. Ker se malchiti med seboj precej razhkujejo, zagotovo niso nastah istočasno. Mehanizem nastanka in izvorna magma pa sta bila verjetno precej podobna. Mineralna sestava V malchitih sem pod mikroskopom določila rogovačo, biotit, plagioklaze in kre- men. Akcesorni minerah so apatit, ortit, sfen, cirkon in neprozorni minerah. Kot sekun- darni minerah so nastah serieit, klorit, epidot, ?khnozoisit, kalcit, limonit in aktino- lit. Z rentgensko difrakcijo je bila v nekaterih vzorcih potrjena tudi prisotnost K-glinenca, ki je ponekod ortoklaz, drugod mikroklin. Ker ga pod mikroskopom nisem opazila, je verjetno ves v osnovi. V nadaljevanju opisujem samo bistvene minerale malchitov. Za preostale velja, da nastopajo podobno kot v drugih pohorskih magmatskih kamninah. Kremen V malchitih tvori kremen tako osnovo kot posamezne vtrošnike. Glede na rezultate rentgenske difrakcije gaje med 10% in 20%, po modalni sestavi, kjer je količina zaradi pojavljanja v osnovi podcenjena, pa do 3%. Kremenovi vtrošniki (vehkost med 300цт in 500 ^im) predstavljajo starejšo, kremen iz osnove (vehkost od 5цт do 50 цт) pa mlajšo generacijo. Vtrošniki so vedno zaobljeni ah korodirani. Redko so obdani z ob- ročem mafičnih mineralov, bodisi neprozornih ali popolnoma kloritiziranih, tako da ni mogoče ugotoviti, kaj je bil prvotni mineral. Podobno strukturo v adamellskih kam- ninah opisujeta Blundy in Sparks (1992, 1042). Obroč rogovače okrog kremena naj bi nastal zaradi reakcije ksenokristalov kremena z magmo mahčnih vključkov. Chap- pell in drugi (1987, 1115) na podlagi take strukture uvrščajo kremen med restitue minerale. 294 Nina Zupančič Plagioklazi Plagioklazov je v malchitih med 30% in 60%, vendar je zlasti v osnovi količino težko določiti. V debelozrnati osnovi (400 цт) imajo plagioklazi idiomorfne do hipi- diomorfne obhke. So conami in dvojčični. V srednje- in drobnozrnati osnovi (od 5цт do 250 цт) so hipidiomorfni in ksenomorfni. Generacija v osnovi je najmlajša. V vtrošnikih jih je med 3% in 30%. Veliki so med 500 цт in 2000 ^im, največkrat 1000 цт. So idio- morfni, conami in dvojčični. V nekaterih primerih so zaobljeni. Ponekod opazimo starejša, zaobljena jedra, okrog katerih se je nadaljevala conama rast. Nekateri vtrošniki so obraščeni z epitaksialnim robom (tabla 2, shka 4). Vtrošniki so verjetno kristalizirah v več stopnjah ah pa so se pogoji v magmi spreminjah. Tako opazimo vtrošnike, ki imajo najmočneje spremenjena jedra, vmesno cono ah zunanji rob. Najbolj spremenjeni del naj bi ustrezal najbolj bazični coni (coni z največ Ca). Plagioklazi vključujejo ci- rkon, apatit in rogovačo. Najpogostnejša sprememba je sericitizacija, redkeje karbo- natizacija in epidotizacija. V neposredni bližini stika s granodioritno prikamnino so močneje spremenjeni. Rogovača Rogovače je do 65%. V osnovi je v drobnih ighcah (od 20 цт do 100|лт), ki po- nekod kažejo fluidalno strukturo. V vtrošnikih je idiomorfna, redkeje hipidiomorfna. Vtrošniki merijo od 100цт do l,5cm, največkrat 2000цт. Pogosto opazimo prepro- ste dvojčke po (100). Dvojčičenje je lahko tudi bolj zapleteno. Preraščata se lahko dva ah trije dvojčični kristah. Zrna so pogosto razpokana. Nastale razpoke so zapol- nih minerah osnove, med katerimi je tudi ighčasta rogovača (tabla 2, shka 4). V po- sameznih primerih vidimo tudi skeletno rast rogovače. V mafičnih vključkih v ada- mellskem masivu ima rogovača prav tako votla jedra, zapolnjena s plagioklazi. Blundy in Sparks (1992, 1057) sta pojav razložila s hitro podhladitvijo mokre bazične magme, v kateri pred tem ni bho rogovače. Do strjevanja je prišlo pri temperaturi 960°C ah pod njo. Vsaj deloma lahko ta interpretacija velja tudi za malchit, kjer je skeletna rast nedvoumna. Izjemoma se rogovača nakopiči v gnezdih ah gradi izredno vehke vtrošnike (do lem). Redko je spremenjena. Največkrat je epidotizirana, redkeje kloritizirana in karbonatizirana. Kloritizacija je intenzivnejša le ob stiku s granodioritom. Aktinolit V vzorcu M14b sem določila sekundarni aktinolit. Vsi vzorci iz tega vzorčnega mesta, ki verjetno leži ob prelomni coni, so močno spremenjeni. Mafični minerah so v razhčkih M14a in M14b popolnoma epidotizirani, tako da jih pravzaprav ne prepoznamo več. V drobneje zrnatem različku M14 je rogovača sicer ohranjena, a tudi tu je epidota pribhžno 5%. Za adamellske kamnine Jobstraibizer in drugi (1983, 334) prav tako omenjajo pojav sekundarnega aktinolita, medtem ko Blundy in Sparks (1992, 1061) navajata nizkotemperaturno metamorfno združbo tremolit-klorit-epidot, ki je posle- dica delovanja poznejših raztopin. Sklep Prvotna tahna, iz katere so kristalizirale pohorske magmatske kamnine, je vse- bovala restitua zrna, ki izvirajo iz izvorne kamnine - amfibohta. Tak značaj kažejo predvsem homogena in korodirana jedra plagioklazov ter vključki biotita (in musko- Minerals from the Pohorje igneous massif 295 vita) V njih. Glede na geokemične podatke sta bili restitni fazi delno tudi apatit in cirkon. Iz magme so prvi kristahzirah sulfidi. Sledil jim je apatit. Možno je, da se je sočasno z njim začel izločati tudi cirkon. Naslednji je nastal ortit. Po zmanjšanju vsebnosti LREE se je namesto njega pričel izločati epidot. V magmi je bilo prisotnih manj kot 25% kristalov. Pritiski so v tej fazi presegah 800MPa. Zaradi omejene topnosti TÌO2 v gra- nitoidni magmi je nato kristaliziral sfen. Sledilo je izločanje bodisi biotita ah rogovače. Glede na to, da biotit lahko kristahzira iz bolj suhe magme kot rogovača, je možno, da je v resnici kristaliziral nekohko pred njo. Oba minerala sta nekaj časa kristahzi- rala sočasno, zato odnosi med njima niso jasni. Razmere, ki so vladale ob izločanju rogovače, so bile tlak 800MPa in 10% vode v talini. Biotit je nadomeščal rogovačo prek širokega razpona temperatur, ko je bila magma še tekoča. Z začetkom izločanja biotita se je zaradi padca TÌO2 v magmi končala kristalizacija sfena. Kristalizacija rogovače se je končala, biotita pa nadaljevala. Pridružih so se mu plagioklazi. Glede na to, da so conami, je bila temperatura nižja od 1000 °C, parcialni tlak vode pa je bil spre- menljiv. Sledila je kristahzacija kremena prve generacije in bolj kislih plagioklazov. V končni fazi so biotit tretje generacije, kremen druge generacije in muskovit zapol- nih prostore med zrni. Ob izločanju muskovita je bil tlak višji od 400MPa. V tej fazi je magmatski masiv v glavnem otrdel. V naslednji fazi je zaradi tektonskih dogajanj kamnina razpokala. Nastale so razpoke, zdrobljene cone in toge deformacije mineraLnih zrn. Skozi razpoke so se pretakale avtome- tamorfne raztopine, iz katerih se je izločal K-glinenec. Ob njegovem stiku s plagiok- lazi je pogosto prišlo do nastanka mirmekitske strukture. Zaradi delovanja raztopin, lahko pa tudi povišanih pritiskov, je pri temperaturah med 700 °C in 750 °C prišlo do mikroklinizacije. Med zadnjimi fazami ohlajanja magmatskega masiva so se zaradi avtometamorfo- ze biotit in glinenci ponekod spremenili v klorit, epidot, sfen, kalcit, serieit in kaoh- nit. Ponekod v severozahodnem delu masiva so bile spremembe hidrotermalne. Tem- peratura teh sprememb je bila glede na mineralno združbo med 200°C in 220°C. Minerals from the Pohorje igneous massif Summary The granodiorite and its porphyritic varieties have similar mineralogical compo- sition. The mineral association is dominated by 80%-95% of sahc minerals: quartz, medium plagioclase, K-feldspar. The prevailing mafic mineral is biotite, and hornblende is scarce. Accessory minerals are apatite, orthite, sphene, epidote, zircon, opaque minerals, muscovite, pyroxene and garnet. In the lamprophyres, the most abundant minerals are hornblende and medium plagioclase. The first minerals that were present in the magma were restitic plagioclases that are preserved as corroded core in the plagioclases of the first generation. According to Zr and P content, the apatite and zircon could also be of restitic origin (Chap- pell et al., 1987; Mackenzie et al., 1988; Charoy, 1986; Drummond et al., 1988). The first phases to crystalhse from the magma were probably sulphides, fohowed by apatite, zircon and orthite. Gradationally zoned orthite, epitaxially overgrown by epidote is common. It is a consequence of the LREE content decrease in the melt. 296 Nina Zupančič At this stage in the meh there were present less than 25% of crystals (Dawes & Evans, 1991). The pressure was over SOOMPa (Naney, 1983). The limited TÌO2 solubility in the melt facilitated sphene crystallisation (Gromet & Silver, 1983). Next in the crystalhsation sequence was biotite and/or hornblende. Some observa- tions suggest that biotite may be expected to form under "drier" conditions than hornblende (Naney, 1983). Hornblende precipitation ended and biotite continued. In the stih liquid magma hornblende was partly replaced by biotite over a wide range of temperatures. The precipitation of biotite caused TÌO2 decrease that stopped sphene crystalhsation. The first generation of plagioclases fohowed. These plagioclase grains are twinned and/or normal and oscihatory zoned. The temperature of crystahisation was lower than 1000°C (Chape 11 et al., 1987) and рнзо was changeable (Jonas- sen et al., 1992). Next in the crystahisation sequence was the first generation of quartz and the second of plagioclases. The second generation of biotite, quartz, and exceptionally muscovite, crystahised in the interstices. After cooling the intrusive body was subjected to brittle deformation. Subsequent fluid circulation caused fracture cementation and partial recrystalhsation. On the contacts between plagioclases and K-feldspars occurred myrmekitic structure. K-feldspar oc- curs in poikilitic crystals developing from later potassium rich solutions. They show intermediate to high triclinity caused by increased pressure and/or fluid activity at temperatures between 700°C and 750°C (Jobstraibizer et al., 1983). The majority of rocks was partly autometamorphosed - primary minerals were partially or fully replaced by chlorite, epidote, sphene, calcite, sericite or kaolinite. According to the mineral assemblage, the changes were hydrothermal in some plac- es, reaching temperatures of 200°C to 220°C (Parneix et al., 1985). Tabla 1 - Plate 1 Sl. 1. K-glinenec (K) vkjučuje in nadomešča rogovačo (h), biotit (bt), dvojčične in conarne plagioklaze (p) in kremen (q) Vzorec РЗОб. Navzkrižna nikola. Merilo 0,2 mm Fig. 1. K-feldspar (K) incorporating and replacing hornblende (h), biotite (bt), twinned and zoned plagioclase (p) and quartz (q) Sample P306. Crossed polars. Scale bar 0.2mm Sl. 2. Granat (g) kaže prekinjeno rast. Jedro so korodirali plagioklazi (p). Plagioklaze nadomešča K-ghnenec (K) Vzorec T3. Navzkrižna nikola. Merilo 0,2mm Fig. 2. Garnet (g) showing interrupted crystallisation. Its core corroded by plagioclases (p). K-feldspar (K) is replacing plagioclase Sample T3. Crossed polars. Scale bar 0.2mm Sl. 3. V homogenem restitnem jedru plagioklaza (p) sta vključena biotit (bt) in muskovit. Obrašča ga mlajši conaren plagioklaz. Medprostore zapolnjujeta muskovit (m) in kremen (q) Vzorec P212. Navzkrižna nikola. Merilo 0,2mm Fig. 3. Homogenous restitic core of plagioclase (p) incorporating biotite (bt) and muscovite is overgrown by zoned plagioclase. Muscovite (mu) and quartz (q) in the interstices Sample P212. Crossed polars. Scale bar 0.2mm Sl. 4. Delno mikroklinizirani (mik) K-glinenec (K) nadomešča biotit (bt), kremen (q) in polis- intetsko dvojčične plagioklaze (p) Vzorec P211. Navzkrižna nikola. Merilo 0,2 mm Fig. 4. Partly microclinised (mik) K-feldspar (K) is replacing biotite (bt), quartz (q) and poli- synthetic twinned plagioclases (p) Sample P211. Crossed polars. Scale bar 0.2mm Minerali pohorskega magmatskega masiva 297 298 Nina Zupančič Tabla 2 - Plate 2 SI. 1. Dvojčični ortit (o), obdan z epitaksialnim robom epidota (e), vključuje iglice apatita (a). Vse obdaja biotit (bt) Vzorec PlOl. Navzkrižna nikola. Merilo 0,1 mm Fig. 1. Twinned orthite (o) epitactic overgrown by epidote (e) and incorporating apatite nee- dles (a) in biotite (bt) Sample PlOl. Crossed polars. Scale bar 0.1mm SI. 2. Kalcit (cc) je degradacijsko rekristaliziran. Nekatera zrna biotita so hidrotermalno popolnoma spremenjena v kalcit in belo sljudo (m). Vtrošniki kremena (q) so ostah nespremenjeni Vzorec D12. Navzkrižna nikola. Merilo 0,1 mm Fig. 2. Degradational recrystalhsation of calcite (cc). Some biotite phenocrysts are completely hydrothermally altered in calcite and white mica (m). Quartz (q) phenocrysts remained un- changed Sample D12. Crossed polars. Scale bar 0.1mm SI. 3. Zrno piroksena (px) s polisintetskimi dvojčičnimi lamelami, idiomorfna in ksenomorfna zrna rogovače (h), plagioklazi (p), kremen (q) in K-ghnenec (K) Vzorec Tl. Navzkrižna nikola. Merilo 0,1mm Fig. 3. Pyroxene (px) grain with polisynthetic lamellar twinning, idiomorphic and xenomorphic hornblende (h), plagioclases (p), quartz (q) and K-feldspar (K) Sample Tl. Crossed polars. Scale bar 0.1mm SI. 4. Vtrošnik plagioklaza (p) je preprosto dvojčičen in conaren. Obdan je z epitaksialnim robom. Vtrošniki rogovače (h) so razpokani. Razpoke so zapolnjene z osnovo iz plagioklazov Vzorec M15. Navzkrižna nikola. Merilo 0,2mm Fig. 4. Simply twinned plagioclase phenocryst (p) with epitactic rim. Fractured hornblende phe- nocrysts (h) are filled with plagioclase matrix Vzorec M15. Crossed polars. Scale bar 0.2mm Minerali pohorskega magmatskega masiva 299 300 Nina Zupančič Tabla 3 - Plate 3 Sl. 1. Na stiku plagioklaza in K-glinenca je nastala mirmekitska struktura Vzorec PlOl. Navzkrižna nikola. Merilo 0,1mm Fig. 1. Myrmekitic texture on the contact between plagioclase (p) and K-feldspar (K) Sample PlOl. Crossed polars. Scale bar 0.1mm Sl. 2. Idiomorfni in magmatsko zaobljeni vtrošniki kremena (q) v kriptokristalni osnovi Vzorec D12. Navzkrižna nikola. Merilo 0,2mm Fig. 2. Idiomorphic and embayed quartz phenocrysts (q) in kryptocrystalline matrix Sample D12. Crossed polars. Scale bar 0.2mm Sl. 3. Vtrošniki magmatsko korodiranega kremena (q) in delno zaobljenih in sericitiziranih pla- gioklazov (p) v kriptoristalni osnovi Vzorec D12. Navzkrižna nikola. Merilo 0,2mm Fig. 3. Phenocrysts of embayed quartz (q) and partly resorbed sericitised plagioclases (p) in kryptocrystalline matrix Sample D12. Crossed polars. Scale bar 0.2mm Sl. 4. Vtrošnika rogovače (h) nadomešča močno kloritizirani (ki) biotit (bt) Vzorec D5. Vzporedna nikola. Merilo 0,1 mm Fig. 4. Hornblende phenocrysts (h) are partly replaced by intensive chloritised (kl) biotite (bt) Sample D6. Parallel polars. Scale bar 0.1mm Minerali pohorskega magmatskega masiva 301 302 Nina Zupančič Literatura Beccaluva, L., Bigioggero, B., Chiesa, S. Colombo, A., Fanti, G., Gatto, G. O., Gregnanin, A., Montrasio, A., Piccirillo, E. M. & Tunesi, A. 1983: Post collisional orogenic dyke magmatism in the Alps. - Mem. Soc. Geol. lt. 2Q, 341-359, Rim. Bellieni, G., Cavazzini, G., Fioretti, A. M., Peccerillo, A. & Poli, G. 1991: Geo- chemical and isotopie evidence for crystal fractionation, AFC and crustal anatexis in the gen- esis of the Rensen Plutonic Complex (Eastern Alps, Italy). - Chem. Geol. 92, 21-44, Amster- dam. Blundy, J. D. & Sparks, R. S. J. 1992: Petrogenesis of mafic inclusions in granitoids of Adamello massif, Italy - J. Petrol. 33, 1039-1104, London. Chappell, B. W., White, A. J. R. & Wyborn, D. 1987: The importance of residual source material (restite) in granite petrogenesis. - J. Petrol. 28, 1111-1138, London. Charoy, B. 1986: The genesis of the Cornubian bathohth (south-west England): the ex- ample of the Carnmernelhs pluton. - J. Petrol. 27, 571-604, London. Clark, R. G. Jr. & Lyons, J. B. 1986: Petrogenesis of the Kinsman Intrusive Suite: Peraluminous granitoids of western New Hampshire. - J. Petrol. 27, 1365-1393, London. Clarke, D. B. 1992: Granitoid rocks. - Champman & Hall, 283 pp. London. Clifford, T. N., Nicolaysen, L. 0. & Burger, A. J. 1962: Petrology and age of the preotavi basement granite at Franzfontain, northern south-west Africa. - J. Petrol. 3, 244-279, London. Cook, R. D., Crawford, M. L., Omar, G. 1. & Crawford, W. A. 1991: Magmatism and deformation, southern Revillagigedo Island, southeastern Alaska. - Geol. Soc. Am. Bull. 103, 829-841, Boulder. Činč, B. 1988: Geokemične in mineraloške značilnosti aplitnih žil v Cezlaškem kamnolomu. Diplomsko delo. - Knjižnica Oddelka za geologijo, 98 pp., Ljubljana. Činč, B. 1992: Mineraloške in geokemične značilnosti aplitnih in pegmatitnih žil v pohorskem tonalitu in čizlakitu. Magistrsko delo. - Knjižnica Oddelka za geologijo, 106 pp., Ljubljana. Dawes, R. L. & Evans, B. W. 1991: Mineralogy and geothermobarometry of magmatic epidote-bearing dikes. Front Range, Colorado. - Geol. Soc. Am. Bull. 103, 1017-1031, Boul- der. Dawson, K. R. & Whitten, E. H. T. 1962: Variation of the Lacorne, La Motte, Preissac Granitic Complex, Quebec, Canada. - J. Petrol. 3, 1-37, London. Del Moro, A., Pardini, G., Quercioli, C., Villa, L M. & Callegari, E. 1983: Rb/Sr and K,/Ar chronology of Adamello granitoids. Southern Alps. - Mem. Soc. Geol. It. 26, 285-299, Rim. Dolar-Mantuani, L. 1935: Razmerje med tonaliti in apUti pohorskega masiva. - Geol. an. Balk. pol. 12, 1-165, Beograd. Dolar-Mantuani, L. 1938a: Tonaliti na Pohorju, tako zvani pohorski graniti. - Tehnika in gospodarstvo 4, 17-32, Ljubljana. Dolar-Mantuani, L. 1938b: Die Porphyrgesteine des westlichen Pohorje. - Geološki anah balkanskog poluostrva, 281-414, Beograd. Dolar-Mantuani, L. 1939: Porfirske kamnine zapadnega Pohorja. - Zbornik prirodoslovnega društva 1, 36-39, Ljubljana. Dolar-Mantuani, L. 1940: Diferencijacija magmatskih kamnin na Pohorju. - Razprave matematično-prirodoslovnega razreda Akad. znan. Lj., 1-13, Ljubljana. Dolar-Mantuani, L. & Klemen, R. 1940: Ein Spessartit aus dem Pohorje - Gebirge (Jugo- slawien). - Zentralblatt f. Mineralogie etc., 113-127. Dolenec, T, Pezdič, J. & Strmole, D. 1987: Izotopska sestava kisika v pohorskem tonal- itu in čizlakitu. - Geologija 30, 231-244, Ljubljana. Drummond, M. S., Wesolowski, D. & Allison, D. T. 1988: Generation, diversifica- tion, and emplacement of the Rockford granite Alabama, Appalaccians: Mineralogie, petrolo- gie, isotopie (C&O), and P-T constrains. - J. Petrol. 29/4, 869-897, London. Duhovnik, J. 1956: Pregled magmatskih in metamorfnih kamenin Slovenije. - Zbornik 1. jugoslovanskega geološkega kongresa na Bledu, 23-26, Ljubljana. Faninger, E. 1970: Pohorski tonalit in njegovi diferenciali. - Geologija 13, 35-104, Ljubljana. Faninger, E. 1973: Pohorske magmatske kamnine. - Geologija 16, 271-315, Ljubljana. Feng,R. & Kerrich,R. 1992: Geochemical evolution of granitoids from the archean Abitibi southern volcanic zone and the Pontiac subprovince, Superior province, Canada: Implications for tectonic history and source regions. - Chem. Geol. 98, 23-70, Amsterdam. Minerali pohorskega magmatskega masiva 303 Germovšek, C. 1952: Petrografska karta Pohorja 1:25000. Rokopisna karta. - Knjižnica Oddelka za geologijo, Ljubljana. Germovšek, C. 1954: Petrografske preiskave na Pohorju v letu 1952. - Geologija 2, 191-210, Ljubljana. Gromet, L. P. & Silver, L. T. 1983: Rare earth element distributions among minerals in a granodiorite and their petrogenetic implications. - Geochim. Cosmochim. Acta 47, 925-939, New York. Hall, A. 1967: The distrubution of some major and trace element in feldspars from the Rosses and Ardora granite complexes, Donegal, Ireland. - Geochim. Cosmochim. Acta 31, 835-847, New York. Harrison, T. M. & Watson, E. B. 1984: The behaviour of apatite during crustal anatexis: equilibrium and kinetic considerations. - Gechim. Cosmochim. Acta 48, 1467-1478, New York. Hinterlechner-Ravnik, A. 1971: Pohorske metamorfne kamnine. - Geologija 14, 187-226, Ljubljana. Holtz, F. & Barbey, P. 1991: Genesis of peraluminous granites 11. Mineralogy and chemistry of the Tourem complex (North Portugal). Sequential melting vs. restit unmixing. - J. Petrol. 32, 959-978, London. Jobstraibizer, P. G., De Pieri, R. & Callegari, E. 1983: The main minerals of the Adamello massif. Northern Italy. - Mem. Soc. Geol. It. 26, 323-340, Rim. Jonasson, K., Holm, P. M. & Pedresen, A. K. 1992: Petrogenesis of silicic rocks from the Kroksfjordur cental volcano, NW Iceland. - J. Petrol. 33, 1345-1369, London. Kleemann, G. J. & Twist, D. 1989: The compositionally-zoned sheet-like granite plu- ton of the Bushveld complex: Evidence bearing on the nature of A-type magmatism. - J. Petrol. 30, 1383-1414, London. Maaloe, S. & Wyllie, P. J. 1975: Water content of a granite magma deduced from the sequence of crystalhzation determined experimentally with water-undersaturated conditions. - Contr. Miner. Petrol. 52, 175-191. Mackenzie, D. E., Black, L. P. & Sun, S. 1988: Origin of alkah feldspar granites: An example for the Poimena granite, northeastern Tasmania, Australia. - Geochim. Cosmochim. Acta 52, 2507-2524, New York. Mioč, P 1978: Tolmač za list Slovenj Gradec. Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000. - Zvezni geološki zavod Beograd, 74 pp., Beograd. Mioč, P & Žnidarčič, M. 1965-1985: Geološka karta 1:25000 Vitanje, Vuzenica, Slov- enska Bistrica, Ribnica na Pohorju, Oplotnica, Mislinja, Slovenj Gradec. Rokopisne karte. - Arhiv IGGG, Ljubljana. Mioč, P & Žnidarčič, M. 1972, Osnovna geološka karta SFRJ Slovenj Gradec 1:100000. - Zvezni geološki zavod Beograd, Beograd. Mioč, P. & Žnidarčič, M. 1989: Tolmač za lista Maribor in Leibnitz. Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000. - Zvezni geološki zavod Beograd, 60 pp., Beograd. Nabelek, P. L, Papike, J. J. & Laul, J. C. 1986: The Notch Peak granitic stock, Utah: Origin of reverse zoning and petrogenesis. - J. Petrol. 27, 1035-1069, London. Naney, M. T. 1983: Phase equlibria of rock-forming ferromagnesian sihcates in granitic systems. - Am. J. Sci. 283, 993-1033. Parneix, J. C., Beaufort, D., Dudoignon, P. & Meunier, A. 1985: Biotite chloriti- zation process in hydrothermally altered granites. - Chem. Geol. 51, 89-101, Amsterdam. Reid, J. B. Jr., Evans, O. C. & Fates, D. G. 1983: Magma mixing in granitic rocks of the central Sierra Nevada, California. - Earth Planet. Sci. Lett. 66, 234-261. Speer, J. A. 1987: Evolution of magmatic AFM mineral assemblages in granitoid rocks: The hornblende + melt = biotite reaction in the Liberty Hill pluton, South Carolina. - Ame- rican Mineralogist 72, 863-878. Ward, C. D., McArthur, J. M. & Walsh, J. N. 1992: Rare earth element behaviour during evolution and alteration of the Dartmoor granite, SW Engaland. - J. Petrol. 33, 785-815, London. Wones, D. R. 1980: Contributions of crystallography, mineralogy, and petrology to the geology of the Lucerne pluton, Hancock County, Maine. - American Mineralogist 65, 411-437. Zen, E. 1986: Aluminium enrichment in silicate melts by fractional crystallizatin: Some mineralogie and pétrographie constrains. - J. Petrol. 27, 1095-1117, London. Zupančič, N. 1994a: Petrografske značilnosti in klasifikacija pohorskih magmatskih kamnin. - Rud.-metal. zb. 41, 101-112, Ljubljana. Zupančič, N. 1994b: Geokemične značilnosti in nastanek pohorskih magmatskih kam- nin. - Rud.-metal. zb. 41, 113-128, Ljubljana. GEOLOGIJA 37, 38, 305-269 (1994/95), Ljubljana Metodološki prispevek h geokemični razčlenitvi premogovih plasti Methodological contribution to geochemical subdivision of coal seams Jože Uhan Geološki zavod Ljubljana Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko Dimičeva 14, 1000 Ljubljana, Slovenija Kratka vsebina Pri obsežni statistični obdelavi geokemičnih podatkov zasavskega premoga se je ponudila možnost uporabe porazdelitvenih zakonitosti geokemičnih faktorjev in klasterjev za razčlenitev in genetsko interpretacijo premogovih plasti. Po vzorčnem načrtu za analizo variance so intervalni vzorci premoga in prikamnin prinašah podatke tehnoloških, elementarnih in atomsko- emisijsko- spektrometrijskih analiz ter sihkatnih anahz premogovega pepela. Variabilnost vseh merjenih spremenlji- vk smo preučili na regionalni, profilni, vzorčni in analitski ravni. Po faktorski analizi triindvajset izbranih spremenljivk je bil vsebinsko opredeljen terigeni (K, Cu, V, Cr, pepelnost, Zn, Be, Co, AI2O3, SÌO2), karbonatni (Mn, CO2, Fe.O:), Ni), sulfid- no-sulfatni (sulfidno in sulfatno žveplo, РегОз), dušikovo-vodikovi (O, N, H) in tipomorfni faktor (Sr, Ca, organsko žveplo, C, Ba). Pet sintetičnih spremenljivk (faktorjev) pojasnjuje 79% celotne spremenljivosti. Že na podlagi prvih treh fak- torskih vrednosti pa lahko vzorce z dendrogramom klastrske analize razvrstimo v posamezne skupine vzorcev (clusterje), ki predstavljajo različne geokemične segmente premogovih plasti. Ob uporabi predstavljenih metodoloških izhodišč na temeljnih profilih struk- turnih enot posameznih premogonosnih bazenov bi z nadaljnimi multidisciplinar- nimi raziskavami lahko zgradih genetske modele slovenskih paleošotišč. Članek je prispevek k iskanju primerne geokemične metodologije za dosego tega razisko- valnega cilja. Abstract The statistical analysis of geochemical data collected at Zasavje coal basin offered the possibility to use distribution characteristics of geochemical factors and clusters for subdivision and genetic interpretation of coal seams. In accor- dance to sampling scheme for variance analysis the interval samples of coal and bearing rocks brought data on ultimate, proximate and atomic emission spectro- metric analysis, and silicate analysis of coal ash. Variability of all measured vari- ables was studied on regional, vertical, sampling and analytical level. After fac- tor analysis of 23 selected variables terrigenous (K, Cu, V, Cr, ash, Zn, Be, Co, AI2O3, SÌO2), carbonate (Mn, CO2, Ре20з, Ni), sulphide-sulphate (sulphide and sulphate sulphur, Ре20з), nitrogen-hydrogen (0, N, H) and typomorphic factor (Sr, 306 Jože Uhan Ca, organic sulphur, C, Ba) have been determined. Five synthetic variables (fac- tors) explain 79% of the total variance. Yet on the basis of the first three factor values the samples can be arranged by use of cluster analysis into sample groups (clusters), which represent various geochemical segments of coal seams. By using above presented methodological guidelines which are based on cross- sections of individual coal-bearing basins structural units, the future multidisci- phnary research can lead to genetic model of Slovenian coal basins. Presented article is a contribution to look after best possible geochemical methodology which purpose is to reach this aim. Uvod Dosedanje razmeroma skromne petrološke, predvsem petrografske raziskave slo- venskih premogov niso prinašale pomembnejših genetskih informacij za rekonstrui- ranje posameznih premoških bazenov. Za genetsko interpretacijo celotnih paleošotišč bi bili potrebni faktorji, ki bi odražah paleogeografske in nekdanje fizikalno-kemične razmere šotišč in njihovih takratnih obrobij. Prva obsežnejša geokemična karakteri- zacija premogov v Sloveniji je predstavila anomalne geokemične vrednosti ter izrazi- la potrebo po njihovi preučitvi in geološki interpretaciji (Pire & Žuža, 1989). Z geo- kemičnimi raziskavami premogov in vplivi njihove uporabe na okolje so se kasneje ukvarjah Uhan s sodelavci (1992), Ko če var (1992) in Andjelov s sodelavci (1995). S preučevanjem geneze premoga v posameznih delih širšega zasavskega prostora, dopolnjevanjem modela strukturnega razvoja posameznih premogišč ter reševanjem tehnoloških problemov pri pridobivanju in uporabljanju premoga so pričeh leta 1989 (M ar kič et al., 1993). Na genetski pomen porazdelitvenih zakonitosti nekaterih sle- dnih prvin in na možnost rekonstrukcije oksidacijsko-redukcijskih razmer v nekda- njih šotiščih so opozorih rezultati raziskav tipomorfnosti kemičnih prvin v premogu (Uhan, 1993). Začetek celovitega reševanja tako kompleksnega problema je na geoke- mičnem področju zahteval temeljito metodološko predraziskovalno fazo, ki smo jo opravili na dveh profilih v osrednjem delu zasavskega premogonosnega bazena (si. 1). SI. 1. Lokaciji raziskanih profilov v zasavskem terciarnem bazenu Fig. L Locahty^of investigated profiles in Zasavje Tertiary basin Metodološki prispevek h geokemični razčlenitvi premogovih plasti 307 Vzorčevanje in analitika Vzorčevanje profilov na površinskem kopu Neža v Trbovljah (I) in v podzemnem odkopu Lopata v Ojstrem (II) je bho prilagojeno litotipni sestavi petrografsko zelo heterogeni premogovi plasti, ki je predvsem odraz vrste in obhke matične organske snovi, specifičnih možnosti aeracije in kemijskega stanja okolja. V zgornjih delih 17- in 20-metrskih profilov prevladuje, menjaje z detritom, ksilitni litotip. Prehod v tal- ninsko prikamnino karakterizira karbargilit, medtem ko je za prehod v krovninsko prikam- nino v splošnem značilen karbankerit (Uhan, 1991). Premogovo plast dele v več odsekov centimetrske do decimetrske jalovinaste tufitske plasti, manj pogosto tudi plasti kar- bonatov, gline ter sideritnih, kremeničnih in kalcitnih konkrecij. Večmetrski medtufitski odseki v premogovi plasti so vzorčevani s povprečno 35 centimetrskimi intervalnimi kompozitnimi, litotipno prilagojenimi vzorci (Chao et al., 1983). Standardnim tehnološkim, elementnim in silikatnim anahzam premoga in njegovega pepela na tako pridobljenih vzorcih sta sledha zaprti kislinski razklop (Crock et al., 1983) ter atomska spektrometrijska določitev pepelotvornih (Al,Ca, Na, K, Mg, Fe) in slednih prvin (B, Ba, Be, Cd, Co, Cr, Cu, Li, Mn, Ni, Pb, Sr, V, Zn). Ocena pravilnosti meritev po tej metodi je omogočila primerjavo analitskih in priporočenih vrednosti geološkega standardnega vzorca (Abbey, 1983). Njihovo razmerje nam pri določitvah Ca, Al, Mg in Sr dokazujejo občutno prenizke meritve. Natančnost metode je ocenjena z relativno mero variacij na osnovi standardnega odklona analitskih ponovitev (Crock et al., 1983). Standardni odkloni slučajnostno razporejenih ponovitvenih določitev Ba, Mg, Sr ter Ca, Pb in Al presegajo 10% srednje vrednosti in se uvrščajo med slabo ponovljive določitve. Z anahzo variance je ocenjena komponenta štirih najosnovnejših virov variacij. Najvišjo raven pojasnjuje regionalno spremenljivost med kilometrsko oddaljenimi profih v bazenu, katerega vzdolžna os (W-E) presega 20km. Nižji dve ravni te sheme predstavljata vertikalno spremenljivost. Razhčno debele medtufitske inter- vale smo primerjah z vzorci znotraj teh intervalov. Števho vzorcev znotraj intervala je prhagojeno njegovi debelini in litotipni sestavi. Četrto, najnižjo raven definira analit- sko spremenljivost, na katero so med drugim vplivah metoda in izvedba vzorčevanja, drobljenje, mletje, homogenizacija, kvartiranje, razklop in sama analitska meritev. Variančne komponente iz statističnega programskega paketa STATPAC (Miesch, 1976) so po omenjenih ravneh spremenljivosti predstavljene v tabeh 1. Kot rezultat te, predhodne obdelave je izšla matrika triindvajsetih spremenljivk iz tehnoloških, elementnih, sihkatnih in spektrometrijskih anahz (Uhan, 1991), ki predstavlja izhodišče multivariatnim statističnim anahzam. Geokemične asociacije • Delovanje razhčnih fizikalno-kemijskih procesov na šotno oziroma premoško plast v poljubnem stadiju litogeneze izražajo odnosi med posameznimi kemičnimi prvina- mi v premogu. Korelacijske odvisnosti med kemičnimi prvinami je leta 1933 razisko- val Goldschmidt (Judovič, 1978). Opravil je poskuse genetske diferenciacije kemičnih prvin. Kasneje so raziskovalci pri svojih raziskavah ugotovih razhčne združbe kemičnih prvin, ki so jim dovoljevale sistematizirati posamezne ugotovitve. Tako izločene sku- pine prvin so nudhe dobro podlago za reševanje zahtevne geneze obogatitve premo- ga z redkimi prvinami. Za nastale asociacije kot enorodne združbe prvin, povezanih s pozitivno korelacijo, so se najpogosteje javljah ali skupni izvor prvin, skupni meha- 308 Jože Uhan Tabela 1. Analiza variance Table 1. Analaysis of variance * Raven statistične značilnosti 0.05 - Level of significance 0.05 ** Meritve : vzorci - Measurements : samples nižem prenosa prvin, skupni mehanizem fiksacije, sinhronost nakopičenja ah podob- nost obnašanja v diagenezi in katagenezi. Med najobjektivnejšimi postopki za oceno asociacij kemijskih prvin na vseh ra- ziskovalnih ravneh je po mnenju nekaterih avtorjev korelacijska analiza (Judovič, 1978). S to osnovno metodo za preučevanje odvisnosti so nekateri (Tkačev & Ju- dovič, 1975) določih konceptualne sisteme, ki so modehrah realne objekte njihovih raziskav. Kot elemente takega sistema so izločih asociacije z medsebojnimi struktur- nimi oditosi. Pri tem je pogosto ostalo odprto vprašanje, kaj označujejo asociacije, najdene na nekaterih ravneh. Zato smo v pričujočem primeru sicer poskušah izločiti osnovne asociacije kemičnih prvin na osnovi kritične meje korelacijskih koeficientov, vendar le za oceno smiselnosti nadaljnjih multivariatnih analiz. S koeficienti pod kritično mejo izstopajo vsebnosti kemičnih prvin zunaj dveh izrazitih asociacij (Cr-V-Cu-Li-K-Be; Co- Metodološki prispevek h geokemičrii razčlenitvi premogovih plasti 309 Zn-Fe-Mn), vendar so to prvine (Sr, Ca, Na, Ba), katerih genetsko informacijo zara- di visoke tipomorfnosti (Uhan, 1993) ne bi smeh zanemariti. Preprosta korelacijska analiza tako sicer izloči več asociacij, ki neposredno nakazujejo različnost procesov obogatitve ah celo različnost virov posameznih skupin kemičnih prvin. Že njihova vsebinska opredehtev pa ni povsem jasna. Še težavnejša je njihova genetska interpretacija. Zato nam je ta metoda služila le kot dokaz neenovitosti geokemičnih procesov v razhčnih razvojnih fazah premogovih plasti. Za interpreta- cijske namene pa smo uporabili močnejša multivariatna statistična orodja. Geokemični faktorji Predhodne statistične analize so odkrile kompleksnost geokemičnih pojavov, ki zahteva obravnavo širokega spektra spremenljivk. Pri obdelavi rezultatov meritve 36 kemijskih in fizikalnih spremenljivk smo se najprej oslonili na metodo, ki združuje najpomembnejše sorodne informacije v nove spremenljivke, latentne geokemične opredeljene faktorje. Ti lahko posredujejo zakrite dejavnike odvisnosti, ki jih s samo analizo opazovanih vrednosti običajno ne odkrijemo. Na osnovi preskusa normalnosti smo v faktorsko analizo vključih bodisi naravne ah logaritemske vrednosti spremenljivk z majhno anahtsko komponento spremenlji- vosti. Matriko kemičnih prvin smo razširih s spremenljivkami iz tehničnih, elemen- tarnih in sihkatnih kemičnih anahz. Tako smo kot izhodišče za faktorsko anahzo obhkovah matriko s 23 merjenimi geokemičnimi spremenljivkami, za katere je po Bartlettovem testu faktorska analiza smiselna (pepelnost, sulfidno žveplo, sulfatno žveplo, organ- sko žveplo, CO2, SÌO2, AI2O3, Fe203, C, H, O in N, Ca, K, Ba, Be, Co, Cr, Cu, Mn, Ni, Sr, V, Zn). V okviru metode glavnih komponent nam preliminarno oceno rešitve omogoča matrika faktorskih uteži, ki izraža korelacijo med spremenljivkami in glavnimi kom- ponentami - faktorji. Pri tem predstavljajo analitično vrednost predvsem faktorske uteži, ki določajo odvisnost med spremenljivko in faktorjem (tab. 2), lastne vrednosti, ki definirajo pojasnjeni odstotek celotne spremenljivosti (tab. 2) in komunahtete, ki izražajo prispevek v anahzo vključenih faktorjev k pojasnitvi spremenljivosti (tab. 3). Z metodo glavnih komponent programskega paketa CSS (Stat Soft, 1992) smo 23 merjenih geokemičnih spremenljivk opisali s petimi, med seboj neodvisnimi fak- torji, ki zaporedoma pojasnjujejo spremenljivost. Smiselnost vključevanja petih fak- torjev smo preverih z grafom lastnih vrednosti (si. 2), kjer se hnearnost subhorizon- talne premice najvišjih faktorjev prekine pri petem faktorju. Prvi faktor pojasnjuje več kot tretjino spremenljivosti vseh opazovanih spremenljivk (37,3%). Naslednja dva faktorja pojasnita še dodatnih 29,4% spremenljivosti. Prvi trije faktorji tako skupno pojasnijo 66,7% spremenljivosti in zadostujejo za predstavitev dveh tretjin opazovane variabi- lnosti. Če tem trem faktorjem dodamo še naslednja dva, ostane samo 20% nepojas- njene spremenljivosti. Za poenostavitev kompleksnosti problema do vsebinsko še sprejemljive rešitve smo uporabih ortogonalno metodo rotacije, s katero smo poenostavih razporeditev faktorskih uteži posameznih spremenljivk (tab. 4). Po rotaciji vsebuje vsak faktor nekaj visokih značilnih in večje število nizkih obremenitev. S tem postopkom smo zagotovih boljšo razlago faktorjev z vsebinskega vidika, saj faktorje pojasnjuje manjše število spremenljivk, kar močno lajša njihovo vsebinsko opredehtev. Prvi faktor, ki po rotaciji pojasnjuje 31,6% skupne variabilnosti, je pozitivno obre- 310 Jože Uhan Tabela 2. Faktorske uteži petfaktorske rešitve Table 2. Factor loadings for five factor solution menjen s kalijem (0,90), bakrom (0,88), vanadijem (0,85), kromom (0,82), pepelno- stjo (0,82), cinkom (0,72), berilijem (0,70), kobaltom (0,67) ter aluminijevim (0,64) in silicijevim oksidom (0,61). Bipolarnost tega faktorja povzročajo ogljik (-0,65), organska oblika žvepla (-0,51) in kalcij (-0,41). Geokemični asociaciji Cr-V-Cu-Li-K-Be iz ma- trike korelacijskih koeficientov se pridružujejo tipično terigene spremenljivke, kot so pepelnost ter aluminijev in silicijev oksid. Terestično odvisnost te geokemične aso- ciacije potrjujejo tudi negativne faktorske uteži ogljika, organskega žvepla in kalcija z znano močno organsko afinitete (Uhan, 1993). Drugi faktor pojasnjuje 15% skupne variabilnosti. Pozitivno je obremenjen z man- ganom (0,85), CO2 (0,83), železovim oksidom (0,65) in nikljem (0,51). Bipolarnost nakazujejo aluminijev oksid (-0,52), berilij (-0,24), sulfatno (-0,235) in organsko Metodološki prispevek h geokemičrii razčlenitvi premogovih plasti 311 Tabela 3. Komunahtete prvih petih faktorjev in unikvitete spremenljivk Table 3. Communalities for five factors and uniquities for variables (-0,229) žveplo. S prvim faktorjem je povezan preko kobalta (0,67, 0,47), niklja (0,45, 0,51) in cinka (0,72, 0,48). Povezava s petim faktorjem pa poteka preko kalcija (0,34, 0,76). Ob upoštevanju vseh naštetih značilnosti lahko ta faktor označimo kot karbo- natni faktor. i ' ; Tretji faktor značilno opredelita dve vrsti žvepla: sulfidno (0,86) in sulfatno (0,69). Organsko žveplo (0,35) in železov oksid (0,45) dopolnjujeta njegovo karakterizacijo. Njegovo bipolarnost pa dokazujejo barij (-0,76), organsko žveplo (0,31) in kohčina CO2 (0,31). Tretji faktor, ki pojasnjuje 10,5% skupne variabilnosti, bomo opredelih kot sulfidno-sulfatni. Od vseh interpretiranih faktorjev pojasnjuje četrti faktor najmanj skupne varia- bilnosti (9,8%). Obremenjujejo ga elementi: vsota kisika in dušika (0,98) ter vodik (0,96). Monopolarnost tega faktorja rahlo ruši le berilij (-0,34). Dušikovo-vodikova opredehtev četrtega faktorja je nedvoumna. Peti faktor pojasnjuje 12,0% celotne variabilnosti. Ta faktor bremenijo stroncij (0,81), kalcij (0,76), organsko žveplo (0,48), ogljik (0,47) in barij (0,34). Prek or- ganskega žvepla in kalcija je povezan z drugim faktorjem. Trem znanim tipomorfnim elementom se na tem faktorju pridružujeta še organsko žveplo in ogljik, ki samo do- polnjujeta vsebinsko opredehtev tega faktorja kot tipomorfnega ah celo sorpcijskega. 312 Jože Uhan Faktorji - Factors Sl. 2. Diagram lastnih vrednosti Fig. 2. Scree-diagram S petfaktorsko rešitvijo nam je torej uspelo pojasniti 79,0% celotne spremenlji- vosti. S tem modelom nepojasnjena spremenljivost (21,0%) se zrcali v komunaliteti spremenljivk oziroma v njihovi unikviteti, ki jo sestavljajo nepojasnjeni deleži vsake posamezne spremenljivke (tab. 3). V predstavljeni faktorski model se slabo vključujejo nikelj (0,518), sulfatno žveplo (0,329), sihcijev dioksid (0,320), kobalt (0,316) in ogljik (0,304). Faktorska pripadnost spremenljivk z visoko unikviteto je zelo različna in tako nakazuje razhčne izvore več skritih lastnosti teh spremenljivk, ki jih nismo uspeh pojasniti z danim faktorskim modelom. Značilno izstopata le spremenljivki četrtega faktorja (kisik in dušik ter vodik), ki z doseženo najnižjo vi-ednostjo unikvitete (0,036 in 0,057) dokazuje močno povezavo samo s tem faktorjem. Z rezultati faktorske analize lahko vzorce z vsemi merjenimi spremenljivkami prikažemo z manjšim števhom faktorjev. Pri tem smo sicer izgubih nekaj geokemične informacije, kar odtehta zmanjšanje nekaj deset laboratorijsko izmerjenih spremenljivk na le nekaj sintetičnih geokemično opredeljenih faktorjev. Za nadaljnjo obdelavo smo za izračun faktorjev kot hnearne kombinacije spremenljivk določih koeficiente faktorskih vrednosti, katerih matrika je osnova za izračun faktorskih vrednosti nasploh. Vsak vzorec, ki smo mu izmerih 23 kemičnih in ñzikalnih spremenljivk smo ob koncu faktorske anahze predstavih s tremi, interpretacijsko najmočnejšimi geokemičnimi faktorji (sl. 3, 4). Faktorske vrednosti so za vsak vzorec izražene kot odstopanja od srednje vrednosti v enotah standardnih odklonov. Zaradi standardizirane matrike so srednje vrednosti in standardni odkloni nepoznani in faktorske vrednosti prikazujejo le relativne odno- se. Visoke pozitivne ali negativne vrednosti pomenijo poudarjeno prisotnost faktorja v vzorcu (z njegovim pozitivnim ah negativnim polom), medtem ko vrednosti blizu nič kažejo, da je vpliv faktorjev slabo izražen. Metodološki prispevek h geokemičrii razčlenitvi premogovih plasti 313 Tabela 4. Faktorske uteži po rotaciji Table 4. Rotated factor loadings Matrika faktorskih vrednosti, ki je prikazana grafično v vertikalnih profilih pre- mogove plasti (shki 3 in 4), tako predstavlja podlago za geokemično razčlenitev ra- ziskanih profilov ob pomoči klastrske analize. Geokemični klasterji Za definicijo naravnih sistemov z matematičnimi kriteriji običajno zadostuje že faktorska matrika. V geologiji so pogostni primeri kartografskega izraza faktorskega modela, s čimer lahko pridemo do novih spoznanj o naravnem sistemu, ki ga preučujemo. V pričujoči raziskavi metodologije geokemične razčlenitve premogovih plasti smo uporabih 314__Jože Uhan Sl. 3. Porazdelitev geokemičnih faktorjev in klasterjev v profilu I (Trbovlje) GF geokemični faktor; GF-\ terigeni faktor; GF-2 karbonatni faktor; GF-3 sulfidno-sulfatni faktor; GC geokemični klaster Fig. 3. Vertical distribution of geochemical factors and clusters in profile 1 (locality Trbovlje) GF Geochemical factor; GF-\ Terrigenous factor; GF-2 Carbonate factor; GF-3 Sulphide-sulphate factor; GC Geochemical cluster Metodološki prispevek h geokemičrii razčlenitvi premogovih plasti 315 SI. 4. Porazdelitev geokemičnih faktorjev in klasterjev v profilu II (Ojstro) GF geokemični faktor; GF-Ì terigeni faktor; GF-2 karbonatni faktor; GF-3 sulfidno-sulfatni faktor; GC geokemični klaster Fig. 4. Vertical distribution of geochemical factors and clusters in profile II (locality Ojstro) GF Geochemical factor; GF-\ Terrigenous factor; GF-2 Carbonate factor; GF-3 Sulphide-sulphate factor; GC Geochemical cluster 316 Jože Uhan faktorsko matriko kot osnovo za klastrsko analizo, ki naj bi razvrstila vzorce v hierar- hijo formiranih skupin vzorcev (klasterjev) ob izraženi medsebojni podobnosti. S tem smo poskušah zmanjšati subjektivnost geološke interpretacije na najmanjšo možno mero. Postopek združevanja se pri hierarhični klastrski analizi prične z iskanjem naj- podobnejšega para vzorcev. Ta dva vzorca oblikujeta začetno skupino, s katero pri- merjamo vse druge vzorce. Glede na Evkhdovo razdaljo (D) kot izbrano mero podobnosti (Davis, 1973), se vzorci lahko vključujejo v to ali v naslednje skupine. Končni rezultat je dendrogram, v katerem višine posameznih vej ustrezajo ravnem vzorčne podobno- sti ob upoštevanju pred tem obstoječe skupine. Ob uporabi relativne mere povezave med posameznimi vzorci v profilu (D/Dmax*100) sta prikazana dendrograma (Stat Soft, 1992), ki vzorce profilov razvrstita v bolj ah manj izrazite gruče (sliki 5, 6). Tako dobljeni statistični geokemični klasterji (GC) so Sl. 5. Dendrogram klastrske analize faktorskih vrednosti iz profila 1 (Trbovlje) Fig. 5. Dendrogram of cluster analysis for factor scores in profile I (locality Trbovlje) Metodološki prispevek h geokemičrii razčlenitvi premogovih plasti 317 SI. 6. Dendrogram klastrske analize faktorskih vrednosti iz profila II (Ojstro) Fig. 6. Dendrogram of cluster analysis for factor scores in profile II (locality Ojstro) segmenti premogove plasti, ki lahko nakazujejo geokemično bolj ah manj stabilna obdobja paleošotišča (Uhan, 1993). Prostorska korelaeija teh segmentov lahko prispeva ključne geokemične ugotovitve za genetsko rekonstrukcijo premogovih bazenov (si. 7). Sklep Geokemično analitično delo na intervalnih vzoreih hierarhične sheme vzorčevanja in analize variance ter multivariatna statistična obdelava podatkov je za nadaljnje inter- 318 Jože Uhan Sl. 7. Korelacija geokemičnih klasterjev v raziskanih profilih Fig. 7. Correlation of geochemical clusters of investigated profiles pretracijsko delo ponudila nekaj geokemičnih faktorjev. Že prve tri genetsko opredeljene geokemične faktorje karakterizira izredno poudarjena interpretacij ska moč, ki jo je mogoče s pomočjo klastrske anahze izkoristiti za geokemično razčlenitev premogo- vih plasti. Zakonitosti vertikalne porazdehtve geokemičnih faktorjev in klasterjev v raziska- nih profilih in upoštevanje razporeditve redkih prvin v odvisnosti od pepelnosti pre- moga, ki odraža optimum pH izločanja hidroksida dane prvine (Uhan, 1993), pona- zarja prehod geokemičnega značaja paleookolja preko Krumbein-Garrelsove pregrade sulfidno-sulfatne minerahzacije. Vertikalni spremenljivosti geokemičnih faktorjev in razporeditev geokemičnih klasterjev pogojujejo predvsem fizikalno-kemične razmere paleošotišča in geokemični tip nekdanjega vodnega dotoka. Na osnovi geokemično tako raziskanih temeljnih profilov po posameznih kinema- tsko rekonstruiranih strukturnih enotah premoških bazenov bi bilo ob podpori petro- grafskih in palinoloških raziskovalnih metod možno postaviti genetske modele paleošotišč. Zahvala Objava predstavlja del magistrske naloge avtorja in rezultat študija metodološke problematike v okviru znanstvenoraziskovalnega projekta Geokemija, ki jo je podpr- lo Ministrstvo za znanost in tehnologijo republike Slovenije. Za strokovno pomoč pri izdelavi naloge se iskreno zahvaljujem vodji projekta in mentorju prof. dr. Simonu Pircu ter sodelavcem na Inštitutu za geologijo, geotehniko in geofiziko v Ljubljani dr. La- dislavu Placerju, dr. Bogomiru Jelenu, mag. Dragu Skabernetu, Milošu Markiču in Mišu Andjelovu. Metodološki prispevek h geokemičrii razčlenitvi premogovih plasti 319 Literatura Abbey, S. 1983: Studies in standard samples of silicate rocks and minerals 1969-1982. - Geological Survey of Canada, Paper S5/15, 114 pp., Ottawa. Andjelov, M., Uhan, J. & Vengust, M. 1995: Naravno sevanje in spremembe zaradi sežiga premoga. - Geol. zbornik 10, 1-3, Ljubljana. Chao, E. C. T., Minkin, J. A. & Thompson, C. L. 1983: Recommended procedures and methodology of coal description. - Geological Survey Circular 894, U. S. Department of the Interior, 31 pp., Dallas. Crock, J. G., Lichte, F. E. & Briggs, P. H. 1983: Determination of elements in Nation- al Bureau of Standards geological reference materials SRM 278 obsidian and SRM basalt by in- ductively coupled argon plasma-atomic emission spectrometry. - Geostandard Newsletter, 7, 335-340, Denver. Davis, J. C. 1973: Statistics and data analysis in geology. - John Wiley & Sons, 550 pp., Canada. Judovič, Ja. E. 1978: Geohemija iskopaemih uglej. - Nauka, 262 pp., Leningrad. Kočevar, H. 1992: Vpliv pepela z odlagališča Termoelektrarne Trbovlje na okolje. - Onesnaževanje in varstvo okolja - Geologija in tehnika za okolje, zbornik s posvetovanja, 93-99, Zavod za tehnično izobraževanje Ljubljana. Markič, M., Uhan, J. & Jelen, B. 1993- Litološke, geokemične in paleobotanične zna- čilnosti zasavske premogovne plasti v profilih Neža in Lopata. - Rudar.-metal. 33. skok čez kožo - povzetki predavanj, 2-4, Ljubljana. Miesch, A. T. 1976: Geochemical survey of Missouri. - U. S. Geological Survey Profes- sional Paper 9541k, 39 pp., Washington. Pire, S. & Žuža, T. 1989: Sledne prvine v premogih v SR Sloveniji. - Rudar.-metal. zbornik 36, 161-172, Ljubljana. Stat Soft Inc. 1992: CSS (Complete Statistical system) - Statistica, addendum, release 3.1, book 1, 2 & 3. - Stat Soft Inc., 1024 pp., Tulsa, Oklahoma. Tkačev, J. A. & Judovič, Ja. E. 1975: Statistističeskaja obrabotka geohimičeskih danih. Metodi i problemi. - Nauka, 233 pp., Leningrad. Uhan, J. 1991: Geokemične značilnosti premogove plasti v trboveljsko-ojstrški struktur- ni enoti. - Magistrsko delo, 90 pp.. Univerza v Ljubljani. Uhan, J., Markič, M., Čebulj, A. & Žuža, T. 1992: Premog v okolju. - Onesnaževanje in varstvo okolja - Geologija in tehnika za okolje, zbornik s posvetovanja, 37-44, Zavod za tehnično izobraževanje Ljubljana. Uhan, J. 1993: Geokemična tipomorfnost zasavskega premoga. - Rudar.-metal. zbornik 40, 45-58, Ljubljana. GEOLOGIJA 37, 38, 321-376 (1994/95), Ljubljana O marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi z Litijo in Idrijo z aspekta tektonike plošč On the Marija Reka mercury deposit and on its comparison with the Litija and Idrija deposits from the aspect of plate tectonics Ivan Mlakar Geološki zavod Ljubljana Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko ¡, Dimičeva 14, 1000 Ljubljana, Slovenija . Kratka vsebina Natančno smo preučih marijareško okolico in po literaturnih podatkih re- konstruirah geološko zgradbo rudišča. Prvini Ni in Hg tod nastopata skupaj, zato smo to rudišče primerjali z rudišči v Posavskih gubah, kjer prav tako najdemo živo srebro. Ugotovili smo pozitivno korelacijo med intenziteto razpiranja zemeljske skorje, prisotnostjo bazičnih vul- kanitov ter nikljem in samorodnim živim srebrom. Podatki kažejo na globinski izvor teh prvin in permsko starost marijareškega rudišča. Z upoštevanjem številnih geokemičnih podatkov smo podali nove poglede o perspektivnosti objekta. Abstract The surroundings of the Marija Reka deposit were studied in detail, and on the basis of literature data its geologic structure was reconstructed. The chemical elements Ni and Hg are correlated, and therefore comparisons were made with the deposits in Sava folds in which also mercury occurs. Posi- tive correlation was established between the intensity of extension of the Earth's crust, occurrence of basic volcanics, and nickel and native mercury. Results in- dicate the deep-seated source of these elements, and the Permian age of the Marija Reka deposit. By considering numerous geochemical data new views on the perspective of the deposit were expressed. Uvod Na severnem obrobju Trojanske antiklinale se javlja majhno živosrebrno rudišče Marija Reka ali Vehka Reka, kakor so ga imenovah nekateri. Rudišče zasluži posebno pozornost zaradi nenavadne mineralne združbe, zanimive starostne problematike in izrazitih porudnih deformacij. Rudonosno območje smo preučevali leta 1982 v okviru raziskovalne naloge Meta- 322 Ivan Mlakar logenetske študije za območje Sloveiìije, ki jo je finaneirala Raziskovalna skupnost Slovenije. Stare podatke smo skrbno ovrednotili in dopolnili z novimi. Delo je sinte- za o poznavanju geološke zgradbe in orudenja v tem že več desetletij opuščenem živosrebrnem rudišču, s posebnim poudarkom na metalogenetski problematiki Posav- skih gub v zvezi s tektoniko plošč. Zgodovinski podatki Po nekaterih informacijah (Makuc, 1933; Simič, 1951) so na območju Marija Reke rudarih že za časa Marije Terezije (vladala je od 1740 do 1780). Menda je ob- stajal precej globok jašek, svinčevo rudo - srebronosni galenit pa naj bi predelovali kar v njegovi bhžini. Leta 1826 so podelih rudarske pravice Simonu Kompošu na lokalnosti Na Mlakah. Listine omenjajo Barbarin rov. Dela so opustih leta 1850 (Mohorič, 1978). Konec prejšnjega stoletja so raziskave spet zaživele. V obdobju 1880 do 1889 so izdelovah tako imenovani Kompošev rov (Makuc, 1933). Menimo, da so obnovih stara dela, ki jih je nekdaj zastavil Kompoš. Leta 1912 je začel rudariti Daniel Omerzu, župan in trgovec iz Slovenske Bistrice. V višini okrog 510 metrov je našel izdanek svinčeve rude, ga skušal podkopati z Da- nielovim rovom in prodreti še v območje pod Staro jamo, o kateri je prav takrat našel dokumentacijo. Po podatkih Dregerja (1922) je raziskave prekinila vojna, potem pa so dela ob- novih. Konec leta 1922 je bil rov dolg že 300 metrov, vendar ne vemo, zakaj so z ru- darjenjem prenehali, čeprav so rudo našh. Podkop se je nato zarušil. Sredi leta 1931 so spet pričeh z raziskovanji. Obnovih so stari Kompošev rov, nato pa še Danielov podkop. Istočasno je Makuc skonstruiral in postavil peč (Kubias, 1931). Prostosledno pravico v rudnem polju Daniel sta dobila Omerzu in družabnik Lavrenčič, katerima se je pridružh še Albert Raimonenq iz Pariza. Podehtvena hstina nosi da- tum 3. novembra 1931. Objekt so poimenovali kot Rudnik živega srebra Marija Reka v Mariji Reki. Makuc je leta 1934 zapisal, da so zaradi pomanjkljive tehnične opreme dela začasno ustavih. Leta 1931 naj bi pridobih 350kg, naslednje leto pa le 105kg živega srebra (Simič, 1951; Mohorič, 1978). Nemške okupacijske oblasti so decembra 1941 prepovedale obratovanje, partizanska dejavnost pa je uničila preostale naprave, med katerimi naj omenimo železne retorte in zidano plamensko peč. Na podlagi skopih podatkov o prisotnosti zlata in srebra v marijareški rudi so se leta 1947 na pobudo celjske občine za rudišče spet začeh zanimati. Kljub priporočilom razhčnih komisij so rudarske oblasti dale prednost raziskavam v Idriji in zanimanje za Marija Reko je zamrlo. Aprila 1951 so v laboratoriju Emajhrnice v Celju iz marijareške rude pridobili kobaltov oksid, ki ga uporabljajo za izdelovanje modrih emajlov. Tovarna posode se je za su- rovino zelo zanimala in začelo se je novo obdobje raziskovanja rudišča. Repubhška rudarska uprava je zaupala vodstvo del Rudniku in topilnici Mežica, julija 1952 pa je raziskave prevzel bližnji premogovnik Zabukovica. Ob starem Danielovem podkopu so izdelah 220 metrov novega vstopnega rova in v začetku leta 1953 že prodrh do orudenega območja in starih del. Očistih so 9 me- trov globoki jašek in na obzorju 510 izkopah več deset metrov rovov. o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 323 Iz komisijskega zapisnika z dne 18. aprila 1953 izvemo, da so ugotovili znatno nižje koncentracije Co in Ni, kot so predvidevali, pa tudi vsebnosti Hg in Pb so bile globo- ko pod pričakovanji. Raziskovalna dela je nato prevzel Geološki zavod Ljubljana. Do konca leta 1956 so izdelali 611,5 metrov dolg podkop na obzorju 448 ter več 100 metrov rovov in nekaj vertikalnih povezav znotraj orudenega bloka (Jelene, 1957) ter izračunah rudne zaloge. Po uspešnem poskusu pridobivanja Hg iz predhodno prebrane marijareške rude v Cinkarni Celje (Vrhovec, 1957) so se spomladi 1958 odločih za poskusno odko- pavanje. Delo je prevzelo podjetje Eksploatacija livarskega peska in laporja Štore v sodelovanju s celjsko Cinkarno in ga opravho sredi leta 1958. Dne 16. juhja 1958 so zapisniško ugotovili, da odkopavanje rudišča ne bi bilo donosno. Republiški rudarski organ je 28. juhja 1958 izdal odločbo o ustavitvi del. Zaradi visoke konjunkture živega srebra na svetovnem trgu (Mlakar, 1974) so se leta 1969 spet začeli zanimati za Marija Reko, naše raziskave pa spadajo v okvir sistematskega preučevanja slovenskih rudišč. Kratek pregled dosedanjih raziskav Bus er (1979) je izčrpno poročal o poteku geoloških raziskav na hstu Celje. Zato bomo opozorili le na dela v zvezi z marijareškim rudiščem in okoheo. Tellerjeva geološka karta Celje-Radeče iz leta 1907 v merilu 1:75000 zajema tudi marijareško območje. Po ogledu rudarskih del je Dreger (1922) napisal krajše poročilo z nekaj geološkimi podatki in z mnenjem o obetavnosti objekta. Tudi Kubias (1931) je zbral nekaj za- nimivih podatkov o orudenju. Makuc (1933, 1934) je natančno opisal litološke razmere in orudenje v Danie- lovem podkopu. V poročhu iz leta 1934 so med drugim tudi rezultati njegovih geo- kemičnih raziskav. Jakoby (1936) je izdelal rentabilnostni izračun za odkopavanje marijareškega rudišča. Sedlar (1950) je povzel starejše podatke in diplomskemu delu pnložil karto prosto- sledov. Leta 1951 je Berce kartiral okrog 36km^ marijareškega ozemlja. V poročilu je karta merila 1:20000 brez pomembnih geoloških sporočh. Istega leta je Simič (1951) ocenil, da so v obdobju po 18. stoletju v rudišču pridobih 10 ton Hg, kar se nam zdi previsoko. Drovenik M. je rudnomikroskopsko natančno pregledal 6 vzorcev rude z odvala (Duhovnik, 1951a). Največ podatkov o rudišču je zbral Duhovnik. Raziskovalec je že leta 1951 (b) podal nekaj mish o orudenju in pogojih nastanka rudišča, nato pa v obdobju 1953 do 1955 spremljal raziskave in v merilu 1:200 kartiral vsa sledhna dela. Razpolaga- mo z jamsko karto in več poročih (Duhovnik, 1953 a do d; 1955) s podatki o raz- merah na obzorjih 448 in 510, vzorčevanju, rezultatih mikroskopskih preiskav rude, povzetkom spoznanj o rudišču in z ekonomsko oceno. Cissarz (1956) je obravnaval metalogenijo širšega prostora. Duhovnik (1956) pa je omenh med drugimi jugoslovanskimi živosrebrnimi rudišči tudi Vehko Reko. Jelene (1953, 1957) je poročal o raziskavah v rudišču, Vrhovec (1957) pa o rezultatih žganja živosrebrne rude v celjski Cinkarni. 324 Ivan Mlakar V okviru preučevanj nastanka slovenskih rudišč je Beree (1963) Marija Reko večkrat omenil, Grafenauer (1965, 1969) paje obravnaval metalogenijo na območju Posa- vskih gub. Z metodo profiliranja je Grad (1969) pregledal ozemlje med Celjem in Vranskim ter namenil največ pozornosti psevdoziljskim plastem. Marijareško rudišče je prav na južnem obrobju te karte. Istega leta je Lapajne (1969) na ožjem marijareškem območju izdelal 14km^ geološke karte v merilu 1:10000. Istočasno so pregledah več petrografskih, paleontoloških in geokemičnih vzorcev. Z geokemičnim vzorčevanjem so nadaljevali tudi naslednje leto (Lapajne, 1970). V letih 1971 in 1972 je Lapajne preučil še ozemlje južno in zahodno od tod. O novoodkritih zgornjekrednih plasteh na marijareškem območju sta poročala Lapajne in Šribarjeva (1973). Ozerova s sodelavci (1973) je povzela znane podatke o rudišču in dodala rezultate prvih izotopskih raziskav marijareške rude. Premru (1974) je obdelal razvoj triasnih skladov v osrednjem delu Posavskih gub, za tektonsko razlago zgradbe širšega prostora pa sta pomembni razpravi iz let 1976 in 1980. V prispevku o jugoslovanskih živosrebrnih rudiščih daje Berce (1975, 206) nekaj podatkov o Veliki Reki. Kasneje je raziskovalec usklajeval nastanek živosrebrnih rudišč z območja Mediterana s teorijo o tektoniki plošč in pri tem upošteval tudi nekatera slovenska rudišča (Berce, 1977). V okviru sistematskih raziskav na uran v Sloveniji je prospekcija zajela tudi Za- savje ter bližnjo in širšo okoheo marijareškega rudišča (Dimkovski, 1978). Leta 1978 smo dobih Osnovno geološko karto - hst Celje, naslednje leto pa še njen tolmač (Buser, 1978, 1979). V zvezi s preučevanjem metalogeneze slovenskega prostora so Drovenik in so- delavci (1976, 1980) obravnavah tudi marijareško rudišče. Pomembni so zlasti poda- tki o izotopski sestavi žvepla ter spektralne analize galenita. V okviru naših raziskav (Mlakar, 1982) smo po metodi evidentiranja in kartiranja vseh izdankov pregledah 4,25km2 ozemlja (si. 1). Sedimentološko-petrografske vzor- ce sta preiskala Ogorelec in Orehkova, mikropaleontološke Šribarjeva, palinološke Jelen, na konodonte Kolar-Jurkovškova, rentgenske Mišič, rudnomikroskopske pa Drovenik. Kemične in spektralne analize so izdelah na Kemijskem inštitutu Boris Kidrič (KIBK) v Ljubljani (analitik Hudnikova). Vsem sodelavcem se za še neobjavljene podatke, ki jih citiram med tekstom, lepo zahvaljujem. Geološka zgradba ozemlja Litostratigrafski podatki Karbonske plasti. Med karbonske sklade uvrščamo sivi kremenovi konglomerat, peščenjak, meljevec in temno sivi do črni skrilavi glinovec. V starejši hteraturi ni pomembnih podatkov o sestavi in razvoju teh plasti. Šele v okviru raziskav na marijareškem območju (Lapajne, 1972, 1973) je Germovškova pregledala več vzorcev klastitov z obrobja našega ozemlja in kamenine označila kot glinenčev litoklastični peščenjak, sublitarenit ah htoklastični kremenov peščenjak. Gre za drobno-, srednje- in grobozrnate sljudnate peščenjake s 53 do 70% kremena in 15 o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 325 do 27% odlomkov kamenin. Drobcev magmatskih kamenin je 8 do 12%. Zrna so ostro- roba, polzaobljena ah zaobljena. Vezivo je silikatno, glineno filitno-sericitno ah rekri- stalizirano karbonatno. Prevladujejo monomineralna zrna kremena magmatskega in deloma metamorfnega izvora. Glinenci so spremenjeni (kaolinizirani, karbonatizira- ni) kish plagioklazi. Najdemo tudi mikroklin in K glinenec. Drobci kamenin so sljud- nati kvareit, kremenov peščenjak in kisle vulkanske kamenine. Med pogostnimi mi- nerah omenja Germovškova še muskovit, klorit in pirit. Take značilnosti ima po podatkih Germovškove (Lapajne, 1969) tudi kamenina v grapi 250 metrov vzhodno od Kregarja (sl. 1). V sivem sljudnatem kremenovem peščenjaku so zrna vehka od 0,03 do 0,6mm. Kamenina sestoji iz 75% kremena, 14% muskovita, 6% sihkatnih drobcev in 2 do 3% glinencev. Vzorec litičnega kremenovega peščenjaka, 25m južneje od tod, ki ga je v okviru naših raziskav (Mlakar, 1982) pregledala Orehkova, vsebuje celo 5% glinencev in 8 do 10% kalcita v vezivu. Pirita in organske substance je skupaj 1 do 2%. Polikristal- ni kremen kaže na izvor v metamorfnih kameninah, vlaknati muskovit pa ima značilnosti kot oni iz gnajsov. Nekje iz rudišča sta vzorec zelo drobnozrnatega peščenjaka in sivega kremeno- vega konglomerata, ki smo ju odvzeh z jalovišča v grapi pod Kranjcem (sl. 1 - ob- zorje 448). V primerjavi z drugimi vzorci peščenjaka vsebuje ta kar 20% muskovita. S kompleksometrično metodo je Orehkova ugotovila še 0,2% kalcita in 9,9% dolomi- ta, 2 do 3% pa so bhe organske snovi. Okrog 5 mm veliki prodniki v konglomeratu so iz kremena, kvarcita, roženca in peščenjaka. Porni cement je peščen z muskovitom, tu in tam pa iz kalcita; posamezna idiomorfna zrna dolomita so redkost. Kompakt- nost kamenine z usmerjenostjo zrn in regeneracija veziva (šipovidna struktura) kažejo po mnenju Orehkove na epigenetske spremembe. V okviru naših raziskav (Mlakar, 1982) je Mišič rentgensko pregledal vzorec črnega skrhavega glinovca z izdanka ob kolovozu 170 metrov SWS od Hribarja (sl. 1). V vpra- šenem vzorcu je raziskovalec ugotovh 32% muskovita, 20% kremena, 13% siderita, 12% plagioklaza, 10% klorita (diabantit), 9% mikroklina in 4% pirita. V orientiranem vzorcu ima illit sestavo fengita s stopnjo kristaliničnosti 6,5nuTi, iz česar je Mišič sklepal, da je illit pretrpel močno diagenetsko rekristalizacijo. Dreger (1922) je orudene kamenine obravnaval kot zgornjekarbonske, Berce (1963) pa kot spodnjekarbonske. Buserjevi podatki iz leta 1979 se nanašajo na celotno območje lista Celje. Raziskovalec je domneval, da pripada vrhnji del skladov rotno- vetijski in trogkofelijski stopnji, spodnji pa najbrž zgornjemu ali celo spodnjemu kar- bonu. V zvezi z reševanjem starostne problematike skladov je Jelen palinološko preiskal 4 naše vzorce skrhavega glinovca (Mlakar, 1982), in sicer z območja severno in južno od Hribarja (sl. 1). Rezultati raziskav so bili negativni. Raziskovalec je poudaril, da je v vzorcih prisotna organska snov, ki pripada morfogenemu lignohumitu. Gre za drobir (5 do 160|лт) vitrinita. Amorfogeni hgnohumit je iz drobno razpršenega (<1|лт) kolonita. Jelen je še dodal, da obilna prisotnost lignohumita nakazuje močan vpliv kopnega na sedimentacijo. Z območja Trojanske antiklinale nimamo novih podatkov o prisotnosti makroflo- re, zato ostaja točna starost kamenin sporna. V razpravi se držimo starih ugotovitev in govorimo o karbonskih skladih. Kot kaže geološka karta (sl. 1), prereza (sl. 2) in stratigrafski stolpič (sl. 3a), se javljajo grobi klastiti med skrhavimi glinovci kot 100 do 250 metrov debel vložek. Ponekod je konglomerat v spodnjem, drugod pa v srednjem ah zgornjem delu prere- 326 Ivan Mlakar Si. 1. Geološka karta marijareškega območja o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 327 Fig. 1. Geological map of Marija Reka area 328 Ivan Mlakar 1 kvartarne potočne usedline; 2 pobočni grušč (kvartar); 3 sivi apnenec in laporni apnenec (spodnja kreda); 4 sivi kalkarenit (spodnja kreda); 5 spodnjekredne kamenine na 1. in 2. sli- ki; 6 sivo zeleni drobnik in tuf (srednji trias - psevdoziljske plasti); 7 temno sivi skrilavi gli- novec (srednji trias - psevdoziljske plasti); 8 temno sivi apnenec (srednji trias - psevdozil- jske plasti); 9 sivo zeleni konglomerat (srednji trias - psevdoziljske plasti); .70 sivi dolomit (srednji trias); 11 sivi dolomit (spodnji trias); 12 rdečkasti skrilavi glinovec (spodnji trias); 13 leča oolitnega apnenca (spodnji trias); 14 leča oolitnega dolomita (spodnji trias); 15 rumeno sivi dolomit (spodnji trias); 16 rumenkasto rjavi sljudnati peščenjak, meljevec in glinovec (spodn- ji trias); 17 sivi stromatolitni dolomit (spodnji trias); 18 sivi mikritni dolomit (zgornji perm); 19 rumenkasto sivi kremenovi konglomerat (srednji perm); 20 rdečkasti kremenovi konglom- erat (srednji perm); 21 rdeči kremenovi peščenjak (srednji perm); 22 rdeči skrilavi glinovec in meljevec (srednji perm); 23 rumeno sivi litični peščenjak (srednji perm); 24 temno sivi sk- rilavi glinovec (karbon); 25 sivi kremenovi peščenjak (karbon); 26 sivi kremenovi konglomer- at (karbon); 27 ugotovljena in domnevna geološka meja; 28 smer in vpad plasti (0°, 0-30°, 30-60°, 60-90°, 90°); 29 inverzne plasti; 30 skrilavost; 31 normalna gradacijska plastovitost; 32 Marijareški prelom; 33 mladoterciarni prelom; 34 relativno pogreznjeni blok; 35 smer premikov vzdolž preloma; 36 narivna ploskev višjega reda; 37 narivna ploskev nižjega reda (meja luske); 38 tektonska krpa; 39 os sinklinale; 40 os antiklinale; 41 mikrofavna; 42 pelodna analiza; 43 konodontna analiza; 44 petrografska analiza; 45 rudnomikroskopski vzorec; 46 rentgenska analiza; 47 spektralna analiza; 48 opuščpeni rov; 49 opuščeni rovi v različnih nivojih; 50 zasuti rov; 51 jašek; 52 odval; 53 jašek iz obdobja Marije Terezije; 54 Kompošev rov; 55 prvi Danielov pod- kop; 56 drugi Danielov podkop; 57 talninski podkop; 58 pomembne točke; 59 poznani del marijareškega rudišča; 60 cinabaritna rudna žila - debelina v cm; 61 sledovi cinabarita; 62 samorodno živo srebro; 63 galenitna rudna žila - debelina v cm; 64 polimetalna rudna žila (Pb, Zn, Cu) - debelina v cm; 65 pirit ; 66 koča; 67 kmetija; 68 most; 69 izvir; 70 zajetje; 71 kota; 72 nekdanja rudniška uprava Explanation of figs. 1, 2, 3 and 5 1 Quaternary stream sediments; 2 Slope scree (Quaternary); 3 Grey limestone and marly lime- stone (Lower Cretaceous); 4 Grey calcarenite (Lower Cretaceous); 5 Lower Cretaceous beds in figs. 1 and 2; 6 Grey green greywacke and tuff (Middle Triassic, Pseudozilja beds); 7 Dark grey shale (Middle Triassic, Pseudozilja beds); 8 Dark grey limestone (Middle Triassic, Pseudozilja beds); 9 Grey green conglomerate (Middle Triassic, Pseudozilja beds); 10 Grey dolomite (Middle Triassic); 11 Grey dolomite (Lower Triassic); 12 Reddish shale (Lower Triassic); 13 Oolitic o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 329 za. V posameznih sekvencah smo tu in tam opažih normalno gradacijsko plastovitost; na taka mesta smo posebej opozorih. Zaradi dobre sortiranosti konglomerata z zrni od 0,4 do 0,8cm (na enem samem mestu smo našli zrna v premeru do 2cm), tod ne gre za konglomerat podenote bs, oziroma za skrilave glinovce enote a v talnini in c v njih krovnini. Razgaljeno sklado- vnico kamenin lahko vzporejamo le s srednjim nivojem karbonske superpozicijske podenote ba na Litijskem (Mlakar, 1994). Razlika je v tem, da so tod nivoji skrila- vega glinovca pogostejši in debelejši. To velja za celotno območje Trojanske antikh- nale, kar smo opažih pri preučevanju tamkajšnjih antimonovih rudišč. Debelina razgaljenih karbonskih skladov na marijareškem območju znaša okrog 470 metrov (si. 3a). Grödenske plasti. Kamenine iz podkopa Daniel (Di) je Makuc že leta 1933 označil kot »Verrucano«. Kasnejši raziskovalci (Berce, 1951; Lapajne, 1969) omenjajo različne, raznobarvne grödenske klastite, vendar brez podatkov o superpoziciji. Iz tolmača k hstu Celje (Buser, 1979) izvemo, da se kamenine menjavajo med seboj. Medtem ko so rdeči klastiti brez dvoma iz srednjega dela grödenske skladovnice kamenin, smo glede sivega peščenjaka, ki se javlja predvsem znotraj rudišča, v zadre- gi, saj podatkov ne moremo preveriti. Po nekaterih značilnostih (debelina, lega v pro- storu) gre za najstarejši grödenski litostratigrafski horizont, po drugih (visok odsto- tek kremena) pa za kamenine, mlajše od rdečih klastitov. Odločih smo se za prvo razlago, vendar tudi druga ne spremeni naših sklepov o nastanku in starosti orudenja. Na pregledanem ozemlju se proti SE vrstijo čedalje mlajše grödenske plasti. Najstarejši litostratigrafski horizont je rumeno sivi peščenjak in konglomeratični peščenjak. Stik okrog 120 metrov debelih skladov s karbonskimi plastmi ni nikjer razgaljen. Kamenine najdemo na zahodnem robu karte pod domačijo Skalič in pri vhodu v Danielove podkope, kjer sta dva izdanka (si. 1). Po podatkih Duhovnika (1953a) bi lahko sklepah, da so enake kamenine tudi v drugem Danielovem podkopu vse do 162. metra (si. 3b). Raziskovalec govori o kremenovem sljudnatem peščenjaku z vložki vijohčastega sljudnatega skrilavca. Rumenkasto rjavo kamenino z izdanka ob Danielovem rovu je Orehkova preiska- la petrografsko in jo opredelila kot srednjezrnati htično kremenovi peščenjak z ostrorobimi limestone lense (Lower Triassic); 14 Oolitic dolomite lense (Lower Triassic); 15 Yellow grey dolomite (Lower Triassic); 16 Yellow brown micaceous sandstone, siltstone and shale (Lower Triassic); 17 Grey stromatolitic dolomite (Lower Triassic); 18 Grey micritic dolomite (Upper Permian); 19 Yellow grey quartz conglomerate (Middle Permian); 20 Reddish quartz conglomerate (Middle Permian); 21 Red quartz sandstone (Middle Permian); 22 Red shale and siltstone (Middle Permian); 23 Yellow grey lithic sandstone (Middle Permian); 24 Dark grey shale (Carbonifer- ous); 25 Grey quartz sandstone (Carboniferous); 26 Grey quartz conglomerate (Carboniferous); 27 Proved and supposed geologic boundary; 28 Strike and dip of strata (0°, 0-30°, 30-60°, 60-90°, 90°); 29 Overturned strata; 30 Schistosity; 31 Normal graded bedding; 32 Marija Reka fault; 33 Late Tertiary fault; 34 Downthrown block; 35 Movement direction along the fault; 36 Thrust plane of the 1st order; 37 Thrust plane of the 2nd order (scale boundary); 38 Tecton- ic klippe; 39 Axis of syncline; 40 Axis of anticline; 41 Microfauna; 42 Palynomorphs analysis; 43 Conodont analysis; 44 Pétrographie analysis; 45 Ore microscopy sample; 46 X-ray analy- sis; 47 Spectrochemical analysis; 48 Abandoned adit; 49 Abandoned adits at different levels; 50 Filled up adit; 51 Shaft; 52 Dump; 53 Shaft from the Maria Theresa period; 54 Kompoš adit; 55 1st Daniel adit; 56 2nd Daniel adit; 57 Footwall adit; 58 Important points; 59 Known part of Marija Reka ore deposit; 60 Cinnabar ore vein - thickness in cm; 61 Cinnabar occur- rence; 62 Native mercury; 63 Galena ore vein - thickness in cm; 64 Polymetalhc ore vein (Pb, Zn, Cu) - thickness in cm; 65 Pyrite; 66 Cottage; 67 Farm; 68 Bridge; 69 Spring; 70 Captured spring; 71 Elevation; 72 Former mine administration house 332__Ivan Mlakar и 03 o ï 1 à ^ ce 13 o I I m O O ¿ m 00 £ o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 331 do slabo zaobljenimi zrni. Prevladujejo mono- in poligranularna, kataklazirana kremenova zrna (60%). Drobei kamenin (20%) so magmatskega izvora ali pa pripadajo kvarei- tu, roženeu ter tu in tam glinoveu. V pornem cementu s sledovi muskovita je po podatkih Orehkove tudi idioksenomorfni kalcit močno impregniran z Fe oksidom. V krovnini so rdeči skrilavi glinovci in meljevci. To nakazujejo razmere v drugem Danielovem podkopu med 130. in 150. metrom (si. 3b ). Kamenine se večkrat po- kažejo izpod grušča pod domačijo Nahod, na veliki površini pa jih najdemo na južnem obrobju karte. Med rdečimi skrilavimi glinovci in meljevci, debelimi okrog 150 me- trov, so tu in tam nekaj metrov debele leče rdečega ah sivega drobnozrnatega peščenjaka (si. 1, 2 in 3a). Južno od Šuštarja se lahko prepričamo, da je na skrilavem glinoveu rdeči drob- nozrnati peščenjak ponekod s polami rdečega meljevca. Po podatkih Duhovnika (1953a) so na take, okrog 80 metrov debele plasti naleteh tudi v jami. Rdečkasti konglomerat z do 1,5 cm velikimi zrni belega, predvsem pa rožnatega kremena, kvarcita, peščenjaka in glinovca je na pregledanem območju najmlajša ohranjena grödenska usedlina. V petrografsko preiskanem vzorcu rdečkastega konglomerata pri domačiji Kos (si. 1), je Orehkova ugotovila še drobce, ki verjetno izvirajo iz magmatskih kame- nin, in zrna roženca z rekristaliziranimi radiolariji. Prevladuje kontaktno vezivo. V nekaterih nivojih je konglomerat siv do rumeno siv, vendar s posameznimi prodniki rožnatega kremena. Pole rdečega glinovca ah peščenjaka so redkost. Grobi klastiti so debeh vsaj 150 metrov (si. 3a). Veliki izdanki konglomerata so nad kmetijo Kos in na grebenu SE od Šuštarja; iz jame jih omenja Duhovnik (1953a). Debelina grödenskih skladov znaša vsaj 500 metrov, sam razvoj pa je skoraj enak onemu, kakršnega smo v začetku osemdesetih let našli na Sovodenjskem in Žirovskem ozemlju (Mlakar, 1981). Na to primerjavo smo opozorih na si. 3a (oznake Ai do A3/2). Po drugi, v začetku poglavja nakazani varianti, naj bi sivi klastiti z oznako Ai spadah v enoto B (krovnina enote A3/2); skladi superpozicijske enote C po obeh različicah manjkajo. Zgornjepermske plasti. Na listu Celje so dokazah te kamenine na nekaj me- stih (Buser, 1979); z marijareškega območja jih ne omenja nihče. Tako starost pripisujemo sivemu do temno sivemu dolomitu pri Šuštarju in one- mu na grebenu SE od tod (višina 850 metrov). Povsod gre za dolomitni drobir (si. 1). Ogorelec je z izdanka bhzu kmetije mikroskopsko pregledal dva vzorca in kame- nino opredelil kot rahlo rekristalizirani mikritni dolomit (mudstone), drugi vzorec pa kot rekristalizirani biomikritni dolomit (wackestone). Oba vzorca vsebujeta 1 do 2% detritičnega kremena in drobne kopuče neskeletnih alg. Šribarjeva je v drugem vzor- cu določila foraminifere Ammodiscus incertus (d'Orbigny), Meandrospira sp., Recto- comuspira kalhori Brönnimann, Glomospira sp. in Cyclogyra ? mahajeri Brön- nimann ter sklepala na zgornji perm ah skitsko stopnjo triasa. Po našem mnenju ustreza litofacies kamenin spodnjemu delu zgornjepermskih skladov v zahodni Sloveniji. Skitske plasti. Berce (1951) je pisal o skitskem dolomitu in rdečem glinoveu, Lapajne (1969) pa še o rumenkastem meljevcu in oolitnem apnencu ter skladovni- co razdelil na 4 superpozicijske enote. Razčlenitev skitskih plasti z območja celotne Trojanske antiklinale (Premru, 1974) le v grobem ustreza razmeram na marijareškem območju, kar velja tudi za podatke Osnovne geološke karte - hst Celje (Buser, 1978, 1979). Sivi, pasnati dolomit, debel nekaj 10 metrov, je najstarejši skitski litostratigrafski 332 Ivan Mlakar o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 333 334 Ivan Mlakar horizont. Kamenino nad Kosovo domačijo je Ogorelec preiskal mikroskopsko in jo označil kot zrnati dolomit z neizrazito laminacijo (stromatohtna struktura); zrna detritičnega kremena so redkost. V krovnini je debela skladovnica sivega do rumeno sivega, ponekod masivnega, drugod plastnatega mikrosparitnega - peščenega dolomita. Lezike so tu in tam zelo sljudnate. Znotraj dolomitnih skladov so vsaj trije horizonti rumeno rjavega meljevca do drob- nozrnatega peščenjaka s ploščasto krojitvijo. Kamenina je skoraj brez apnene prime- si in zelo hitro prepereva. Oolitno strukturo najdemo ponekod v dolomitu, skoraj vedno pa v lečah apnenca med rumeno rjavimi klastiti. Vzorec vzhodno od Pečnika je Ogorelec preiskal mikro- skopsko in kamenino označil kot rjavo rdeči dolomitizirani bioosparitni apnenec (grain- stone) z neznatno primesjo (1%) detritičnega kremena. Drugi pregledani vzorec z ob- močja 350 metrov severovzhodno od kmetije Nahod je oosparitni dolomit (grainstone). Debelino doslej opisanih kamenin cenimo na 250 metrov in grade območje vzho- dno in jugovzhodno od rudišča; na majhni površini jih najdemo pri Smrekarju (si. 1 in 3a). Mlajši skitski stratigrafski čleru so se ohranih v pogreznjenem bloku na Kriški planini. Gre za okrog 120 metrov debele sklade rdečkastega skrilavega glinovca in meljevca. V nasprotju z drobnimi klastiti globlje v stolpiču vsebuje ta kamenina vedno karbo- natno primes. V nekaterih lečah apnenca opazimo oolitno strukturo. Vzorec iz ene takih leč s Kriške planine je Ogorelec preiskal sedimentološko; kamenino je opredelil kot rahlo dolomitizirani oobiosparitni apnenec (grainstone). Krovnina je vsaj 50 metrov debeh sivi do temno sivi, žilavi, slabo plastoviti spa- ritni dolomit z rumenkastimi dolomitnimi žihcami. Temno sivi laporni apnenci in ap- nenci z značilno campilsko mikrofavno so tod odneseni. Z območja SE od našega ozemlja omenjajo iz sljudnatega dolomita školjko Cla- raia sp. (Lapajne, 1972), v vzorcu dolomita pri Kosu pa Šribarjeva ni našla fosi- lov. Tudi v oolitnem apnencu pri Pečniku so le odlomki lupin mikrogastropodov, školjk in ehinoderm. V oolitnem apnencu s Kriške planine je Šribarjeva ugotovila foramini- fere Meandrospira pusila (Ho), Amodiscus incertus (d' Orbigny) in odlomke mo- luskov ter sklepala na skitsko stopnjo triasa. Celotna debelina skitskih plasti na marijareškem območju je večja od 420 metrov (si. 3a). Ladinijske plasti. Med psevdoziljske sklade je uvrstil Berce (1951) črni skri- lavi glinovec, peščenjak in apnenec. S severnega obrobja naše karte je pisal Grad (1969) o drobniku, tufu in črnem skrilavem glinoveu ter menil, da gre za spodnji del pse- vdoziljskih skladov v okviru južnega pasu. Tuf je kristalasto htoklastični, kristalasto steklasti in steklasti; najbrž gre za tuf kremenovega keratofirja. Grad je opozoril še na številne odlomke skrilavca v drobnozrnati breči. Lapajne (1969) je nanizal svoje ugotovitve o razvoju teh skladov na širšem ma- rijareškem prostoru, Germovškova paje poročilu dodala podatke o petrografski sesta- vi kamenin. Premrujevi podatki iz leta 1974 ter oni v okviru Osnovne geološke kar- te - list Celje (Buser, 1978, 1979) se nanašajo na razvoj psevdoziljskih plasti v celotnem sedimentacijskem bazenu. Geološka karta (si. 1) kaže, da se na njenem severnem obrobju menjavajo temno sivi skrilavi glinovci s sivo zelenimi klastiti, pri čemer znaša debelina posameznih litoloških različkov od nekaj metrov do več deset metrov. Na izdankih opazimo tenke, nekaj cm debele pole temno sivega muljevca tudi znotraj sivo zelenih tufogenih kamenin, med o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 335 skrilavim glinovcem pa pole in lamine temno sivega meljevea. Ladinijske plasti so debele vsaj 350 metrov (sl. 3a). Skrilavih glinoveev, ki so v primerjavi s karbonskimi motnega sijaja, brez makroskop- sko vidne sljude ter ponekod reagirajo s HCl, nismo preučevali laboratorijsko; o se- stavi bolj grobih klastitov daje podatke Germovškova (Lapajne, 1969). Preiskani vzorec SW od Vrbana (sl. 1) je temno siva kalcitno kremenova droba, kamenina 250 metrov vzhodno od tod pa sivo zeleni pelitski tuf. Druge vzorce je Germovškova opredehla kot drobno- ah srednje- do grobozrnati peščenjak s splaka- mi skrilavca. Vse kamenine vsebujejo pretežno ostroroba zrna kremena in spremenjene glinence (ortoklaz, kisle plagioklaze), v sihkatnem vezivu oziroma osnovi pa sta tudi klorit in kalcit. Iz drobnika omenja Germovškova zrna pertita, v enem izmed vzorcev peščenjaka pa sveža zrna albita. V omenjenem poročhu so še podrobnejši podatki o sestavi ka- menin. Na vzpetini NW od Kranjca smo našh sivo zeleni konglomerat z do 6mm velikimi ovalnimi prodniki kremena in splakami skrilavca; posamezni prodniki so izluženi. Na tem mestu smo opazili normalno gradacijsko plastovitost (sl. 1). Pri Kobacu sta med grobimi klastiti leči temno sivega apnenca. V večji, do 6 metrov debeh leči je v spodnjem delu apnenec debelo, v zgornjem pa tenko plastnat. Ogore- lec je kamenino mikroskopsko preiskal in označh kot rekristalizirani, rahlo okreme- neh, biopelmikritni apnenec (packstone, wackestone). V istem vzorcu je Šribarjeva našla foraminifero Endothyranella sp., kalcitizirane radiolarije, ploščice ehinodermov in lupinice pelagičnih školjk ter sklepala na srednjetriasno (ladinijsko ?) starost ka- menine. Raziskave na konodonte so bhe brezuspešne. Tudi vzorec skrhavega glino- vca SW od Vrbana (sl. 1) je bh brez palinološke vsebine; Jelen je našel le mnogo mor- fogenega in amorfogenega lignohumita. Grad (1969), Premru (1974) in Buser (1979) so opisanim kameninam pripi- sah ladinijsko starost, iz česar bi lahko sklepah, da se je psevdoziljski facies tod oblikoval prej kot v zahodni Sloveniji; na Cerkljanskem so psevdoziljske plasti cordevolske starosti (Mlakar, 1980). Na podobno zadrego je naletel na hstu Celje že Buser (1979, 26) pri razlagi geoloških razmer NE od Polzele. Tako kot starejši raziskovalci predstavljamo psevdoziljske plasti pod oznako Ti, čeprav za to nimamo dokazov. Kredne plasti. Z območja zahodno od marijareškega rudišča sta Lapajne in Šri- barjeva že leta 1973 poročala o odkritju zgornjekrednih ploščastih lapornih apnen- cev z vložki apnenčeve breče in roženca; kamenine se javljajo kot ozek pas vzdolž marijareškega preloma. V podobni legi so kredne plasti tudi na našem ozemlju, do- slej pa so jim pripisovah spodnjetriasno starost. Gre za več osamljerúh izdankov s površino nekaj lOm^, ki izstopajo kot čeri (sl. 1). Najdemo golobje sivi, tenkoploščasti apnenec z rožencem, laporni apnenec, sivi kalkarenit in črni plastnati apnenec. Kamenine s skoraj vseh izdankov je sedimentološko preiskal Ogorelec in jih označh kot rahlo okremeneli mikritni apnenec z neizrazito vzporedno laminacijo (mudstone), nekohko dolomitizirani intraoopelsparitni apnenec (grainstone) in rekristalizirani biomikrosparitni apnenec (mudstone) z detritično primesjo. Pri nekaterih vzorcih je raziskovalec sklepal na razgibano, pri drugih pa na mirno okolje sedimentacije. V vzorcu biokalkarenita z izdanka 200 metrov NE od Hribarja je Šribarjeva našla foraminifere Trocholina sp. (gre za slabo ohranjene obhke presedimentirane iz starejših, verjetno malmskih plasti) ter sklepala na spodnjekredno starost kamenine. Iz drugih 336 Ivan Mlakar izdar\kov omenja Šribarjeva le Textulariidae, Codiaeeae, detritus modrozelenih alg, ehinoderme in odlomke mehkužcev. Na tako starost preiskanih vzorcev kaže po mnenju Šribarjeve tudi primerjava litobiofaciesa z znanimi nahajahšči spodnje krede drugod v Sloveniji. Zato je razumljivo, da Kolar-Jurkovškova v nobenem od treh pregledanih vzorcev ni našla konodontov. Kot kažejo razmere v jami, je debelina krednih skladov večja od 100 metrov. Kvartar. Kvartarne starosti so potočne naplavine, pobočni grušč in podori. Potočne naplavine najdemo le vzdolž Marijareškega potoka. Največje površine, prekrite z gruščem, debelem celo preko 10 metrov, so prav na območju marijareškega rudišča in južno od tod, kar zelo otežkoča razlago geoloških razmer. Na predelu Kos-Nahod imamo opraviti celo s podori, saj so bloki pisanega grödenskega konglomerata veliki več m^. Tektonska zgradba Na Teller j evi geološki karti iz leta 1907 se na marijareškem območju pravilno vrstijo vsi skladi - od karbonskih do srednjetriasnih. Tako kakor Teller je tudi Berce (1951) imel psevdoziljske plasti v okohci rudišča za karbonske, zato naj bi perspek- tivno ozemlje seglo še daleč proti severu. Grad (1969) in Lapajne (1969) sta prva ugotovila psevdoziljske plasti na ožjem marijareškem območju in obravnavala stik s karbonskimi kameninami kot tektonski. Novejše geološke karte rudonosnega območja se ločijo med seboj po razhčni razlagi odnosov med karbonskimi in grödenskimi ter paleozojskimi in triasnimi skladi. Ber- ee (1951) in Lapajne (1969) sta menila, da leže grödenske plasti tod erozijsko- diskordantno na karbonskih, po ugotovitvah Buserja (1978, 1979) paje ta stik nor- malen. Lapajne (1969) je pisal o erozijsko-diskordantni legi skitskih plasti na starejših kameninah. Buser (1978) je na tem mestu vrisal narivno ploskev, marsikje na hstu Celje pa je ta stik podan kot tektonsko-erozijska diskordanca. Če ekstrapoliramo Premrujeve geološke podatke (1974, 1980) proti vzhodu, je naše ozemlje del Trojanske antiklinale oziroma Kozjaškega nariva; triasne plasti v krovnini naj bi pripadale Trojanskemu narivu. Tudi po podatkih Osnovne geološke karte - list Celje (Buser, 1978, 1979) smo preučevah del ozemlja ob severnem obrobju Trojan- ske antiklinale v okviru Posavskih gub kot tektonske enote višjega reda. Preiskano ozemlje leži na severovzhodnem obrobju velikega tektonsko-erozijske- ga okna iz paleozojskih skladov (Buser, 1978). Tod smo ugotovih dva pasova grobih karbonskih klastitov, ki ju povezujemo v nagubano enoto - antiklinale. V severnem krilu gube so skladi strmi, ponekod celo inverzni, na južnem pa imajo položnejšo lego (si. 1 in 2 - prerez A). S približevanjem rudišču se os gube zasuka iz prečnodinarske v alpsko smer in potone proti vzhodu. Glede na odnos kril proti osni ravnini je guba skoraj vertikalna, sleme pa zaobljeno. Verjetno gre za eno izmed gub nižjega reda in ne za jedro Trojanske antiklinale. Na karbonskih plasteh leži do 250 metrov debela plošča, poševno izrezana iz gröden- ske skladovnice kamenin. Na subhorizontalno narivno ploskev nalegajo proti SE čedalje mlajše grödenske plasti in leže na razhčno starih karbonskih kameninah (si. 1 in 2). Dopuščamo možnost, da so grödenske plasti v rudišču ponekod v inverzni stratigrafski legi. Tudi naslednja narivna enota je omejena z bazalnim poševnim rezom in sestoji iz zgornjepermskih, predvsem pa iz spodnjetriasnih skladov z vpadom proti severovzhodu. Pri Smrekarju so se skitske plasti ohranile kot tektonska krpa, ki smo jo poimenova- o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 337 li po tej domačiji. Vzhodno od tod je na razhčnih grödenskih kameninah zgornjeper- mski dolomit kot najstarejši člen obravnavane narivne enote; govorimo o dveh Šuštarjevih tektonskih krpah, označenih po bližnji kmetiji. V isto narivno enoto uvrščamo tudi psevdoziljske plasti s severnega obrobja naše karte, čeprav so na videz tuja geološka struktura. Po podatkih Osnovne geološke karte - hst Celje (Buser, 1978), leže nakaj km vzhodneje od tod (Gozdnik) te kamenine na karbonatnih plasteh anizične starosti s skitskimi ah neposredno grödenskimi sk- ladi v podlagi. Take razmere domnevamo tudi v globini in smo jih shematsko poka- zah na drugi sliki (prerez A). Psevdoziljske plasti vpadajo proti severu kakor proti jugu, tu in tam pa so ver- tikalne v okviru izoklinalnih gub, kot npr. severno od Kobaca (sl. 1). Glede na tek- tonsko rajonizacijo osrednje Slovenije (Premru, 1980), bi lahko ta narivna enota pripadala Trojanskemu narivu. Najbolj zanimive probleme odpira prisotnost krednih plasti. Zahodno od Kregarja sta Lapajne in Šribarjeva (1973) vrisala kredne kamenine kot strmo proti seve- ru nagnjeno in z narivnima ploskvama omejeno lusko sredi triasnih skladov. Tako intepretacijo najdemo tudi na Osnovni geološki karti - list Celje (Buser, 1978), daleč severno od tod pa naj bi ležah kredni klastiti erozijsko-diskordantno na triasni pod- lagi. Neposredni stik karbonskih in psevdoziljskih plasti na veliki dolžini ter razpore- ditev izdankov krednih kamenin (sl. 1) kažeta, da te ne sežejo v globino, temveč leže na psevdoziljskih skladih. Toda subvertikalna lega krednih apnencev izključuje razla- go, da je odnos med kameninama erozijsko-diskordanten. Kredne plasti smo zato spodaj omejhi z narivno ploskvijo in menimo, da gre za tektonske krpe, vkleščene vzdolž Marijareškega preloma (sl. 1 in 2). Deformacijo, ki jo danes označujemo kot Marijareški prelom, so raziskovalci ge- netsko razhčno opredeljevali; na nekaterih geoloških kartah smo celo v zadregi, kje pravzaprav poteka. Tektonski kontakt z vpadom proti jugu je tod ugotovil že Winkler (1923) in ga imel za nariv paleozoika Trojanske antiklinale proti severu. Prelom je poimenoval Grad (1969, 94) in vrisal na dolžini 30km; ob strmem, proti severu nagnjenem prelomu s smerjo E-W se stikajo razhčne kamenine. Lapajne (1972) ter Lapajne in Šribarjeva (1973) sta pisala o narivanju proti jugu oziroma luskasti zgradbi vzdolž Marijareškega preloma; psevdoziljske kamenine so narinjene na kredne plasti, te pa na paleozojsko podlago. Premru (1976, sl. 8) je vrisal Marijareški prelom shematsko v okviru prelom- nega sistema šeste neotektonske faze iz srednjega dela zgornjega phocena. V tolmaču k Osnovni geološki karti - hst Celje (Buser, 1979, 48) je pojasnilo, da so ob prelo- mu v obliki luske verjetno vgnetene zgornjekredne med triasne plasti. Podmena o triasni zasnovi alpskih prelomov (Buser, 1979, 47) je najbrž točna, vendar je ne moremo podkrepiti z novimi podatki. Na naši grafični dokumentaciji smo Marijareški prelom posebej označhi, tako da izstopa v primerjavi z drugimi deformacijami. Gre za normalni prelom s strmim vpa- dom (70°) proti severu ter grezanjem severnega krila za več 100 metrov, kot je po- udaril že Premru (1976). Ob subparalelnem Pečnikovem prelomu, poimenovanem po zarušeni domačiji, so južno od Kregarja obprelomne gube s smerjo sever-jug (sl. 1). Podatek kaže še na bočno kompresijo oziroma horizontalna premikanja blokov ob tem prelomnem sistemu. Alpsko usmerjeni prelomi so na pregledanem prostoru skupaj z nekaj nepomem- 338 Ivan Mlakar bnimi meridionalnimi prelomi najstarejše neotektonske deformacije. Vsi dinarski in prečnodinarski prelomi sekajo in premikajo Marijareški prelom. Na severozahodnem podaljšku dinarskega preloma, ki gaje Buser (1979) označh z zaporedno števhko 23, so na naši karti deformacije izrazite. Oznako smo privzeh in govorimo o prvem in drugem Rimskotopliškem prelomu. Vzdolž subparalelnih, od 300 do 400 metrov oddaljerhh subvertikalnih prelomov ugotavljamo horizontalne desne zmike od 70 do 170 metrov in grezanje severovzhodnih prelomnih krh za nekaj 10 metrov. Prelome izdajajo stiki razhčnih kamenin, sedla in izviri. Na severovzhodnem obrobju naše karte se javlja močan dinarski prelom, ki ga je nakazal Bus er (1978) na stiku razhčno starih triasnih dolomitov, vendar ga ni po- imenoval. Prelom je usmerjen proti izrazitemu sedlu na območju hriba Mrzhca, zato ga označujemo kot Mrzliški prelom. Ob cesti Kobac-Zapeternik ima prelomna ploskev elemente 30/55° in subhorizontalne tektonske drse. Opazimo desni zmik psevdoziljskih skladov za 280 metrov. Omeniti moramo še dinarski prelom ob severovzhodnem obrobju Smrekarjeve tektonske krpe, vendar ga nismo poimenovali. Po domačiji Smrekar smo označih najmočnejši prečnodinarski prelom, ki levo zmakne Marijareškega vsaj za 350 metrov. V grapi med Kobacom in Zapeternikom izstopa prelomna - »dolomitna stena« z elementi 115/85° (sl. 1) in subhorizontahhmi tektonskimi drsami. V bližini so v sljudnatem spodnjeskitskem dolomitu obprelomne gube z di- narsko usmeritvijo osi gub, kar prav tako govori za horizontalna premikanja blokov. Močne deformacije opazimo še znotraj karbonskih klastitov in na severnem obrobju Smrekarjeve tektonske krpe. Med domačijama Hribar in Nahod najdemo snop prečnodinarskih prelomov, ki oblikujejo geološko zgradbo rudišča in jih bomo spoznali kasneje. Na jugovzhodnem obrobju karte smo poimenovah še dva prečnodinarska prelo- ma, prvega po domačiji Šuštar, drugega pa po Kriški planini. Pri grezanju jugovzho- dnih prelomnih kril in desnih zmikih vzdolž dinarskih prelomov je nastala parketna zgradba (sl. 1). Podatkov za starostno opredehtev neotektonskih prelomnih sistemov nimamo. Splošni podatki o rudišču Na sejah komisij je lastnik Omerzu leta 1947 še imel dokumentacijo o starih ru- darskih delih. Kje je le-ta danes in ah je sploh ohranjena, ne vemo. Po podatkih iz Arhiva Geološkega zavoda v Ljubljani lahko točno rekonstruiramo le rudarska dela iz novejšega obdobja (sl. 3b in d). Jašek iz obdobja Marije Terezije je bh po mnenju kmeta Hribarja med domačijo in Danielovimi podkopi; mesto smo označih s simbolom MT (sl. 1 in 3b). Vhod v Kompošev rov (K) je nekje na južni strani grebena SE od Hribarja, pri- bhžno na koti 565 metrov, vendar ga nismo našli. Iz poročila Kubiasa (1931) iz- vemo, da so rov gnali proti NE, nato pa zasukah proti vzhodu in je bil dolg vsaj 330 metrov. Na nekaj mestih so izdelali prečnike in vpadnike, vendar lokacij ne po- znamo. O Danielovem podkopu (Di) sta poročala Dreger (1922) in Kubias (1931). Na 105. metru se rov razcepi. Po opazki - zasuti rov, eksplozija - sklepamo, da je v se- vernem kraku eksplodiral metan, nakar so nevarno območje obšli po južni strani in izdelah več prečnikov. Obzorje je bho s površino povezano prek jaška (naša oznaka o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 339 A). Rudo so iskali in odkopavali na več nivojih, saj omenja Makuc (1933) tri slepe jaške (Si, S2 in S3), vendar točnejših podatkov nimamo. Tudi drugi Danielov podkop (D2), je v višini 519 metrov in nedaleč od prvega. Jašek z našo oznako B je segel na površje in povezal splet rovov na obzorju 510 z omenjenim podkopom. Ustje najmlajšega, a najdaljšega - talninskega podkopa (Tn) je v grapi daleč na severu v višini 448 metrov. Rov so gnah v smeri 166° in je bil 611,5m dolg. Na 425. metru so zastavih desni presek ter izdelah slepi jašek z našo oznako D, ki je segal do obzorja 510; v višini 480 in 495 metrov so s kratkimi rovi posegh proti SE. V višinskem razmiku 117 metrov so v marijareškem rudišču po naši oceni izdela- h skupaj okrog 2500 metrov rovov in morda 250 metrov vertikalnih povezav. Poleg težav z metanom je iz starih del večkrat vdrla tudi voda (Makuc, 1933; Tiringer, 1951). Geološka zgradba rudišča Večina raziskovalcev je opisovala geološke razmere v posameznih rovih. Zgradbo rudišča kot celoto je doslej podal samo Lapajne (1969). Na geološkem prerezu vzdolž podkopa z našo oznako Tn je raziskovalec prikazal alpsko orientirano antiklinale iz karbonskih in grödenskih plasti. Po tej razlagi je rudišče v jedru izoklinalne gube s subvertikalno osno ravnino. Severno krilo je še iz spodnjeskitskih plasti, na njih pa leže ladinijske kamenine. Naša rekonstrukcija geološke zgradbe rudišča temelji na podatkih nove površinske geološke karte (si. 1), predvsem pa na sporočilih Dregerja (1922), Makuca (1933, 1934) in zlasti Duhovnika (1953a) o razmerah v jami. Obzorne karte smo dopol- nih, uskladih z našim načinom prikazovanja podatkov in jih predstavljamo na shki 3b. Pomembne, med tekstom omenjene točke in kontakte smo označih z malimi črkami. Geološke razmere v prvem Danielovem podkopu (Di) sta podala D reger (1922) in Makuc (1933, 1934), pri čemer je druga interpretacija boljša. Do mesta z našo oznako b se javljata sivi kremenovi peščenjak in konglomerat s precej pirita. Med točkama b in e je ob prelomu uvaljan karbonski skrilavi glino- vec, nakar so presekah 30 metrov kompaktnega kremenovega konglomerata (Verru- cano). Do točke e so napredovah v karbonskem skrilavem glinoveu, ki je podlaga drob- nozrnatemu, zelo sljudnatemu peščenjaku. Čelo rova na 284. metru je iz peščenjaka in konglomerata. Domnevamo, da je to mesto nekje med točkama j in k. Iz drugega Danielovega podkopa (D2) je zbral podatke Duhovnik (1953a). Vse do točke h prevladuje svetlo sivi, skoraj beh kremenovi peščenjak z do dva metra debelimi vložki vijohčastega peščenega skrilavega glinovca. Kontakti med kameninami so nor- malni, stik s karbonskim skrilavim glinovcem v točki h pa je tektonski in strmo vpa- da proti NW. Vložki vijohčnih ghnovcev so dokaz o grödenski starosti kamenin v začetnem delu obeh Danielovih podkopov. Do jaška z našo oznako B se menjavajo karbonski klastiti. Klin konglomerata seže do 10 metrov dolgega rova iz slepega jaška D na obzorju 480, kar smo pokazali na sliki 3c. V spletu rovov na obzorju 510 prevladuje po podatkih Duhovnika (1953a) sivi sljudnati drobnozrnati kremenovi peščenjak z vložki glinovca in meljevca; v podlagi so skrilavi ghnovci. Karbonske kamenine so rahlo sinklinalno upognjene. Jugovzhodno od preloma, ugotovljenega v točkah i, j in k, je Duhovnik našel rdeči do vijohčasti kremenovi peščenjak in sljudnati skrilavi glinovec; tu in tam je 340 Ivan Mlakar peščenjak bel oziroma razbarvan. Nagubane kamenine so brez dvoma grödenske sta- rosti. Tudi geološke podatke z najnižjega obzorja v višini 448 metrov (Tn) je zbral Duhovnik (1953a), vendar smo glede starosti kamenin ponekod v zadregi. Kot kažeta geološka karta (sl. 1) in prerez B (sl. 2), lahko pripadata sivi pešče- njak in skrilavi glinovee do točke 1 samo k psevdoziljskim plastem, čeprav je Duho- vnik glede na prisotnost nekaj sljude sklepal na karbonsko starost kamenin. Vse do točke n se menjavata temno sivi laporni apnenec in apnenec, ponekod z vložki peščenjaka. O starosti proti NE nagnjenih skladov ni podatka. Apnenec domnevno spodnjekredne starosti leži prav nad tem območjem (sl. 1 in 2 - prerez B), zato pri- pisujemo enako starost tudi kameninam v jami. Posebno pozornost zasluži sivi kremenovi peščenjak z vložki vijohčastega skrha- vega ghnovca, ki se pokaže izpod apnenca na levem boku v intervalu od 173,8 do 178,3 m (točka m). Verjetno gre za grödenske kamenine, uvaljane ob narivni ploskvi med krednim apnencem in psevdoziljskimi skladi (sl. 2 - profil B, sl. 3b). Tudi o starosti sivega, okremenelega, ponekod brečastega in vodonosnega dolo- mita v intervalu med točkama n in o v jamski dokumentaciji ni podatka. Menimo, da gre za spodnjeskitski dolomit. Do točke p so brez dvoma sekah grödenske kamenine, saj je Duhovnik (1959a) pisal o vijohčastem skrhavem glinovcu in prav takem kremenovem peščenjaku s prehodom v konglomerat. Tudi starost sivega sljudnatega skrhavega ghnovca in meljevea med točkama p in s ni sporna; opraviti imamo s karbonskimi plastmi. Starostno problematične so kamenine med 477. in 529. metrom (točki s in š). Najdemo siv kremenov konglomerat s splakami ghnovca, sljudnati meljevec in beh kremenov peščenjak. Kontakti med kameninami so tektonski. Po litološkem opisu so lahko kamenine karbonske ah grödenske starosti. Glede na druge okoliščine smo na tem odseku vrisali grödenske plasti. V intervalu med točkama š in t omenja Duhovnik (1953a) rdeči sljudnati kre- menovi peščenjak s prehodom v pisani konglomerat; pogostni so vložki vijohčastih skrilavih glinoveev. Kamenine so brez dvoma grödenske starosti. Vse do čela na 611,5m je podkop v črnem karbonskem skrhavem ghnovcu z nekaj sljudnatega peščenjaka. Iz zgornjih delov jaška Si ter vpadnikov Ai in A2 je omenh Makuc (1933) pov- sem zdrobljene kamenine, kar kaže na bližino narivne ploskve med karbonskimi in grödenskimi plastmi (sl. 2, profil B; sl. 3c). Drugih podatkov o deformacijah nariv- nega značaja nimamo. Duhovnik (1953a) je v jami ugotovh prelome vseh štirih sistemov, vendar tek- tonske zgradbe rudišča ni preučeval posebej. Stik med krednim apnencem in spodnjeskitskim dolomitom na 272. metru (točka n) z vpadom 70° proti severu obravnavamo kot Marijareški prelom. S severa omejuje kredni apnenec prelom istega sistema, vendar reverznega tipa. Skladno z našimi pre- dstavami o narivanju krednih kamenin na starejšo podlago in v soglasju z jamskimi podatki smo na prerezu B (sl. 2) pokazali njih lego v prostoru. Močan alpsko usme- rjeni prelom z več metrov širokim pasom zgnetenega ghnovca je ugotovh Duhovnik tudi na območju slepega jaška D (točki r in ri). Močne, strmo proti zahodu nagnjene prelome najdemo znotraj spodnjeskitskega dolomita med točkama n in o ter pri jašku A južno od tam. Dinarsko usmerjena preloma s strmim vpadom proti NE je ugotovh Duhovnik v točkah 1 in t; gre za drugi Rimskotophški prelom (sl. 3b). Najpomembnejše neotektonske deformacije potekajo v prečnodinarski smeri in dajejo o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 341 stil tektonski zgradbi marijareškega rudišča. Zgnetene kamenine v točki a (Makuc, 1933) smo povezali s točkama f in o; govorimo o Hribarjevem prelomu, označenem po bližnji kmetiji. Okrog 90 metrov SE poteka subparalelni prelom, ki smo ga poimenovali po ob- zorju Daniel. Vzdolž prelomne trase se v točkah d, h in p stikajo karbonske in grödenske kamenine. To velja tudi za razmere v točkah i, j in k ter seveda v točki s na obzorju 448; govorimo o Kompoševem prelomu, poimenovanem po enem izmed najstarejših razisko- valcev rudišča. V območju teh strmih prelomov se je izobhkovala značilna zgradba tektonskih jarkov in pragov. Kot kažeta prereza skozi rudišče (si. 2 - profil B in si. 3c), so se karbon- ski skladi med Kompoševim in Danielovim prelomom dvignih za okrog 150 metrov, medtem ko horizontalne komponente premikov ne poznamo. Rudonosno zgradbo lahko na kratko opredelimo takole. Na rahlo nagubanih kar- bonskih skladih iz razhčnih klastitov ležita narivni enoti iz grödenskih ter zgornjepermskih in skitskih kamenin. Neotektonski prelomi so deformirah narivno zgradbo; v okviru tektonskih jarkov in pragov se stikajo kamenine razhčnih narivnih enot. V enem iz- med dvignjenih blokov se v karbonskih kameninah javlja znani del marijareškega rudišča. Podatki o orudenju V starejši hteraturi o marijareškem rudišču je mnogo zanimivih informacij o oru- denju, vendar lahko le pribhžno določimo mesto, na katerega se nanašajo. Najbolj sporni so podatki iz okrog 330 metrov dolgega Kompoševega rova (K), kijih navaja Kubias (1931). Na 160. metru naj bi Kompoš odkril žilo svinčeve rude in jo preiskal z 10 metrov dolgim vpadnikom. Trideset metrov pred čelom glavnega rova so presekah še 2 do 15 cm debeh žih kremena s cinabaritom, in sicer v skri- lavem glinoveu. Vsebnost Hg v izkopnini je znašala od 0,08 do 0,16%, v prebranih kosih pa 1,5 do 6,1%. Menimo, da gre za območje severovzhodno od naših točk r in k (si. 3b). Prve podatke iz Danielovega podkopa (Di) je zbral Dreger (1922). Na 284. metru so v peščenjaku naleteh na žihce cinabarita in galenita ter mnogo samorodnega žive- ga srebra; nabirah so ga lahko kar z žlico. Okrog 10 metrov široki pas okremenelih kamenin je bil spremenjen v milonit. Poprečna vsebnost Hg v pridobljeni rudi je znašala 1,51%; gre za anahzo iz Cinkarne Celje. Domnevamo, daje to mesto v bližini točke j. Iz nekega zapisnika z dne 21. oktobra 1931 izvemo o 40 cm debelih žilah kreme- na z baritom na 250. metru. Žile z elementi 150/50° so v peščenjaku in vsebujejo še cinabarit. Ta se javlja kot impregnacije skupaj s samorodnim Hg tudi v prikamenini. Spremljajoči minerah so pirit, markazit in halkopirit. Orudeno območje so preiskah podrobneje z rovi in nadkopi. Pri napredovanju so zadeh na rdeči skrilavi glinovec, zato menimo, da je tudi to območje ob Kompoševem prelomu. Najzanimivejše podatke iz prvega Danielovega rova je zbral Makuc (1933, 1934). Raziskovalec je posebej poudaril, da so najlepše rudne žile v drobnozrnatem zelo slju- dnatem peščenjaku, v podlagi rudišča pa da je črni skrilavi glinovec. Tu in tam prehaja peščenjak v konglomerat, ki je večkrat okremenel in rudonosen, nespremenjena ka- menina pa je jalova. Iz orudenega območja je poročal Makuc o halkopiritnih žihcah in o 5 do 12cm 342 Ivan Mlakar debeli cinabaritni žili s samorodnim Hg. Žila je konkordantna in vpada pod kotom 40° proti ESE ter vsebuje poprečno 4% živega srebra. V enem izmed križišč so v rudnih žhah, preiskanih smerno in z jaški, ugotovhi 0,5 do 2% Hg ter mnogo samorodnega živega srebra. Na nekem mestu so zbrah kar 2kg kovine, zato ne preseneča podatek o zastrupitvah delavcev s samorodnim živim srebrom. Pri 10 metrov globokem jašku S2 so našh do meter debelo rudno žho in prvič ugotovih medlieo. Ruda je vsebovala več kot 20% Hg. S tega mesta je poročal Makuc še o centimeter debelih galenitnih žihcah ter o baritni žih z mnogo cinabarita in sa- morodnega Hg. Tu so prvič ugotovih zlato in nikelj ter še kot oreh vehka gnezda čistega cinabarita. Na drugem mestu so našh več rudnih žh, bogatih s Hg, Co in Ni; iz razpok so iztekale vehke kaplje samorodnega Hg. V peščenjaku s prehodom v konglomerat so presekah številne do 10 cm debele žhe, ponekod s tetraedritom ter tu in tam s ei- nabaritom. Orudena cona je bha široka od 8 do 10 metrov, rudne žhe pa so postajale z globino debelejše in bogatejše. Pri izkopu slepega jaška S3 so naleteh na več žilic halkopirita in čistega nikljeve- ga sulfida. Na 7. metru so zadeli na nenavadno debelo baritno žilo z mnogo Hg, Cu (tetraedrita), niklja in kobalta. Vrednost pridobljene rude je pokrila stroške izdelave jaška, ki so ga nato poglobih do 18. metra, čeprav je že na 14. metru s severnega boka vdrla voda. Na koncu poročila iz leta 1933 je Makuc posebno poudaril, da je orudenje z globino intenzivnejše in celo kremenov konglomerat, ki je na zgornjih nivojih jalov, je v spo- dnjih delih rudišča rudonosen. Neki zapisnik iz leta 1947 govori o sistemu orudenih razpok pod werfenskimi - torej grödenskimi plastmi na vzhodnem obrobju rudišča, v drugem takem dokumen- tu iz leta 1953 paje podatek o lečastih rudnih telesih vzdolž meridionalnih prelomov z vpadom 50° proti vzhodu. Orudeno območje sekajo alpski in prečnoalpski prelomi. Z območja jaška B ter obzorja 510 je zbral Duhovnik (1953a) najbolj točne podatke o orudenju in jih prikazujemo v nekohko shematizirani obhki na sliki 3d. Pred jaškom so zadeh na 6 cm debelo galenitno žilo (65/60°) z nekaj kalcita in kremena, v samem jašku pa so našli najpomembnejše živosrebrno orudenje. V sljudnatem kre- menovem peščenjaku (110/55°) je do 20cm debela konkordantna žila iz kalcita, ba- rita in kremena. Na stiku kalcita in kremena kakor tudi med zrni barita in kalcita so do 6 mm vehka zrna cinabarita in kapljice samorodnega Hg; najdemo tudi halkopirit. Na obzorju 510 gre za okrog 20 rudnih žh in žihc, debelih le nekaj cm, izjemoma 10cm, in dolgih največ 3 metre. Monomineralne žile in žilice so iz galenita ah cina- barita; takih žil in žihc iz sfalerita, barita ali halkopirita Duhovnik ne omenja. Med polimineralnimi so najpogostnejše galenitno-sfaleritne žhe in žihce ter večkrat vsebujejo halkopirit. Tudi chiabaritno-baritne žhice so pogostne. Nekatere druge združbe mineralov (npr. einabarit-barit-halkopirit) se javljajo le tu in tam, nikoh pa ne nasto- pa sfalerit skupaj z baritom ah cinabaritom. Pirit po kohčini prevladuje in je skoraj vedno spremljevalec vseh vrst rudnih žh in žihc. Med jalovinskimi minerah omenja Duhovnik še kalcit in kremen. Glede na prikamenino iz drobnozrnatega, zelo sljudnatega peščenjaka z vložki ghnovca in meljevea, sklepamo, da so rudne žhe in žihce konkordantne, običajno pa diskordantne. V prvem primeru prevladuje prečnoalpska smer, v drugem pa so pri- sotne rudne žile in žihce vseh štirih sistemov. V mineralni sestavi konkordantnih ah diskordantnih rudnih žil in žhic ni bistvenih razlik. o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 343 Že v starejši literaturi o rudišču najdemo nekaj podatkov o posameznih minera- lih; spisek doslej ugotovljenih mineralov prikazujemo na prvi tabeh. Makuc (1933, 1934) je pisal o srebronosnem galenitu, ponekod z več kot 200g/t Ag. Baker nastopa v medhci in seveda v halkopiritu, antimon pa v tetraedritu; sledovi antimonita so redkost. Iz kremenovih žilic, orientiranih pravokotno na plastovitost, poroča raziskovalec še o zelo vehkih cinabaritnih kristalih. Drugod je drobnozrnati peščenjak na gosto, a enakomerno posejan s cinabaritnimi kristalčki. Taka ruda vsebuje 0,1 do 0,4% Hg. Zanesljivejši in natančnejši so podatki, ki jih je dala rudna mikroskopija. Prve take informacije je zbral Drovenik (Duhovnik, 1951a). Pirit v idiomorfnih kristalih (0,01 do Imm) je v paragenezi najstarejši mineral. Sfalerit zapolnjuje razpoke v piritu. Raz- meroma drobnozrnati galenit je mlajši od pirita. Medlica (verjetno schwazit - z ži- vim srebrom bogati tetraedrit) se javlja kot ksenomorfna zrna ah vključki v halkopi- ritu ter večkrat nadomešča galenit. Najmlajši rudni mineral je cinabarit. Rudo iz jaška B (meter pod Danielovim obzorjem) je s 6 vzorci rudnomikroskop- ske preiskal Duhovnik (1953b). V debelozrnatem skupu iz kremena in barita najdemo pirit samo skupaj s kremenom; v družbi z baritom so le cinabaritna zrna. V vzorcu št. 3 z izrazito brečasto strukturo je kremen dveh generacij; mlajši nastopa skupaj z baritom in cinabaritom. Pirit je redek. V petem vzorcu se javlja poleg kremena tudi halkopirit. Tabela 1. Minerali v marijareškem rudišču Table 1. Minerals in Marija Reka ore deposit ("f") le v nekaterih delih rudišča (+) in some parts of deposit only 344 Ivan Mlakar Grafenauer je pregledal dva obrusa iz marijareške rude (Duhovnik et al., 1964); v prvem je galenit, halkopirit in kremen. Halkopirit nastopa kot številni vključki pre- mera 0,2mm v galenitu, tetraedritni vključki pa so nekaj manjši (0,1 do 0,2mm). Kremen se javlja v do 0,6mm vehkih zrnih; kot jalovina nastopa barit. Ruda je zelo bogata z bakrom in antimonom. V drugem vzorcu iz kremenovega peščenjaka je izredno lep cinabarit, najdemo pa še barit in pirit. Kremena je precej, karbonatov malo. Po rudnomikroskopski preiskavi 6 vzorcev z odvala pred Danielovim podkopom je Drovenik (1983) sklepal na naslednje zaporedje kristahzaeije mineralov: iz hi- drotermalnih raztopin se je prvi izločil siderit, nadomeščal je detritična zrna in se odlagal tudi v razpokah. Sideritne žihce so bile kasneje zdrobljene, nakar se je izločal pirit kot najpogostnejši rudni mineral. Po kristahzaciji barita je nastala druga generacija siderita in pirita, ki se javljata v majhnih kohčinah. Naslednji - kremen kot zelo po- gostni mineral intenzivno nadomešča siderit in barit. Najmlajši minerah so halkopi- rit, galenit in cinabarit. Posebno naj opozorimo na zanimivo problematiko, povezano s kobaltom in nikljem. Makuc (1933) je prvi opozoril na prvini, in sicer v zvezi z baritno-živosrebrnim oru- denjem, čisti nikljev sulfid in več žihc halkopirita pa so našh pri slepem jašku S3. Raziskovalec je poudaril, da so v baritno-živosrebrnih žilah ugotovih precejšnje koncentracije Co in Ni. Posamezni deh žil so vsebovah do 6% Co, največ 1% Ni in do 20% Hg (v poročilu iz leta 1934 najdemo celo vrednosti 9% Co in 6% Ni). Makuc je menil, da obhkujeta Co in Ni neko sulfidno zmes z železom, sama zapolnitev žile pa ima skupaj s cinabaritom in samorodnim Hg videz črne, težke substance. Takšni, s Co, Ni in Hg bogati odseki so navadno brez bakra, pa tudi tetraedritni in Cu vsebujoči deh žil redkokdaj vsebujejo Co in Ni. Pirit s kobaltom in nikljem se javlja po ugoto- vitvah Makuca le tu in tam. Kot smo že omenili, so v celjski Emajlirnici leta 1951 iz marijareške rude labora- torijsko pridobih kobaltov oksid. V dopisu z dne 23. aprila 1951 ni podatka o tem, kakšno rudo so predelah. Mesec kasneje je M. Drovenik mikroskopsko natančno preiskal dve vrsti marijareške rude (Duhovnik, 195la). Prva, pretežno s karbonatnim vezivom in galenitom, me- dlico in cinabaritom kot rudnimi minerah, je vsebovala le okrog 3% pirita, druga v okremeneh kamenini, pa kar 75% pirita in nekaj sfalerita, halkopirita in medhce. Temu vzorcu je raziskovalec namenil posebno pozornost, vendar ni našel dokazov za prisotnost bravoita (Ni, Fe, Co) S2. Duhovnik (1951b) je domneval, da je pirit mlajše generacije tisti mineral, ki svebuje Co in Ni v večjih kohčinah in nastopa sredi piritnih žil, katerih debelina je navadno manjša od 2 cm. V vzorcu št. 2 iz jaška B je Duhovnik (1953b) našel dokaze z tako trditev. V rudi predvsem iz kremena, nekaj barita in cinabarita nastopa v večji količini tudi pirit. Zrna bravoita so po obhki podobna piritnim, le da so manjša od 0,25mm in se od njega ločijo po močnejšem odboju svetlobe, svetlejši barvi in so brez vdolbinic, značilnih za piritna zrna. V komisijskem zapisniku z dne 18. aprila 1953 najdemo podatek, daje bilo v vzorcu iz okrog Icm^ pirita 0,05% Ni ter sledovi - torej manj kot 0,005% - Co. V letnem poročilu o raziskavah (Jelene, 1953) pa lahko preberemo, da se javljajo sledovi Co in Ni skupaj z arzenopiritom v posebnem sistemu rudnih žil. Prisotnost obeh prvin so dokazah, kot bomo videh, tudi z vzorčevanjem jamske rude leta 1954. o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 345 Drovenik s sodelavcema (1980, 31) omenja bravoit (?) v zvezi s kristalizacijo prvonastalih mineralov, in sicer halkopirita in pirita. V treh takrat spektralno preiskanih vzorcih galenita so bhe vsebnosti Co in Ni zelo nizke (tab. 2). Samo prvi vzorec (4) je ob robu galenitne žhice vseboval drobnozrnati pirit. Drugi vzorec (5) predstavlja galenitno žilo s sledovi halkopirita in nekaj kremena, pri tretjem vzorcu (6) pa gre za žihco iz debelozrnatega galenita. V okviru naših raziskav je Drovenik (1983) rudnomikroskopsko pregledal še 6 vzorcev marijareške rude z odvala pred Danielovimi rovi. Vzorci so poleg rudnih mineralov (galenit, cinabarit) vsebovah barit kakor tudi pirit, včasih celo dveh gene- racij. Raziskovalec je posebej poudarh, da v nobenem od preiskanih obrusov ni našel bravoita. Ta mineral se od pirita loči po izraziti zonalnosti in ga ni mogoče prezreti, je zaključil raziskovalec. Toda ti podatki se ne ujemajo z rezultati spektralne in kemične anahze pirita iz enega od omenjenih rudnomikroskopsko preiskanih vzorcev. Gre za vzorec MR-65/82c, katerega sestavo je Drovenik (1983) opisal takole. Detritična zrna v sivem srednje- do debelozrnatem, nekoliko piritiziranem peščenjaku so zlepljena s sideritom, v karbonatnih poljih pa so zrasli piritni metakristah; kasneje jih je tu in tam obdal kremen. Kamenino seka centimeter debela žihca, v kateri je bh siderit prvotno prevladujoči mineral. V paragenetskem zaporedju mu je sledh pi- rit. Njegova zrna so razvrščena ob stiku žihce s prikamenino kakor tudi v sami žihci, vendar dokaj neenakomerno. Gre za razhčno vehka zrna, toda največje doseže komaj l,5mm. Njihov metasomatski nastanek kažejo vključki sideritnih zrnc. Mlajši od piri- ta je kremen. Ta nadomešča karbonat in pogosto obrašča piritna zrna. V podrejenih kohčinah najdemo v žhici halkopirit in galenit. Oba obhkujeta majhna, nepravilna polja in nadomeščata karbonatna zrna. Na Kemijskem inštitutu Boris Kidrič v Ljubljani (analitik Hudnikova) so z emi- sijsko spektroskopijo preiskah piritna zrna ob prikamenini. Kot kaže 2. tabela (vzo- rec 8), so ta vsebovala 71jig/g Co in več kot lOOOpig/g Ni. Visoke vsebnosti obeh prvin je potrdila tudi kemična anahza (8a), kije pokazala 0,03% Co in kar 0,17% Ni. Po- leg teh prvin vsebuje preiskani pirit tudi precej kroma in molibdena (tabela 2). O povečanih kohčinah Co in Ni v marijareški rudi torej ne moremo več dvomiti, nekohko problematična je le obhka, v kateri nastopata. Drugih nikljevih ah kobalto- vih mineralov nihče ne omenja. Na tem mestu naj opozorimo še na spektralno anahzo svetlo sivega debelozrna- tega barita iz istega odvala; na kosu rude so oprhi cinabarita. Kot kaže 2. tabela, se vzorec št. 7 odlikuje z visoko vsebnostjo Sr, čeprav z rudno mikroskopijo doslej niso dokazah stroncianita. Prve masnospektrometrične anahze žvepla v cinabaritu, piritu in baritu iz kosov marijareške rude v mineraloški zbirki Odseka za geologijo Univerze v Ljubljani, so opravih Ozerova in sodelavci (1973, tabela 4). Podatke je z dvema vzorcema iz galenita dopolnil in nato ovrednoth M. Drovenik s sodelavcema (1976, 1980). Kakovost živosrebrne rude. Nekaj informacij iz obdobja 1931 do 1934 smo že navedli. Gre za posamezne vzorce, anahzirane v razhčnih laboratorijih in brez točne navedbe lokacije. Iz tega časa je še ekonomska ocena (Jakoby, 1936), v kateri omenjajo siromašno rudo z 0,1 do 0,4% in bogato rudo z 0,5 do 2,5% Hg. V izvedenskem poročilu angleškega podjetja Adriatic Overseas Corporation Ltd London iz leta 1937 pa so računah celo z 2,250000 tonami rude in 0,3% Hg, kar da 6750 ton živega srebra. Pogovori 346 Ivan Mlakar Tabela 2. Spektralne analize galenita, barita, pirita in spilitiziranega diabaza (v jig/g) Table 2. Spectrochemical analyses of galena, barite, pyrite and spilitized diabase (in ng/g) 1 Najnižja določljiva vrednost v analizah št. 4 in 5 (analitik Hudnik) The lowest determinable value for analyses Nos. 4 and 5 (analyst Hudnik) 2 Najnižja določljiva vrednost v analizi št. 6 The lowest determinable value for analysis No. 6 3 Najnižja določljiva vrednost v analizah št. 7 do 11 The lowest determinable value for analyses Nos. 7 to 11 Analize 4, 5 tn 6 - galerüt, Marija Reka; Drovenik M. et al., 1980, 29 Ancilyses 4, 5 and 6 - galena, Marija Reka; Drovenik M. et al., 1980, 29 7 Barit, Marija Reka 9, 10 Spilitizirani diabaz. Mlaka Barite, Marija Reka Spilitized diabase. Mlaka 8 Pirit, Marija Reka 11 Spilitizirani diabaz, E od Vrbanic Pyrite, Marija Reka Spilitized diabase, E from Vrbanic 8a Pirit - kemična analiza, Marija Reka Pyrite, chemical analysis, Marija Reka - Nedoločljivo Undeterminable Prazno, ni bilo merjeno Blank, not measured o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 347 z lastnikom rudnika o ustanovitvi delniške družbe so zamrli zaradi bližajoče se voj- ne (Tiringer, 1947). Leta 1947 so v Mežiei analizirali kos svinčeve rude verjetno z odvala Danielove- ga rova in ugotovili 61,25% Pb, kar 0,656% Cu ter 90gr/t Ag (Tiringer, 1947). V komisijskem zapisniku z dne 18. aprila 1953 je analiza zbirnega vzorca z ob- zorja 510. Taje zajela sistem rudnih žihc v skupni debelini 45cm in pokazala 13,15% Pb; 0,75% Zn; 0,02% Hg in 0,1% Cu. Iz konkordantne cinabaritne rudne žile v jašku z našo oznako B (si. 3), je Duhov- nik (1953a) tik pod nivojem drugega Danijelovega podkopa odvzel dva vzorca z 20cm široko, prečno orientirano grobo brazdo. Bogata cinabaritna ruda v SW boku jaška - meter globoko - je vsebovala 0,55% Hg in 5,41% BaS04, poprečna ruda v zbirnem vzorcu iz globin 0,5 metra, meter in 1,5 metra pa le 0,20% Hg in 5,19% barita. Vsebnosti Co in Ni sta bih pod mejo občutljivosti analitske metode (<0,01%). Nekje z vmesnega obzorja na koti 480 metrov je še vzorec z 0,08% Hg; 2,52% Fe; 0,019% Ni; 0,0011% Co ter 1,49% celotnega žvepla. Z obzorja 510 imamo podatke o vzorčevanju, ki sta ga leta 1954 izvedla Ciglar, nato pa še Velkavrh. Vzorce so analizirah v kemijskem laboratoriju Geološkega zavo- da v Ljubljani (analitik Babšek), pri čemer je bila spodnja meja občutljivosti metode 0,001% za Hg ter 0,01% za Pb, Zn, Ni in Co. Od 22 točkasto odvzetih vzorcev v okviru prvega vzorčevanja so bile vsebnosti Co in Ni kar v 16 vzorcih pod mejo občutljivosti metode, kar velja tudi za 15 vzorcev glede Pb in Zn. Določljive kohčine živega srebra so vsebovah vsi vzorci, toda samo v onih z največ Hg so ugotovih tudi prvini Co in Ni. V petih takih vzorcih je znašalo razmerje med kobaltom in nikljem 1:3 do 1:6, poprečno pa 1:4. Posebej naj opozori- mo, da so v enem samem vzorcu s Co in Ni dokazah tudi prvini Pb in Zn. Z drugim vzorčevanjem so ugotavljali le živo srebro. Z grobo brazdo so odvzeh 27 vzorcev in pri vsakem podali njegove litološke karakteristike. Enajst vzorcev je iz cinabaritnih žihc, debelih od 1 do 9cm, poprečje pa znaša 4,5cm. Najdebelejša žila je bila obenem najbogatejša (2,25% Hg), najtanjša pa najsiromašnejša s komaj 0,09% Hg. Poprečje v rudnih žilah in žihcah znaša 0,84%, če upoštevamo njih debelino pa 1,085% Hg. Drugi vzorci so iz prikamenine. Opozorimo naj, da ta vsebuje znotraj orudenega območja le 0,01 do največ 0,06% Hg, poprečje pa znaša 0,02% Hg. Na tab. 3 prikazujemo osnovno statistiko prvega in drugega vzorčevanja in zbir- ne podatke o vsebnosti živega srebra v rudi. V zapisniku z dne 22. januarja 1957 ter poročilu o raziskavah (Jelene, 1957) so podatki o izračunu rudnih zalog. Na obzorju 510 so določih orudeno površino llOm^. V progi so dokazah rudo na dolžini 15m s poprečjem 0,51% Hg, v prečniku pa na dolžini 12 metrov s poprečjem 0,20% Hg. Upoštevah so orudeni blok z višino 19m, prostor- ninsko težo 2,5t/m^ in poprečje 0,375% Hg. Pri 80% izkoristku bi iz 5225 ton izkop- nine pridobih 15,61 živega srebra. Zaključih so, da izkoriščanje rudišča ne bi bilo donosno, kar velja tudi za prevoz in predelavo vse rude v idrijski topilnici. Izplačali bi se le prevažanje obogatene rude v Idrijo ali predelava predhodno prebrane rude z najmanj 0,6% Hg v Cinkarni. V začetku avgusta 1957 so v tem celjskem podjetju poskusih pridobivati živo srebro iz omenjene vrste rude. V 830kg predhodno prebrane - kosovne cinabaritne rude z nekaj samorodnega živega srebra so ugotovih poprečje 3,20% Hg, kar so potrdih tudi v Idriji. Ob 72,5% izkoristku so pridobih 15,3kg kovine, v žgalniških ostankih pa je bilo pod 0,03% Hg. 348 Ivan Mlakar Tabela 3. Ocene statističnih parametrov vzorčevanja v jami (v %) Table 3. Basic statistics of sampling in the mine (in %) 1. vzorčevanje - 1st sampling 2. vzorčevanje - 2nd sampling Skupno - Total n Število vzorcev - Number of samples X Aritmetična sredina - Arithmetic mean s Standardni odklon - Standard deviation Tabela 4. Kemični sestav marijareške živosrebrne rude (v %) Table 4. Chemical composition of Marija Reka mercury ore (in %) Vrhovec (1957) je poročal tudi o vsebnosti živega srebra v posameznih frakcijah prebrane rude in o njeni kemični sestavi, ki jo prikazujemo na tab. 4. O čistoči pridobljenega živega srebra nimamo točnih podatkov. Vrhovec (1957) je ocenh, da je primesi manj od 0,001%, kar se nam zdi preveč optimistično, saj so žgah rudo iz polimetalnega rudišča. Iz zapisnika z dne 23. junija 1958 izvemo, da so pričeh s poskusnim odkopava- njem konec aprha tega leta. V dveh mesecih so znotraj orudenega območja na dolži- ni 35,5 metra pridobih 375 ton izkopnine in iz nje prebrah 13,21 živosrebrne rude, katere delež je znašal 3,5%; ostanek so zavrgh kot čisto jalovino. Iz prebrane rude z 0,73 do 2,13% Hg so pridobih 126kg živega srebra. Iz še točnejših podatkov o kohčinah in kakovosti prebrane rude in z ocenjenim 72,5% izkoristkom v topihiici lahko izračunamo, daje predelana ruda vsebovala poprečno 1,316% živega srebra. V zapisniku je še zanimiv podatek, da bi znašala vsebnost živega srebra v vseh 375 tonah izkopnine le 0,042%. o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 349 Tudi če je v neprebrani oziroma zavrženi izkopnini 0,05% Hg, se poprečna vseb- nost živega srebra povzpne na komaj 0,1%, kar je še vedno globoko pod mejo, pri kateri odkopavajo večino živosrebrnih rudišč v svetu (Mlakar, 1974, tabela 25). Geokemične raziskave Z geokemičnimi raziskavami na Hg se je v Marija Reki ukvarjal Makuc (1933, 1934) že 12 let pred izidom znane monografije v geokemiji živega srebra (Saukov, 1946). Makuc je namreč sistematsko vzorčeval kamenine in drobir iz potokov v okolici rudišča in zaključil, da skoraj ni vzorca brez sledov te prvine. Sklep je razumljiv, saj takratne analitske metode niso bile posebno natančne in občutljive. Večji del geokemičnih podatkov je iz kasnejšega obdobja. Lapajne (1969, 1970) je na območju naše karte odvzel okrog 350 geokemičnih vzorcev predvsem iz prepe- rine, in sicer na petih daljših in na 30 krajših prerezih (sl. 4b). Vzorce so analizirah na Geološkem zavodu v Ljubljani. Z nekaterih profilov (3 in 4) imamo podatke o vsebnostih Pb, Zn, Hg, Co in Ni, z drugih (1 in 2) o prvinah Pb, Zn in Hg, predvsem iz kratkih pa samo o Hg. Navedli bomo nekaj zanimivejših informacij. Na sliki 4b smo s posebnim simbolom opozorih na vzorce s povišanimi vsebnostmi prvin. Z več kot 1,5km dolgim prerezom z našo oznako 1 so ugotavljah koncentracije Pb, Zn in Hg visoko v krovnini rudonosnih karbonskih klastitov. Krivulji porazdehtve Pb in Zn se gibljeta v nivoju lokalnega ozadja, ki znaša za Pb okrog 30ng/g za Zn pa SO^ig/g; vrednosti veljata tudi za ostale geokemične prereze iz tega obdobja. V pri- merjavi z grödenskimi in psevdoziljskimi kameninami je ozadje Pb nekaj višje v spo- dnjeskitskih plasteh. Krivulja porazdehtve Zn je bolj razgibana in doseže najvišjo vrednost 120^ig/g z vzorcem št. 135, v nekaj vzorcih pa je lOO^ig/g te prvine, večina severno od Pečnikovega preloma. Koncentracije Hg so le na nekaj mestih nad občutljivostjo uporabljene analitske metode (O.Olpig/g) in dosežejo 0,05ng/g Hg. Živo srebro se ne odziva na prisotnost Marijareškega in drugih prelomov, kar kaže, da nimajo z orudenjem nobene genetske zveze. Podobno sliko kaže drugi profil - le 200m vzhodneje od rudišča in pretežno v ka- meninah iz njegove krovnine. Svinec doseže najvišjo vrednost 65^g/g v vzorcu 94, Zn le 90ng/g v vzorcu 64, živo srebro pa 0,08 ^ig/g v vzorcu 67, in sicer v okviru povečanih vsebnosti Hg v karbonskih kameninah (vzorci 63 do 68). Geokemični prerez z našo oznako 3 sicer poteka v neposredni bližhii rudišča, vendar so razdalje med vzorci zelo vehke; proti severu seže profil še daleč v psevdoziljske sklade. Iz že omenjenega ozadja izstopa le vzorec št. 20 s 50|xg/g Pb in 230ng/g Zn. V nekaj vzorcih nad rudiščem (18 in 20) in znotraj psevdoziljskih skladov (12 do 14) je 0,05ng/g Hg. Presenečajo visoke vsebnosti Co, ki znašajo v skoraj vseh vzorcih lOjig/ g, medtem ko najdemo toliko niklja le v vzorcih 15, 20 in 21. Koncentracije okrog 20jxg/g Co in Ni so tudi v karbonskih kameninah na četrtem prerezu, in sicer v vzorcih 22 do 25. Cink je na nivoju ozadja, iz katerega rahlo iz- stopa območje med vzorci 43 do 48 z največ 120|j,g/g Zn. V vzorcu 24 je kar 500 ng/ g Pb, drugod je svinec na nivoju ozadja. Kohčina Hg doseže tu in tam (vzorci 22 do 24) komaj 0,05fxg/g, čeprav smo od rudišča oddaljeni le okrog 200 metrov. Na južnem delu prereza so omembe vredni le vzorci 39, 54 in 57 z 0,lng/g Hg. Vsebnosti Pb so med vzorcema 29 in 58 na nivoju ozadja in ne kažejo nikakršne variabilnosti. Na petem prerezu je Lapajne (1970) dokazal rahlo, vendar sklenjeno živosre- 350 Ivan Mlakar SI. 4a. Cone razpiranja, bazični vulkanili in lega rudišč v Posavskih gubali SI. 4b. Karta geokemičnega vzorčevanja o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 351 Fig. 4 a. Extension zones, basic effusives and ore deposits in Sava folds Fig. 4b. Geochemical sampling map 352 Ivan Mlakar brno anomalijo v območju med vzorei 235 do 238 z najvišjimi vrednostmi 0,3ng/g Hg. Tako koneentraeijo izkazuje še vzorec 242. Podatkov o drugih prvinah nimamo. Tudi na kratkih geokemičnih prerezih iz leta 1970 so vzorce analizirah le na Hg. Večji del vzorcev je iz preperine na pobočnem grušču. Izmed 194 vzorcev so le v trinajstih ugotovih vrednosti, večje od O,la največ 0,35ng/g Hg. Kar 9 takih vzorcev je iz bližine rudišča (sl. 4b). Na marijareškem območju je Lapajne leta 1969 odvzel tudi 9 vzoreev tekočih voda, in sicer teden po krajšem deževju. Vzorce so na Kemijskem inštitutu Boris Kidrič v Ljubljani analizirah na Pb, Zn, Hg, SO4, Cl in F. Vse vsebnosti Pb in Zn so bhe pod 0,01 mg/l, fluorja pa pod 0,04mg/l. Koncentracije Hg so se gibale v območju od 0,14 do 0,30fxg/l (vzorec XII) oziroma ppb. Glede na Klark Hg v sladkih vodah, ki znaša 0,01 do 0,1 ppb (Rosier & Lange, 1972), so te vrednosti vsekakor povečane. Vsebnosti SO4 so bhe med 8 in 24mg/l, klora od 2 do 5mg/l. Razmerje SO4/CI je bho - z izjemo vzorca V, povsod večje od 3. Na sliki 4b smo opozorih tudi na izpirke in one s cinabaritom označih posebej. V težki frakciji je Germovškova (Lapajne, 1970) našla eno do tri zrna cinabarita; zahodno od Hribarjevega grabna so vsi izpirki brez njega. Berce je že leta 1951 poročal o negativnih rezultatih pri izmeri radioaktivnosti skrhavega ghnovca in kamenin na odvalu. Tudi v nekem drugem, nepodpisanem do- kumentu - najbrž iz leta 1953 - so podatki o radiometričnih raziskavah. V kameni- nah na površju so ugotovih koncentracije od 0,01 do 0,015 jxR/h, na jalovišču pa od 0,015 do 0,03 nR/h. Vrednosti vpisane ob bokih rovov se gibljejo v območju od 0,01 do 0,05|aR/h. V okviru kasnejših, načrtnih raziskav urana v Sloveniji je prospekcija zajela tudi Zasavje skupaj z bližnjo in daljno okoheo marijareškega rudišča (Dimkovski, 1978). Legenda k sl. 4a in 4b 1 smer odpiranja razpok v asturski tektonski fazi; 2 cona razpiranja v saalski tektonski fazi; 3 bazični vulkaniti permske starosti; 4 cona razpiranja v srednjetriasni tektonski fazi; 5 narivna ploskev; 6 bazični vulkaniti srednjetriasne starosti; 7 območje z evaporiti permske in spodnje- triasne starosti; 8 aktivni rudnik; 9 opuščeni rudnik; 10 permske in triasne plasti; 11 peščenjak in konglomerat (karbon); 12 skrilavi glinovec (karbon); 13 Marijareški prelom; 14 neotekton- ski prelom; 15 marijareško rudišče; 16 rudarska dela; i7 jalovišče; 18 oznaka geokemičnega profila; 19 stari geokemični profil (1969/70) z zaporedno številko vzorca; 20 vzorec s povečano vsebnostjo Hg (Pb ali Zn); 21 novi geokemični profil; 22 izpirek - brez cinabarita; 23 izpirek - s cinabaritom; 24 vzorec potočnega mulja; 25 hidrogeokemični vzorec tekoče vode; 26 hidrogeokemični vzorec iz izvira; 27 blok kremenice na sekundarnem mestu; 28 zelo okreme- nela kamenina; 29 osnovni keramični test skrilavega glinovca; 30 pojav samorodnega živega srebra; 31 kota Explanation of figs. 4a and 4b 1 Direction of fissures opening in Asturian tectonic phase; 2 Extension zone in Saalic tecton- ic phase; 3 Permian basic effusives; 4 Extension zone in Middle Triassic tectonic phase; 5 Thrust plane; 6 Middle Triassic basic effusives; 7 Area with Permian and Lower Triassic evaporites; 8 Active mine; 9 Abandoned mine; 10 Permian and Triassic strata; 11 Sandstone and conglom- erate (Carboniferous); 12 Shale (Carboniferous); 13 Marija Reka fault; 14 Neotectonic faults; 15 Marija Reka ore deposit; 16 Mine working; 17 Dump; 18 Mark of geochemical section; 19 Old geochemical section (1969/70) with sample numbers; 20 Sample with elevated mercury (Pb or Zn) contents; 21 New geochemical section; 22 Heavy mineral concentrate without cin- nabar; 23 Heavy mineral concentrate with cinnabar; 24 Stream sediment sample; 25 Stream water sample; 26 Spring water sample; 27 Block of silica on secondary place; 28 Intensely silicified rock; 29 Shale ceramic test; 30 Native mercury occurrence; 31 Elevation o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 353 Preiskovali so mulj, težko frakeijo in matične kamenine, in sicer na Cu, Zn, Pb in U ter določali količino radona v vodah. Dovolj velike populacije podatkov so ovrednoti- li statistično. V peti tabeh prikazujemo rezultate raziskav vzorcev mulja, ki spadajo na našo karto (si. 4b), vrednost anomalnega praga pa se nanaša na vseh 147 vzorcev s širšega prostora. Na marijareškem ozemlju so anomalne vrednosti Cu in Pb samo v vzorcu mulja št. 142 iz grape 450m NW od Smrekarja, čeprav bi to pričakovali v vzorcu 140 zara- di izpiranja starega Kompoševega jalovišča. Relativno visoke vrednosti urana v muljih v primerjavi z Žirovskim vrhom (>3ng/g) je Dimkovski (1978) povezal s spremembo analitske metode. Izmed 10 spektralno preiskanih vzorcev težke frakcije potočnega mulja sodi na območje naše karte le vzorec 136 s sotočja Hribarjevega grabna in potoka Jelenca. Dimkovski (1978) je poudaril, da so za vzorec značilni pirit in precejšnja kohčina limonita in hematita. Primerjava rezultatov spektrokemičnih anahz mulja pa pokaže, da vsebuje ta vzorec največ Pb (40ng/g), Ni (120ng/g), Cr (150^ig/g) in La (8000 џg/g), mnogo Ga (lljig/g), V (70^g/g), Cu (100jxg/g), Y (80|ig/g), Zr (250ng/g), Co (9|^g/g) in Sr (270fxg/g). Lega vzorca v prostoru dopušča izpiranje rudonosnih ka- menin z območja Hribarja (si. 4b). Med 19 vzorci vode iz izvirov, v katerih so določali radon, je samo vzorec št. 2 v okviru naše karte. Vzorec je pokazal 9,07 impulzov/min (CPM) kot odraz totalne a aktivnosti; vrednost ph je bila 7,25 (Dimkovski, 1978). Poudariti moramo, da novejše raziskave na U niso zajele najožjega območja rudišča s klastiti grödenske superpozicijske enote Ai, ki je nosilec uranske mineralizacije v Žirovskem vrhu. Nanizani podatki kažejo, da so na marijareškem območju doslej opravih že pre- cej geokemičnih raziskav. Glede na nova spoznanja o litološki kontroli orudenja, smo v okviru naših geokemičnih raziskav želeh odgovoriti le na vprašanje, kakšne so vsebnosti Pb, Ba in Hg v obeh pasovih grobih karbonskih klastitov zahodno od rudišča. Devet profilov z zaporednimi številkami 6 do 14 smo položili na mestih, kjer so kamenine lepo razgaljene (si. 4b). Na 6. prerezu sta dva vzorca iz karbonskega skri- lavega glinovca, na prerezu 7 pa iz grödenskega peščenjaka (49 in 50). Devet vzor- cev je iz preperine karbonskih kamenin, in sicer iz globine 0,5 metra. Skupaj smo odvzeh 55 vzorcev. Tabela 5. Nekatere prvine v vzorcih mulja (v џglg) Table 5. Some elements in stream sediment samples (in (xg/g) 354 Ivan Mlakar Podatke je računalniško obdelal Bidovee (tab. 6) posebej iz populaeije z izdankov karbonskega peščenjaka in konglomerata ter one iz preperine z nekaj koščki grobih karbonskih klastitov. Vzorcev iz karbonskih skrilavih ghnovcev in grödenskega peščenjaka pri obdelavi nismo upoštevah. Geokemični profil z našo oznako 6 s kolovoza po grebenu nad Hribarjem je naj- bližje rudišču, vendar ga loči Rimskotopliški prelom (2) z močnimi desnimi zmiki ob njem (si. 4b). Zato ne preseneča, da noben od pregledanih vzorcev ni bil anomalen (si. 5). Zahodni podaljšek rudišča so pravzaprav grobi karbonski klastiti, preiskani s prere- zom 7, ki poteka vzdolž zgornjega kolovoza zahodno od Hribarja. Krivulji porazdeh- tve Pb in Ba sta zelo razgibani, anomalna pa sta vzorca 47 (300[Ag/g Pb) in 45 glede Ba (>1300ng/g). Preseneča, da porazdehtvena krivulja Hg ne kaže variabilnosti; anomalen je le vzorec 42 s 4 jig/g Hg. Profil 7 je brez dvoma še znotraj primarne disperzne aureole okrog marijareškega rudišča. Da je to res tako, nas prepričajo razmere na geokemičnih prerezih 8 in 12, kjer so prvine že na nivoju lokalnega ozadja, ki znaša pri Pb okrog 30, za Ba nekako 400, za Hg pa okrog 1 jig/g. Toda omenjene vrednosti so še vedno znatno višje, kot je Klark teh prvin v peščenjaku (Rösler & Lange, 1972) in ga podajamo na 5. shki. Tabela 6. Osnovni geokemični parametri za marijareško območje (v M,g/g) Table 6. Basic geochemical parameters for the Marija Reka area (in |xg/g) a) Karbonski peščenjak in konglomerat - a. Carboniferous sandstone and conglomerate n = Število vzorcev - Nimiber of samples X = Aritmetična sredina - Arithmetic mean s = Standardni odklon - Standard deviation Иагк v peščenjaku - Clarke value in sandstone. Rosier & Lange (1972) o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 355 Sl. 5. Geokemični profili Fig. 5. Geochemical sections 356 Ivan Mlakar Na prerezih zahodneje od tod so podobne razmere. Odsotnost cinabarita v izpi- rkih, toda visoko lokalno geokemično ozadje živega srebra, kažeta, da je pri tem so- delovala plinska faza. O podobnih primerih so teoretsko razpravljah že Saukov (1946) in Smirnov s sodelavci (1976, 86, 88); živo srebro se javlja v absorbirani obliki bodisi v nerudnih hidrotermalnih ah glinenih mineralih. Šele na skrajnem zahodnem prerezu (11) so spet visoke vsebnosti Ba in anomal- ne kohčine Pb, ki morda nakazujejo novo perspektivno območje izven zahodnega roba naše karte. V zvezi z živim srebrom naj opozorimo, da so vrednosti Hg v vzorcih iz razisko- valnega obdobja 1969/1970 okrog 20-krat nižje kot na naših prerezih 6 do 14. Vzro- ke vidimo v razhčnih laboratorijih oziroma postopkih priprave vzorcev. Kontrolni vzorci so pokazah pravilnost novejših določitev vsebnosti živega srebra. O nastanku in starosti rudišča in o povezavi z dogajanji na širšem prostoru Nekaj mish o nastanku marijareškega rudišča je nanizal že Dreger (1922) in zagovarjal terciarno starost. Makuc (1933) je poudarh, da so tod našh pomembno orudenje le v paleozojskih skladih. Cissarz (1956) je uvrsth Marija Reko in tudi druga žilna rudišča v Posavskih gubah med regenerirana rudišča alpskega orogena. Duhovnik (1956) je nastanek rudišča Vehka Reka povezal z drugo tektonsko fazo (zgornji karbon-zgornji trias). Marija Reko je prištel Berce (1963) med rudišča v spodnjekarbonskih plasteh. Raziskovalec je opozoril na tektonizirano cono in dorrmeval, da imamo tod, kakor drugod v Posavskih gubah, opraviti z rudiščem iz mlajšega paleozoika, genetsko povezanim z zgornjekarbonske sideritno formacijo. Grafenauer (1965) je uvrsth Marija Reko v metalogenetsko provinco Posavskih gub in med tipična hidrotermalna rudišča. Ugotovitev, da gre za tesno zvezo s tria- snimi predominami (Grafenauer, 1969) naj bi veljala tudi za to rudišče. Lapajne (1969) je menh, da se javlja rudišče na stiku karbonskih in grödenskih kamenin, in sicer v temenu antiklinale, ki jo z vseh strani - razen na zahodu - odrežejo prelomi in narivne ploskve. Ta načela so bila vodho pri geokemični prospekciji v ra- ziskovahiem obdobju 1969 do 1972. Raziskovalec je pisal o dveh tipih orudenja, o rudnih gnezdih vzdolž plastovitosti kamenin s smerjo vzhod-zahod in o rudrhh žihcah v prelomih sever-jug. S pripombo o močnem ladinijskem vulkanizmu v bhžini se je Lapajne opredehl za srednjetriasno starost marijareškega rudišča. V prispevku Ozerove in sodelavcev (1973, 287) lahko preberemo, daje rudišče vezano na prelom med srednjetriasnind in permo-karbonskimi kameninami, torej na Marijareški prelom. Tudi v novejših razpravah je Berce (1975, 1977) uvrsth Vehko Reko v skupino rudišč, ki se javljajo v drugi, zgornjepaleozojski etaži ali točneje znotraj karbonskih skladov in so nastala pribhžno istočasno z njimi. Pri prebiranju tolmača k Osnovni geološki karti - list Celje (Buser, 1979, 54) dobimo vtis, da je orudenje v marijareškem rudišču genetsko vezano na stik karbon- sko-permskega peščenjaka z grödenskimi kameninami. Glede na mineralno sestavo rudišč v karbonsko-permskih plasteh Posavskih gub, je M. Drovenik s sodelavcema (1980, 31) uvrsth marijareško rudišče v 4. skupino in poudaril, da je to edino rudišče s cinabaritom kot glavnim rudnim mineralom. Ruda o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 357 je nastala predvsem pri epitermalnih pogojih in najbrž v paleozojskem obdobju pred odlaganjem grödenskih skladov. Pri razlagi nastanka in določanju starosti marijareškega rudišča najprej naletimo na problem, ah so tod res orudene samo karbonske kamenine. V zapisniku z dne 21. oktobra 1931 iz arhiva Geološkega zavoda v Ljubljani je namig o izdankih rude zahodno kakor tudi vzhodno od rudišča - torej na območju iz tria- snih skladov; o lokalnostih ne poročajo. Tudi Makuc (1933) je zapisal, da so nekdaj našh galenitne izdanke na površju, sam pa je z vzorčevanjem ugotovil povečano kohčino Hg v dolomitu okrog 100 me- trov nad domačijo Kos. Živo srebro je prisotno v triasnih kameninah tudi drugod v okohci rudišča, piše nadalje raziskovalec, vendar so koncentracije nižje od 0,1%. Iz jame omenja Makuc drobnozrnati konglomerat z rdečkastimi kremenovimi zrni (grödenske kamenine) s precej cinabarita, ki pa ga težko opazimo; koncentracije so nižje od 0,02%. Z območja izven naše karte omenja Berce (1951) dve kremenovi žih s sulfidni- mi minerah. Prva, meter dolga žila je v grapi južno od kmetije Pekel, drugo pa najdemo v grödenskih kameninah vzhodno od domačije Lemež. V obeh žilah so piritna zrna. Zaradi premalo natančnih in slabo občutljivih analitskih metod menimo, da so Makucovi podatki o živem srebru v grödenskih in triasnih kameninah nezanesljivi, kar velja tudi za starejše informacije o izdankih rude v širši okohci rudišča. Za nastanek pirita v kremenovih žilah znotraj grödenskih skladov pa lahko najdemo razlago brez povezave z marijareškim rudiščem. Toda v nobenem primeru ne moremo mimo podatka o pojavih cinabarita v dru- gem Danielovem podkopu. Te je opazil obratovodja Grdej ob prelomu v levem boku na 68,5 metru. Duhovnik (1951b), ki podatek citira, najdbe ni mogel več potrditi. Kot kaže slika 3b (točka f), naj bi sledove HgS našh sredi grödenskega peščenjaka tik ob Hribarjevem prelomu. Če podatku zaupamo, se nakazujejo tri razlage. Gre za primarno orudenje v grödenskih kameninah, mobilizacijo cinabarita ah pa so rudni sledovi v zmečkanini karbonskih klastitov ob prelomu. Posebno pozornost zasluži podatek o zlatu v marijareški rudi in kameninah. Makuc (1933, 1934) je zapisal, da so v jami na nekaj mestih, zlasti pa v močno okremenelih območjih, z izpiranjem ugotovih samorodno zlato; vsebnost ni presegala 1 do 2g/t. V poročilu iz leta 1934 lahko še preberemo, da so našli samorodno zlato celo v wer- fenskih skrilavcih (verjetno so pri tem mislili na grödenske kamenme) in ocenili vsebnost na 8 do 12g/t. Lokacija naj bi bila označena z zaporedno številko 13 na jamski karti, ki pa je v poročilu ni bilo. Makuc je poudaril, da žil in orudenih con niso kemično preiskovah na vsebnost plemenitih kovin. Tudi v enem izmed kratkih, nepodpisanih poročil iz povojnega obdobja (30. ju- lija 1947) je podatek o 13g/t zlata in srebra v rudi, kar naj bi ugotovih med okupa- cijo. Tiringer (1947) je zadnji opozoril na zlato v kvarcitu. Podatki o dragocenih kovinah v rudi se večkrat pojavijo v starih dokumentih v zvezi s preprodajo rudarskih objektov ah najemanjem posojil. V našem primeru najbrž ni tako, saj je bil Omerzu lastnik rudnika vse od leta 1912 do pričetka veljavnosti Zakona o nacionahzaciji konec leta 1946. Zanemariti ne smemo tudi dejstva, da je bil Makuc po pokhcu kemik (univerzitetni študij je končal leta 1931 v Zagrebu) in si je uredil majhen laboratorij kar pred vhodom v Danielov rov. Podatki o zlatu, zbrani s prepro- sto metodo izpiranja, imajo zato neko težo in jih vsaj glede okremenelih karbonskih kamenin ne kaže prezreti. 358 Ivan Mlakar Pri razmišljanju o nastanku in starosti orudenja privzemamo naslednja izhodišča. V rudišču najdemo nenavadno združbo siderofilnih (Co, Ni, Au), halkofilnih (Zn, Cu, Pb, Hg) in litofilnih prvin (Ba). Orudenje je dvofazno, saj poročajo raziskovalci o dveh generacijah siderita, kre- mena in pirita. Prisotnost Co in Ni povezujemo z drugo generacijo pirita, prvini pa se javljata skupaj s samorodnim živim srebrom. Predvidevamo, da gre za hypogeno - primarno samo- rodno živo srebro. S to prvino in okremenitvijo naj bi bho povezano tudi zlato. Na teh izhodiščih bomo skušah pojasniti genetsko in starostno problematiko Marija Reke, in sicer v povezavi z onimi rudišči v Posavskih gubah, kjer se tudi javlja živo srebro. Izhajah bomo iz modela Nove globalne tektonike (sl. 4 a in 6); gre za dogajanja na severnem obrobju Afriške oziroma Jadranske plošče v okviru sistema Afriških plošč. Razmere med Vačami in Litijo (Mlakar et al., 1993) in one v okviru Litijskega rudnega polja, kjer so dinarske rudne žhe kot kulise razporejene v smeri E-W (Mlakar, 1994, si. 7), kažejo, daje razpiranje zemeljske skorje na območju Posavskih gub zaživelo že v asturski tektonski fazi. Te procese povezujemo z nastajanjem Paleotetide. Pre- lomi niso segh globoko, saj iz karbonskih skladov tega prostora nihče ne omenja bazičnih vulkanitov (sl. 6a). Tudi nastanek grödenskega sedimentacijskega bazena v okviru saalske orogenetske faze lahko povežemo z razpiranjem zemeljske skorje oziroma nastajanjem tektonskih jarkov ah poljarkov. Vsaj na severnem obrobju tega območja gre za globoke prelome. To dokazujejo konkordantni vložki diabaza oziroma spilitiziranega diabaza med gröden- skimi klastiti ob Blegoški cesti nad vasjo Mlaka (sl. 4a, 6b). O njih so poročah Grad s sodelavci (1962) in Hinterlechner-Ravnikova (1965) in menhi, da so gröden- ske starosti. i I ladinijski klastiti in piroklastiti; 2 skitske in anizijske, pretežno karbonatne plasti; 3 grödenski klastiti in zgornjepermske karbonatne plasti; 4 karbonski klastiti; 5 srednji karbon; 6 spodnji karbon; 7 starejši paleozoik; 8 kontinentalna skorja; 9 bazični vulkaniti (diabazi, spilitizirani diabazi); 10 zgornji plašč; 11 tektonsko-erozijska diskordanca; 12 pomembni prelom; 13 globoki prelom prvega reda; 14 razpiranje; 15 območje z evaporiti sedimentnega nastanka; 16 epigenetsko cinabaritno rudno telo; 17 singenetsko cinabaritno rudno telo; 18 samorodno živo srebro; 19 živosrebrne pare; 20 tok živosrebrnih emanacij; 21 konvekcijski tok (celica); 22 rudno telo Alma; 23 Tornquistov prelom 1 Ladinian clastic and pyroclastic rocks; 2 Scythian and Anisian prevailing carbonatic rocks; 3 Groden clastic and Upper Permian dolomitic beds; 4 Carboniferous clastic beds; 5 Middle Carboniferous; 6 Early Carboniferous; 7 Early Paleozoic; 8 Continental crust; 9 Basic effusives (diabase, spilitized diabase); 10 Upper mantle; 11 Tectonic-erosion unconformity; 12 Impor- tant fault; 13 First order deep fault; 14 Extension direction; 15 Areas with evaporites of sed- imentary origin; 16 Epigenetic cinnabar ore body; 17 Syngenetic cinnabar ore body; 18 Na- tive mercury; 19 Mercury vapors; 20 Mercury emanation flow; 21 Convection current (cell); 22 Alma ore body; 23 Tornquist fault сд 's I л; Ol = i C i 1 S п5 O) > > I S Oí >б .y s ^ Ä 00 И _ 4-1 « Д-С O-;^ r> 5 ce Sx) s- 'S - И (- p O) nS t II >- s C! r ill' •ti "I" C ^ .S б (V > s I C Ш .2 i ^ a O) 02 OS IX) <¿ ^ ê 360_Ivan Mlakar Pri preučevanju srednjepermskih skladov na širšem blegoškem območju smo opazili sile diabazov tudi znotraj uranonosne strukture Valentin in na predelu Mlaka-Javorje; kaže jih tudi Osnovna geološka karta - list Kranj (Grad, 1974). Povsod so diabazi med rdečim muljevcem, in sicer v spodnji tretjini grödenske skladovnice kamenin (superpozicijska enota A2). V srednjetriasni tektonsko-erozijski fazi je bilo razpiranje zemeljske skorje najbolj intenzivno. Prvi podatki o globokih prelomih in nastajanju tektonskega jarka v Posa- vskih gubah so s konca sedemdesetih let (Mlakar, 1967). Placer in Čar sta sre- dnjetriasne razmere med Vojskarsko planoto in Rovtami natančno rekonstruirala in govorita o idrijskem srednjetriasnem tektonskem jarku. Po teh podatkih se jarek razteza v smeri vzhod-zahod, širok je okrog kilometer, dolg pa vsaj 19km. Proti vzhodu, kjer ga pri Zaplani odreže narivni rob med Poljansko-vrhniškimi nizi in Idrijsko-žirovskim ozemljem, se jarek širi, proti zahodu pa oži. Tektonski jarek se je razvil na temenu antiklinale omejenega obsega, ki je pričela rasti konec spodnjeskitskega obdobja in je najbrž nastala zaradi vtiskanja magme v obhki lakolita (Placer & Čar 1975, 1977; Placer, 1982). Razpiranje zemeljske skorje je spremljala močna vulkanska dejavnost. Večina razisko- valcev govori le o spilitno-keratofirski asociaciji, nekateri pa so podrobneje preučevah izvor teh kamenin. Tako je Faninger (1971, 230) nastanek triasnih predornin razložil z magmatsko diferenciacijo prvotno bazične - bazaltne magme. Grafenauer (1980, 183) pa je domneval, da so triasne predomine nastale z delnim taljenjem materialov, ki sestavljajo zgornji del plašča, ah iz spodnjih delov zemeljske skorje. Za območje Cerkljanskega vemo, da se je vulkanska dejavnost končala z izlivi bazičnih vulkani- tov (Mlakar, 1980). Zanimivo je, da bazičnih vulkanskih kamenin ni vzdolž globokih prelomov 1. reda znotraj idrijskega tektonskega jarka, temveč jih najdemo v Zgornji Idrijci, pri Stop- niku in Cerknem, torej v pasu prečno na najintenzivnejše razpiranje (si. 4a), kar kaže tudi Osnovna geološka karta - Tolmin in Videm (Buser, 1987). Le izdanek diabaza v Zgornji Idrijci je blizu triasnega preloma v podaljšku idrijskega tektonskega jarka na Vojskarski planoti (Placer, 1982, 15). Tod kakor tudi pri Stopniku leže ladinijske kamenine na anizičnih, šele na Cerkljanskem smo jih našh na starejših skladih. Vse kaže, da se je v Posavskih gubah v srednjem triasu izobhkovalo več intrakon- tinentalnih centrov razpiranja, in sicer na dnu epikontinentalnega (marginalnega) morja. Med take štejemo območje Vojsko-Idrija-Rovte, Litijo kot vzhodni podaljšek te cone in seveda ozemlje Zgornja Idrijca-Stopnik-Cerkno (si. 4a). Že Jankovič (1977, 109), ki je razglabljal o razpiranju v povezavi s triasnimi rudišči na celotnem območju Di- naridov, je opozoril na predhodno svođenje litosfere ter tanjšanje kontinentalne skorje. O teh dogajanjih je mnogo podatkov v novejši hteraturi (Cow^ard et al., 1987) in lahko povsem nadomeste dosedanje predstave o vtiskanju magme v obhki lakolita. Pri izdelavi shematskega geološkega prereza 6c, ki prikazuje srednjetriasne raz- mere na območju idrijskega rudišča tudi v večji globini, smo upoštevah vse navede- ne podatke. Toda po novih nazorih o intrakontinentalnem razpiranju zemeljske skorje (Coward et al., 1987) nastanejo simetričru tektonski jarki, omejeni s strmimi - normalnimi prelomi (si. 6c) le v posebnih razmerah. Prevladujejo drugačni modeh s položnim vpadom deformacij v globini (detachment faults, decoupling horizons), kar naj bi dokazovala predvsem globoka refleksijska seizmika. Te raziskovalne metode v Idriji ne bi mogh uporabiti, saj srednjetriasno cono razpiranja spodaj odreže močna staroterciarna na- rivna ploskev; dolžina narivanja znaša več 10 km. Na prerezu 6c smo zadržah dose- o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 361 danji model razpiranja in razmere v globini skrajno poenostavili. Tudi v problematiko topografije in odnosov med skorjo ter zgornjim - trdnim in nižjim - zmehčanim de- lom plašča (astenosfero) se ne spuščamo. Dodamo naj še, da porazdelitev srednjetriasnih sedimentacijskih bazenov na Idrijskem (sl. 6e) res spominja na shematski prerez, ki gaje podal Gipps (Coward et al., 1987, 25; sl. 8). Na območjih varističnega razpiranja (sl. 6a in b) gre prav tako za alohtona ozemlja, vendar so starotereiarne narivne ploskve v večjih globinah (Premru, 1980, 1983a, b; Mlakar, 1987). Na severnem obrobju sl. 6b, ki prikazuje razmere v saalski tek- tonski fazi, smo razpiranje zemeljske skorje nakazah s starim, na južni strani pa z novim modelom. Tudi o načinu razpiranja v okviru asturske tektonske faze še nimamo zanesljivih podatkov. Medsebojna lega rudnega telesa Alma in Tornquistovega preloma v litijskem rudišču (Mlakar, 1994, sl. 5d, profil A) res nekohko spominja na nove modele in- trakontinentahiega razpiranja zemeljske skorje. Tako razhčieo mterpretaeije smo pokazah na sl. 6 a. Tornquistov prelom bi v tem primeru ustrezal deformaciji, ki jo v stroko- vni literaturi (Coward et al., 1987) označujejo kot detachment fault, rudno telo Alma pa naj bi bho vezano na prav tako normalni prelom v njegovi krovnini. Po tej razlagi bi bh Tornquistov prelom deformacija, ki se je oblikovala istočasno z nastajanjem sedimentacijskega bazena v karbonskem obdobju. S tem modelom lahko nekako uskladimo le normalno vertikalno zonalnost v rud- nem telesu Alma in nenavadna premikanja blokov z juga proti severu (Mlakar, 1994), ne ustrezata pa položna lega Tornquistovega preloma - komaj nekaj 100 metrov pod nekdanjim površjem - in prisotnost subvertikalnih rudonosnih prelomov v spodnjem in srednjem delu litijske jame. Zato vztrajamo pri razlagi, ki smo jo podah v prejšnji razpravi (Mlakar, 1994). Naj se v obravnavanih treh primerih izkaže kot pravilen tak ali drugačen model, povsod so strukturne in termične nehomogenosti v globini prostorsko pogojile cone razpiranja. Kljub skopim informacijam iz starejšega obdobja lahko sklenemo, da v Posavskih gubah intenziteta razpiranja zemeljske skorje od asturske preko saalske tektonske faze narašča in doseže višek v ladinijski stopnji srednjega triasa. Istočasno se povečuje delež bazičnih vulkanitov, kar smo pokazah v prvi in drugi koloni na 6. sliki. Toda razpiranje vzdolž idrijskega tektonskega jarka in drugod v Posavskih gubah ni privedlo do nastanka oceanske skorje. Proces razpiranja je bh konec ladinijske stopnje triasa iz še neznanih vzrokov nenadoma - predčasno oziroma nasilno - končan (fai- led rift ah aborted rifting). Območja razpiranja so prekrhe morske karbonatne kamenine kordevolske starosti. Po nastanku karnijskih sedimentacijskih bazenov s klastičnimi usedlinami je razpiranje na območju Posavskih gub zamrlo za daljše obdobje. Do zelo zanimivih sklepov pridemo s preučevanjem povezanosti nekaterih prvin z nakazano tektonsko-magmatsko evolucijo na obravnavanem prostoru (kolone 3 do 5 na 6. sliki). Pomudimo se najprej pri živem srebru. Konec 60. in v 70. letih se je izoblikovala nova teorija o izvoru te prvine. Števi- lni raziskovalci so soglašah, da je živo srebro produkt globinskega dihanja - degaza- cije Zemlje in nastaja z dolgotrajno diferenciacijo zemeljskega plašča. Globlji deh zemeljskega plašča so z živim srebrom obogateni, na kar kaže preučevanje meteori- tov, zgornji deh pa so razplinjeni. Globoki, dolgo živeči prelomi so omogočili dostop živemu srebru v zgornje dele litosfere (Saukov et al., 1972; Fedorčuk, 1973). Te predstave o izvoru Hg, ki so se z nadaljnjimi raziskovanji še bolj utrdile (Ozerova, 362_Ivan Mlakar 1980, 1984, 1986), lahko uskladimo z razmerami v idrijskem rudišču; odločilno vlogo pri tem ima prav samorodno živo srebro. Primarno - hypogeno samorodno živo srebro vsebuje za razhko od sekundarne- ga - hypergenega živega srebra večje kohčine Pb, Sb, Zn, As, Cu in Ag, torej prvine, ki jih vsebuje tudi primarni einabarit, sekundarno samorodno živo srebro pa je glede njih osiromašeno (Tuneli, 1968; Saukov et al., 1972). Beree (1958, 46, 49) je menh, daje primarni nastanek samorodnega živega srebra v Idriji po kohčini nepomemben; večji del naj bi nastal pri hipergenih proeesih, v zvezi s spremenjenimi fizikalno-kemičnimi razmerami v obdobju intenzivnih tektonskih procesov. Mlakar in Drovenik (1971) sta zapisala, daje samorodno živo srebro v idrijskem rudišču ponekod primarnega, drugod sekundarnega nastanka. Kapljice sa- morodnega Hg v plasteh skonca in tufih so verjetno produkt oksidacijskih procesov. Kasneje je Berce (1977, 414) nakazal globinski izvor živega srebra v slovenskih rudiščih, Drovenik s sodelavcema (1980, 102) paje omenh možnost, da izvira tudi idrijsko živo srebro iz zgornjega plašča. Pri današnjem, še boljšem poznavanju geoloških razmer v dobi nastajanja idrijskega rudišča se pridružujemo tej razlagi in pripisujemo večjemu delu samorodnega živega srebra primarni - hypogeni izvor. Ta nastopa predvsem v karbonskem skrhavem gh- novcu, pa tudi v plasteh skonca, tufih in oolitnem apnencu. Za tako interpretacijo govori več razlogov. Opozarjamo predvsem na zelo vehke kohčine samorodnega živega srebra. Gre za velikostni red 5 do 10% od celotne bi- lance doslej pridobljenega živega srebra, ki znaša vsaj 144000 ton (Mlakar, 1974). Pri več tisoč tonah sekundarnega - hypergenega samorodnega živega srebra bi mo- rah v idrijskem rudišču opaziti minerale, ki nastajajo pri razpadu - oksidaciji cinaba- rita in običajno nastopajo v oksidacijski coni živosrebrnih rudišč, kot npr. kalomel, eglestonit, terlinguait, montroydit, mosesit, kleinit in še drugi. Gre za haloidne, ok- sihaloidne, oksidne in sulfatne obhke spojin z živim srebrom ter žveplo in limonit (Saukov et al., 1972, 271; Smirnov et al., 1976, 46, 51). Tudi o praškastem - se- kundarnem cinabaritu, kije brez selena, na katerega je opozorh Fedorčuk (1973, 46) iz idrijskega rudišča nihče ne poroča. Upoštevati moramo še podatek o samorodnem živem srebru iz srednjih nivojev idrijskega rudišča (v lečah oolitnega apnenca) in dejstvo, da je v karbonske skrilave glinovee najlažje prodrlo živo srebro v plinski obhki. Podatkov o slednih prvinah v kapljicah samorodnega živega srebra v idrijskem rudišču žal nimamo. Razpolagamo pa s spektrokemično anahzo kot certifikatom o kakovosti v topilnici pridobljenega kakor tudi rafiniranega živega srebra (tab. 7). Anahzo so izdelah v Inštitutu Jožef Stefan v Ljubljani (analitik Stegnar), in sicer leta 1985. V tem ob- dobju so žgah predvsem rudo s samorodnim Hg iz karbonskega skrilavega ghnovca. O slednih prvinah v idrijskem cinabaritu sta poročala Berce (1958, 47) in Dro- venik s sodelavcema (1980, 30); razumljivo je, da so informacije iz kasnejšega ob- dobja mnogo boljše. Opozorimo naj predvsem na visoke vsebnosti Cu, Pb in Zn, kar prav tako govori za globinski izvor živega srebra. Vse kaže, da je idrijsko samorodno živo srebro kakor tudi živo srebro, vezano v cinabaritu, res nastalo z degazacijo zemeljskega plašča. Z živim srebrom že oboga- tenim območjem (bazenom) pod zemeljsko skorjo, o katerih je pisal Fedorčuk (1973, 35), so konvekcijski tokovi (celice), ki po teoriji o tektoniki plošč pogojujejo razpi- ranje zemeljske skorje, že od zgornjeskitskega obdobja dovajah vedno nove in nove kohčine s Hg obogatenih delov zemeljskega plašča (sl. 6c). Tako si najlažje razložimo vehkanske kohčine živega srebra, nakopičene v Idriji na sorazmerno majhnem pro- storu. o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 363 Tabela 7. Sledne prvine v živem srebru, pridobljenem v idrijski topilnici Table 7. Trace elements in the Idrija plant produced mercury Težje se odločimo za enega izmed štirih načinov prenosa živega srebra vzdolž globokih prelomov, o čemer je pisal Fedorčuk (1973, 36). Pri tem moramo upoštevati, da vsebujejo nekontaminirane kamenine zemeljskega plašča komaj kaj vode (Miller, 1992, 103), v idrijskem rudišču pa je prisotna hidrotermalna faza, kar kažejo inten- zivni metasomatski procesi pri temperaturah 100 do 200°C (Mlakar & Drovenik, 1971). Domnevamo, da se je živo srebro prenašalo kot pregrete (>500°C) pare. Tudi Ozerova (1986, 113) daje prednost prenosu Hg v atomski obliki, izvor vode pa moramo iskati nekje v najvišjih delih litosfere, morda celo v nekdanji hidrosferi. Nastopanje cinabarita skupaj s primarnim samorodnim Hg kaže na višjetemperaturni nastanek takih rudišč (Fedorčuk, 1974, 128). Kot potencialni izvori žvepla pridejo teoretsko v poštev zgornji plašč, magmatska ognjišča v zemeljski skorji, paleozojske kamenine v podlagi rudišča (v štirih vzorcih razhčnih karbonskih klastitov smo leta 1975 ugotovih od 0,22 do 0,41% SO3), nadalje evaporiti in celo morska voda takratnega oceana. Glede na rezultate izotopskih raziskav so Ozerova in sodelavci (1973, 285, 307; 1974, 148) in Ozerova (1986) menih, daje bil žveplovodik, ki nastaja pri redukciji sulfatov, sedimentnega nastanka, glavni vir žvepla tudi v Idriji. Živosrebrna rudišča nastanejo na mestih, kjer tok živosrebrnih emanacij preseka območja z evaporiti ozi- roma migracijske poti žvepla. Na podlagi starejših kakor tudi lastnih izotopskih raziskav žvepla v nekaterih mineralih v idrijskem rudišču so Drovenik in sodelavci (1976, 1980) podvomili o takem - lokalnem izvoru žvepla in menih, da gre najbrž za žveplo magmatskega iz- vora. V zvezi s to problematiko naj opozorimo na sadro in anhidrit v bituminoznem zgornjepermskem dolomitu v Ljubevču. Gre za območje, ki leži po rekonstrukciji sre- dnjetriasnih razmer (Placer & Čar, 1975, 1977) znotraj orudenega bloka, torej v spodnjem delu idrijskega tektonskega jarka in takrat v globini 500 do 600 metrov. Tudi z vrtanjem dokazano cinabaritne orudenje v ladinijskem konglomeratu v Kurji vasi pri Rovtah najbrž ni naključno prav v območju kjer globoki prelomi idrijskega tektonskega jarka presekajo permske in spodnjeskitske kamenine z evaporiti. Ti po- datki v dosedanjih razpravah niso bili dovolj ah pa sploh niso bih upoštevani. Točnejše 364 Ivan Mlakar informacije o evaporitih v permskih in spodnjeskitskih plasteh v Ljubevču in drugod na Idrijskem je zbral Čadež (1977); nanje smo posebej opozorih na si. 4a in she- matskem prerezu 6c. O izvoru žvepla in vode bodo dale dokončni odgovor izotopske raziskave, pri čemer ne smemo pozabiti tudi na izotope živega srebra. Po sistematiki živosrebrnih rudišč, ki jo je predlagal Fedorčuk (1974 in v pu- blikaciji Smirnov et al., 1976), spada Idrija skupaj z alžirskim rudiščem Ras el Ma v skupino vulkanogenih rudišč karbonatno-poliargilitnega tipa. Kriteriji o odsotnosti izrazitih predrudnih sprememb, kratki dobi nastajanja iz sorazmerno bogatih hidro- termalnih raztopin ter pomembni vlogi ekranskih struktur so na mestu, toda s po- ložnimi narivnimi ploskvami, ki jih omenja ta sistematika, nastanek idrijskega rudišča nima nikakršne zveze. Zaradi globinskega izvora živega srebra v Idriji postane taka uvrstitev še bolj sporna. Po kakovosti in količini živega srebra lahko Idrijo primerjamo z Almadenom, ki spada med teletermalna rudišča kremenovo-dikitove skupine (idrijske rude v grödenskem peščenjaku makroskopsko pogosto ni mogoče ločiti od almadenske). Glede na izvor Hg v zemeljskem plašču je Idrija blizu teletermalnih rudišč hstve- nitovega tipa. Nekatere vrste rud (opekovka v plasteh skonca in tufih) so v srednji triadi nastale celo z mehansko dezintegracijo rudne substance opalitove skupine (Mlakar & Drovenik, 1971). Skratka, Idrija še vedno išče svoje pravo mesto v sistematiki živosrebrnih rudišč. To velja tudi za lego idrijskega rudišča glede na lineament Karpinskega, ki naj bi potekal z območja Kavkaza preko Dombasa proti severnemu obrobju Renskega tek- tonskega jarka. Po eni izmed interpretacij (Ozerova, 1986, 192 ter si. 14 in 35) leži Idrija na zveznici oziroma na prečnem transkontinentalnem globinskem prelomu Brno-Tunis skupaj s toskanskimi in severnoalžirskimi živosrebrnimi rudišči. Razlaga ni prepričljiva, saj moramo upoštevati levo rotacijo Apeninov v obdobju po nastanku orudenja v Idriji, ostala rudišča pa so zelo mlada. Tako povezavo dopuščamo kvečjemu med rudišči z območja Monte Amiate in onimi v okviru severnoalžirskega rudnega vozla. V hteraturi pogosto poudarjajo, da so živosrebrna rudišča iz končnega stadija razvoja geosinklinalnih sistemov in iz obdobij oživljanja tektonsko-magmatske aktivnosti tako v nagubanih območjih kot na starih ščitih (Smirnov et al., 1976, 92; Ozerova, 1980, 46; 1984, 179). Toda Idrija - po pridobljenem živem srebru drugo največje živosrebrno rudišče na svetu (Mlakar, 1974) - je iz začetne faze geosinklinalnega oziroma gorotvornega procesa, kar zasluži s teoretskega pogleda vso pozornost. Gre za rudišče iz srednjetriasne tektonsko-erozijske faze, torej iz začetnega stadija alpske orogeneze. Tako starost dokazujejo predvsem singenetske živosrebrne rude, ki kot ekran prekrivajo epigenetska rudna telesa iz spodnjega dela jame (si. 6c), o čemer sta Mlakar in Drovenik (1971) podrobneje poročala. Placer in Čar (1977) pa še podkrepila z novimi podatki. Sklenemo lahko, da je za nastanek pomembnih živosrebrnih rudišč odločilna pre- dvsem soudeležba procesov, ki se odvijajo v zemeljskem plašču, ne glede na to, kdaj in kje je ta zveza vzpostavljena. Podobno je razmišljala tudi Ozerova (1986, 206) v svojem novejšem prispevku. O živem srebru v drugih rudiščih Posavskih gub imamo precej manj podatkov. V Litiji so pridobih okrog 158 ton živega srebra (Mlakar, 1994). Domnevamo, daje v nasprotju z idrijskim, celotno živo srebro iz nekega magmatskega ognjišča v zemeljski skorji, saj nastopa v paragenezi z galenitom, sfaleritom in baritom in je iz končne faze nastanka polimetalnega rudišča. o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 365 Enak izvor in nastanek pripisujemo živemu srebru v Pb, Zn rudišču Knapovže v Polhograjskem hribovju, ki smo ga preučevah leta 1979. Cinabarit s samorodnim živim srebrom se javlja v tretji - strmo proti severovzhodu nagnjeni rudni žih. Razpoke so se sukcesivno odpirale v tej smeri, torej obratno kot na območju Litijskega rudnega polja (Mlakar, 1994), kar smo pokazah na sliki 4a. Medtem ko je samorodno živo srebro v Litiji mineraloška posebnost (Mlakar, 1994), gre v preiskanem delu marijareškega rudišča po naši oceni za nekaj ton te prvine. Kot kaže tretja kolona na 6. sliki, zavzema marijareško rudišče glede na kohčine samorodnega živega srebra neko vmesno lego med htijskim in idrijskim rudiščem. Podatek je prvi namig, da je marijareško rudišče tudi glede starosti iz vmesnega obdobja, to- rej iz saalske orogenetske faze. S to podmeno lahko pojasnimo tudi orudenje v gröden- skem peščenjaku, čeprav je na območju rudišča stik s karbonskimi kameninami nari- vnega značaja. Taka starostna uvrstitev postane še bolj prepričljiva, če upoštevamo pozitivno korelacijo med prisotnostjo samorodnega živega srebra, bazičnih vulkani- tov in intenziteto razpiranja zemeljske skorje (kolone 1 do 3 na 6. sliki). Živo srebro se torej v Posavskih gubah javlja v več rudiščih in v treh starostnih obdobjih. V podobnih primerih je Ozerova (1986, 207) uporabila pojem - metalo- genetska specializacija nekega prostora na živo srebro. Za drugačno - mlajšo starost marijareškega rudišča v primerjavi z htijskim rudiščem govore tudi podatki o niklju kot tipični siderofilni prvini, ki je v Marija Reki dokaza- na z različnimi raziskovalnimi metodami. Razpolagamo z nepopolnimi primerjalnimi podatki o vsebnosti te prvine v piritu. Litijski pirit vsebuje 85|ag/g niklja (Drovenik et al., 1980, 9), kar je znatno več kot v sorodnih slovenskih hidrotermalnih rudiščih, toda še vedno 20-krat manj od kon- centracij te prvine v marijareškem piritu (1700|ag/g - tabela 2). Kot kaže četrta kolona na 6. shki, narašča po vertikah obenem z intenziteto razpiranja tudi koncentracija niklja. Žal nimamo primerjalnih podatkov o tej prvini v idrijskem piritu hidrotermalnega izvora. Po nekaterih podatkih (Smirnov et al., 1976, 86) se pirit sedimentnega in hidrotermalnega nastanka ločita po karakterističnih združbah slednih prvin in kristalografskih posebnostih. Tudi podatki o niklju v drugih rudnih mineralih iz obravnavanih treh rudišč so nepopolni in je tudi slika te primerjave nedorečena. Vemo le, da vsebuje idrijski ci- nabarit vsaj 2,2-krat tohko niklja kot litijski (Grafenauer, 1969, 357; Drovenik et al., 1980, 30). O prisotnosti niklja (včasih tudi kobalta) v povezavi z živim srebrom poročajo raziskovalci predvsem iz rudišč tako imenovanega hstvenitovega tipa. Med taka rudišča spadajo na primer Motrh in Albukol v južni Španiji, Kaledžik v Turčiji, New Idria v Kaliforniji in druga. Iz mongolskega rudišča Hangi - Obo omenjajo Smirnov in sodelavci (1976) poleg cinabarita tudi bravoit. V to skupino živosrebrnih rudišč spa- da še Avala (Šuplja stena) pri Beogradu. Jadranin (1962) ter Jadranin in Rakič (1964/65) omenjata iz sklepnega dela epitermalne faze poleg samorodnega živega srebra in samorodnega zlata tudi bravoit in nekatere druge Ni minerale (polidimit, hloan- tit, pararamelsbergit, mherit). Ti minerah so mlajši od cinabarita, halkopirita, sfale- rita, pirita, barita in drugih. V vseh omenjenih rudiščih so v bhžini magmatske ka- menine bazaltne sestave ali serpentinizirani hiperbaziti, s katerimi prisotnost Ni tudi genetsko povezujejo. V Marija Reki nismo našh bazičnih ah ultrabazičnih kamenin, vendar je tudi tod genetska povezava niklja s kameninami zemeljskega plašča najbolj logična. Klark Ni 366 Ivan Mlakar je v granitih le S^ig/g, v bazaltih 130 do 160fxg/g, v ultrabazitih pa kar 2000ng/g (Rösler & Lange, 1972). Z območja uranonosne strukture Valentin smo leta 1985 zbrali prve podatke o slednih prvinah v spilitiziranem diabazu permske starosti in jih podajamo na 2. tabeh. Vzor- ea 9 in 10 sta z izdankov ob Blegoški eesti nad vasjo Mlaka, zadnji - najmanj spre- menjeni vzoree pa je iz narivnega stika med karbonskimi in grödenskimi plastmi 400 metrov vzhodno od Vrbanic. Toda v primerjavi s srednjetriasnimi diabazi (Grafenauer, 1980) vsebujejo permski skoraj 10-krat toliko niklja, česar ne znamo pojasniti. Manjšo razliko izkazuje le diabaz pri Stopniku (vzorec 80), ki vsebuje po podatkih G rafe- nauerja 100[xg/g Ni. Po glavnih prvinah so srednjepermski in srednjetriasni diabazi sorodni; starejši vulkaniti vsebujejo le nekaj manj K2O. To kaže edini doslej kemično preiskani vzorec permskega diabaza (2. tabela, vzorec 11) s 50,8% SÍO2; 19,2% AI2O3; 9,0% ГезОз; 5,2% CaO; 6,3% MgO; 4,0% Na20, le 0,08% K2O in 6% izgube pri žarenju. Podatkov o izotopski sestavi O in C karbonatov v spilitiziranih diabazih permske oziroma sre- dnjetriasne starosti nimamo. Tudi primerjalni podatki o kobaltu so skromni. Vemo le, da je v marijareškem piritu do 300 jxg/g te prvine (tabela 2). Enako koncentracijo so ugotovih v enem izmed vzorcev litijskega sfalerita (Drovenik et al., 1980, 28). Zanimivo je, da je v rudiščih Cirkuše in Skrivni potok, ki jim prav tako pripisujemo srednjepermsko starost, mnogo kroma v halkopiritu in sfaleritu (Mlakar et al., 1993, 247, 262). Med diabazi srednjepermske in srednjetriasne starosti ni bistvenih razlik v koncentracijah te prvine. Izstopa le vzorec srednjetriasnega tufa kremenovega por- firja (vzorec št. 76) s Stopnika, ki vsebuje po podatkih Grafenauerja (1980) kar 1200 ng/g kroma. Pomudimo se še pri primerjavi podatkov o svincu v vseh treh obravnavanih rudiščih. Prav s to prvino lahko preverimo pravilnost naših sklepov in podmeno o permski starosti marijareškega rudišča. Medtem ko znaša Klark Pb v ultrabazičnih kameninah le 1 џglg, je v granitih kar 20-krat višji (Rösler & Lange, 1972). Zato bi pričakovah v Litiji največje, v idrijskem rudišču, katerega nastanek je najbolj tesno povezan z dogajanji v zemeljskem plašču, pa najmanjše kohčine te prvine. Prav to kaže zadnja kolona na 6. shki. V Litiji so pridobih več 10000 ton svinca (Mlakar, 1994), v Marija Reki gre po naši oceni za nekaj sto ton te prvine, v idrijskem rudišču pa se javlja Pb le v sledovih - v jeklenki od 5 do 150 in le v enem vzorcu lOOOfig/g (Drovenik et al., 1980, 30). V primerjavi s po- razdelitvijo samorodnega živega srebra in niklja gre v tem primeru za negativno ko- relacijo med intenziteto razpiranja zemeljske skorje in prisotnostjo bazičnih vulkanitov in svincem. Enako porazdelitveno krivuljo bi dobih pri obdelavi podatkov o cinku, bariju in tudi bakru. Prisotnost zlata v marijareškem rudišču je z genetskega vidika najbolj sporna. Zlato kot prvina ne kaže izrazite povezave z nekim tipom magme; največ zlata se izloči v hidrotermalnem stadiju, in to v širokem temperaturnem razponu. O živem srebru v povezavi s kremenovo-zlatimi rudami poročajo iz Urala in Južne Afrike, v Čilu paje prisoten tudi pirit (Smirnov & Riženko, 1958, 291). V zahod- nokarpatski rudni provinci nastopa Hg v polimetalnih rudnih žilah (Sb, Pb, As) sku- paj z Au in Ag oziroma z njihovimi teluridi (Smirnov et al., 1976, 104, 116). Kakšne so koncentracije Au v marijareškem piritu in halkopiritu, ne vemo; tudi o prisotnosti teluridov in selenu ni podatkov. o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 367 Na drugačnost marijareškega rudišča v primerjavi z drugimi rudišči v Posavskih gubah kaže tudi izotopska sestava žvepla, kar je opazil že Drovenik s sodelavcema (1976, 206, 1980, 31). Ta razlika lepo izstopa na drugi shki v okviru razprave iz leta 1976, v kateri so upoštevane tudi starejše masno-spektrometrične anahze (Ozero- va et al., 1973), torej vseh 6 doslej preiskanih vzorcev. Raziskovalci so poudarili, da se Ô^'^S v sulfidnem žveplu spreminja v večjem razponu, Ò^'^S za sulfatno žveplo pa znaša le -1-8,6%o, kar je znatno manj kot v baritu drugih rudišč v Posavskih gubah. Razmere na omenjeni shki lahko tolmačimo tudi drugače. Izotopska sestava marija- reškega galenita je skoraj enaka oni iz drugih zasavskih rudišč, nenavadna je le izo- topska sestava žvepla v piritu, baritu in cinabaritu. Razhko je treba iskati v dvofaz- nosti orudenja, ki jo nakazujejo rudnomikroskopske raziskave (Duhovnik, 1951a, 1953b; Duhovnik et al., 1964; Drovenik, 1983). Nenavadno združbo prvin oziroma dvofaznost orudenja v marijareškem rudišču pojasnjujemo takole: Na istem mestu najdemo prvine, ki jih genetsko povezujemo s kislimi (Pb, Zn, Ba in deloma Hg), druge pa z bazičnimi magmatskimi kameninami (Ni, Co, Au in samorodno Hg). Iz starejše faze rudonosnega procesa, ko prelomi še niso segh do zemeljskega plašča, so halkofilne prvine oziroma galenit, sfalerit in cinabarit pa tudi barit, torej minera- h, ki jih najdemo v litijskem rudišču. Iz tega obdobja je še prva generacija siderita, pirita in kremena. Z napredovanjem razpiranja so dovodni kanah dosegh zemeljski plašč. Iz te dru- ge - mlajše faze rudonosnega procesa je združba siderofilnih prvin (Ni, Co, Au) in seveda samorodno živo srebro, torej prvine brez neposredne genetske povezave s predhodno rudno formacijo. Tudi mlajša faza pričenja z rahlo sideritizacijo kame- nin, nakar sledi okremenitev, s katero povezujemo prisotnost zlata. Pirit druge gene- racije je noshec Co in Ni (bravoit), samorodno Hg pa je nastalo z degazacijo zemelj- skega plašča. Minerah iz prve faze nastopajo običajno v samostojnih galenitno-sfaleritnih in baritno- cinabaritnih žhah. Pri starem jašku št. 3 se najbrž prepletata mineralizaciji obeh faz, samorodno Hg pa lahko najdemo kjerkoh v rudišču, kar glede na fizikalne lastnosti prvine ne preseneča. Podrobnejše raziskave marijareške rude bodo morda pokazale nekohko drugačno zaporedje odlaganja mineralov (predvsem zlata), vendar se zdi, da smo se z nakaza- no hipotezo že zelo približali pravilni rešitvi tega problema. Največ koristnih poda- tkov bi dale izotopske anahze. Večina mineralov je nastala v hidrotermalnem območju, le samorodno Hg je iz plinske faze. O deležu juvenhnega oziroma sulfatnega žvepla pri nastajanju cinabarita na marija- reškem območju ne moremo soditi. Nekateri raziskovalci (Rosier & Lange, 1972, 140) omenjajo bravoit med geološkimi termometri. Visokotemperaturna modifikacija pirit-vaesit naj bi pri 137 °C prešla v nizkotemperaturno modifikacijo bravoit (Ni Fe)S2. O obrudnih spremembah vemo za rahlo sederitizacijo kamenin in mnogo močnejšo okremenitev, ki je zajela tudi širši prostor, kar dokazujejo bloki kremenice v potokih zahodno od rudišča (sl. 4b). Metasomatski procesi so se odvijah v omejenem obsegu. Po podatkih Drovenika (1983) bi lahko sklepah, da gre predvsem za delno nadomeščanje starejših minera- lov z mlajšimi. Kot kaže naša grafična dokumentacija (si. 1 do 3), marijareško rudišče ne nastopa v jedru antiklinale niti ni vezano na Marijareški prelom ah stik karbonskih in grödenskih 368 Ivan Mlakar kamenin, kot lahko preberemo v literaturi. Rudišče se javlja v enem izmed horizon- tov grobih klastitov, ločenih s skrhavim ghnoveem, in sieer v okviru karbonske su- perpozieijske podenote b2 znotraj močno dvignjenega bloka. Narivno ploskev v krov- nini ter neotektonske prelome obravnavamo kot porudne deformacije. Perspektivnost rudišča. Zaradi ekstenzivnega načina nastopanja živosrebrne rude - ta se javlja le v posameznih tanjših žilah in žihcah, prikamenina pa je slabo ah celo neorudena - odkopavanje v preiskanem delu marijareškega rudišča ne bi büo ekonomično. Tako oceno je podal pred leti že Duhovnik (1953c), kar naj bi veljalo tudi za pri- dobivanje drugih kovin. Med neugodnimi parametri za odkopavanje moramo omeniti še prikamenino z mnogo proste kremenice, prisotnost samorodnega, najbrž nečistega živega srebra in v starih delih metan. Toda v preiskanem orudenem bloku, širokem 75 in dolgem komaj 100 metrov, ni tektonskih deformacij, ki bi jih lahko obravnavah kot dovodne poti rudonosnim razto- pinam. Z upoštevanjem drugih geoloških in geokemičnih podatkov sklepamo, da se javlja marijareška ruda prav na zahodnem obrobju nekega večjega orudenega območja; ta meja slučajno sovpada z zahodnim obrobjem prekrite geološke strukture. Pod na- rinjenimi grödenskimi in triasnimi skladi najbrž seže orudena cona še daleč proti vzhodu ah jugovzhodu, a je močno deformirana z neotektonskimi prelomi. V območju znane- ga rudišča moramo računati tudi s potencialnimi bloki, kot npr. u in v (sl. 2, profh B in 3c), ki so le po vertikah premaknjeni deh znanega rudišča. Prisotnost ah odsot- nost orudenja v teh dveh in drugih blokih je odvisna od prvotne obhke in orientacije orudene cone v prostoru ter njene lege glede na narivno ploskev v krovnini. Poleg tega so v Mariji Reki dokazah rudo le v enem izmed nivojev grobih karbonskih klastitov, in sicer v višini komaj 70 metrov. Glede na vertikalno razsežnost sorodnih rudišč v Posavskih gubah, lahko pričakujemo rudna telesa tudi v starejših horizontih peščenjaka in konglomerata (sl. 2, profil B, blok y). Računamo lahko z razmerami, kakršne poznamo npr. v htijskem rudišču (Mlakar, 1994), pri čemer prisotnost debelejših in bogatejših rudnih žh tudi v globini ni izključena. Zlato bi najlažje dokazah na velikem izdanku zelo okremenelega karbonskega kon- glomerata 150 metrov SWS od kmeta Hribarja (sl. 4b) in seveda z izpiranjem drobi- rja v potokih. V zvezi s perspektivnostjo je zanimiv še podatek o kapljicah samorodnega živega srebra, ki se, kot poroča Makuc (1933, 1934), pojavijo po močnem deževju v izviru pri Kosu (si. 4b). Morda nakazujejo orudenje v globini ah pa gre za migracijo samo- rodnega Hg na razdaljo 700m iz znanega rudišča vzdolž drugega Rimskotophškega preloma. Domnevno orudenje pod narinjenimi grödenskimi in triasnimi skladi je proti vzhodu čedalje globlje. Geokemične raziskave bi bhe uspešne le ob pomembni mobilizaciji prvin v obdobju po narivanju. Preostanejo geofizikalne raziskovalne metode in seveda vr- tanje. On the Marija Reka mercury deposit and on its comparison with the Litija and Idrija deposits from the aspect of plate tectonics The Marija Reka deposit was prospected and mined with interruptions between 1826 and 1958, and, according to certain data, possibly even 100 years earher. Mined were silver containing galena and especially mercury; in total, about 10 tons of this metal might have been extracted. On the Marija Reka mercury deposit and on its comparison... 369 The starting point for evaluation of literature data related to this deposit which is presently inaccessible was the new geologic map that covers 4.25km^ of the terri- tory (fig. 1). The studied area is situated at the north margin of the Trojane anti- cline that is a first order folded structure (Buser, 1978, 1979; Premru, 1976, 1980). The Carboniferous beds belong to the middle part of the ba superposition subu- nit (Westhahan A) and consist of shale, quartz sandstone and conglomerate. The beds are slightly anticlinally bent (fig. 2 and 3a). A plate, up to 250m thick, obhquely cut out of the Groden sequence of various clastics, is overthrust on the Carboniferous beds. The fohowing overthrust unit consists of Upper Permian, Lower Triassic and Middle Triassic beds. Lower Cretaceous limestones overhe as tectonic patches the Pseudozilja beds. The Older Tertiary overthrust structure was dissected by neotectonic faults. The oldest and most pronounced is the alpidic-striking Marija Reka fault. Along younger cross-dinaric and dinaric faults left resp. right slips occurred. The geological structure of the deposit was reconstructed according to data of Makuc (1933, 1934), and especially Duhovnik (1953a). As seen on graphic docu- mentation (fig. 2, section B, fig. 3b, c), the deposit is not situated in the anticlinal core, neither is connected to the Marija Reka fault, or to the contact of Carbonifer- ous and Groden beds, as it can be read in the literature. The mineralization occurs in one of the horizons of Carboniferous sandstones within a considerably uplifted block. The monomineral galena, cinnabar and polymineral galena-sphalerite and barite- cinnabar ore veins are of smah dimensions (fig. 3d). Ore occurs as filling of fissures, or in nests along bedding, the origin of which is connected to the Saahc orogeny. The metasomatic processes are of subordinate importance. The determined minerals are shown in table 1, and chemical composition of cinnabar ore in table 4. Special attention should be ascribed to the presence of spectroscopically and chemically determined Co and Ni in pyrite (table 2), as weh as in ore samples from the pit (table 3). The chemical elements occur together with cinnabar and native Hg; the ratio between Co and Ni is on the average 1:4. During recent examinations the presence of bravoite (Ni, Fe, Co) S2 was not confirmed by ore microscopy (Drov- enik, 1983). There are no proofs for the presence of other nickel and cobalt miner- als. Also literature data on elementary gold in sihcified rocks should be mentioned here. According to geological data and geochemical investigations (fig. 4b and 5, ta- bles 5 and 6) the position of the studied part of the Marija Reka deposit is in the west rim of a larger minerahzed area that is supposed to extend below the overthrusted Permian and Triassic beds that were dissected by neotectonic faults. High contents of Hg in central and western part of map with no cinnabar in panned concentrates indicate the importance of the gas phase in the formation of the primary dispersion halo. Mercury most probably occurs in the absorbed form either with the barren hydrothermal minerals, or with the clay minerals. Also interesting is the literature mention of the find of native Hg in the source near the Kos house. This may be re- garded an indication of mineralization in the depth, or of migration of elementary Hg from the 700m distant deposit along one of neotectonic faults. The Marija Reka deposit is characterized by a peculiar association of siderophile (Co, Ni, Au), chalcophile (Zn, Cu, Pb, Hg) and lithophile elements (Ba). Let us compare the deposit with the Litija and Idrija deposits in which also mercury occurs, and try to interpret their forming with the plate tectonics model! The events at the north 370 Ivan Mlakar borders of the African plate, or better, the Adriatic plate in the framework of the African plates, took place during the forming of Tethys. The extension of the Earth's crust that began in the Asturian orogeny (Mlakar et al., 1993; Mlakar, 1994), continued also during the Saalic orogeny with forma- tion of the Groden sedimentation basins. The culmination of the extension is placed into the Middle Triassic (fig. 4 a and 6), which is best documented by data. Placer and Čar (1975, 1977) reconstructed the Idrija fault trough that trends E-W at a distance of 19 km; at right angle to it extends the zone of vulcanites of the keratophyre-spi- litic formation. North of Idrija the volcanic activity terminated with the basic mag- ma extrusions (Mlakar, 1980). The Litija, Marija Reka and Idrija areas are aUochtonous terrains. Therefore it cannot be expected that reflection seismic could furnish data on models of the intraeonti- nental crustal extension, as it is indicated by more recent research (Coward et al., 1987). For the Idrija deposit the old model was retained: the symmetric fault trough limited by steep normal faults. The situation in depth is presented in an extremely simplified way (fig. 6 c). On sections 6 a and b the interpretation of intracontinental crustal extension according to new models (Coward et al., 1987) is only suggested without proof for this area. With the intensity of extension the proportion of basic volcanics (diabase, spili- tized diabase) increased. It can be concluded that during the Saahc, and especially in the Middle Triassic orogeny the deep faults attained the mantle. However, the intracontinental extension along the Idrija fault trough and else- where in the Sava folds on the bottom of the epicontinental sea did not result into forming of the oceanic crust. The process of rifting was violently terminated at the end of the Ladinian stage of the Triassic (aborted rifting), and afterwards carbonate sediments of Cordevolian age deposited across the region. Very interesting conclusions can be reached through study of association of cer- tain chemical elements with the mentioned tectonic-igneous evolution. Let us first consider the mercury that is nowadays regarded the product of mantle degassing. Deep faults enabled the element to arrive into the upper parts of the lithosphere. In areas where the flux of mercury emanations intersected evaporitic deposits of sedimenta- ry origin or migration paths of sulfur mercury deposits were formed (Saukov et al., 1972; Fedorčuk, 1973; Ozerova, 1984, 1986). Situation in the geologically weh understood Middle Triassic Idrija deposit (Beree, 1958; Mlakar, 1967; Mlakar & Drovenik, 1971; Placer & Čar, 1977; Placer, 1982) can be fitted to this interpretation. A decisive role in this was played by the mercury in the elementary state (fig. 6 c). Droplets of native mercury can be found especially in the Carboniferous shale, and also in Skonca beds, tuffs and oohtic limestone. In the deposit occur several thousand tons of elementary Hg which makes 5 to 10% of the total produced metal in Idrija estimated at no less than 144,000 tons (Mlakar, 1974). Absence of haloid, oxihaloid, oxide and sulfate mercury compounds that are the result of cinnabar oxidation, and the presence of native mercury at intermediate levels of the deposit (in lenses of oohtic limestone) are indications for the primary - hypogenic source of native Hg. Trace metals in the mercury produced in the Idrija smelter are shown in table 7, and data on admixtures to cinnabar are found elsewhere (Berce, 1958; Drovenik et al., 1980). The possibility of a deep-seated source for the mercury in Idrija was mentioned already by Berce (1977) and Drovenik et al. (1980); at that time they did not pay On the Marija Reka mercury deposit and on its comparison... 371 due attention to the problem. We consider, however, both the Idrija native mercury and the mercury bound in cinnabar as the product of degassing of the upper man- tle. The convection currents that bring about the spreading of the crust, according to the plate tectonics theory, supplied new portions of metal from the Hg enriched deeper parts of the Earth's mantle to the areas (basins) below the crust already enriched with mercury (fig. 6c), as described by Fedorčuk (1973). It must be emphasized that here the conditions in depth are extremely simplified by us. More difficult is the decision among the four possible modes of mercury trans- port along deep faults (Fedorčuk, 1973, 36). With this it must be realized that uncontaminated mantle rocks contain only negligible amounts of water (Miller, 1992), whereas in the Idrija deposit the presence of hydrothermal phase is indicated by intense metasomatic processes at temperatures between 100 and 200°C (Mlakar & Drov- enik, 1971). Therefore we assume mercury was transported in the form of overheated (>500°C) vapor. Also Ozerova (1986, 113) favors the transport of Hg in atomic form. The source of water must be sought somewhere in the upper parts of lithosphere, perhaps even in the ancient hydrosphere. Potential sources of sulfur may be the mantle, the igneous foci in the crust. Paleozoic rocks below the deposit (in four samples of various Carboniferous clastics from 0.22 do 0.41% SO3 was determined), evaporites, and even sea water of the ancient ocean. On the basis of isotopie evidence Ozerova and collaborators (1973, 1974) and Ozerova (1986) came to the conclusion that hydrogen sulfide derived from sulfates of sedimentary origin was the major source of sulfur also in Idrija. In this connec- tion I would like to mention the occurrence of gypsum and anhydrite in the Upper Permian dolomite at Ljubevč (Čadež, 1977). This terrain was situated according to the reconstructed Middle Triassic situation (Placer & Čar, 1975, 1977) in the low- er part of the Idrija tectonic trough about 500 to 600 m deep (fig. 6 c). These data are often neglected in the literature. Because of the deep seated source of mercury the Idrija deposit cannot be at- tributed to the volcanogenic type of deposits (Fedorčuk, 1974; Smirnov et al., 1976). The deposit also has no connection with the low angle scaly thrusts mentioned in these systematics. Some varieties of ore (brick ore in Skonca beds and tuffs) were formed during the Middle Triassic even through mechanical disintegration of ore substance of the opalite type (Mlakar & Drovenik, 1971). In the systematics of mercury deposits Idrija is still looking for its place. This is vahd also for the position of the Idrija deposit with respect to the Karpinski lineament that is assumed to pass from the Caucasus across Donbass towards the north end of the Rhine valley tectonic graben. According to one interpretation (Ozero- va, 1986, 192 and fig. 14 and 35), Idrija is situated at the connecting line, respec- tively at the cross-contmental deep fault Brno-Tunis, similarly to the Tuscan and Algerian mercury deposits. This explanation is not very convincing, since the left rotation of Apennines after the mineralization in Idrija must be taken in consideration, while the other mentioned deposits are very young. Such association might be permitted at best for the deposits of Monte Amiata and those in the area of the north Algerian dis- trict. It is often emphasized in the literature that mercury deposits originated mostly in the final stage of the géosynclinal, respectively of the erogenic cycle (Smirnov & Riženko, 1958; Ozerova, 1980, 1984). Idrija, however, that must be considered according to the amounts of metal mined the second largest mercury deposit of the world (Mlakar, 1974) does not fit into this scheme, a fact that earns ah atention 372 Ivan Mlakar from the theoretical point of vievi^. Idrija is a deposit formed in the Middle Triassic tectonic-erosional phase, accordingly in the initial stage of the Alpidic orogeny. Such age is proved primarily by syngenetic mercury ores that cover in a screen-like man- ner the epigenetic orebodies of the lovi^er part of the pit (fig. 6c), as reported in detah by Mlakar and Drovenik (1971), and supported by additional data of Placer and Čar (1977). Most probably the formation of important mercury deposits is decisively dependent primarily upon the concomittance of processes in the mantle, regardless of the po- sition in time and space of this connection. In a similar line reasoned also Ozerova (1986, 206) in her more recent contribution. There are considerably less data available on mercury in other deposits of the Sava folds. In Litija about 158 tons of mercury were produced in total (Mlakar, 1994). We consider that to the contrary with Idrija the entire mercury arrived from an ig- neous center in the crust, since mercury occurs in paragenesis with galena, sphaler- ite and barite in the final phase of formation of the polymetahie deposit. In the Litija deposit formed during the Asturian tectonic phase the native mer- cury is a rarity. In the Middle Permian Marija Reka deposit several tons of this met- al are estimated to be present, while at Idrija the amounts of elementary mercury are enormous. The data clearly indicate a positive correlation between the presence of native mercury, of basic vulcanites and the intensity of crustal extension (fig. 6). As shown in the fourth column of figure 6, upwards also the nickel amount in pyrite increases; there are no comparative data from Idrija. The Litija pyrite contains 85^lg/g Ni (Drovenik et al., 1980), and that of Marija Reka 1700^g/g (table 2). In- teresting is also the observation that the Idrija cinnabar contains at least 2.2 times more Ni as that from Litija (Grafenauer, 1969; Drovenik et al., 1980). In con- trast, the Middle Permian diabases (table 2, samples 9 to 11) contain almost 10 times as much nickel as the Middle Triassic diabase from which the data were cohected by Grafenauer (1980). Researchers report the association of Ni with Hg especially from deposits of the so-eahed hstvenite type (New Idria, Avala, etc.). Everywhere occur in the surround- ings igneous rocks of the basalt association or serpentinized hyperbasites with which Ni is also geneticahy associated (Smirnov et al., 1976). The diabases of Middle Permian age were found tih now 70km W of Marija Reka, and the Idrija diabases occur in a zone striking across the direction of the most intense extension during the Middle Triassic (fig. 4 a). In comparison with distribution of Hg and Ni shows Pb a negative correlation between the intensity of extension of the Earth's crust and the presence of basic vulcanites (fig. 6). Thus in Litija several 10,000 tons of Pb were produced (Mlakar, 1994), whereas in Marija Reka there are a few hundred tons of this metal, according to our estimation, and in Idrija occurs Pb only in traces - in steel ore from 5 to 150 ng/ g, and at most lOOO^ig/g Pb (Drovenik et al., 1980). A similar distribution curve would be probably derived also from data on Zn and Ba, and most likely also for Cu. Mass spectrometric investigations of sulfur in minerals point to differences be- tween the mentioned deposits, but comparative data are few (Ozerova et al., 1973; Drovenik et al., 1976, 1980). The genesis of the Litija, Marija Reka and Idrija deposits indicates consequently an association with the extension of the Earth's crust in the frame of the plate tec- tonics (the origin of Paleotethys and Tethys), which can be summarized as fohows (fig. 6). On the Marija Reka mercury deposit and on its comparison... 373 The fauhs from the Asturian erogenic phase did not reach to the mantle. The paragenesis of sphalerite, galena, barite and cinnabar in the Litija deposit is connected with the acid magma, respectively with the igneous focus somewhere within the crust. The Marija Reka minerahzation dates from the Middle Permian time, and it orig- inated in two phases. The paragenesis from the initial phase, when faults did not attain the mantle yet; does not differ from that in the Litija deposit. At this time originat- ed also the first generation of siderite, pyrite and quartz. With the progress of extension the feeding channels attained the mantle. From this younger phase of the minerahzation process dates the Marija Reka assemblage of siderophile elements, as Ni and Co in the 2nd generation pyrite, native mercury derived from mantle degassing, and possibly also native gold. These elements have no direct connection with the previous ore formation, and they are connected to basic magmas from the mantle. Also the younger ore phase was started by slight sideriti- zation of rocks. The presence of gold is associated with siheification. The source of mercury in the monometalhc Idrija deposit - from the time of the most intense crustal extension during the Middle Triassic - is associated only with the basic, basaltoid magmas, respectively with the events in the mantle. The source of sulfur must be most likely sought in evaporites of sedimentary origin, and that of water in the highest parts of the crust; perhaps even in water from the ancient hydro- sphere. Isotopie research shall provide the key for solving these problems. Literatura Berce, B. 1951: Poročilo o geološkem kartiranju okohce rudišča Marija Reka. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Berce, B. 1958: Geologija živosrebrnega rudišča Idrija. - Geologija 4, Ljubljana. Berce, B. 1963: The Formation of the Ore-Deposits in Slovenia. - Rendiconti della Soci- età Mineralogica Italiana, XIX, Pavia. Berce, B. 1975: Živa u Jugoslaviji. - Konf.: Pot. min. sir. mog. korišč. fakt. dugor. razv. privr. SFRJ - Ostah metali, Split. Berce, В. 1977: Metallogeny, types of mercury deposits and plate tectonics in the Me- diterranean belt. - V zborniku: Metallogeny, and plate tectonics in the northeastern Mediter- ranean, Beograd. Buser, S. 1978: Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000, list Celje. - Zvezni geološki zavod, Beograd. Buser, S. 1979: Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000. Tolmač za list Celje. - Zvezni geološki zavod Beograd. Buser, S. 1987: Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000, lista Tolmin in Videm. - Zvezni geološki zavod Beograd. Cissarz, A. 1956: Lagerstätten und Lagerstättenbildung in Jugoslawien. - Rasprave Zavoda za geološko i geofizičko istraživanje N. R. Srbije, Beograd. Coward, M. P., Dewey, J. F. & Hancock, P. L. 1987: Continental Extensional Tecton- ics. - Geological Society & Blackwell Scientific Pubhcations, Oxford. Čadež, F. 1977: Sadra in anhidrit na Idrijskem. - Geologija 20, Ljubljana. Dimkovski, T. 1978: Geološko rudarske raziskave urana na območju Slovenije v letu 1978. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Dreger, J. 1922: Geologische Gutachten über des Quecksilbervorkommen in Maria Riek 15km westlich von Cilli in der Südsteiermark. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Drovenik, M. 1983: Rudnomikroskopska raziskava vzorcev iz rudišča Marija Reka. Roko- pis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Drovenik, M., Duhovnik, J. & Pezdič, J. 1976: Izotopska sestava žvepla v sulfidnih rudnih nahajahščih v Sloveniji. - Rud.-Metal. zb., št. 2-3, Ljubljana. Drovenik, M., Pleničar, M. & Drovenik, F. 1980: Nastanek rudišč v SR Sloveniji. - Geologija 23l\, Ljubljana. 374 Ivan Mlakar Duhovnik, J. 1951a: Halkografska preiskava obruskov nahajahšča Marija Reka. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Duhovnik, J. 1951b: Geološko mnenje o preiskovanju rudnika Marija Reka. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Duhovnik, J. 1953a: Poročilo o geološkem pregledu rudarskih raziskovalnih del v Mari- ja Reki. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Duhovnik, J. 1953b: Poročilo o rudnih obruskih iz Marije Reke. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Duhovnik, J. 1953c: Mišljenje o gradnji novega rova v Mariji Reki. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Duhovnik, J. 1953d: Predlog zajemanje vzorcev za kemično analizo v Veliki Reki. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Duhovnik, J. 1955: Poročilo o ogledu raziskovalnih del v Vehki Reki. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Duhovnik, J. 1956: Über die metalogenetischen Epochen und Provinzen Jugoslawiens. - Berg und Hüttenmännischen Monatshefte, 101. Jahrgang, Wien. Duhovnik, J., Grafenauer, S. & Ramovš, A. 1964: Študija wengenske metalogene dobe v Jugoslaviji. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Faninger, E. 1971: Plagioklazi v triadnih predominali na Slovenskem. - Geologija 14, Ljubljana. Fedorčuk, V. P. 1973: Razvitie predstavlenij A. A. Saukova o genezise rtutnih mestoroždenij. - V zborniku: Očerki geohimii otdelnih elementov. Nauka, Moskva. Fedorčuk, V. P. 1974: Genetic and commercial types of Mercury Deposits. - 1st Inter- national Mercury Congress, Barcelona. Grad, K. 1969: Psevdoziljski skladi med Celjem in Vranskim. - Geologija 12, Ljubljana. Grad, K. 1974: Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000, list Kranj. - Zvezni geološki zavod Beograd. Grad, K., Hinterlechner-Ravnik, A. & Ramovš, A. 1962: Regionalna ispitivanja raz- voja grödenskih slojeva u Sloveniji. - Ref. V savetovanja. Savez geol. društava FNR Jugoslavije, Beograd. Grafenauer, S. 1965: Genetska razčlenitev svinčevih in cinkovih nahajališč v Sloveniji. Rud.-Metal. zb. 2, Ljubljana. Grafenauer, S. 1969: O triadni metalogeni dobi v Jugoslaviji. Rud.-Metal. zb. 3-4, Ljubljana. Grafenauer, S. 1980: Petrologija triadnih magmatskih kamenin na Slovenskem. - Raz- prave SAZU, 25, Ljubljana. Hinterlechner-Ravnik, A. 1965: Magmatske kamenine v grödenskih skladih v Sloveniji. - Geologija 8, Ljubljana. Jadranin, D. 1962: Ležište žive Šuplja Stena. - V. sav. geol. FNR Jugoslavije, Beograd. Jadranin, D. & Rakič, S. 1964/65: Ni parageneza iz ležišta žive Šuplja Stena. - Vestnik zavoda za geol. i geof. istr. ser. A, N. 22-23. Beograd. Jakoby, L. 1936: Zusammenfassung bezüglich der Eröfnungskosten bzw. der Aufstellung Kosten des Bergwerkes und Hüttenanlage in Marija Reka. Rokopis, Budapest. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Janković, S. 1977: Major alpine Ore Deposits and metallogenetic Units in the northeastern Mediterranean and Concept of Plate Tectonics. - V zborniku: Metallogeny and Plate Tecton- ics in the northeastern Mediterranean, Beograd. Jelene, D. 1953: O raziskovanju mineralnih surovin v LR Sloveniji. - Geologija 1, Ljub- ljana. Jelene, D. 1957: Poročilo o dosedanjih raziskovalnih delih v Veliki Reki. Rokopis. - Ar- hiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Kubias, 1931: Poročilo o nadzorovanju prostoslednih del v Mariji Reki. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Lapajne, V. 1969: Geološke raziskave na območju Marija Reka v letu 1969. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Lapajne, V. 1970: Geološke raziskave na območju Marija Reke. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Lapajne, V. 1972: Geološke raziskave na območju Marija Reka v letu 1971. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Lapajne, V. 1973: Geološke raziskave na območju Marija Reka v letu 1972. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. o marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi... 375 Lapajne, V. & Šribar, L. 1973: Zgornjekredni sedimenti na območju Posavskih gub. - Geologija 16, Ljubljana. Makuc, J. 1933: Quecksilber - Bergwerk Maria Reka, Zagreb. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Makuc, J. 1934: Bericht über das Quecksilber Bergwerk Marija Reka, Slovenska Bistrica. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Miller, H. 1992: Abris der Plattentektonik. - Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart. Mlakar, 1. 1967: Primerjava spodnje in zgornje zgradbe idrijskega rudišča. - Geologija 10, Ljubljana. Mlakar, I. 1974: Osnovni parametri proizvodnje rudnika Idrija skozi stoletja do danes. - Idrijski razgledi XIX, 3-4, Idrija. Mlakar, I. 1975: Mezozoik v Sloveniji: Mineraloške, petrografske in kemične značilnosti rude in prikamenine idrijskega rudišča, 1. Rokopis. - Arhiv Rudnika živega srebra Idrija, Idri- ja. Mlakar, I. 1980: O starosti spodnjega dela psevdoziljskih skladov na Cerkljanskem. - Geologija 2312 Ljubljana. Mlakar, I. 1981: Geološki faktorji kontrole Hg, Cu in U mineralizacije. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Mlakar, I. 1982: Metalogenetske študije za območje Slovenije - 2. faza. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Mlakar, I. 1987: Prispevek k poznavanju geološke zgradbe Posavskih gub in njihovega južnega obrobja. - Geologija 28, 29, (1985/86), Ljubljana. Mlakar, I. 1994: O problematiki Litijskega rudnega polja. - Geologija 36 (1993), Ljublja- na. Mlakar, I. & Drovenik, M. 1971: Strukturne in genetske posebnosti idrijskega rudišča. - Geologija 14, Ljubljana. Mlakar, L, Skaberne, D. & Drovenik, M. 1993: O geološki zgradbi in orudenju v kar- bonskih kameninah severno od Litije. - Geologija 35, (1992), Ljubljana. Mohorič, 1. 1978: Problemi in dosežki rudarjenja na Slovenskem. 1. knjiga. - Založba Obzorja, Maribor. Ozerova, N. A. 1980: Rtutnaja degazacija zemlji i obrazovanie rtutnih mestoroždenij. - Int. geol. congress, Paris. Ozerova, N. A. 1984: Geochemical peculiarities of mercury and mercury - bearing de- posit formation. - Proceedings of the Sixth Quadrennial lAGOD Symposium, Stuttgart. Ozerova, N. A. 1986: Rtut i endogenoe rudoobrazovanie. - Nauka, Moskva. Ozerova, N. A., Vinogradov, V. I., Mlakar, L, Fedorčuk, V. P & Titov, I. N. 1973: Izotopnyj sostav sery v rudah nekotoryh mestoroždenij zapadnoj časti sredizemnomorskogo rtutnogo pojasa. - V zborniku: Očerki geohimii otdelnih elementov, Moskva. Ozerova, N. A. & Vinogradov, V. 1. 1974: Certain aspects of the genesis of mercury deposits. - 1st International Mercury Congress, Barcelona. Placer, L. 1982: Tektonski razvoj idrijskega rudišča. - Geologija 25/1, Ljubljana. Placer, L. & Čar, J. 1975: Rekonstrukcija srednjetriadnih razmer na idrijskem prostoru. - Geologija 18, Ljubljana. Placer, L. & Čar, J. 1977: Srednjetriadna zgradba idrijskega ozemlja. - Geologija 20, Ljubljana. Premru, U. 1974: Triadni skladi v zgradbi osrednjega dela Posavskih gub. - Geologija 17, Ljubljana. Premru, U. 1976: Neotektonika vzhodne Slovenije. - Geologija 19, Ljubljana. Premru, U. 1980: Geološka zgradba osrednje Slovenije. - Geologija 2312, Ljubljana. Premru, U. 1983a: Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000, hst Ljubljana. - Zvezni geološki zavod, Beograd. Premru, U. 1983b: Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000. Tolmač za list Ljubljana. - Zvezni geološki zavod, Beograd. Rösler, H. J. & Lange, H. 1972: Geochemical Tables. Amsterdam. Saukov, A. A. 1946: Geohimija rtuti. - Trudi IGEM, Akademija nauk SSR, Moskva. Saukov, A. A., Ajdinjan, N. H. & Ozerova, N. A. 1972: Očerki geohimii rtuti. - Aka- demija nauk SSR, Moskva. Sedlar, J. 1950: Možnost razvoja rudnikov v Posavskih gubah s posebnim ozirom na Liti- jo. Diplomsko delo. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Simič, V. 1951: Istorijski razvoj našeg rudarstva, Beograd. 376 Ivan Mlakar Smirnov, V. I. & Riženko, L. M. 1958: Nekotorie osobenosti obrazovanija i razmeščenija rtutnih mestoroždenij. - Izdatelstvo Akademii nauk, Moskva. Smirnov, V. L, Kuznecov, V. A. & Fedorčuk, V. P 1976: Metalogenija rtuti. - Nedra. Moskva. Teller, F 1907: Geologische karte Cilli - Ratschach, 1:75000. Rokopis. Wien. Tiringer, J. 1947: Poročilo o ogledu in informacijah rudnika Marija Reka dne 17. sept. 1947. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Tiringer, J. 1951: Poročilo o službenem potovanju v rudnik Marija Reka nad Trbovljami in v Slovensko Bistrico. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Tuneli, G. 1968: The Geochemistry of Mercury. - University of California, California. Vrhovec, S. 1957: Poskusna predelava živosrebrne rude Vehka Reka. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Winkler, A. 1923: Über den Bau der östhchen Südalpen. - Mitt. Geol. Gesell. Wien. GEOLOGIJA 37, 38, 377-390 (1994/95), Ljubljana Nekaj novih podatkov o rudiščih Češnjice in Zlatenek Some new data on the Češnjice and Zlatenek deposits Ivan Mlakar Geološki zavod Ljubljana Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko Dimičeva 14, 1000 Ljubljana, Slovenija Kratka vsebina V prispevku so natančni podatki o geološki zgradbi rudonosnega območja ter nekaj novih informacij o opuščenem Pb, Zn (Cu) rudišču Češnjice in Cu rudišču Zlatenek. Med novostmi naj opozorimo na erozijsko-diskordantni stik ladinijskega apnenca s paleozojskimi in spodnjetriasnimi skladi ter lego obeh rudišč globoko v karbonski skladovnici kamenin. Abstract In the paper detailed data on geological structure of the ore-bearing area and new information on the abandoned Pb, Zn (Cu) deposit Češnjice and Cu deposit Zlatenek are presented. Among the newly established features the erosional-dis- cordant contact of Ladinian limestone with Paleozoic and Lower Triassic beds and the position of both deposits deep in the Carboniferous sequence of beds should be mentioned. Uvod V okviru raziskav rudišč v Posavskih gubah smo preučevah tudi manj znane lo- kalnosti, kakršni sta Češnjiee in Zlatenek na severnem obrobju Trojanske antiklinale (Mlakar, 1985). Rudarska dela so nedostopna, zato smo namenih največ pozornosti geološki zgradbi območja in legi rudišč v stratigrafski lestvici. Na Metalogenetski karti Slovenije (Drovenik et al., 1980) sta rudišči uvrščeni med svinčevo-cinkova (s pri- sotnostjo Cu), prvo z zaporedno številko 8 drugo pa 86. Zgodovinski podatki in dosedanje raziskave Rudišče Češnjice je prvi omerül Lipoid (1857), kasneje pa Voss (1895) in Hinter- lechner (1918). O rudarski dejavnosti vemo malo. Mohorič (1978, 174) in Stražar (1985) poročata, da so leta 1853 Baumgartnerji iz Ljubljane kopah svinčevo rudo tako v Češ- 378 Ivan Mlakar njicah (Knapovci) kakor tudi v Krašnji (Žikovca - te lokacije naše raziskave niso zajele). V obeh rudnikih je delalo 20 rudarjev in nekaj delavk. Rudo so vozih v topilnico Šmarje pri Ljubljani. Tega leta so nakopah 1384 centov (77,5 ton) svinčeve rude in pridobi- h 788 centov (44 ton) svinca. V Češnjicah in Žikovci, na južni strani Mlinarjeve hiše v Krašnji, so pridelah več kot tretjino celotne proizvodnje svinca Baumgartner eve rudarske družbe. Skladno s povpraševanjem je proizvodnja svinca vse do leta 1857 naraščala, nato pa padla, zato so oba rudnika zaprh. Krajevno ime Zlatenek omenjajo že v listinah iz leta 1378 kot Oberslatenick. V Hrastovcu, torej v rudišču Zlatenek, je pred prvo svetovno vojno kopal bakrovo rudo Franc Pustotnik-Mlakar iz Zgornjih Lok, v hribu pod Voščami (lokacije ne poz- namo) pa Ernest Cerar-Pskar iz Blagovice; oba sta se znašla v finančnih težavah (Stražar, 1985). Rudarsko glavarstvo v Ljubljani je leta 1937 podehlo kop štirih enojnih jamskih mer Maksu Osvv^atitschu iz Celja. Leta 1939 so nakopah 80 ton rude in jo prodah družbi Mannsfeld iz Nemčije (Mohorič, 1978, 77). Zadnjič so tod kopah v letih 1948 do 1950. Iz nekega dopisa v arhivu Geološkega zavoda Ljubljana (2. no- vembra 1954) sklepamo, da je raziskovala kamniška občina z inž. Lapornikom kot rudarskim izvedencem. S tega ozemlja je malo geoloških hiformacij. Med deh, ki obravnavajo zgradbo širšega prostora, naj omenimo prispevke Premruja (1974, 1976, 1980), pri čemer smo našli največ zanimivih podatkov na Osnovni geološki karti - hst Ljubljana in njenem tolmaču iz leta 1983 (Premru, 1983a, b). Na ožje območje obravnavanih rudišč se nanaša samo poročilo inž. Lip o Id a (ver- jetno iz leta 1938) o razmerah v rudišču Zlatenek in seveda rudnomikroskopski, spektralni in izotopski podatki, ki so jih zbrah Drovenik in sodelavci (1976, 1980) o obeh rudiščih. Geološka zgradba ozemlja Pregledano območje leži severno od ceste Domžale-Trojane (sl. 1) in obsega 2km2. Geološko karto v merilu 1:5000 smo izdelah leta 1985 po metodi evidentiranja in kartiranja vseh izdankov (sl. 2 a) v okviru raziskovalne naloge Metalogenetske študije za območje Slovenije, ki jo je financirala Raziskovalna skupnost Slovenije. Sl. 1. Geografska lega preiskanega ozemlja Fig. 1. Location map Nekaj novih podatkov o rudiščih Češnjice in Zlatenek 379 Litostratigrafski podatki Karbonske plasti: Temno sivi do črni skrilavi glinovci z južnega obrobja karte so del najobsežnejšega izdanka kamenin karbonske superpozicijske enote a v Posa- vskih gubah. Tu in tam opazimo lamine, leče ah pole svetlejšega - sljudnatega meljevca. V zgornjih 100 metrih zelo debele skladovnice skrilavega glinovca nismo našli vložkov bolj grobih klastitov. Pogostne so konkordantne leče belega kremena. Vzorec skrilavega ghnovca z južnega obrobja karte (si. 2 a) je rentgensko preiskal Mišič (1985) in ugotovil naslednjo sestavo (tabela 1): Tabela 1. Mineralna sestava skrilavega glinovca enote Ca Table 1. Mineral composition of the Ca unit shale Vprašeni vzorec Sestava glinene frakcije Pulverized sample Clay fraction composition kremen - Quartz 43% illit/fengit - Illite / Phengite 60% muskovit - Muscovite 30 klorit - Chlorite 20 klorit - Chlorite 17 paragonit - Paragonite 10 plagioklaz - Plagioclase 10 kremen - Quartz 10 Legenda k si. 2 a, 2b in 3 1 kvartarne potočne usedhne; 2 pobočni grušč (kvartar); 3 diabazni tuf z lečo temno sivega apnenca (sr. trias); 4 temno sivi apnenec z rožencem (sr. trias); 5 sivi apneno-sljudnati gli- novec in meljevec (sp. trias); 6 sivi dolomit (sp. trias); 7 dolomit s stilolitnimi šivi (sp. trias); 8 temno sivi dolomit (zg. perm); 9 rumeno sivi kremenovi konglomerat (sr. perm); 10 rdečkasti kremenovi konglomerat (sr. perm); 11 rdeči peščenjak (sr. perm); 12 rdeči glinovec (sr. perm); 13 sivi kremenovi peščenjak (karbon); 14 peščenjak z vložkom temno sivega skrilavega glinovca (karbon); 15 peščenjak z vložkom konglomerata (karbon); 16 hitro menjavanje drobnozrnate- ga in zelo drobnozrnatega peščenjaka, meljevca in ghnovca (karbon); 17 temno sivi skrilavi glinovec (karbon); 18 ugotovljena in domnevna geološka meja; 19 domnevna erozijsko-disko- rdantna meja (na karti); 20 domnevna erozijsko-diskordantna meja (v profihh in stolpcu); 21 smer in vpad plasti (0°, 0-30°, 30-60°, 60-89°, 90°); 22 Češnjiški prelom; 23 močan terciarni prelom; 24 relativno pogreznjeni blok; 25 smer premikov vzdolž preloma; 26 narivna ploskev; 27 os sinklinale; 28 os antiklinale; 29 kroglam podobne oblike v karbonskem peščenjaku; 30 lehnjak; 31 mikrofavna; 32 petrografsko in paleontološko preiskani vzorec; 33 rentgensko preiskani vzorec; 34 bloki kremenice na sekundarnem mestu; 35 stara rudarska dela; 36 rudno telo; 37 odval; 38 cerkev; 39 kapelica; 40 koča; 41 peskokop; 42 aktivni plaz; 43 izvir; 44 zajetje Explanation of figs. 2a, 2b and 3 1 Quaternary alluvium; 2 Slope scree (Quaternary); 3 Diabase tuff interbedded with dark grey limestone (Middle Triassic); 4 Dark grey limestone with chert (Middle Triassic); 5 Calcareous- micaceous shale and siltstone (Lower Triassic); 6 Grey dolomite (Lower Triassic); 7 Dolomite with stylolitic seams (Lower Triassic); 8 Dark grey dolomite (Upper Permian); 9 Yellow grey quartz conglomerate (Middle Permian); 10 Reddish quartz conglomerate (Middle Permian); 11 Reddish sandstone (Middle Permian); 12 Reddish shale (Middle Permian); 13 Grey quartz sand- stone (Carboniferous); 14 Sandstone with interbedded dark grey shale (Carboniferous); 15 Sand- stone with interbedded conglomerate (Carboniferous); 16 Fast alternation of fine-grained or very fine-grained sandstone, siltstone and shale (Carboniferous); 17 Dark grey shale (Carbon- iferous); 18 Proved and supposed geologic boundary; 19 Supposed erosionally-discordant bound- ary (on map); 20 Supposed erosionally-discordant boundary (in sections and in column); 21 Strike and dip of strata (0°, 0-30°, 30-60°, 60-89°, 90°); 22 Češnjice fault; 23 Main Tertiary fault; 24 Downthrown block; 25 Movement direction along the fault; 26 Thrust plane; 27 Axis of syncline; 28 Axis of anticline; 29 Spherical forms in Carboniferous sandstone; 30 Traver- tine; 31 Microfauna; 32 Pétrographie and paleontologie sample; 33 X-ray sample; 34 Blocks of silica on secondary place; 35 Old mining workings; 36 Orebody; 37 Dump; 38 Church; 39 Chapel; 40 Mountain hut; 41 Sand pit; 42 Active landslide; 43 Spring; 44 Captured spring 380 Ivan Mlakar Sl. 2. Geološka karta območij Češnjice-Zlatenek (a) in geološki prerezi (b) Nekaj novih podatkov o rudiščih Češnjice in Zlatenek 381 Fig. 2. Geological map of the Češnjice-Zlatenek areas (a) and geological cross sections (b) 382 Ivan Mlakar Rezultate rentgenske raziskave je Mišič (1985) ovrednotil takole. Sestava illita v glineni frakciji ustreza fengitu. Glede na sestavo in stopnjo kristaliničnosti illita sodi preiskani vzorec na mejo anhicona / epicona. To potrjuje tudi prisotnost paragonita v glineni frakciji. Klorit v tej frakciji je ripidolit z naslednjo sestavo: (Mg2,24 Fe2,4 Ali.se) (SÌ2,64 Ali,36) O,0(OH)8. Slede od 25 do 70 metrov debeli skladi karbonske superpozicijske podenote bi iz hitrega menjavanja ghnovca, meljevea in drobnozrnatega ali zelo drobnozrnatega peščenjaka. Kot skrilavi glinovec so tudi te kamenine lepo razgaljene le v grapi pod Poljanami. Preostah del karbonskih skladov pripada spodnjim 250 metrom superpozicijske podenote b2 pretežno iz sivega kremenovega peščenjaka; gre za številne sekvence. Dve izmed njih navadno pričenjata s sivim, nekaj metrov debelim in dobro sortiranim konglomeratom z do 5 mm vehkimi, včasih sploščenimi prodniki belega kremena in hdita. Prvi konglomeratni horizont se javlja 20, drugi pa 50 metrov nad stikom pode- not bi/b2 in ga za razhko od prvega najdemo skoraj povsod (sl. 3). Sl. 3. Geološki stolpec območij Češnjice-Zlatenek Fig. 3. Geological column of the Češnjice-Zlatenek areas Nekaj novih podatkov o rudiščih Češnjice in Zlatenek 383 V okrog 200 metrov debelih skladih kremenovega peščenjaka so sedimentne teksture redkost in še tam zabrisane. Pač pa smo na dveh mestih, ki smo jih na karti posebej označih, opažih nenavadne tvorbe, kakršnih nismo doslej zasledili nikjer drugod v Po- savskih gubah. V meter debeh plasti kompaktnega drobnozrnatega rumeno rjavega sljudnatega peščenjaka smo našli skoraj popolne »krogle« premera 15em, kijih lahko izluščimo iz kamenine. Po sestavi se krogle ne razhkujejo od prikamenine in nimajo koncentrične zgradbe. Po mnenju Skaberneta so krogle nastale med diagenezo. Na- stanek je verjetno pogojila točkasto razporejena organska snov (rastlinski ostanek), okrog katere se je odvijala intenzivna kaleifikaeija peščenjaka, in sicer enakomerno v vseh smereh. Danes je kalcitno vezivo pretežno izluženo. Na kalcitizacijo kaže tudi sestava peščenjaka, ki ga je petrografsko preiskala Orehkova(1985) z izdanka pri rudišču Češnjice (si. 2a). Kamenino je opredelila kot srednjezrnati litično-kremenovi peščenjak s kalcitnim, ponekod že limonitiziranim vezivom. Kalcit (15%) je korodiral tudi detritična zrna in zlasti glinence (lamelarne plagioklaze in K glinence); teh je 8 do 10%. Drobcev kamenin (kvarcit, roženec, se- ricitni skrilavec) je 20%, muskovita in klorita 1 do 2%, največ pa je meno- in po- likristalnega kremena, in sicer 53%. Okrog 200m nad stikom superpozicijskih podenot bi in ba se javlja med peščenjakom prvi in edini vložek temno sivega skrilavega ghnovca, debel okrog 30 metrov. V kro- vnini je še nekaj kremenovega peščenjaka, ki je obenem najmlajša ohranjena karbonska kamenina na pregledanem območju (si. 3). Novih podatkov o starosti in okolju nastanka usedlin nimamo. Ugotavljamo pa, da je razvoj opisanega dela karbonske skladovnice kamenin v Trojanski antikhnali enak onemu, ki smo ga našh na Litijskem (Mlakar, 1994), le skrilavi ghnovci enote a so v severnem delu sedimentacijskega prostora nekohko bolj bituminozni. Grödenske plasti. Na severnem obrobju karte najdemo kamenine srednjega dela grödenske skladovnice. Najstarejši so rdeči ghnovci (superpozicijska enota Аз) z območja vzhodno od Kočarja, na njih pa leže rdeči peščenjaki, debeh okrog 50 metrov (su- perpozicijska enota Аз/i). Rdečkasti konglomerat z do nekaj cm velikimi prodniki belega in rožnatega kremena ter splakami rdečega peščenjaka in ghnovca (A3/2) je najmlajša ohranjena grödenska usedlina; kamenina prehaja bočno v rumeno sivi konglomerat z zrni rožnatega kremena. Debelina grödenskih skladov znaša vsaj 140 metrov (si. 3)- Zgornjepermske plasti. Že Premru (1983b) je severno od Češnjic evidenti- ral dva izdanka zgornjepermskih kamenin, vendar ne navaja podrobnosti. Za zahodnem obrobju peskokopa je v cestnem ovinku pred omenjeno vasjo lepo razgaljen temno sivi plastnati (10 do 25cm), prhki dolomit. Pogostni so nekaj mm debeh vložki rumenkastega, nekohko sljudnatega ghnovca. Ponekod ima dolomit rahlo rožnati odtenek. Orehkova (1985) je kamenino preiskala sedimentološko in opredelila kot mikro- sparitni, kremenov porozni dolomit; delež detritičnega kremena znaša okrog 15%. Drugi izdanek najdemo v plazovitem območju NW od naselja Češnjice. Gre za sivi mikritni, luknjičavi, že rekristalizirani dolomit z le 2 do 3% detritičnega kreme- na. V nekaterih porah obeh vzorcev je Orehkova našla kaolinit - včasih s pšenasto strukturo. Šribarjeva (1985) je vzorca preiskala paleontološko in našla le skromne sledo- ve popolnoma uničenih organskih ostankov. Glede na litofacies in lego v prostoru pripisujemo okrog 50 metrov debeh skladovnici dolomita zgornjepermske starost. Skitske plasti. Stik zgornjepermskih kamenin z grödenskimi skladi ni nikjer 384 Ivan Mlakar razgaljen, pač pa lahko v omenjenem peskokopu opazujemo kontakt s triasnimi pla- stmi. Na zgornjepermskem dolomitu leži brez vrzeli sivi dolomit s stholitno teksturo, ki postaja navzgor vse manj izrazita. Ta kamenina zavzema večji del peskokopa, njena debelina pa znaša okrog 20 metrov. Višje sledi temno sivi, drobljivi, mikrosparitni dolomit z nekaj cm debelimi vložki rumenkastih sljudnatih meljevcev, ki jih je navzgor čedalje manj. Najmlajši člen do- lomitnega razvoja spodnjeskitskih skladov je svetlo sivi, skoraj beh, zrnati, rahlo plastnati dolomit (sl. 3). NajnUajši tod ohranjeni spodnjeskitski htostratigrafski horizont je sivi apneno-sljudnati glinovec in meljevec. Kamenina je tenkoploščasta in ima ponekod rdečkasti odtenek; leč oolitnih apnencev nismo opazhi. Spodnjeskitske plasti najdemo med naseljema Češnjice in Selce ter so debele vsaj 170 metrov (sl. 3); za tako starost govori htofa- cies kamenin. Ladinijske plasti. Na Osnovni geološki karti - hst Ljubljana (Premru, 1983 a) so zasledih velik izdanek ladinijskega apnenca na območju vasi Češnjice, majhne krpe takih kamenin pa smo našli tudi drugod. Povsod gre za sivi do temno sivi, le tu in tam plastnati apnenec z drobnimi gnezdi ah polami sivega roženca. Vzorca z lokacije pod cerkvijo v Češnjicah je Orehkova (1985) opredehla kot biointrasparitni apne- nec, kamenino z izdanka SE od Poljan kot biopelmikritni, dva vzorca pri Selcah pa kot biopelsparitni apnenec. Pri podrobnem opisu nekaterih vzorcev je Orehkova opozorha na pore tipa stromataksis, v večini vzorcev apnenca pa je v pornem cementu našla siderit. Iste vzorce je Šribarjeva (1985) preiskala paleontološke. Samo v enem izmed dveh vzorcev iz rekristaliziranega in okremenelega apnenca z izdanka SE od Poljan je mikrofavna lepo ohranjena. Mikrofosilna združba sestoji iz Ladinella parata Kraus & Ott, Baccanella ßoriformis Pantić, Earlandia cf. gracilis Pantić, Endothyra- nella sp. in Echinodermata ter kaže po mnenju Šribarjeve na ladinijsko starost. V drugih vzorcih so fosili rekristalizirani in pripadajo foraminiferam Earlandia sp., ostankom echinoderm in odlomkom mikrogastropodov. Ladinijski apnenec leži na razhčnih starejših kameninah, kar bomo podrobneje obrazložih kasneje. Jugovzhodno od Poljan, pod Selcami in v Češnjicah (tod so ap- nenci debeh vsaj 90 metrov) gre za erozijske ostanke, drugod jih v krovnini odreže narivna ploskev. Apnenec obravnavamo kot najstarejši ladinijski htostratigrafski horizont. Nekje višje v prerezu so tufogene kamenine z NW obrobja naše karte. Zelene klastite je Orehkova (1985) opredehla kot kalcitizirani litoklastični diabazni tuf. Najdemo še tufske laporje ter lečo temno sivega biomikritnega apnenca. V tufu so odlomki presedimentiranih alg, v apnencu pa rekristalizirani preseki dazikladacej, kopuče modrozelenih alg, Baccanella sp. (ßoriformis?), odlomki lupin mehkužcev in foraminifere Nodosaria sp. Litobiofacies govori za ladinijsko starost kamenine (Šribar, 1985). Kvartarne plasti. Na pregledanem območju so kvartarne starosti potočne na- plavine, pobočni grušč, poderi in lehnjak. Prevladuje pobočni grušč, ki ponekod zav- zema sklenjene površine več deset hektarov (Selce-Zlatenek). S starimi podori ima- mo opraviti na W obrobju karte, z aktivnimi pa med vasema Poljane in Selce. Na levem bregu zgornjega dela potoka Poljanščica nastaja na spodnjeskitskem dolomitu lehnjak. Nekaj novih podatkov o rudiščih Češnjice in Zlatenek 385 Tektonska zgradba ozemlja Glede na strukturno faeialno razčlenitev spadajo karbonske plasti s pregledane- ga ozemlja v tako imenovano Trojansko podcono, s severa narinjene permske in ski- tske kamenine pa k Zagorski podeoni (Premru, 1983a, b). Novi podatki le v gro- bem ustrezajo razmeram, ki jih je prikazal Premru (1983b) v stolpičih na 4. in 5. shki. Po Premrujevi (1983b, si. 6) tektonski rajonizaeiji ozemlja pripadajo karbon- ske plasti kozjaškemu narivu, s severa - za 14 do 16km daleč narinjene mlajše plasti - pa k Trojanskemu narivu; izraza Trojanska antiklinala raziskovalec ne uporablja. Na Osnovni geološki karti - list Ljubljana (Premru, 1983a, b) izstopa nepoime- novani alpsko usmerjeni prelom, ob katerem se končajo številne deformacije sever- nega prelomnega krila. Noben od poimenovanih, močnih, regionalno pomembnih prelomov ne seka obravnavanega ozemlja (Premru, 1976, si. 4 do 12). Izmed dogajanj v karbonskem obdobju naj opozorimo na spremenljivo debelino skladov superpozicijske podenote bi. Deformacije, ki bi jih lahko pripisah asturski ali kasnejši saalski tektonski fazi, na pregledanem območju ne izstopajo, prisotnost sre- dnjetriasne tektonsko-erozijske faze pa nakazujejo odnosi predladinijskih in ladinijskih struktur. Problematika zasluži podrobnejšo obrazložitev. Na Osnovni geološki karti - hst Ljubljana je stik med karbonskimi skladi in ladi- nijskim apnencem pri Češnjicah Premru (1983a, b) označil kot terciarno narivno ploskev. Razlaga je preprosta in prepričljiva, ne moremo pa je niti potrditi niti zavreči, saj problematični kontakt ni nikjer razgaljen. Nedavno ugotovljene razmere pri Litiji - z diskordantno lego ladinijskih kamenin na skitskih skladih (Mlakar, 1994) - dopuščajo novo, smelejšo razlago. Ladinijske plasti leže erozijsko diskordantno na karbonskih (Češnjice, SE od Poljan, Selce), grödenskih (Kočar) ah spodnjeskitskih kameninah (NW od Češnjic). Apnenec z rožencem je bazalna tvorba zgornje strukturne etaže tako na obravnavanem ozemlju kot na htijskem prostoru. V enaki legi smo ga ponekod našh tudi na Idrijskem in Cerkljanskem. Menimo, da je ozemlje Češnjice-ZIatenek del enega izmed izvornih območij vehkih kohčin terigenega kremena in glinene substance, na- stale z erozijo karbonskih skladov. Ta je skupno z vulkanogenim materialom oprede- lila litološki značaj psevdoziljskih kamenin. Gre za podobne razmere, kot jih pozna- mo na območju idrijskega rudišča (Placer & Čar, 1977, si. 2), kjer so bituminozne kamenine zgornjega horizonta skonca nastajale iz materiala erodiranih karbonskih ghnovcev. Pri prikazu paleogeografskega razvoja ozemlja na območju hsta Ljubljana takih okohščin v srednjem triasu Premru (1983b, si. 10) ni predvideval, vendar moramo z njimi resno računati. Na geološki karti, stolpiču in prerezih (si. 2a, 3, 2b) smo pokazah interpretacijo, kjer je erozija v srednjetriasnem obdobju ponekod segla vse do karbonskih skladov spodnje tretjine superpozicijske podenote ba, pri čemer so karbonske plasti zadržale subhorizontalno lego. Območja, kjer ladinijske kamenine nalegajo na karbonske, gröden- ske ali skitske plasti, so bila med seboj verjetno ločena s prelomi (po enem izmed modelov intrakontinentalnega razpiranja zemeljske skorje) v okviru tektonskih jarkov in pragov, vendar je do natančne rekonstrukcije srednjetriasnih razmer še daleč. Karbonski skladi preiskanega območja so povsod v normalni legi, vpadajo položno do srednjestrmo proti severu in pripadajo severnemu krilu Trojanske antiklinale kot nagubani stukturi prvega reda. Pod Poljanami in W od Češnjic najdemo prečnoalpsko orientirane gube drugega reda, kar kaže še na bočno kompresijo. Tudi narinjene permske in spodnjeskitske kamenine s severnega obrobja karte niso 386 Ivan Mlakar nikjer inverzne. Gre za luskasto zgradbo, saj najdemo grödenske klastite v talnini in krovnini skitskih plasti. Po podatkih Premruja (1974, 1980, 1983b) bi lahko skle- pali, da gre za mlajšo fazo gubanja in narivanja s konca sarmata in začetka phocena. Med neotektonskimi deformacijami je najbolj izrazit subvertikalni, alpsko orien- tirani Češnjiški prelom, ki smo ga poimenovah po vasi Češnjice; glede na starost in lego ga vzporejamo z Marijareškim prelomom. Na istih prerezih geoloških razmer v prelomnih krihh ne moremo povezovati, zato sklepamo na subhorizontalna premikanja blokov. Vertikalna komponenta premikanj znaša nekaj deset metrov, horizontalne pa ne poznamo. V osrednjem delu karte sežejo glinovci karbonske superpozicijske enote a daleč proti severu. Gre za deformacijo vzdolž meridionakiega Rakitovškega preloma, označenega po naselju severno od preiskanega ozemlja. Subvertikalni, dinarski prelomi so najmlajše neotektonske deformacije na pregle- danem prostoru in desno zmikajo prelome drugih sistemov. Skoraj vzporedna in okrog 300 metrov drug od drugega oddaljena preloma smo označih kot prvi in drugi Zlatenški prelom. Rudarska dela in orudenje Rudišče Češnjice (ah Knapovci) leži 470 metrov WSW od cerkve v Češnjicah. Ustje edinega - zarušenega - rova s smerjo 125° je na levem bregu potoka Knapica v višini 605 metrov. Na obsežnem jalovišču najdemo predvsem kose temno sivega, zelo sljud- natega kremenovega peščenjaka, tu in tam pa drobnozrnati konglomerat. S kreme- nom prepojeni kosi peščenjaka vsebujejo zrna sfalerita. Na vehkem izdanku pešče- njaka severno od ustja rova smo opazili centimeter debelo kremenovo žho z elementi 200/80°; zato sklepamo, da nastopa tod orudenje v danes dinarsko usmerjenih rud- nih žilah. Drugih podatkov o razmerah v rudišču nimamo. Rudišče Zlatenek (v Hrastovcu) je okrog 250 metrov ESE od domačije Hrasto- vec. Tik ob kolovozu, ki vodi od kmeta v dolino, je v višini 557 metrov ustje zarušenega rova s smerjo 340°. Glavni odval s kosi temno sivega srednjezrnatega kremenovega peščenjaka in odlomki belega kremena je pod cesto. Spodnji rov z zarušenim vhodom in smerjo 315° je 32 metrov nižje, in sicer na desnem bregu potoka, z enakimi kosi na jalovišču. Lipoid (1938) je obravnaval Zlatenek kot nahajahšče bakrove rude. Prevladujeta bakrov kršeč (halkopirit) in modri bakrov kršeč (covehin). Raziskovalec opozarja na dejstvo, da so blizu površine našh le tanke rudne žhe, vendar se z globino odebele in obogate. Bakrovo rudo spremlja kremen, prikamenina pa je trd peščenjak. Rudne žhe potekajo v smeri E-W in vpadajo pod kotom 15 do 45° proti severu. Raziskova- lec je še dodal, da je Zlatenek le eden izmed pojavov bakrove rude, raztresenih v dolžini 14km. Tako so naleteh na bakrovo rudo pri poglabljanju nekega vodnjaka v Prevojah kakor tudi v Brezovici severno od Ožbolta (verjetno gre za Brezovico pri Zlatem Polju). Tudi potok pri Krašnji prinese v dolino ob večjem deževju koščke bakrove rude. Opis raziskovalnih del v rudišču Zlatenek se nanaša na obdobje pred prvo sveto- vno vojno, in po njej, vendar jih ne znamo točno locirati. Lipoid (1938) poroča, da so pred prvo svetovno vojno v bhžini izdanka bakrove rude izdelah 20 metrov dolg rov in kmalu zadeh na bakronosne žhe. Okrog 30m nad rovom so izkopah 6m globok jašek, vendar rude niso našh. Poglabljanje jaška so ustavih zaradi dotoka vode in finančnih težav. Nekaj novih podatkov o rudiščih Češnjice in Zlatenek 387 V bližini prvega rova, vendar malo nižje, so nato zastavili vzporedni rov. Nekaj metrov globoki jašek in vpadnik pod kotom 15° sta potekala po rudnih žilah. Raziskave je spet zavrla voda. Okrog 40 metrov vzhodneje in dva metra pod drugim rovom so zastavih tretji raziskovalni podkop in napredovah proti starim jaškom na severozahodu, da se rešijo težav z vodo. Zaradi prevelikega vzpona rudarska dela niso dosegla svojega namena. Po prvi svetovni vojni so izdelah četrti rov, oddaljen od drugega 40 m, in ga usmerih proti NE; baje je bü dolg okrog 280 metrov. Že v začetku so v stropu opazili tanjše rudne žile. V času, ko je Lipoid (1938) pisal poročilo, so bili vsi rovi zarušeni. Zadnji lastnik, poroča nadalje Lipoid (1938), je očistil prvi rov in na treh me- stih ugotovil tenke bakronosne žile. Prvi dve sta bili preblizu površine, zato so z vpadnikom raziskah le tretjo. Ugotovih so tri tanjše žile; srednja je vsebovala 2 cm covellina. V globini so bile žhe vse debelejše. Po odstrelitvi so izkopnino ročno pre- brah in iz vpadnika pridobih 10 ton bakrove rude (okrog 0,5m^ na meter vpadnika). Lipoid (1938) navaja tudi nekaj podatkov o kakovosti bakrove rude (tabela 2). Poleg teh anahz bakrove rude iz rudišča Zlatenek so v arhivu Geološkega zavoda Ljubljana še podatki kemične analize vzorca z oznako Blagovica, ki jo je 22. oktobra 1949 prinesel inž. F. Lapornik, analiziral pa dr. Miholič. Analiza je pokazala 57,33% SÌO2, 36,96%ZnS, 0,30 (oziroma 0,24)% Cu, 4,65%FeSa in 0,31%MgO. Več podatkov o laboratorijskih preiskavah rude je iz novejšega obdobja. Drove- nik s sod. (1976, 1980) je rudo z odvalov rudnomikroskopske natančno preiskal in nanizal vrsto podrobnosti; naj navedemo nekatere izmed njih. V Češnjicah je kremen najpogostejši in najstarejši žilni mineral. Izmed rudnih mineralov se je iz raztopin prvi izločh sfalerit, najmlajši pa je galenit. Raziskovalec omenja še halkopirit, siderit, pirit, markazit, tetraedrit in železove hidrokside. Opo- zarjamo zlasti na odsotnost barita. Tudi v zlatenških rudnih žilah je kremen najstarejši mineral, kateremu sledi sfa- lerit. Najdemo še siderit, halkopirit, tetraedrit, argentopirit (?) in morda barit. Najmlajši je zopet galenit, sekundarni minerah pa so Fe hidroksidi in covellin (Drovenik et al., 1976, 208; 1980, 22, 23). Po rudnomikroskopskih podatkih bi lahko sklepah, da gre v obeh primerih za Pb- Zn rudišči z nekaj bakra. Tako opredehtev najdemo tudi na Metalogenetski karti Slo- venije (Drovenik et al., 1980). Toda iz Češnjic poročajo le o proizvodnji svinca (Mohorič, 1978, Stražar, 1985), iz Zlatenka pa Lipoid (1938) razen bakrovih mineralov drugih sploh ne omenja. Tudi Berce (1963, 7) je poudarh, da spada Zla- tenek poleg Cirkuš med rudišča, kjer bakrovi minerah niso le mineraloška posebnost. Siromašni cinkovi rudi v prejšnjem stoletju niso namenjah posebne pozornosti, zato se zdi taka opredehtev češnjiškega rudišča upravičena; v drugem primeru pa imamo verjetno opraviti z bakrovim rudiščem z nekaj Pb in Zn. Tabela 2. Kakovost bakrove rude iz rudišča Zlatenek Table 2. Copper ore grade of Zlatenek deposit 24. sept. 1936 Cinkarna Celje 8,45% Cu 19. Okt. 1936 Cinkarna Celje 7,41% Cu 30. Okt. 1936 Cinkarna Celje 8,58% Cu 28. nov. 1936 inž. Pokom, Leoben 10,60% Cu 5. dec. 1936 Medič-Zankl, Domžale 10,20% Cu 15. nov. 1937 Medič-Zankl, Domžale 12,24% Cu 388 Ivan Mlakar Tudi glede slednih prvin, o katerih so zbrah podatke Drovenik in sodelavci (1980, 23), se zlatenški sfalerit precej razhkuje od češnjiškega. Vsebuje namreč 10-krat več Mo (20|ag/g) in dvakrat tohko Ni (42^g/g). Omenjeni vrednosti sta celo najvišji, če jih primerjamo z razmerami v Litijskem rudnem polju. Nasprotno pa vsebuje češnjiški sfalerit v primerjavi z zlatenškim več Ga, Ge, Hg, Sb, Sn in TI. Kohčini zadnjih dveh prvin sta v okviru omenjene širše primerjave celo najvišji. Izmed vseh doslej preiskanih zrn halkopirita v slovenskih rudiščih (Drovenik et al., 1980, 10) izstopajo zlatenška po najvišjih koncentracijah As (« 6000[xg/g). Ga (43^g/g), Ni (55ng/g), Sb (79ng/g) in Sn (112^g/g), vsebujejo pa tudi precej Mo (20^g/g). Na tem mestu naj opozorimo še na podatke o zlatu v zlatenškem rudišču. Lipoid (1938) o njem ne poroča. Stražar (1985) pa je pisal o zlatih zrncih, ki so jih po pripovedovanju domačinov našh tudi na Vrševniku. Po izjavi kmeta Hrastovca so v rudniku Zlatenek pridobih 5 kg zlata. Prisotnost halkopirita in najbrž tudi arzenopirita, krajevno ime Zlatenek in seve- da že omenjeno Zlato Polje dajejo podatkom o zlatu neko težo. Drovenik in sodelavci (1976, 1980) so zbrah tudi nekaj podatkov o izotopski sestavi žvepla v sfaleritu in halkopiritu češnjiškega rudišča. Raziskovalci poudarjajo, da je sestava žvepla zelo homogena, vendar je prvina rahlo obogatena s težkim izo- topom. Na 2. shki v okviru razprave iz leta 1976 vidimo, da je češnjiško rudišče po izotopski sestavi žvepla najbližje marijareškemu. Če upoštevamo še visoke vsebnosti niklja in podatke o prisotnosti Au v Zlatenku, se nakazuje sorodnost med omenjeni- mi tremi rudišči. Morda gre tudi v Češnjicah in Zlatenku za permsko starost orudenja oziroma za nastanek v saalski tektonski fazi. Zbrani podatki kažejo, da se rudišči Češnjice in Zlatenek javljata v spodnjem delu karbonske superpozicijske podenote b2 v bhžini stika s podenoto bi, pri čemer je češnjiško rudišče nekaj globlje (sl. 3). Po legi v stolpiču lahko rudišči primerjamo samo z lo- kacijama 3/2 in 3/3 severno od Litije (Mlakar et al., 1993) in seveda z rudiščem Sv. Janez vzhodno od tam (Mlakar, 1994). Na obeh lokacijah je erozija razgahla spodnje dele hidrotermalnega rudišča. To dokazujejo mineralne združbe (ponovno opozarjamo na odsotnost barita v Češnjicah) in dejstvo, da litološke karakteristike kamenin v podlagi niso ugodne za nastanek žilnega orudenja. Perspektivnost obeh rudišč je majhna in odvisna predvsem od dolžine in širine orudenih con. Na območju rudišča Zlatenek grušč in podori omejujejo uporabnost geokemičnih raziskovalnih metod. Some new data on the Češnjice and Zlatenek deposits Extended summary The ore-bearing area with abandoned mine workings (fig. 1 and 2 a) was under study in 1985. The Pb-Zn (Cu) deposit Češnjice was mined in the middle of the last century, and the second, the Cu deposit in the first half of the present century. The oldest and at the same time mineralized grey clastites (fig. 3) are attribut- ed to Westphahan (A), and they occur in the same development as in the neighbor- Some new data on the Češnjice and Zlatenek deposits 389 ing areas (Mlakar, 1994; Mlakar et al., 1993). Results of x-ray examination of the Carboniferous shale (superposition unit Ca) are shown in table 1. Variegated Groden shales, sandstones and conglomerates. Upper Permian dolo- mite and Lower Scythian beds are preserved in the framework of the Tertiary nappe structure in the northern margin of the map area (fig. 2a, b). The contact of Ladinian hmestone with Carboniferous beds at Češnjice was un- til present considered an overthrust plane (Premru, 1983a, b). We presume, howev- er, that the dark grey hmestone with chert - similarly as in the Litija area (Mlakar, 1994) - represents a basal formation of the upper structural stage, and that it over- hes above an erosional discordance the Carboniferous, Groden or Lower Scythian beds. The area Češnjice-ZIatenek is a part, according to our views, of one of the source areas of large amounts of terrigenous quartz and argihaceous material that was formed through erosion of Carboniferous beds. This material together with the volcanogen- ic substances defined the hthologic character of the Pseudozilja rocks that were formed in the broader region during the Middle Triassic. The Young Tertiary gently folded and overthrust structure is dissected by sever- al systems of neotectonic faults. In the Češnjice deposit occur probably Dinaric oriented Pb, Zn (Cu) ore veins, and in Zlatenek the Alpidic oriented several centimeters thick veinlets of chalcopy- rite and covelline (fig. 2b, sections A and C). The grade of copper ore is character- ized in Tab. 2. The ore from dumps was examined by Drovenik et al. (1976, 1980) under ore microscope, spectraUy and for sulfur isotope composition. According to results of isotopie investigations, comparison of trace elements and presumed gold presence in Zlatenek the connection of these deposits with the Marija Reka deposit was suggested (Mlakar, 1995). Both hydrothermal deposits occur deep in the Carboniferous succession of beds, and they date probably from the Saahc orogenic phase. Literatura Berce, B. 1963: The Formation of the Ore-deposits in Slovenia. - Rendiconti della Soci- età Mineralogica Italiana, XIX, Pavia. Drovenik, M., Duhovnik, J. & Pezdič, J. 1976: Izotopska sestava žvepla v sulfidih rudnih nahajališč v Sloveniji. - Rud.-Metal. zb., ê-3, Ljubljana. Drovenik, M., Pleničar, M. & Drovenik, F. 1980: Nastanek rudišč v SR Sloveniji. - Geologija 33, Ljubljana. Hinterlechner, K. 1918: Über die alpinen Antimonvorkommen. - Jb. Geol. R. A., Wien. Lipoid, M. V. 1857: Erzvorkommen in Oberkrain. - Jb. Geol. R. A., Wien. Lipoid, V. 1938 (?): Kratek opis nahajališč bakrove rude v Zlatenku pri Blagovici. Roko- pis - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Mišič, M. 1985: Poročilo o rentgenski raziskavi vzorca karbonskega skrilavca ČZ - 1S/S5. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Mlakar, I. 1985: Metalogenetske študije za območje Slovenije. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Mlakar, 1. 1994: O problematiki Litijskega rudnega polja. - Geologija 36, (1993), Ljub- ljana. Mlakar, 1. 1995: O marijareškem živosrebrnem rudišču ter njegovi primerjavi z Litijo in Idrijo z aspekta tektonike plošč. - Geologija 37, Ljubljana. Mlakar, I., Skaberne, D. & Drovenik, M. 1993: O geološki zgradbi in orudenju v kar- bonskih kameninah severno od Litije. - Geologija 35, (1992), Ljubljana. Mohorič, I. 1978: Problemi in dosežki rudarjenja na Slovenskem, 1. knjiga. - Založba Obzorja, Maribor. 390 Ivan Mlakar Orehek, S. 1985: Poročilo o sedimentoloških raziskavah na območju Češnjice-Zlatenek. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Placer, L. & Čar, J. 1977: Srednjetriadna zgradba idrijskega ozemlja. - Geologija 20, Ljubljana. Premru, U. 1974: Triadni skladi v zgradbi osrednjega dela Posavskih gub. - Geologija 17, Ljubljana. Premru, U. 1976: Neotektonika vzhodne Slovenije. - Geologija 19, Ljubljana. Premru, U. 1980: Geološka zgradba osrednje Slovenije. - Geologija 2312, Ljubljana. Premru, U. 1983a: Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000, list Ljubljana. - Zvezni geološki zavod, Beograd. Premru, U. 1983b: Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000. Tolmač za list Ljubljana. - Zvezni geološki zavod, Beograd. Stražar, S. 1985: Črni graben - od Prevoj do Trojan, Lukovica. Šribar, L. 1985: Poročilo o paleontoloških raziskavah na območju Češnjice-Zlatenek. Rokopis. - Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana. Voss, V. 1895: Die Minerahen des Herzogthums Krain, Ljubljana. GEOLOGIJA 37, 38, 391-390 (1994/95), Ljubljana Konceptualni model razvoja krasa Conceptual approach to modeling karst development Miha Brenčič Geološki zavod Ljubljana Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko Dimičeva 14, 1000 Ljubljana, Slovenija Kratka vsebina Kras je verjetno eden najbolj zapletenih hidrogeoloških sistemov nasploh. Njegova struktura je zapletena in se s časom spreminja. V članku so opisane nekatere konceptualizacije, ki nam lahko pomagajo pri gradnji numeričnih simu- lacijskih modelov razvoja krasa. Te ideje slone na teoriji sistemov in na ideji o čistem krasu. Abstract Karst is probably one of the most complicated hydrogeological systems at all. Its structure is complex and it changes in time. In the article conceptual approaches are described which could help establishing numerical simulation models for karst development. These approaches repose on the systems theory and the concept of the pure karst. Uvod Kras in kraški pojavi s svojo raznolikostjo in nenavadnostjo že dolga stoletja pri- tegujejo številne raziskovalce. Zaradi različnih pogledov so se obhkovale številne definicije krasa in kraških pojavov. Teh je verjetno tohko, kolikor je raziskovalcev, ki so se tega problema vsaj dotaknih. Danes so v rabi številne izmed njih - od tistih, ki skušajo biti univerzahie in zajeti vso kompleksnost krasa hkrati, do tistih, ki bi jüi lahko opredehh s številnimi oznakami, kakor so na primer hidrološka, sedimentološka, geološka in druge (Šušteršič, 1986). Vsa ta pestrost in raznolikost postopkov zastavlja vprašanje ah je univerzalna definicija krasa možna in s stališča znanja v današnjem krasoslo- vju smiselna? V krasoslovju lahko prepoznamo dva teoretska postopka preučevanja krasa, ki se med seboj razlikujeta glede na metodo dela. Prvega bi lahko poimenovah induk- tiven, ki rezultate opazovanj posameznih kraških pojavov posplošuje in postavlja te- orije o razvoju krasa. Takšne so predvsem starejše teorije. Pregled literature pokaže, da se te teorije med seboj razlikujejo predvsem zaradi razhčnih krajevnih okolij, iz katerih izhajajo. Zato se teorije ameriških avtorjev razlikujejo od avtorjev s področja 392 Miha Brenčič Dinarskega krasa. Drugi način, ki se uveljavlja predvsem v zadnjem času, je deduk- tiven. Avtorji, ki se poslužujejo le-tega domnevajo, da je kras fizikalen sistem, kate- rega je mogoče na podlagi poznavanja spremenljivk sistema in splošnih fizikalno-ke- mijskih zakonov mogoče tudi numerično modelirati. Znatne razlike v obravnavi krasa opazimo tudi, če med seboj primerjamo praktične študije s področja krasa, kakršne so na primer hidrogeološke in hidrotehnične, s povsem teoretičnimi študijami, kakršne so na primer speleološke in geomorfološke. Razlike niso samo poslediee neenakih eiljev raziskav, temveč predvsem razhčnega razumevanja krasa. V teoretičnem krasoslovju, ki se ukvarja s splošnimi načeh razvoja krasa, je po- trebno uveljaviti deduktivno metodo. Z njeno pomočjo bi lahko na podlagi fizikalno kemičnih zakonov postavili matematični model. V začetni fazi takšenga modehranja bi morah opazovati le osnovne procese, ki so značilni za kraški sistem (npr. raztapljanje kraške kamnine, prenikanje vode skozi razpoke). Sklepom na teh področjih bi sledil kompleksen numeričen model, ki bi simuliral razvoj celotnega krasa. Prvi poskusi v tej smeri so bih že narejeni, predvsem s preučevanjem kinetike raztapljanja kalci- ta in njene uporabe pri simuliranju časovnega razvoja kraških oblik (Palmer, 1991; Dreybrodt, 1988, 1990, 1992). Takšen način nikakor ne žeh prek vsake razumne meje poenostavljati ali izničevati krajevne pisanosti in posebnosti krasa. S pomočjo numeričnih matematičnih mode- lov želi le pojasniti nekatere procese, ki so zaradi svoje večplastnosti in zahtevnosti težko doumljivi. Takšni modeh omogočajo razmeroma hitro realizacijo številnih sce- narijev. V nadaljevanju podajamo nekaj izhodišč, ki omogočajo modeliranje. Poudarek je na nekaterih hidrogeoloških metodah, ki lahko vehko prispevajo k teoretičnim skle- pom o razvoju krasa. Konceptualni model krasa Naravni pojavi so zelo kompleksni in jih v celoti verjetno ne bomo nikoh razu- meli. Takšen, in morda še bolj, je tudi kras. Zaradi tega si moramo pri preučevanju naravnih pojavov pomagati z nekaterimi poenostavitvami. Tako ravnanje omogoča koncept sistema. Sistem je skupek bolj ah manj neodvisnih komponent, ki so povezane med seboj in delujejo kot celota. Komponente lahko združimo v podsisteme, ki jih preučujemo ločeno. Rezultate teh preučevanj izkoristimo za opazovanje interakcij med podsiste- mi. (Chow et al., 1988). Kras lahko obravnavamo kot specifični podsistem globalnega hidrološkega cikla, ki v večini svojih komponent sovpada s podsistemom podzemne vode. V naši razpra- vi bomo kras definirah kot hidrogeološki sistem, v katerem prihaja do interakcij med hidrološkima podsistemoma podzemne vode in površinskega toka v odvisnosti od kraške kamnine. Kras v nadaljevanju obravnavamo kot kamninski masiv, v katerem prihaja do pre- vajanja vode in ga zato pogosto obravnavamo kot kraški vodonosnik. Termin vodono- snik obravnavamo nekohko širše, kot je to običaj v hidrogeologiji. Po hidrogeološki definiciji je to enota kamninske mase, ki vsebuje predvsem gravitacijsko vodo in je dovolj prepustna, da lahko iz nje prek vrtin črpamo vodo (Domenico & Schwar- tz, 1990). Za našo rabo smo pojem vodonosnika razširih tudi na akvitard. Vodono- snik je v našem primeru tisti del kamninske mase, ki svebuje vodo in jo prevaja, pri tem pa ni pomembno, v kakšnih razmerah. Konceptualni model razvoja krasa 393 Hidrogeološki sistem je definiran kot izsek prostora, ki je obkrožen z mejami. Le- te sprejemajo vodo in druge vhodne komponente. Na mejah sistema nastopajo t. i. mejni pogoji, ki opisujejo vhodne in izhodne kohčine ter definirajo povezanost sistema z drugimi sistemi. Struktura sistema je skupek tokovnih poti, skozi katere prehaja voda od mesta vstopa v sistem do mesta izstopa iz sistema. Vzdolž teh poti prihaja do sprememb, ki vhodne kohčine transformiraj o v izhodne. Realno stanje sistema ponazorimo z modelom. Vhodne in izhodne vrednosti so spremenljivke, katere na mejah sistema merimo. Strukturo sistema predstavimo z nizi enačb, ki opisujejo transformacije vhodnih vrednosti v izhodne. Tako postavljen mo- del imenujemo matematični model. Rešujemo ga lahko analitično, najpogosteje pa numerično (Chow et al., 1988). Temelji lahko na determinističnem ah stohastičnem postopku ah na kombinaciji obeh. Pred postavitvijo matematičnega modela je potrebno zasnovati konceptualni model. Z njegovo pomočjo je matematično modeliranje preglednejše in lažje izvedljivo. S tem modelom določimo njegove komponente, smeri povezav in interakcije med njimi. Zbir teh lastnosti predstavlja strukturo sistema, ki jo poskusimo opisati matematično. Kras je sistem, ki se mu struktura neprestano spreminja (Krešič, 1993). Zato je števho njegovih komponent vehko in so povezave prepletene. To kompleksnost skuša konceptualni model krasa posplošiti do te mere, da lahko osnovne komponente sis- tema modeliramo ločeno (npr. difuzni tok, raztapljanje kamnine itd.) Osnovo modela, kije predstavljen (sl. 1), sestavljajo splošni koncepti hidrološkega sistema (Chow et al., 1988). Podrobnejša razdehtev tokov v kraški kamnini sloni na delni kompilaciji konceptualnih modelov po Smithu s sodelavci (1976) in Whi- te-u (1988). Kraški hidrogeološki sistem razdelimo na podsistema površinskega toka in pod- zemnega toka vode (sl. 1). Podsistem površinskega toka je v krasu zelo redko razvit v celoti, prisotne so le nekatere njegove komponente. Te so vezane predvsem na kontakt med krasom in nekraškimi sistemi, kjer razmere za nastanek čistega krasa niso izpolnjene. Med padavinami in po njih se obhkuje površinski tok, katerega delež je v kraškem hidrogeološkem sistemu majhen. Del teh voda odteče po površini v odprte vodoto- ke, del voda pa se infiltrira v tla. Infiltrirana voda prenika v notranjost tal, kjer lahko pride do začasnega uskladiščenja, ponovnega odtoka v površinske tokove, do toka proti gladini podzemne vode ah pa se prek evapotranspiracije povrne v atmosfero. Podsistem podzemne vode sestavljata neprežeta (vadozna) in prežeta (freatična) cona (Šušteršič, 1991). V prežeti coni loči Palmer (1984) alogeni in avtigeni tok. Padavine napajajo avtigeni tok. Infiltrirajo se v tla, od tam pa z difuznim (razpršenim) tokom v razpoke. Kjer tla na kraških kamninah niso razvita, se voda infiltrira v razpoke neposredno. Razpoke vodo prevajajo proti gladini podzemne vode. Vzdolž poti lahko voda preide iz počasnega difuznega v koncentrirani tok. Koncentrirani tokovi v ne- prežeti coni so lahko tudi posledice depresij na površju, ki zbirajo vode v tleh (Wil- liams, 1983). Do alogenega napajanja vodonosnika prihaja s koncentriranimi ponor- nimi tokovi. Takšno napajanje pride do izraza na kontaktnem krasu, kjer je cona napajanja pogosto že gladina podzemne vode. Ponornice lahko sestavljajo tudi viseče vodne kanale, ki vodo prevajajo do gladine podzemne vode. Neprežeta cona preko kapilarno podprte vode zvezno prehaja v prežeto cono. Mejo med njima predstavlja gladina podzemne vode, ki se neprestano spreminja. To je lahko prosta gladina v odprtih kanalih ah pa voda v med seboj povezanih razpokah. Statistično gledano je gladina podzemne vode v krasu zelo nepravilna, neprestano spreminjajoča se sklenjena površina. 394 Miha Brenčič SI. 1. Konceptualni model toka vode v kraškem hidrogeološkem sistemu. Modificirano po Chow in drugih (1988), White (1988), Smith in drugih (1976) Konceptualni model razvoja krasa 395 Fig. 1. Conceptual model of the water flow in the karst hydrogeological system. Modified after Chow et al. (1988), White (1988), Smith et al. (1976) 396 Miha Brenčič Če je v prežeti coni prisoten hidravlični gradient, pride do cirkulacije vode in njenega iztekanja na bazi površinskega iztekanja. V odvisnosti od vehkosti hidravhčnega gra- dienta in prepustnosti kamnine je cirkulacija v prežeti coni phtva ah globoka. V območju plitve cirkulacije so hitrosti vode relativno visoke, zadrževalni časi v vodonosniku pa kratki. V globljih predelih so hitrosti nižje in zadrževalni časi daljši. Za kraški vodo- nosnik je značilno, da so nihanja hidravhčnega gradienta vehka. Zaradi tega je cirku- lacija vode v prežeti coni sezonsko odvisna. Tako v nekaterih obdobjih hidrološkega leta pride do hidrodinamično mrtvih con, kjer je tok vode praktično zanemarljiv. Ob naraščanju hidrodinamičnega gradienta pride do izstiskanja te, globlje zastajajoče vode. Ta proces lahko posredno opazujemo z zasledovanjem kemičnega hidrograma, to je sezonskega spreminjanja kemizma voda izvirov. Ob naraščanju vodnega vala, do ka- terega pride zaradi deževja, sprva trdota vode naraste in šele nato pade, čeprav bi pričakovah, da večje kohčine padavinske vode povzročijo takojšnje razredčenje. Voda, ki se zadržuje v globljih predelih, ima na razpolago daljši kontaktni čas. Zato je kon- centracija v njej raztopljenih snovi višja. Ko vodni val s površja prodira v notranjost kraškega vodonosnika, povišani hidravhčni gradient iztisne globlje ležečo vodo proti erozijski bazi skozi izvire (Shuster & White, 1972; Smith et al., 1976). Voda, ki v prežeti coni miruje ah ne izteka na bazi površinskega iztekanja, predstavlja freatično uskladiščenje (sl. 2). Voda iz kraškega vodonosnika lahko izteka točkovno kot kraški (kanalski) izviri ah difuzno skozi razhčno odprte razpoke. Do pretakanja vode v krasu lahko pride le, če v kraški kamnini obstajajo poti, ki omogočajo dotekanje in iztekanje vode iz sistema. Pomembno vlogo pri nastanku teh poti ima tektonska zgodovina ozemlja, znotraj katerega je masiv kraške kamnine. Sl. 2. Hidrogram in kemogram iztoka iz kraškega hidrogeološkega sistema z dinamičnimi freatičnimi zalogami Fig. 2. Hydrogram and chemogram of outflow from the karst hydrogeological system with dynamic phreatic storage Konceptualni model razvoja krasa 397 Tektonski okvir cirkulacije vode v krasu Kras je hidrološki sistem, v katerem bolj kot v katerem koh drugem cirkulacijo vode pogojuje tektonska zgodovina ozemlja. Že starejši raziskovalci krasa so ugoto- vih, da je večina kraških pojavov vezana na tektonsko zgradbo (Cvijič, 1895). Štu- dije jam iz novejšega časa pa s podrobnim kartiranjem jamskih struktur to le potrjujejo (Šebela & Čar, 1991; Brenčič, 1992; Šebela, 1992). Na Dinarskem krasu je verjetno večina ploskev nezveznosti, ki prevajajo vodo tek- tonskega izvora. Od nezveznosti sedimentnega nastanka so pomembne predvsem le- zike in po nekaterih teorijah tudi stilolitski šivi. Poznavanje tektonske zgradbe je bistvenega pomena za tolmačenje regionalnega razvoja zakrasevanja in za tolmačenje podrobnosti v posameznih jamah. Pri modeh- ranju razvoja krasa je potrebno definirati sistem ah več sistemov razpok, ki jih opišemo statistično, z njihovimi osnovnimi lastnostmi. To so: vpad, širina, dolžina in odprtost. Da tak postopek ne bo samo gola abstrakcija, je potrebno poznati osnove deformacij kamnin pod vplivom razhčnih napetostnih stanj. Teoretične osnove teh procesov podaja mehanika kamnin. Pri preučevanju tektonske zgradbe so se geologi dokopah do osnovnih klasifikacijskih shem, ki opisujejo posledice teh deformacij v geološkem okolju. Ob narivih in prelomih se izoblikujejo razhčna področja pretrtosti kamnine, ki znatno vplivajo na njeno hidrološko vlogo. Glede na pretrtost kamnine ob prelomu ločimo zdrobljeno, porušeno in razpoklinsko cono (Čar, 1982). Celoten kompleks močno pretrtih kamnin imenujemo zdrobljena cona, ki jo označujejo tektonska ghna, milonitna moka, milonitni zdrob in breča. Nastopa lahko v notranji prelomni coni in ob mejnih prelomnih ploskvah v zunanji prelomni coni (Placer, 1982). Zdrobljena cona pogosto igra vlogo hidrogeološke bariere. Porušena cona predstavlja gost sistem kaotično razporejenih krajših ah daljših prelomnih ploskev. Razdeljen je v centimetrske do več 10 metrov velike bloke, ki so med seboj nesprijeti in delno kalcitizirani (Čar, 1982). Razpoklinska cona je bolj ah manj gost sistem pribhžno vzporednih razpok razhčnih širin. Premiki ob razpokah so neznatni, zaradi česar so vpadi in potek plasti enaki kot v širši okohci (Čar, 1982). Razpoklinska cona je zelo prepustna in praviloma prevaja večino vode skoz masiv. Podobne deformacije kot pri prelomnih strukturah lahko opazujemo tudi pri narivih. Deformacije, ki pri tem nastanejo, so drugače orientira- ne v prostoru. Poleg širšega prostorskega razporeda ploskev nezveznosti je za nastanek inicial- nih kraških kanalov pomemben odnos med posameznimi razpokami, njihova lega gle- de na plasti ter smeri premikov, ki so te razpoke povzročih. Razpoke so praviloma pravokotne na plastovitost. Razpoke, ki potekajo prek več plasti, imenujemo vodilne razpoke (Dreybrodt, 1988), ker igrajo pri zakrasevanju zelo pomembno vlogo. Deformacije kamnin so odvisne od njihovih mehanskih lastnosti, to je njihove odpornosti na razhčno usmerjene napetosti. Odprtost razpok je odvisna od smeri na- petosti. Na podlagi terenskih študij je bilo ugotovljeno, da sta gostota in odprtost razpok odvisni od debeline plasti. Tankoplastovite kamnine imajo pri istih napetostih gostejše sisteme razpok kot debeloplastovite (Dreybrodt, 1988). Razdalja med razpokami je odvisna od debeline plasti. Med debehno plasti in odprtostjo razpok velja nasle- dnja zveza: \og D = A + B log E kjer so 398 Miha Brenčič D - odprtost razpok, E - razdalja med razpokami, A, B - empirična koeficienta, ki sta odvisna od litologije (po Dreybrodt, 1988). Ploskve nezveznosti so glavni dejavniki, ki določajo razpored in nastanek inicial- nih kraških kanalov. Na podlagi terenskih študij je poznano, da pri prevajanju vode sodelujejo le nekatere razpoke in tudi njihova prepustnost je dokaj raznohka (Ka- sting, 1984). Kdaj in katere razpoke prevajajo vodo, je verjetno ena glavnih nalog teoretične in praktične speleologije v bodočnosti. Razvoj poroznosti v kraški kamnini Kamnina lahko prevaja vodo le takrat, kadar v njej obstajajo med seboj povezani prazni prostori. To lastnost kamnine in sedimenta imenujemo poroznost. Porozno telo je snov, ki vsebuje praznine. Te so lahko med seboj povezane ah ločene. Delež vseh praznin v njenemu celotnemu volumnu definiramo s poroznostjo: n^ — Vc n - poroznost, Vp -volumen por, Vc -celotni volumen kamnine. Delež med seboj povezarüh por, ki prevajajo gravitacijsko vodo, deñniramo z efektivno poroznostjo Пе - efektivna poroznost, Vpe - volumen med seboj povezanih por. Celotna poroznost in efektivna poroznost med seboj nista enoznačno povezani. Celotna poroznost je lahko zelo visoka (tabela 1), efektivna poroznost pa zelo nizka (npr. jezerska kreda in nekateri dolomiti). Glede na obhko por ločimo tri tipe poroznosti: 1. Medzrnska poroznost nastane s stikom zrn sedimenta (npr. v prodnih zasipih rek) ah zrn v litificirani kamnini. Obhka por je posredno odvisna od obhke zrn. To so bolj ali manj sferične odprtine, vehke do nekaj mhimetrov. 2. Razpoklinska poroznost se sestoji iz razpok. To so odprtine, pri katerih je ena di- menzija izrazito poudarjena. Glede na dimenzije razpok ločimo mikro in makro razpoke. 3. Kanalska poroznost se sestoji iz kanalov. Kanah so praznine v kamninah, ki imajo eno dimenzijo (pravimo ji dolžina kanala) izrazito poudarjeno. Pojem kanalov je pri preučevanju praznm v kamnhiah omejen le na makro kanale, katerhi prečni presek znaša od nekaj mm^ do več lOm^. Glede na nastanek ločimo primarno in sekundarno poroznost. Primarna poroznost nastane med odlaganjem zrn sedimenta in med diagenezo. Ko je kamnina že litifici- rana, se zaradi razhčnih vzrokov (delovanja notranjih in zunanjih sh) lahko pojavi sekundarna poroznost. Primarna poroznost je pravhoma medzrnska, sekundarna pa predvsem razpoklinska, včasih tudi medzrnska ali pa kar kombinacija obeh. Poroz- Konceptualni model razvoja krasa 399 nost, kjer nastopajo različni tipi poroznosti, imenujemo mešana poroznost (Krešič, 1993). Poroznost kraškega vodonosnika se neprestano spreminja. Iz razpok (iz por zelo redko) se razvijejo kanali, ki se prav tako neprestano spreminjajo. Pred začetkom razvoja krasa ima kamnina neko začetno, predkraško poroznost, ki je praviloma le razpoklinska. Ta je poslediea tektonske predzgodovine kamnine in sedimentacijskih razmer, v katerih se je odlagal sediment. Ta poroznost omogoča prenikanje vode v notranjost kamninske mase. Z razvojem krasa preide del razpok v kanale. Poleg razpoklinske predkraške poroznosti pride do nastanka kanalske poroznosti ter del- nih sprememb razpoklinske poroznosti. Razmerje med razpokhnsko poroznostjo in kanalsko poroznostjo je odvisno od stopnje razvoja krasa. Tako lahko v kraškem sistemu uveljavimo koncept razvijajoče se poroznosti (Braba- na et al., 1988). Stopnja poroznosti in razmerja med njenimi tipi so odvisna od tre- nutne razvojne stopnje krasa. Zaradi pretežno razpokhnske narave predkraške poroznosti in kontinuiranega razvoja poroznosti je njena porazdehtev po prostoru izrazito neho- mogena in anizotropna. Nekatera območja so bolj prepustna kot druga. Zaradi tega nastajajo lokalne erozijske baze, ki kanahzirajo večino vode v masivu. Hidrodinamično obravnavanje vode v krasu je zapleteno, predvsem zaradi njego- ve mešane poroznosti. Vsi trije tipi poroznosti imajo svojske zakone pretakanja vode. Tak sistem obravnavamo s konceptom dvojne ah celo trojne poroznosti. Cirkulacijo vode obravnavamo za vsak tip poroznosti posebej. Rezultate ločenega obravnavanja nato sestavimo. V tabeli 1 so podani literaturni podatki za razhčne tipe karbonatnih kamnin in sedimentov. Podatki so navedeni tako, kot jih navaja hteratura. Tako podana tabela nekohko zavaja, saj ne navaja razmer, v katerih so bih ti podatki pridobljeni. Vendar tudi v hteraturi te informacije pogosto niso navedene. Prvi vzrok je prav gotovo metodološke narave. V izrazito nehomogenem in ani- zotropnem poroznem okolju je poroznost odvisna od volumna preiskovane kamnine in nastopi t. i. efekt merila. Oglejmo si primer. Na nekem širšem območju kamninskega masiva je prisoten kraški sistem. V njem predstavlja glavno drenažno cono velik kraški kanal, od katerega se cepi več manjših, ti pa prehajajo v sistem bolj ah manj odprtih razpok. Če izberemo takšen merski volumen, ki bo prekrival samo glavni kraški ka- nal in njegovo neposredno okoheo, bo izmerjena poroznost relativno visoka; če ta merski volumen postavimo na območje, kjer prevladujejo razpoke, bo poroznost relativno nizka. Temu ustrezno se bo poroznost spreminjala s premikanjem merskega volumna po drugih delih vodonosnika. Če bomo spremenih vehkost merskega volumna, se bo poroznost zopet spremenila. Problem spreminjajoče poroznosti so v modeliranju hidrogeoloških procesov skušah rešiti z vpeljavo reprezentativnega elementarnega volumna - REV (Bear & Verruijt, 1987). To je takšen merski volumen, pri katerem se z njegovim premikanjem po prostoru poroznost merjenega medija ne spreminja. Z REV-om lahko opisujemo tudi druge lastnosti vodonosnika. V kraških vodonosnikih je REV relativno težko zagotoviti. Tako izbrani volumen ima pogosto zelo vehke dimenzije, ki lahko podajo le splošne odnose. Poleg razhčno izbranega REV-a so vzrok za njegovo raznohkost tudi razhčne metode določanja. Določamo jo lahko s črpalnimi poskusi, nalivalnimi poskusi, vtiskovalnimi testi (Vdp), kartiranjem, anahzo hidrogramov, preiskavo vzorcev ah teoretičnimi izračuni. Vsaka od teh metod ima svoje slabe in dobre lastnosti, iz česar sledi, da so tako pri- dobljene vrednosti raznolike. Dodatni vzrok za tako raznolike podatke predstavlja tudi izbor literature. Vred- 400 Miha Brenčič Tabela 1. Pregled literaturnih podatkov za poroznost v kraških kamninah in karbonatnih sedimentih Table 1. Review of literature values concerning porosity in carbonate karst rocks and carbonate sediments Konceptualni model razvoja krasa 401 Povzeto po Mijatović, 1990 After Mijatović, 1990 Povzeto po Milanović, 1979 After Milanović, 1979 402 Miha Brenčič nosti poroznosti v delih avtorjev, ki se ukvarjajo z raziskavami na nafto, bodo višje kot drugod. Vzrok je v tem, da te raziskave posegajo le v tiste kamnine in formacije, za katere že naprej pričakujejo visoke vrednosti. Razvoj kraške poroznosti je odvisen od predkraške poroznosti, ta pa od razno- likih geoloških razmer, kot so sedimentacijske danosti, htologija in tektonika. V na- daljevanju si bomo ogledah vrednosti poroznosti v odvisnosti od razhčnih geoloških razmer. Splošno podane vrednosti poroznosti imajo zelo široke razpone glede na posamezno kamnino (tabela 1). Nezakraseh apnenci in dolomiti imajo podoben razpon vredno- sti, med 0-20%. Za zakrasele apnence podajajo avtorji zelo širok razpon vrednosti, med 5 in 50%. Tako visoke vrednosti so prav gotovo posledica efekta merila. Sediment ima pravhoma višje vrednosti poroznosti kot sedimentna kamnina, ki nastane iz njega. Nelitificirano karbonatno blato ima poroznost med 40-70%. Mikrit- ni in sparitni apnenci imajo pravhoma nižjo poroznost kot kalkarenit. Siga in lehnjak imata poroznost podobno kot sediment. Poroznost marmorja je zelo nizka. Iz tega sledi, da je poroznost v vehki meri odvisna od diagenetskih procesov. Z izrazitejšo kompakcijo se zmanjšuje tudi poroznost. Tudi glede na starost sedimentrüh kamnin se poroznosti med seboj močno razlikujejo. Starejše kamnine imajo praviloma nižjo poroznost kot mlajše. Po literaturnih poda- tkih imajo holocenski apnenci poroznost med 30 do 50%, terciarni med 20 in 35%, mezozojski do 20% in paleozojski do 10%. Poudariti je potrebno, da odnos med sta- rostjo in poroznostjo ni enoznačen, saj so lahko tudi stari apnenci zelo visoko poroz- ni. V krasu efektivna poroznost z globino upada. V vrhnjih delih Dinarskega krasa znaša poroznost do 10%, v globljih do 3%. Povprečne vrednosti na Dinarskem krasu znašajo do 5%. Tudi efektivna poroznost je zelo spremenljiva, vendar v splošnem lahko sklepamo, da ne presega 10%, njene srednje vrednosti pa ne 5%. Razvoj kraške po- roznosti je odvisen od prevodnosti razpok v predkraški poroznosti. Slednja je pove- zana z njeno odprtostjo, hrapavostjo, zapohijenostjo (tektonske ghne, siga) in hidravUčnim gradientom, ki vtiska vodo vanjo. Razpoke, ki prevajajo vodo v začetku zakrasevanja, imenujemo inicialne razpoke, odprtost, pri kateri prevajajo vodo, pa prevodna odpr- tost (Haw Lee & Farmer, 1993). Literaturni podatki za prevodno odprtost kraških kamnin so zelo skopi, vendar kljub temu zelo raznoliki. Večinoma so pridobljeni na podlagi teoretskih predvidevanj. Vrednost, ki jo zastopa večina, se giblje nad 10цт. Terenske študije nakazujejo, daje ta odprtost nekoliko višja, 0,2mm (Motyka & Wilk, 1984). Pogoji vodnega toka v kraškem vodonosniku Glede na raznolikost poroznosti v krasu, lahko pričakujemo dokaj razhčne pogoje kroženja vode. Vsaka od treh poroznosti ima svojske zakone pretakanja, ki so odvi- sni od njene geometrije. Pretok v kamnini je v splošnem definiran kot: Q = KAi Q - volumenski pretok, i - hidravhčni gradient, K - koeficient vodoprepustnosti, A - presek vodnega toka. Konceptualni model razvoja krasa 403 V nadaljevanju si oglejmo zapis tega zakona za posamezne poroznosti. Podane so le formule, izpeljave lahko bralee najde v ustrezni hteraturi (Steinman, 1992; Bear & Verruijt, 1987). Tok v medzrnski poroznosti opisuje Dareyjev zakon: Q = vA v = Ki ce je v - povprečna hitrost toka. Zakon velja le za laminami tok. Pri opisu hidrogeoloških razmer v krasu ga zelo redko uporabljamo. Njegova uporaba v krasu je smiselna le z uporabo reprezentativ- nega elementarnega volumna. Tok v razpoklinskih sistemih nekohko odstopa od Darcyjevega zakona. Enačbe toka za laminarne področje se izvajajo na podlagi podmene o geometriji razpok. Te lahko obravnavamo kot kapilare ah pa kot razpoke v obhki med seboj vzporednih ploskev. Tok v kapilarah: R - polmer kapilare. Ti - dinamična viskoznost. Tok med vzporednima ploskvama: d - odprtost razpoke W - širina razpoke, g - gravitacijski pospešek, p - gostota vode. Ob prehodu iz laminarnega v turbulentni tok se odnosi spremenijo. Uporabiti moramo enačbe, ki opisujejo turbulentni tok. V hidravliki so razvite številne teoretične in empirične enačbe, ki obravnavajo tok skozi cevi pod pritiskom (npr. Darcy Weisba- chova enačba). Podobno so razvite tudi enačbe za tok med dvema vzporednima plo- skvama. V kraškem vodonosniku imamo pogosto opraviti tudi s tokom v kanalih s prosto gladmo. Tudi tukaj se za opis toka poslužimo ustreznih teoretičnih ah empiričnih odnosov (npr. Manningove enačbe). Na podlagi sledilnih poskusov so bile v krasu ugotovljene zelo razhčne hitrosti pretakanja (si. 3) (M il an o vi č, 1979). Táko pestro porazdehtev hitrosti lahko razložimo le z obstojem razhčnih pretočnih režimov - od toka v kapilarah do toka v odprtih kanalih. Pri obravnavi teh možnosti se poslužimo zgoraj nakazanih enačb in zakonitosti. Pri praktičnih študijah določamo z najrazhčnejšimi postopki, podobno kot pri poroznosti, koeficient prepustnosti K. Koeficient prepustnosti je odvisen od efektiv- ne poroznosti in stopnje razvoja krasa. Kamnine z nizko efektivno poroznostjo imajo praviloma nizek koeficient prepustnosti in obratno. Neenakomerno porazdehtev koe- ficienta prepustnosti v kraški kamnini so dokazah tudi s črpalnimi poskusi. Za področje Brestovice na Krasu navaja Krivic (1983) tri razrede koeficienta prepustnosti, do 404 Miha Brenčič SI. 3. Razpored hitrosti toka vode v Dinarskem krasu (po Milanovič, 1979) Fig. 3. Distribution of flow velocities in Dinaric karst (after Milanovič, 1979) lO'^m/s, med 10"^ in 10"®m/s in pod 10"®m/s. To nakazuje neenakomerno porazdelitev prepustnosti v masivu in na območja, ki so bolj prepustna od drugih. Na podlagi vtiskovalnih testov (Vdp), kjer so testirah prepustnosti na razhčnih odsekih vrtin, je bilo ugotovljeno, da prepustnost upada z globino. Milanovič (1979) je na podlagi 146 globokih vrtin za področje Dinarskega krasa ugotovil, da zakrase- vanje (za kriterij zakrasevanja je štel prepustnost), upada z globino eksponentno. Podoben odnos so ugotovih tudi francoski avtorji (Burger & Pasquier, 1984): C - empirična konstanta, Z - globina, Zk - poprečna globina zakrasevanja. Tako porazdeljena prepustnost definira specifično obhke gladine kraške podzemne vode. Kljub intenzivnemu razvoju krasoslovne mish v tem stoletju se zdi, da dilema o obstoju gladine podzemne vode v krasu še ni rešena. Že od samih začetkov razvoja krasoslovja potekajo intenzivne razprave in celo prepiri o gladini podzemne vode na krasu. V začetku tega stoletja sta se izoblikovali dve glavni teoriji. Konceptualni model razvoja krasa 405 Prva, Grundova (1903) teorija zagovarja enotno telo kraške vode brez integri- rane drenažne mreže. Druga, Katzerjeva (1909) trdi, da se voda v krasu pretaka le po izoblikovanih kanalih, ki med seboj niso nujno povezani. Ta teorija zanika ob- stoj enotne gladine podzemne vode. Prisotnost obeh gledišč v krasoslovju zasledimo še danes, čeprav mnogi dokazi govore o obstoju gladine podzemne vode, ki pa je si- eer ne moremo interpretirati tako premočrtno, kot lahko to storimo v medzrnskih vodonosnikih. Glavna napaka obeh teorij je, da upoštevata predvsem alohtone vode ne pa tudi avtohtonih. Po White-u (1988) je zmešnjava okoli obstoja ah neobstoja gladine podzemne vode posledica nerazumevanja samega koncepta podzemne vode. Od starejših raziskovalcev je bh današnjemu razumevanju hidrogeoloških razmer na krasu še najbližje Cvijic (Šušteršič, 1991), kije poleg alohtonih voda upošteval tudi avtohtone. Gladina kraške podzemne vode je zelo nepravilna in se hitro spreminja, »živah- na« je (Milanović, 1979). Odvisna je od prepustnosti kamninskega bloka in od hidravhčnega gradienta. Kjer je kamninski blok slabo prepusten, je zaradi velikega upora gladina vode v njem relativno visoka, kjer je kamnina zelo prepustna, pa rela- tivno nizka in odpornost majhna. Zaradi tega so v kanalih pretoki hitri, v razpokah okoh kanalov pa je prisoten počasen difuzni tok. Hidravhčni gradient je v krasu zelo spremenljiv in odvisen od sezonskih padavin. Zaradi predelov, ki so prepustnejši kot drugi, hitro naraste in prav tako tudi hitro pade. Modeliranje zakrasevanja Razvoj laboratorijskih tehnik je podal možnosti eksperimentalnega opazovanja kinetike raztapljanja mineralov. Kinetiko raztapljanja kalcita so študirah številni avtorji (Plumer et al., 1978, 1979) inje tako njegovo raztapljanje v razhčnih razmerah dokaj dobro poznano. Žal temu ni tako pri drugih mineralih. Sklepe o teh opazovanjih so pričeh v krasoslovju uporabljati v prvi polovici osemdesetih let (Palmer, 1984; White, 1984) in jih razvih v modele, ki skušajo kombinirati kinetiko raztapljanja kalcita s hi- drodinamičnimi pogoji. Ti modeh so bih razviti predvsem z namenom, da bi simuh- rali časovni razvoj krasa. Izvajanja modelov slone na termodinamskem opisu sistema СаСОз-СОг-НзО. Oglejmo si le nekaj specifičnih postopkov modeliranja. Voda, ki vstopi v razpo- ko, lahko zadrži agresivnost le do neke razdalje, ko njena moč upade. Razdaljo, na kateri moč raztapljanja upade na 10% začetne vrednosti, imenujemo penetracijska razdalja. Če je ta razdalja enaka ah daljša, kakor je razdalja med ponorom in izvirom, pride do nastanka rova, v nasprotnem le do krajšhi slepih kanalov. V literaturi je podanih več enačb, ki definirajo penetracijsko razdaljo. Njen izračun je odvisen od procesa, ki kontrolira raztapljanje, in od nasičenosti raztopine. Izračun je odvisen tudi od ge- ometrije prevodnika. Raztopina, ki raztaplja kamnino, se vzdolž poti približuje ravnotežju, vendar je to približevanje vedno počasnejše. Zaradi tega se penetracijska dolžina z bližanjem rav- notežju povečuje. Penetracijska dolžina je linearno povezana s hitrostjo toka. Če je hitrost toka večja, voda penetrira globlje v razpoko. Iz tega sledi, da do razvoja jam pride tam, kjer je hidravhčni gradient večji. Kritični radij kanala je definiran kot radij kaphare ali razpoke, pri katerem pride do prehoda iz laminarnega toka v turbolentni tok. Ob pojavu slednjega se spremeni hitrost raztapljanja in poveča penetracijska dolžina. 406 Miha Brenčič Če se ozrenno na nekoliko večje merilo, kakor je sistem večjih razpok, je nasta- nek kanalov odvisen od gostote razpok. Kjer je prisotna večja gostota razpok, je tok v posamezni razpoki manj koncentriran, kjer pa je gostota manjša, je koncentriranost toka večja. Če ta podmena drži, lahko sklepamo, da do razvoja rovov pride mnogo težje tam, kjer so prisotni sistemi razpok z večjo gostoto. Model čistega krasa Model čistega krasa je postavil Šušteršič (1986) z namenom, da bi pojasnil obli- kovanost kraškega površja. Postavil je osem hierarhično si sledečih pogojev, ki mo- rajo biti izpolnjeni, da lahko pride do nastanka pravega kraškega površja. V nadaljevanju izvajanj se bomo naslonih le na idejo, ki je v članku bistvena in predstavlja velik korak naprej v razmišljanjih o razvoju krasa. To je ideja o čistem krasu, o krasu, v katerem nastopajo samo kraški pojavi in procesi. Takšen način omogoča, da pri preučevanju krasa zanemarimo kakršen koh regionalni vpliv. Čisti kras v naravi verjetno ne ob- staja. To je predvsem idealizacija, abstrakcija, s katero skušamo opredeliti tipično kraške procese. S tako zastavljenim modelom lahko opazujemo številne procese in njihove kombinacije. Na podlagi teh, simuhranih opazovanj lahko dokazujemo njihovo kraškost ah pa jo zavržemo. Model čistega krasa razumemo kot model z jasno definirano strukturo in kontrolnim volumnom v snhslu teorije sistemov. Tako s spreminjanjem vhodnih vrednosti in njihovih pogojev opazujemo spreminjanje strukture sistema in spremembe izhodnih vredno- sti. Táko ravnanje omogoča, da postavimo razhčne scenarije, za katere predvideva- mo, da bodo privedh do nastanka čistega krasa. Povedano nekohko drugače: iščemo procese in pogoje ter njihove kombinacije, ki privedejo do nastanka čistega krasa. Opazovani sistem ni več definiran s kavzalnim zaporedjem procesov, marveč z razhčnimi odnosi in kombinacijo le-teh. Tako zastavljeno opazovanje, modeliranje omogoča, da kot kraške razpoznamo tiste procese in danosti, ki privedejo do nastanka čistega krasa. Pri tako podrobnem razglabljanju o razvoju čistega krasa bi pričakovah, da bo pojem čisti kras definiran jasno in enoznačno. Žal temu ni tako. Jasni ekspheitni definiciji se skušamo izogniti namenoma. Vzrok za to je prav gotovo ta, da je sam pojem čistega krasa nejasen, zato ker je tudi sam predmet raziskovanja. Zanima nas, kdaj in kje se razvije. Tako mora biti začetna definicija dovolj široka, da omogoča sklepanje v smi- slu povratne zanke, ki dognanja modela ponovno vključi v raziskovanje. Nekohko natančnejši razmislek pokaže, da skušajo teorije o razvoju krasa razložiti predvsem njegovo morfologijo. Tako si tudi čisti kras predstavljamo kot morfološko kategorijo. Površje grade centrične globeh in vzpetine (Šušteršič, 1986), podzem- lje pa je prevotljeno s kanah. Iz tega sledi, da so vsi kriteriji, ki opredeljujejo, kdaj se je čisti kras razvil, predvsem morfološki in hkrati nenatančni, saj je obliko mnogo težje definirati kvantitativno, kot lahko to storimo na primer s fizikalnimi spremenljivkami. Čisti kras se razvije predvsem tam in vsaj takrat, kjer masni transport v sistem in iz sistema poteka le v raztopini, pri tem pa zaradi raztapljanja pride do prehoda iz razpoklinskega v kraški vodonosnik. Masni transport v kateri koh drugi obhki (npr. koloidi) nam v tako zastavljenem modelu predstavljajo nekraški element. Poroznost preide iz razpokhnske v mešano, ki jo sestavljata razpoklinska in kanalska poroznost. Čisti kras je razvit tedaj, ko penetracijska razdalja preseže razdaljo med ponorom sistema in izvirom sistema in ko prvi od tako nastalih kanalov preseže kritični polmer. Tako so podane razmere, da lahko znotraj kontrolnega volumna govorimo o statistični pri- Konceptualni model razvoja krasa 407 sotnosti turbolentnega režima pretakanja in je ta odvisen od porazdelitve hidravličnega gradienta. Od tod dalje prihaja le do razhčnih reahzacij čistega krasa. Oglejmo si sedaj model, ki bo opisal prehod iz razpoklinskega v kraški vodono- snik in ga definiramo kot čisti kras. Tako postavljen model je še vedno do neke mere konceptualen, saj njegove strukture in komponent ne bomo definirah matematično. Menimo pa, da je tako postavljen model možno opisati matematično in ga modelirati numerično. Model 1. Kontrolni volumen: blok kraške kamnine z definiranimi dimenzijami. 2. Začetna struktura sistema: 2.1. Kamnina: definiramo jo z enim mineralom ah sistemom mineralov s kongruentnim raztapljanjem, za katere poznamo vse potrebne termodinamične vrednosti, rav- notežne konstante in njihovo kinetiko raztapljanja. 2.2. Poroznost: razpokhnska poroznost s statistično definiranimi parametri: dolžina, širina, vpad in odprtost razpok. 3. Mejni pogoji: točke na robovih sistema, kjer je sistem odprt ali zaprt. 4. Vhodne vrednosti: 4.1. Kemične lastnosti vode: stanje njihove podnasičenosti ali prenasičenosti, glede na minerale, ki sestavljajo kamnino. 4.2. Hidrodinamični pogoji: začetni hidravhčni gradient - ob podmeni, da je po povezavi ponora in izvira konstanten, akumulacija v sistemu pa nična. Iz opisne definicije krasa sledi, da je prehod iz razpoklinskega v kraški vodono- snik odvisen od vehkosti kamninskega bloka, v katerem kras nastaja. Zaradi tega moramo pri modeliranju razvoja definirati vehkost kamninskega bloka. Pri istih pogojih, enaki penetracijski dolžini in hidravličnem potencialu bo do nastanka kraškega kanala prišlo prej na krajši kot na daljši razdalji med ponorom in izvirom v sistem. To je neodvi- sno od geometrije sistema in je izključno posledica kinetike raztapljanja mineralov. Pri dosedanjih simulacijah razvoja krasa je kamninsko maso predstavljal mineral kalcit (Dreybrodt, 1988, 1990, 1992), za katerega so zelo dobro poznani vsi ter- modinamični podatki, ravnotežne konstante in kinetika raztapljanja. Kalcit praviloma gradi večino kraških kamnin, vendar ni edini mineral v njih. Tudi stuktura teh kam- nin je dokaj raznohka. Zaradi tega je to le grob približek kraške kamnine. Vedenje drugih mineralov, njihova termodinamika, ko nastopajo v kraški kamnini (npr. dolo- mita), je tudi pod laboratorijskimi razmerami dokaj slabo poznana. Prav tako je sla- bo poznan tudi vpliv primesi v kamnini in njene stukture na raztapljanje. Tako mo- ramo vsaj v začetnih fazah modeliranja razvoja krasa kamninsko maso predstaviti s kalcitom. Domnevamo homogeno, izotropno in kongruentno topno kamnino, kjer procesi raztapljanja potekajo enako v vseh točkah kamninskega bloka. Poleg topnosti moramo v strukturi modela definirati tudi predkraško poroznost in njen razpored znotraj kontrolnega volumna. Predkraško poroznost definiramo z razpoklinsko poroznostjo. Pri terenskih študijah lastnosti razpok običajno opišemo statistično, na podlagi podmene, da se njihova distribucija ujema z eno od teoretičnih distribucij. Tega načina se poslužimo tudi pri modeliranju. Vsaka od teh distribucij je enoznačno definirana s statističnimi parametri. Pri modeliranju s temi vrednostmi definiramo sistem razpok v modelu. Razpored razpok v bloku simuliramo s pomočjo Monte Carlo tehnik. Verjetnostno simulacijo izvedemo za vsako od lastnosti razpok. Te simulirane vrednosti kombiniramo v sintetično porazdehtev, ki definira prostorski 408__Miha Brenčič razpored simulirane razpoklinske poroznosti znotraj kontrolnega volumna. Z mejni- mi pogoji definiramo prevsem odprtost in zaprtost sistema. Na ta način lahko posre- dno določamo razdaljo med vhodom in izhodom. Od vhodnih vrednosti je potrebno poznati kemične karakteristike v sistemu dotekajoče vode, to je stanje njene nasičenosti glede na minerale, ki nastopajo v kamnini. Od stopnje nasičenja vode je odvisna kinetika raztapljanja mineralov. Če je raztopina zelo podnasičena, je hitrost raztapljanja mineralov večja, kot če je raztopina bhzu ravnotežja. Hidrodinamične pogoje v sistemu definiramo s hidravličnim potencialom na mejah. Običajno ga predstavimo s tenzorjem kot lastnostjo prostora. Glede na njegovo smer in vehkost bodo prevajale le razpoke, ki bodo nudile manjši odpor. Kot dodatno zahtevo pri modehranju čistega krasa bi lahko upoštevali tudi mehanske lastnosti kamninskega bloka. Od teh je v začetni fazi odvisna odprtost razpok, kasneje pa stabilnost kanalov. Kot rezultat tako postavljenega modela pričakujemo morfološko preoblikovan kamninski blok in sestavo vode, ki bo na izviru drugačna kot na ponoru. Poleg tega bo tako postavljeni model podal delež difuznega toka nasproti koncentriranemu toku. S tako postavljenim modelom bi lahko opazovali predvsem razvoj globalne drenažne mreže, ne pa tudi posameznih morfoloških podrobnosti, kot npr. razvoj prečnega profila rova. Sklep V prispevku so nakazani nekateri problemi, povezani s teorijo krasa s poudarkom na prehodu iz razpokhnske poroznosti v mešano poroznost. Ker številna osnovna vprašanja konceptualne narave, ki bi dovolj enoznačno omogočila takšno obravnavo, niso rešena, je prikazana širša, splošnejša zasnova, na podlagi katere bi bilo, pred- vsem skozi hidrogeološka očala, mogoče postaviti model razvoja krasa. Kras je zelo zapleten hidrogeološki sistem, ki terja vehko natančnega in pogosto zelo zamudnega dela tako na praktičnih primerih kot na povsem teoretičnem področju. Zato se je reševanja problemov potrebno lotiti postopoma in v osnovi zelo podrobno. Šele ko bodo nekatere podrobnosti rešene (raztapljanje kamnine, pokanje kamnine itd.), se bomo lahko lotih postavljanja modela razvoja celotnega krasa. V prispevku je združen hidrogeološki pogled na kras, ki sloni predvsem na praktičnih študijah, in teoretski speleološko geomorfološki postopek z namenom krasoslovju približati nekatere metode, ki so mu dokaj tuje (npr. koncept razhčnih poroznosti in reprezen- tativnega volumna - REV). Večina teorij, ki se ukvarja z razvojem krasa, v svoji osnovi tolmači predvsem njegovo obhkovanost. Tako pogosto prezre povsem specifične fi- zikalne pogoje in procese, ki vladajo v krasu. Smiselna uporaba hidrogeoloških po- stopkov bi v znatni meri pripomogla k drugačnemu razumevanju nastanka krasa. Zahvala Za spodbudo pri pisanju članka in nekatere sugestije se zahvaljujem prof. dr. Francetu Šušteršiču in prof. dr. Miranu Vesehču. Conceptual approach to modeling karst development 409 Conceptual approach to modeling karst development Summary In spite of very intensive development of the karst theory in the last eentury many open problems are left, espeeiahy in the interpretation of karst development. Not mueh is known about transition from prekärst to karst features. Modern seienee has developed many methods and approaches which can be used in karst studies. The most important among them is numerical modehing. From the apphcation of this method substantial progress in the understanding of karst devel- opment can be expected. Some fundamentals that could help constructing models of karst development from prekärst to karst stage are discussed in this paper. In it the knowledge of karst hydrogeology, speleology and geomorphology is combined. The approach is mainly conceptual and is based on the data from the Dinaric carbonate rock karst. This is the reason why the intergranular porosity is not treat- ed as prekärst porosity. Natural phenomenon are extremely complex and may never be fully understood. This is true also and maybe even more for the karst. However, in studying the nat- ural processes they may be represented in a simplified way. This is enabled by the idea of the system. A system is a set of connected parts that form a whole. The components can be grouped into subsystems that can be treated separately. The results are combined according to the interactions between subsystems (Chow et al., 1988). In the article karst is described as a specific subsystem of global hydrological cycle that in majority of its components interacts with the subsystem of underground water. For our purpose we define karst as hydrogeological system where interact the sub- systems of underground water and surface water depended upon the karst rock. We consider the karst as the rock mass in which water is transferred. Owing to that we use equivalently the term karst aquifer. The term aquifer is discussed more thoroughly than it is usual in hydrogeology. Our definition includes also aquitard. For the needs of our conceptual model we take the aquifer as a part of the rock massive which contains and transmits water. Karst is a system in which structure changes with time. Its components are nu- merous and interactions between them are complex. This complexity is simplified in the proportion that we can model its components separately (e.g. diffuse flow, dis- solution of rock). The basis of the conceptual model depicted in Fig. 1 are the general ideas of the global hydrological system (Chow et al., 1988). Detailed classification of the flow in karst rock is based on partial compilation from conceptual models of Smith et al. (1976) and White (1988). In general the karst hydrogeological system can be divided into subsystems of surface and underground water. In the karst the subsystem of surface water is rare- ly reahzed, only some components of them are present. These components are mainly connected at the contact between karst and nonkarst systems. The subsystem of underground water consists of the vadose and phreatic zones. In the vadose zone Palmer (1984) distinguished between the allogenic and authi- genic waters. Precipitations recharge authigenic flow. They infiltrate into sohs and there they percolate in the form of diffuse flow into discontinuities which transfer water towards the ground water surface. Where sohs are not developed infiltration occours directly into discontinuities. Along the course the diffuse flow can be trans- 410 Miha Brenčič ferred from slow diffuse flow to eoncentrated flow, and ean be a consequence of closed depressions at the surface. The ahogenic recharge is a consequence of swahowed streams. This recharge is very often in the contact area between karst and nonkarst systems. Usually the zone of sinking is also the beginning of the groundwater surface. The vadose zone continuously passes across the capillary zone to the groundwa- ter surface. The latter continually changes with time. It can be a free surface water in the open channels or water in interconnected discontinuities. Statistically speak- ing, the ground water surface in karst is a very irregular, continually changing and connected surface. If in the phreatic zone hydrauhc gradient exists, circulation of water is estabhshed. Circulation can be deep or shahow. This depends on the value of the hydrauhc gradient. In karst, the flow of water mainly depends on the tectonic setting of the rock which controls the arrangement of porosity inside the rock block. Discontinuous porosity and channel porosity are prevailing in the karst system. Their ratio depends on the degree of development of karst. The effect of mixed porosity and different propor- tion between discontinuous and channel porosity is clearly seen from Tab. 1 where data from various sources are presented. The reason for high variability of values is not only the nature of karst but also differing methodology for determination of po- rosity (e.g. pumping test, mapping, different representative elementary volume, etc.). Porosity has an influence on the hydrauhc regime in rocks. The flow can be uncon- fined or confined. We could speak of laminar flow in joints and fissures. The flow could be described as flow between parahel plates. Sometimes we can approximate it with the Darcy flow. In the case of turbulent regime which usually appears in channels we can talk about open channel flow or about channel flow under pressure.The model of the karst development must strictly predict the flow conditions because water is the only transport medium in the proposed model. Model of the pure karst was developed by Šušter šič (1986) with the aim to explain the morphology of the karst surface. He proposed eight hierarchical condi- tions that must be satisfied for the karst surface to develop. When ah eight condi- tions are satisfied, the pure karst is developed. In the pure karst only karst phenomena and processes occur. With this approach all regional influences are neglected. Pure karst never exists in the nature. This is only an ideahzation that helps in determina- tion of the typical karst processes and in understanding of their numerous combina- tions. The model of pure karst described in the article should be tmderstood in the context of the systems theory with clearly defined structure and control volume. With alter- ation of the input values and conditions we can observe the modification of the structure and variation of output values. This approach could help us in the reahzation of var- ious scenarios that led to development of the pure karst. We are looking at the processes, conditions and their combinations under which pure karst can develop. Many theories of the karst evolution primarily tend to explain the karst morphology. Alike we could realize the pure karst as a morphological category where the surface consists of centric depressions and hihs (Šušteršič, 1986), and the underground is perforated by channels. From this it follows that aU criteria that define when pure karst has begun to develop are mainly morphological, and for that very reason not exact. The pure karst can develop where the mass transport through the system is in the solution and where aquifer with discontinuous porosity is transformed into the Conceptual approach to modehng karst development 411 karst aquifer with mixed porosity. Mass transport in any other form (e.g. eohoids) in our model approach represents a non-karst element. The discontinuous porosity is changed into the mixed porosity represented by the channel and discontinuous porosities. The pure karst is fully developed when the penetration length (Dreybrodt, 1988) exceeds the distance between the sink into the system and the outflow from the system, and when the first of the channels exceeds the critical distance. When this conditions inside the control volume are satisfied we could talk about the statistical presence of the turbulence regime which depends on the hydrauhc gradient. From that point onwards only different realizations of pure karst are pos- sible. Further the model with the apphcation of the system theory approach is described. This model is stih conceptual but more rigorous than the model in Fig.l. The model consists of: 1. Control volume: the block of karst rock defined by its dimensions. 2. Initial structure of the system: 2.1. Rock is defined by one mineral or as a system of minerals v^dth congruent dis- solution. For these minerals ah necessary thermodynamic values, equilibrium constants and chemical kinetics are known. 2.2. Porosity: discontinuous porosity with defined statistical parameters: length, width, dip and aperture. 3. Boundary conditions: sites at the system edges at which the system is opened or closed. 4. Input values: 4.1. Chemical properties of water: the state of water saturation due to minerals in the control volume. 4.2. Hydrodynamic conditions: initial hydrauhc potential, vñth the assumption that after connection between inflow and outflow with one channel the potential remains constant. Accumulation in the system is negligible. From these definitions it fohows that the transition from the discontinuous aq- uifer to the karst aquifer depends on the size of the rock block. Under the same conditions of the penetration length and hydrauhc potential the karst channel whl be developed faster on the shorter distance as on the longer distance between the inflow and the outflow from the system. This effect that is independent of the sys- tem geometry is the consequence of mineral dissolution kinetics. Till now in all simulations of the karst development the rock of the mass was represented by the mineral calcite (Dreybrodt, 1988, 1990, 1992). For calcite ah thermodynamieal data, and kinetics of dissolution are known. In the majority of cas- es the calcite is the prevailing mineral in the carbonate karst rocks, but it is not the only one. For other minerals that are also present in karst rocks (e.g. dolomite) their properties are less weh knovm. Shnharly the influences of hnpurities and rock structure upon the rock dissolution are unclear. Because of ah these problems we must, in the early stages of modelling, present the karst rock as a calcite mass. We assume homogeneous, isotropic and congruent- ly dissolvable rock in which ah processes of dissolution at any point within the con- trol volume are the same. Besides the solubility of rock we define the prekärst porosity and its distribu- 412 Miha Brenčič tion within the control volume. The prekärst porosity is presumed as discontinuous porosity. In the field studies of joints and fissures we usually use the statistical ap- proach. Field data are fitted to some theoretical distribution or empirical distribu- tion is found. This procedure could also be used in modelling studies. Each theoret- ical distribution is precisely defined by statistical parameters. In the modelling we suppose these values and the arrangement of discontinuities are simulated with the Monte Carlo techniques. The probability simulation must be done for every studied property of discontinuities, and later combined into a synthetical distribution that defines the spatial arrangement of the simulated prekärst discontinuous porosity within the control volume. With boundary conditions we define the openness and closeness of the system. In this way we indirectly define the length between the sink and the outflow in the system. Among the input values we must know the chemical characteristics of inflowing water, mainly its saturation state with respect to minerals in the control volume. Upon the saturation state depends the kinetics of dissolution. More undersaturated is the inflowing solution, faster wiU be the dissolution. Hydrodynamic conditions are defined by the hydrauhc potential at the borders of the system. Usually we could represent the hydrauhc potential in the tensor form, as a property of space. Depending upon its principal direction and size only discon- tinuities with lower resistance will transfer water. As an additional condition we could introduce in the model the mechanical properties of rock. From this condition depends initially the aperture of discontinuities and in the later stages the stability of the channels. As a result of the model we could expect the morphologically remodeled rock block and the chemical composition of water in the spring that differs from the in- flow waters. At the outflow we can define the ratio between diffuse and concentrate outflow. With such a model we could observe the development of the global karst drain- age network. For the observations of a particular feature (e.g. cross profile of karst channel) we must construct a somewhat different model. Literatura Aljtovski, M. E. 1973: Hidrogeološki priročnik. - Građevinska knjiga, 616 pp., Beograd. Bear, J. & Verruijt, A. 1987: Modeling ground water flow and pollution. - D. Riedel Pubhshing Company, 413 pp., Dordrecht. Bonacci, O., 1985: Hydrological investigation of Dinaru- karst at Krčič catchment area and the river Krka springs. - Journal of Hydrology 82, 317-326, Amsterdam. Bonacci, O. & Jelin, J. 1988: Identification of karst hydrological system in the Dinar- ic karst (Jugoslavija). - Hydrological sciences journal 33, 5-10, Oxford. Brahana, J. V., Thrailkill, J., Freeman, T. & Ward, W. C. 1988: Carbonate rocks. In: Back, W., Rosenhein, J. S. & Seaber, P. R. (eds.): Hydrogeology - The geology of North America. Vol 0 - 2, 333-352 - The geological society of America, Boulder. Brenčič, M. 1992: Košelevc. - Naše jame 34, 41-51, Ljubljana. Burger, A. & Pasquier, F. 1984: Prospection à captage d'eau par forages dans la vallée de la Breuine (Jura, Suisse). In: Burger, A. & Dubertret, L. (eds.), Hydrogeology of karstic terrains 1. - Heise Verlag, 145-149, Hannover. Chow, V. T., Maidment, D. R. & Mays, L. W. 1988: Applied hydrology - McGraw Hill Book Company, 527 pp.. New York. Cvijič, J. 1895: Karst, geografska monografija, 135 pp., Beograd. Konceptualni model razvoja krasa 413 Čar, J. 1982: Geološka zgradba požiralnega obrobja Planinskega polja. - Acta Carsologi- ca 10, 78-105, Ljubljana. Davis, S. N. & DeWiest, R. J. M. 1966: Hydrogeology. - John Wiley & Sons, 463 pp.. New York. Domenico, P. A. & Schwartz, F. W. 1990: Physical and chemical hydrogeology. - John Wiley & Sons, 824 pp.. New York. Dreybrodt, W 1988: Processes in karst systems, physics, chemistry and geology. - Springer Verlag, 288 pp., Berlin. Dreybrodt, W. 1990: The role of dissolution kinetics in the development of karst aqui- fers in limestone: A model simulation of karst evolution. - Journal of Geology 98, 639-655. Dreybrodt, W. 1992: Dynamic of karstification: A model apphed to hydraulic structures in karst terraines. - Apphed hydrogeology 1, 20-32. Driscoll, F. G. (ed.) 1987: Ground water and wells. - Johnson Division, 1089 pp., St. Paul. Freeze, R. A. & Cherry, J. A. 1979: Ground water. - Prentice Hall, 604 pp., Engel- wood Chffs. Grund, A. 1903: Die Karsthydrographie Studien aus Westbosnien. - Geograph. Abhand- lungen (3), 1-200, Wien. HawLee, C. & Farmer, 1. 1993: Fluid flow in discontinuous rocks. - Chapman & Hall, 169 pp., London. Kasting, E. H. 1984: Hydrogeomorphic evolution of karsted plateaus in response to re- gional tectonism. In: La Fleur, R. G. (ed.). Ground water as a geomorphic agent. - Allen and Unwin, 248 pp., London. Katzer, F 1909: Karst und Karsthydrographie. Zur Kunde der Balkanhalbinsel. - Kajun, Sarajevo. Komatina, M. 1984: Hydrogeologie features of the Dinaric karst. In: Mijatović, B. (ed.), Hydrogeology of the Dinaric karst, International contribution to hydrogeology 4, 55-72, Heise Verlag, Hannover. Krešić, N. A. 1993: Rewiev and selected bibhography on quantitative definition of karst hydrogeological system. In: La Moreaux, Assad, F. A. & McCarley, A. (eds.). Annotat- ed bibhography of karst terraines. Vol. 5. International contributions to hydrogeology, - Heise Verlag, Hannover. Krivic, P. 1983: Interprétation des essais par pompage réalisés dans un aquifère karstique. Geologija 26, 149-186, Ljubljana. Llamas, M. R., Davis, S. N., Galofre, A. & Custodio, E. 1983: Exploration de aquas subterráneas. In: Custodio, E. & Llamas, M. R. (eds.). Hidrología subterranea, Tomo IL - Ediciones Omega, S. A. - Platon, 1491-1509, Barcelona. Mijatović, B. F. 1980: Reprezentativnost hidrauličkih parametara dobljenih probnom crpljenjem u kraškim akviferima. - Zbornik referatov VI Jugoslovanskega simpozija o hidrogeologiji in inžinerski geologiji, knjiga 1, 241-253, Portorož. Mijatović, B. F. 1990: Kras - hidrogeologija kraških vodonosnika. - Geozavod, 304 pp., Beograd. Milanović, P. 1979: Hidrogeologija karsta i metode istraživanja. - Hidroelektrarne na Trebišnjici, Institut za korištenje i zaštitu voda na kršu, 302 pp., Trebinje. Moore, G. K., Burchett, C. R. & Bingham, R. H. 1969: Limestone hydrology in upper Stones river basin Central Tennessee. Departement of conservation division of water resourc- es and planning USGS, Washington D. C. Motyka, J. & Wilk, Z. 1984: Hydrauhc structure of karst fissured Triassic rocks in the vicinity of Olkusz (Poland). - Kras i speleologia 14, 11-24, Katowize. Palmer, A. N. 1984: Geomorphic interpretation of karst feautures. In: La Fleur, R. G. (ed.). Ground water as a geomorphic agent. - Allen and Unwin, 227-248, London. Palmer, N. A. 1991: Origin and morphology of limestone caves. - Geological society of America bulletin 103, 1-21, New York. Placer, L. 1982: Tektonski razvoj idrijskega rudišča. Geologija 2511, 7-94, Ljubljana. Plummer, L. N., Wigley, T. M. L. & Parkhurst, D. L. 1978: The kinetics of calcite dissolution in CO2 water systems at 5° to 60 °C and 0.0 to 1.0 atm CO2. - American journal of science 278, 179-216, New York. Plummer, L. N., Parkhurst, D. L. & Wigley, T. M. L. 1979: A critical review of the kinetics of calcite dissolution and precipitation. In: Jenne, E. A. (ed.). Chemical modeling in aqueous systems. - ACS Symposium Series 93, 537-573. 414 Miha Brenčič Powers, R. W. 1961: Arabian Upper Jurassic carbonate reservoir rocks classification. In: Ham, W. E. (ed.). Classification of carbonate rocks, A simposium. 122-129, Washington D. C. Schmidt, V. 1965: Facies diagenesis and related reservoir properties in Gigas Beds (Upper Jurassic), Northwesteren Germany. In: Dolomitization and limestone diagenesis, a simposium. - Society of economic paleontologists and mineralogists 13, 124-168, Hannover. Shuster, E. T. & White, W. B. 1972: Source areas and climatics effects in carbonate groundwaters determined by saturation indices and carbon dioxide pressures. - Water Resources Research 8, 1067-1073, Washington. Smith, D. J., Atkinson, T. C. & Drew, D. P. 1976: The hydrology of limestone ter- rains. In: Ford, T. D. & Cullingford, C. H. D. (eds.). The science of speleology, - Aca- demic Press, 179-212, London. Steinman, F. 1992: Hidravlika. - Fakulteta za arhitekturo gradbeništvo in geodezijo, 281 pp., Ljubljana. Stepinac, A. 1975: Studija zapremine šupljina u kršu na bazi konkretnih primjera. In: Hidrogeologija i vodno gospodarstvo krša, Dubrovnik, Izdanje Zavoda za hidrotehniko, Saraje- vo. Šebela, S. 1992: Geološke značilnosti Pisanega rova Postojnske jame. - Acta Carsologi- ca 21, 97-116, Ljubljana. Šebela, S. & Čar, J. 1991: Geološke razmere v podornih dvoranah vzhodnega rova Pred- jame^ - Acta Carsologica 20, 205-222, Ljubljana. Šušteršič, F. 1986: Model čistega krasa in nasledki v interpretaciji površja. - Acta Car- solo^ca 21, 97-116, Ljubljana. Šušteršič, F. 1991: S čim naj se ukvarja speleologija. - Naše jame 33, 73-86, Ljubljana. Thomas, G. E. 1961: Grouping of carbonate rocks into textural and porosity units for mapping purposes. In: Ham, W. E. (ed.) Classification of carbonate rocks, A simposium. 122-129, Washington D. C. Torbarov, K. 1975: Proračun prevodljivosti i efektivne poroznosti u uslovima krša na bazi analize krive recesije. In: Hidrogeologija i vodno gospodarstvo krša, Dubrovnik, Izdanje Zavo- da za hidrotehniko, Sarajevo. Veselič, M. 1984: Hidrogeologija. Nevezana fotokopirana skripta. Odsek za geologijo, Ljubljana. Vlahovič, V. 1970: Poroznost krša sliva Gornje Zete. - Geološki glasnik 6, Titograd. White, W. B. 1984: Rate processes: chemical kinetics and karst landform development. In: La Fleur, R. G. (ed.). Ground water as a geomorphic agent. - Allen and Unwin, 227-248 London. White, W. B. 1988: Geomorphology and hydrology of karst terrains. - Oxford University Press, 464 pp.. New York. Williams, P. W. 1983: The role of the subcutaneous zone in karst hydrology. Journal of Hydrology 61, 45-67, Amsterdam. GEOLOGIJA 37, 38, 415-390 (1994/95), Ljubljana Podzemeljske vode v Kamniških in Savinjskih Alpah Underground waters in Kamnik and Savinja Alps Dušan Novak Geološki zavod Ljubljana Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko Dimičeva 14, 1000 Ljubljana, Slovenija Kratka vsebina Z barvanji na Veliki in Mali planini smo ugotovili, da se največji del tega območja odteka proti izviru Lučnice v Podvolovljeku, kjer je tudi manjša ribogojnica. Ob višjem vodnem stanju se podzemeljska voda z obrobja preliva tudi v Lučko Belo ali v izvire v Volovljeku. Visokogorska planota Veža oziroma Dleskovška planota med Robanovim ko- tom, Podvolovljekom in povirjem Kamniške Bistrice se odteka v izvire nad Lučami, v Pečovski izvir in v izvire tik ob Savinji, pa tudi v neznane izvire v soteski pod Iglo. Višji deh zakraselega masiva se lahko ob visokem vodnem stanju odtekajo tudi v Robanov kot, Podvolovljek in proti Kamniški Bistrici. Precej poznano je tudi povirje Kamniške Bistrice. Območje Kamniškega sedla se odteka proti izviru Savinje, območje Kokrskega sedla. Dolge njive in Kale pa v Studence pod Mokrico. Abstract Dye-tracing tests in the region of the alps Velika planina and Mala planina have shown that the major part of the region drains towards the spring of the Lučnica at Podvolovljek where is also a small fish farm. As to the water level, the marginal and central parts also drain into the stream Lučka Bela or the springs at Volovljek. Quite interesting is the high-mountain plateau Veža, a karstified territory sur- rounded by the valleys Robanov kot and Podvolovljek, as well as the tributary area of the stream Kamniška Bistrica. Here there is every indication of the deep run- off into the springs above Luče, the spring Pečovski izvir, the temporary springs which are close to the stream Savinja and into the unknown springs in the gorge below the rocky needle Igla. With regard to the water level, the higher parts of the massif can drain towards the valleys Robanov kot, Podvolovljek and Kamniška Bistrica. The tributary area of the Bistrica is quite well known, too. It has been dis- covered that the area of the saddle Kamniško sedlo drains towards the springs of the Savinja. The territories of the saddle Kokrsko sedlo, the alps Dolge njive and Kalce drain into the spring Studenci below Mokrica. 416 Dušan Novak Uvod Vzhodni del Julijskih Alp, pravi Seidl (1907), so Kamniške ah Savinjske Alpe. Ime Kamniške Alpe, pravi isti avtor, sta uvedla v znanstveno slovstvo Hacquet in Wulfen leta 1778, leta 1875 paje to visokogorsko skupino Frischauf poimenoval Savinjske Alpe. Kljub odporom se je to ime razširilo v nemški turistični literaturi. Seidl (1907) ima za primerno, da se uporabljata obe imeni v enaki veljavi. Melik (cf. Gregorio, 1966) je menh, da se eno ah drugo ime lahko enakovredno uporablja, saj sta obe imeni umetnega izvora. Podzemeljske vode v Alpah so eden zadnjih pomembnih vodnih virov, primernih za oskrbo s pitno vodo. Ker je kakovost voda v Alpah prav tako že ogrožena, so bhe v zadnjih letih opravljene obsežne raziskave zaledja večjih izvirov. Raziskave je izvajal Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko Geološkega zavoda Ljubljana z repubhškimi in občinskimi finančnimi sredstvi. Raziskovali smo zaledje izvirov Bistrice v Kamniški Bistrici, Pečovskega izvira pri Lučah in izvirov v Podvolovljeku. V letih od 1990 do 1994 smo opravih vrsto sledenj (tabela 1) podzemeljskih vodnih tokov, še pred tem pa smo v občinah Mozirje (No- vak, 1992) in Kamnik (Novak, 1995) opravih sistematično registracijo vodnih vi- rov in izdelah predloge za njihovo zaščito. Pri nekaterih vodnih virih, katerih zaledje je bilo obsežnejše, smo morah raziskave razširiti (Novak, 1993) (slika 1). Anahze vzoreev vode na barvila je opravh Inštitut za raziskovanje krasa ZRC SAZU iz Postojne. V dolinah, ki se vrezujejo v Kamniške in Savinjske Alpe, so izdatni izviri, katerih večina je že zajeta za oskrbo s pitno vodo. To so dolina Kamniške Bistrice s povirjem Bistrice, Dolskim potokom. Konjskim potokom, dolina Črne, Volovljek, Podvolovljek, Robanov kot in Logarska dolina ter seveda dolina Savinje nad Lučami. Na zahodni strani pa se pod Krvavec zajeda dolina Reke. Geološka zgradba Geološka zgradba obravnavanega ozemlja je prikazana na Osnovni geološki karti v merilu 1:100000, listov Ljubljana in Ravne na Koroškem (Premru, 1983; Mioč et al., 1983). Ozemlje sestavljajo razhčne kamnine raznih starosti (Premru, 1975). Okoh Je- zerskega nahajamo devonski apnenec, na njem karbonski skrilavec in kremenov peščenjak. Vmes so vložene pole apnenca. Tu zasledimo tudi permski peščenjak. Spodnjetriasni so apnenec, lapor, laporni dolomit, peščenjak in podobno. V srednjem triasu prevladujeta dolomit in apnenec. Ploščasti apnenec, apnenec z rožencem, vulkanski pepel, keratoñr, porhrit in diabaz pa so pogostnejši v južnem in vzhodnem delu Kamniških in Savinjskih Alp in v predgorju. V zgornjem triasu so masivni in skladoviti apnenci z dolomiti. V Kamniških in Savmjskih Alpah so le manjši otoki jurskhi sedhnentov, in to v območju Menme, v spodnji kredi paje bilo na tem ozemlju verjetno kopno (Premru, 1975). Terciarni sedimenti so se ohranili v vzhodnem delu in v predgorju Kamniških in Savinjskih Alp. Na širšem območju Smrekovca sta se v oligocenu odlagala tuf in an- dezitna lava, vmes so plasti laporja, peščenjaka in gline. Kvartarne sedimente v obhki aluvialnih nanosov, moren in fluvioglacialnih napla- vin dobimo v alpskih dolinah, pobočja so prekrita s pobočnimi grušči. Podzemeljske vode v Kamniških in Savinjskih Alpah 417 433 Tabela 1. Tabelarični pregled sledenj Table 1. Tabular overview of tracings 418 Dušan Novak Sl. 1. Hidrografska skica Kamniških in Savinjskih Alp 1 Pomembnejši izvir ali zajetje; 2 Požiralnik; 3 Brezno; 4 Planina; 5 Planinska koča; 6 Ugotovljene podzemeljske zveze, višje, nižje koncentracije; 7 Verjetne (možne) podzemeljske zveze Fig. 1. Hydrographie sketch of the Kamnik and Savinja Alps 1 Important spring or water capture; 2 Swallow hole, sink hole; 3 Pothole, abyss; 4 Alp; 5 Mountain hut; 6 Established underground connections, higher, lower concentrations; 7 Probable (possible) underground connections Podzemeljske vode v Kamniških in Savinjskih Alpah 419 433 Orogenetska dejavnost je bila zelo aktivna v oligocenu in zgornjem eocenu. V oli- gocenu je bila prisotna tudi vulkanska dejavnost. Sledili so prelamljanje, pa uravna- vanje ozemlja in gubanje ter diferencirano dvigovanje posameznih blokov. Zaradi pritiskov od severa se je ozemlje močno nagubalo, nastale so poševne in polegle gube, ki so se pretrgale in narinile proti jugu na predgorje. V phocenu so sledih erozija, izravnavanje in zakraševanje. Močnejši prelomi so ozemlje še razkosah, ob njih so se grude dvigale, medtem ko je bilo močnejše ugrezanje na vzhodu (Gregorič, 1966). V tem času je nastala tudi prekinitev med Julijskimi in Kamniškimi ali Savinjskimi Alpami. Ugrezati se je pričela Ljubljanska kotlina. Na območju Kamniških in Savinjskih Alp, med Kokro in Savinjo, se je »savinjski nariv« narival proti jugu na Tunjiško gričevje in na Posavske gube, to je na Selško cono (območje Črne, Gozda). Le-ta leži na smrekovški sinklinah (Premru, 1975, 1983). Območje Vehke planine je v južnem delu zgrajeno iz anizičnega apnenca in dolo- mita, na katerih leži laporast apnenec. Blok je prerezan po sredini s prelomom, ki je usmerjen od vzhoda proti zahodu. Severni del je zgrajen iz zgornjetriasnega apnenca z vložki dolomita. V podnožju Konja in Lučke kope je Seidl (1907) opazoval srednjetriasni apne- nec, ki ga je slediti proti zgornjemu delu Lučke Bele tja do Žegnanega studenca. Na Veži, eni od planot na severovzhodnem delu, nahajamo zgornjetriasni apne- nec z dolomitom, vmes pa so čoki spodnjetriasnih kamnin. Pri Lučah ležita triasni apnenec in dolomit ob oligocenskih kamninah; le-te predstavljajo bočno zaporo za podzemeljske vode, ki odtekajo z Veže. Zgornjetriasni apnenec leži na anizijskem dolomitu, plastovitem apnencu in laporju pri Rjavčevi zijalki in ob Savinji. Tudi dolo- mit na južnem pobočju Robanovega kota, ki leži pod apnencem, je bočna zapora za odtekanje podzemeljske vode. Mimo Poljskih devic in Korošice poteka prelom, ob njem pa izdanja ozek pas temnosivega srednjetriasnega apnenca s polami tufa. Ta pas predstavlja vsaj površinsko bariero. Prelom, ki je zelo izrazit, poteka mimo Zeleniških špic v Repov kot in proti Kokrskem sedlu. Tudi na dnu Logarske doline in na njenem severozahodnem pobočju nahajamo srednjetriasne, slabo prepustne kamnine, ploščasti apnenec in dolomit, ki vsi segajo v pasu od izvira Savinje proti severovzhodu. V dolini so prekrite z mehščem, napla- vinami in morenami. Severneje, pri izviru Črne, izpod fluvioglacialnih sedimentov in na vzhodnem pobočju doline, izdanjajo spodnjetriasni lapor, peščeni skrilavec in ploščasti apnenec. Značilen je prelom preko Kamniškega sedla, ki je usmerjen od severa proti jugu. Ob njem na južnem pobočju izdanjajo spodnjetriasne skrilave kamnine. V vzhodnih pobočjih doline Kokre nahajamo keratofirski tuf in spodnjetriasni ploščasti apnenec vse do pod Kokrskega sedla in Kalškega grebena. V strukturi je videti, da je tu apnenec zgornjih delov triasa narinjen proti jugu in zahodu, stik pa je prekrit z me- h-šči in pobočnim gruščem. Izrazitejši prelomi v smeri vzhod-zahod in severovzhod-jugozahod potekajo še ob južnem pobočju Mokrice in dalje preko Presedljaja, s Kokrskega sedla mimo Konca in zahodno od Brane, prelomna cona poteka po dolini Črne v Zadrečko dolino in proti zahodu mimo Sv. Ambroža v Savsko dolino in prelom, ki poteka s Presedljaja v Lučko Belo. Od juga proti severu pa je usmerjen niz vzporednih prelomov po dolini Kamniške Bistrice. 420 Dušan Novak Sledenja podzemeljskih vodnih tokov na Veliki in Mali planini Barvanje v Breznu v Jerohi 26. 5. 1990 V tem času je dežemerska postaja v Kamniški Bistrici pokazala v juniju 369mm, v juliju pa 289mm padavin. Več padavin je bilo 4., 7., 11. in 24. julija. Dne 7. 7. ima- mo ob 6. uri prve znake jasnega, s prostim očesom vidnega obarvanja na izviru Lučnice. Nezanesljive znake obarvanja opazujemo v kontrolnih vzorcih v Žegnanem studencu in v Sedmih studencih že 5. in 7. 7., dan kasneje pa tudi v Lučki Beh. Fluorescence v vzorcih 3. 7. in 6. 7. v zajetju za Krivčevo pa pripisujemo vplivu padavin med 2. in 6. julijem. Barvanje na Mali planini 16. 10. 1991 Barvah smo v požiralniku, kamor odteka odvečna voda iz kala pod Črnuško pla- ninsko kočo. V požiralniku je tudi priročno odlagahšče vseh vrst odpadkov, kar ekološke ozaveščenosti prebivalcev in počitnikarjev ne prikazuje v prav lepi luči. Dežemerska postaja v Kamniški Bistrici je za september 1991 izkazala 104mm, za oktober pa 218mm padavin. Več dežja je padlo 9., 22. in 19. 10. Že 20. oktobra se je pojavilo jasno, s prostim očesom vidno obarvanje na izviru Lučnice in je trajalo nekaj dni. Kasneje smo v nekaj vzorcih zasledih nezanesljivo fluo- rescence tudi še v Konjski, Šuncu, v zajetju za Krivčevo in celo v Dolskem potoku. Vse te znake lahko pripisujemo lokalnemu onesnaženju po večjih padavinah. Barvanje v hotelu Šimnovec 6. 5. 1992 Barvah smo z uraninom, ki smo ga izhli v greznico. Po barvanju smo opazovah le skromne padavine. Dvajset dni po barvanju se je pojavil zelo obarvan vzorec na zajetju za Kraljev hrib, po enajstih dneh pa smo dobih obarvan vzorec na izviru Lučnice. Žal v tem času skoz greznico ni bilo večjega, stalnega pretoka. Barvanje v Suških pečeh 5. 9. 1993 Barvah smo v breznu, ki ga nekateri imenujejo tudi Brezno v Črni. Vhod v brez- no je v nadmorski višini okoh 1180m, pri 60m globine pa je v breznu vodni curek, ki smo ga obarvali s pomočjo jamarjev Kamniškega jamarskega kluba. V vodni tok so izlih 5kg raztopljenega uranina, ki se je v dveh dneh pojavh visoko koncentriran v izviru Kajžarski Sune, ki ga uporabljata za oskrbo s pitno vodo dve hiši v Krivčevem oziro- ma v Šuncah. Mnogo nižje koncentracije smo zasledih v zajetju pod Vranščico, ime- novanem tudi Jankov Sune, ki napaja lokalni vodovod za Krivčevo in naselja tja do Žage v dohni Črne. Sledenja podzemeljskih vodnih tokov na Veži Barvanje pri Inkretovem izviru 19. 10. 1992 Inkretov izvir v nadmorski višini 1785m je v korito zajeta voda, ki se sceja iz razpok in nekaj metrov niže v grušču ponikne. Dne 19. 10. 1992 je tod steklo od 1,2 do 1,5 litra vode/s. Potok smo obarvah z lOkg uranina. Podzemeljske vode v Kamniških in Savinjskih Alpah 421 433 Že po dveh dneh smo zasledih jasno obarvanje v Pečovskem izviru in v Savinji pod Iglo. Nižje koncentracije so bile zapažene tudi v Lučki Beli in v Dovnikovem izviru (sl. 2). Barvanje na Vodotočniku (Vodotočenje) 19. 10. 1992 Jezerce v kotlinici Vodotočnik se je napajalo iz izvirov na severozahodni strani dohne, v požiralnik na severovzhodnem obrobju pa je odtekalo okoh 20l/s vode. Tu smo obarvah vodo z 10 kg rodamina. Rodamin smo zasledih v višji koncentraciji 15. 10., po šestih dneh v Pečovskem izviru, nekaj dni prej pa še v Savinji pod Iglo. Višek vala je bh 29. 10., po desetih Sl. 2. Krivulja koncentracij barvila pri barvanju Inkretovega izvira Fig. 2. Tracing test of Inkretov izvir. Curved line of dye concentrations 422 Dušan Novak dneh. Sledi rodamina smo zasledih v Dovnikovem izviru in v Robanovi Beli. Le en sam, z rodaminom obarvan vzorec je bil zajet v Kamniški Beli (si. 3). SI. 3. Krivulja koncentracij barvila pri barvanju na Vodotočniku Fig. 3. Curved line of dye concentrations for the tracing test of the alp Vodotočnik Podzemeljske vode v Kamniških in Savinjskih Alpah 423 433 Barvanje na Korošiei 21.9. 1993 Planina Korošiea je v kotlinici južno pod Ojstrieo in na severozahodnem robu Veže- Dleskovške planote. Od juga oziroma na južnem robu kotlinice priteka po razpokah voda v manjši izvir, ki je sedaj zajet za napajalno korito in za potrebe bližnje planin- ske koče. Vodni tok že po nekaj metrih ponikne v gruščnata tla. Med obarvanjem je bil ocenjen pretok na 0,1 l/s. Obarvah smo ga z lOkg uranina. Padavinske razmere so bile za barvanje ugodne. V juhju in avgustu je padlo v Solčavi po 130 oziroma 138mm dežja. Tudi nekaj dni po barvanju je bilo deževnih. S prostim očesom vidno obarvanje je bilo opaziti po šestih do sedmih dneh, 26. in 27. 9., na Pečovskem izviru, na Dovnikovem izviru in v spodnjem delu Lučke Bele. Zanesljive znake uranina smo opazili že po dveh dneh v izviru Kamniške Bistrice, po 10 dneh pa še v Kamniški Beli in na Malem izvirku. Sledove uranina smo zasledih še v Savinji pod Iglo (si. 4). Barvanje v Mohčki peči 23. 9. 1993 Jamski splet Molička peč so odkrili in raziskovah jamarji iz Šaleške doline (Ho- stnik & Podpečan, 1993). Dve brezni se v globini združita, raziskovalci pa upajo, da bodo dosegli globine prek lOOOm. Po razpokah se steka prenikajoča voda. Jamarji Šaleškega jamarskega kluba, ki so sodelovah pri naših raziskovanjih, so v globini okoli 140m, to je okoli 1760m n. m., obarvah vodni curek s 5kg rodami- na. Na dan obarvanja so ocenih pretok podzemeljske vode na 10l/s. Po petih dneh so bih zajeti prvi vzorci z rodaminom na Pečovskem izviru, kjer je bil višek obarvanja po osmih dneh, okoh 31. 9., viden s prostim očesom. Sledove rodamina smo opažih tudi v Savinji pod Iglo (si. 5). Barvanje v koči na Kamniškem sedlu 7. 8. 1992 Kočo na Kamniškem sedlu so nekajkrat povečevali, zadnjikrat pred nekaj leti. Zgrajena je tudi vehka triprekatna greznica, ki se izteka v razpoke v tleh. Dne 7. 8. 1992 smo iztekajočo vodo obarvah z lOkg uranina in odtekanje iz greznice pospeševah v naslednjih dneh z neposrednim odtekanjem padavinske vode. Oskrbnik koče je za- beležil nalive 12. in 15. 8., 30. do 31. 8., 4. in 5. 9., sicer pa je dežemerska postaja na Jezerskem zabeležila avgusta 1992 le 31,4 mm padavin. Znake uranina smo opazili v Rinki med 17. in 20. 8., višje koncentracije pa so se pojavile v vzorcih še po 28 dneh, 5. septembra, vsakokrat po padavinah. Barvanje na Kokrskem sedlu 30. 7. 1993 Gleda na to, da v tem delu Kamniških in Savinjskih Alp ni površinskega vodnega toka, smo posvetih pozornost Cojzovi koči na Kokrskem sedlu. Tudi tu smo obarvah vodo, ki izteka iz greznice in prenika v grušču kakih lOm daleč od koče. Iz greznice iztekajočo tekočino smo obarvah z lOkg uranina in barvo odplaknih z vso preostalo tekočino. Čas barvanja je bil neugoden, dokaj sušen. Manjše padavine so padle ponoči, večje deževje je bilo le med 6. in 10. avgustom. Najpomembnejši izvir, Studenci pod Mo- krico, so 8. 8. presuših in se po padavinah 10. 8. znova pojavih le za krajši čas. Sled barve smo opažih le v enem vzorcu v Studencih in kasneje v dveh vzoreih izvira v Črnelku. Zaradi nezanesljivih podatkov bi morah to barvanje ponoviti. 424 Dušan Novak Sl. 4. Krivulja koncentracij uranina pri barvanju na Korošici Fig. 4. Curved line of the dye concentrations for the tracing test of the alp Korošica Podzemeljske vode v Kamniških in Savinjskih Alpah 425 433 Sl. 5. Krivulja koncentracij rodamina pri barvanju v Mohčkem jamskem spletu Fig. 5. Curved line of the rodamine dye concentration of tracing test in the cave system in Mt. Mohčka peč Barvanje na planini Dolga njiva 16. 6. 1994 Obarvali smo vodo, ki ponikuje takoj pod izvirom oziroma zajetjem v jugovzhod- nem delu kotlinice. Hudourne vode, ki se zbirajo izpod Kale, pa odtekajo površinsko proti zahodu v dolino Kokre. Potok smo obarvah s 5kg uranina. Že dobra dva dni kasneje se je pojavila obar- vana voda, vidna s prostim očesom, v izviru Studenci in je obarvana tekla še kak dan. Manj je bila obarvana voda stranskih dotokov in izvirov, npr. izvira pri plazu, nekaj deset metrov nad glavnim izvirom. Obarvane vzorce smo zasledih ob istem času, 18. do 20. 6., v vodi potoka Korošica, kar pomeni, da ta potok napajajo dotoki izpod Mokrice. V dnu dohne je znanih le nekaj manjših izvirov (sl. 6). Dokaj zanesljivo obarvana je bha tudi voda zajetja v Črnelki. Že 17. junija so se pojavih znaki barve v vodi Neškarjevega potoka (Pomejski potok) ob Kokri. Koncentracija je po dveh dneh upadla zaradi padavin, nato pa znova nara- 426 Dušan Novak Sl. 6. Krivulja koncentracij pri barvanju na planini Dolga njiva Fig. 6. Dye concentrations at tracing test in the alp Dolga njiva sla. Tu je bilo barvo tudi pričakovati, saj v to smer odteka površinska voda z Dolge njive, ki se pripovršinsko pretaka tudi skozi grušč. Potok Mlinščica pa ni bil obarvan. Vzorce vode smo zajemali tudi pri spodnji postaji žičnice na Krvavec, v potoku Reki. Tu so se pojavili znaki fluorescence že 17. junija in smo jih opazovah vse do Podzemeljske vode v Kamniških in Savinjskih Alpah 427 433 21. junija. Pojav barve bi bil sieer možen, najverjetneje pa bi nizko fluoreseeneo lahko pripisah spiranju nečistoč z območja Krvavea in Tihe dohne. Pojav barvila na najbolj oddaljenem izviru bi zahteval vehko prepustnost kamnin, ki pa je v tej smeri ne moremo pričakovati. Vsekakor pa vpliva tega območja na izvire Reke, ki so zajeti za domžal- ski vodovod, ne gre zanemariti (Maher, 1990, 1991) (sl. 7). Sklepi Ob robu Vehke planine, to je ob Kamniški Bistriei, ob Črni, Volovljeku in v Pod- volovljeku je nekaj večjih izvirov. Dolski potok izvira na več mestih ob prelomu, ki poteka vzdolž dolske suhe dohne. Na planini Dol je nekaj požiralnikov, ki odvajajo vodo po odjugi ali po nalivih. Leže na zahodnem robu dohne in skorajda ni dvoma, da napajajo izvire Dolskega potoka. Voda se najprej pojavi v višini 1120m pod Do- lom, kjer plastoviti lapor, ki ga sieer pokriva grušč, prihaja na površje. Ponovno se voda pojavi v višini 950 m in nato v višini 760 m na plasteh temnosivega skrilavca, ki ga prekriva morena. Zadnji izvir je v višini 650m v višini nove gozdne ceste. Nad Kopišči je v moreni zajetje za gozdarsko kočo, pri drevesnici pa, že v rav- nem delu, izvir, ki odteka ob njeni ograji proti Bistrici. Nad Kraljevim hribom je na stiku oligoeenskih plasti in pobočnega grušča zajet manjši izvir, ki oskrbuje z vodo nekdanjo lovsko kočo ter spodnjo postajo in obrate velikoplaninske žičnice. Izdatnejši je še Konjski potok; izvira v grapi, ki se globoko zajeda pod Poljanski rob. Več izvirov daje najmanj 10l/s vode. Potok Črno napajajo vode, ki se stekajo iz razpokane cone pod južnimi pobočji Male planine in odmakajo pobočni grušč na severni in južni strani dohne. Na severni strani dohne je omeniti zajetji Šumešca v Praprotnem in Potok, ki oskrbujeta z vodo naselje Črna. Sl. 7. Planina Dolga njiva. Foto D. Novak Fig. 7. The alp Dolga njiva 428 Dušan Novak Ob Volovljeku so izdatnejši izviri v območju pod Pečmi (1236). Nad Krivčevim sta Jankov in Kajžarski Sune. Pojavljata se na stiku dolomita in oligocenskega peščenega laporja. Jankov Šunc je deloma zajet, sicer pa je to široko izvirno območje z množico posameznih zajetij. Največje daje okoh 20l/s vode in oskrbuje Krivčevo, Smrečje in vasi tja do Žage. Potok Volovljek napajajo še vode, ki pritekajo iz neprepustnih mag- matskih in metamorfnih kamnin izpod Plešivca. Območje Velike planine proti Podvolovljeku zapirajo pretežno terciarne plasti. Lučrhca je med največjimi izviri. Voda se pojavlja iz razpok, ki so prekrite s pobočnim gruščem. Nedaleč je grapa Lučke Bele. Le-ta izvira v Žegnanem studencu in nižje ležečih Se- dmih studencih. Potok nekajkrat ponikne v grušču in razpokah ter se nazadnje po- kaže na površje ob izteku tesne in slikovite grape v podvoloveljsko dolino. Tu je še obsežno izvirno območje Dovnikovega izvira. Kazalo bi ugotavljati delež Bele v vo- dah Dovnikovega izvira, kjer se pojavlja najmanj 100l/s vode. Glavni odvodnik podzemeljske vode Vehke in Male planine je torej izvir Lučnice v Podvolovljeku. Podzemeljska voda območja Tihe doline se ob dolomitu, ki poteka od te doline preko Ušivca na vzhod, pretaka proti Lučnici. V to smer se odmaka tudi območje Zelenega roba, ki ga od zahoda omejuje dolomit Purmana in območja Pri križih. Najožje območje okoh hotela Šimnovec, sodimo, odteka preko terciarne bariere pro- ti zahodu v dolino Kamniške Bistrice, kaže pa, da je možno tudi globinsko odtekanje po apnencu proti vzhodu. Le najvišji zakraseh deh obrobja se odtekajo proti Kamniški Bistrici, Dolskemu potoku in Lučki Beli. Ozemlje južneje od Male planine je zgrajeno iz dolomita, ki leži pod črnim ploščastim apnencem. Ta svet se odceja proti Konjskemu potoku in izvirom ob Črni. Proti izvi- rom nad Krivčevim se odmakajo posamezni bloki karbonatnih kamnin, ki leže na skrilavih ali laporastih kamninah. V območju Vehke in Male planine štejemo med nevarne onesnaževalce predvsem odlagališča odpadkov. Podjetje OIKOS je leta 1993 s pomočjo šolske mladine zabe- ležilo več deset takih smetišč, kot je npr. pod Črnuško kočo. Drug način onesnaževanja podzemeljske vode so greznice pri posameznih gostinskih objektih oziroma praviloma enoprekatne greznice pri počitniških hišicah; le-teh je okoh 200. Kanahzacijo in čistilno napravo je nerealno pričakovati, zakraselo podzemlje pa nima samočistilnih sposobnosti! Z možnostjo dostopa avtomobilov in motornega prometa na Vehko planino se povečuje možnost odlaganja odpadkov, onesnaževanja z naftnimi derivati in vsem, kar prinaša s seboj ta promet. Nevarno je tudi prekomerno gnojenje pašnikov z mineral- nimi gnojili. Glede na to sklepam, da so ogroženi izvir Lučnice in gojitvena ribogojnica ter niz zajetij in izvirov v dolinah. Dosedanje nesistematične bakteriološke in kemične ana- lize še ne kažejo večjega onesnaževanja, vendar nekatere komponente, ki so bile občasno povečane, že opozarjajo na to. Veža Veža ali Dleskovška planota je večja visoka planota v vzhodnem delu Savinjskih Alp. Zelo je razpokana in zakrasela. Na severu sega do Robanovega kota, kjer izvira potok Bela, na jugu in jugovzhodu sta Podvolovljek in grapa Lučke Bele, kjer prihaja na površje tudi Dovnikov izvir. Na severovzhodni in severni strani je dolina Savinje, kjer nad Lučami izvira tik ob strugi Pečovski izvir (si. 8). Nekaj višje nad njim so njegovi Podzemeljske vode v Kamniških in Savinjskih Alpah 429 433 Sl. 8. Pečovski izvir nad Lučami. Foto D. Novak Fig. 8. The spring Pečovski izvir near Luče visokovodni izviri, v nizu tja do Trbiške zijalke (sl. 9). Na tem območju smo opravili v dveh zaporednih letih štiri sledenja. Pečovski izvir in območje Savinje pri Igli sta glavni odvodnik podzemeljskih voda z Veže. Glede na vodno stanje in padavine pa se podzemeljska voda iz bolj zakrase- lih višjih eon občasno preliva še proti Bistrici in Podvolovljeku. Te podzemeljske poti kraške vode se združujejo šele v globljih delih (sl. 10 in 11). K padavinskemu zaledju Pečovskega izvira sodi torej vse ozemlje do Korošice. Zaledje zajetja nad Stoglejem, le-to oskrbuje s pitno vodo naselje Luče, pa se napaja iz višjih con in iz obsežnih melišč. Zaledje Lučke Bele in Dovnikovega izvira je v obrobnih delih Veže, vendar pa v podrobnostih lahko pokaže razvodnico le natančna geološka karta tektonsko zelo razgibanega ozemlja in njegovih razpokanih con. To območje postaja zanimivo zaradi bodoče oskrbe s pitno vodo Luč in okolice. 430 Dušan Novak SI. 9. Območje Pečovskega izvira nad Lučami Fig. 9. The area of the spring Pečovski izvir near Luče Zaledje povlrja Kamniške Bistrice V zajezenem tolmunu izvira Kamniške Bistrice opazimo pritekanje vode iz več smeri. Največ vode, kaže, priteka iz razpok v apnencu od vzhoda. Voda priteka tudi skozi grušč od severa in severozahoda (si. 12). Tu je tudi črpalka, ki z vodo oskrbuje Dom v Kamniški Bistrici. Na sotočju večji del suhega hudournika in reke, ki priteka iz izvira, sta dva vo- dnjaka, ki zajemata vodo za potrebe lovskega dvorca in lovske koče. Dvorec je imel včasih zajetje više v Črnelku. To vodo sedaj uporablja gostišče pri lovski koči. Zajetje pa je že na debelo zasuto z gruščem in naplavinami. Nekaj sto metrov nižje ob cesti proti Kamniku je pod cesto Mali izvirek, kjer voda prav tako priteka na površje v več rejah iz morenskega grušča. Ta pokriva kamnino v vznožju pobočja prav tja do Bistrice, ki se kmalu zatem zaje v sotesko Predoselj. Po opazovanjih je vodna kohčina tega izvira dokaj stalna. Na nasprotnem, desnem bregu Kamniške Bistrice, pod Mokrico, je niz izvirov, imenovan Studenci. Omembe vredna sta le dva, najnižja, kjer voda priteka iz razpok. Podzemeljske vode v Kamniških in Savinjskih Alpah 431 433 Sl. 10. Dovnikov izvir ob visoki vodi Fig. 10. The spring Dovnikov izvir at high water Sl. 11. Dovnikov izvir v Podvolovljeku ob srednji vodi. Foto D. Novak Fig. 11. The spring Dovnikov izvir at Podvolovljek at medium water ki jih pokriva pobočni grušč. Gladina vode zelo niha v odvisnosti od padavin. V sušnih poletjih zadnjih let sta celo presušila. Zaledje teh izvirov je, kot kažejo tudi izotop- ske raziskave (Novak & Urbane, 1994), v Kalškem grebenu do planine Dolga nji- va, na srednji nadmorski višini okoh 1800m. Tik ob strugi Kamniške Bistrice se nad 432 Dušan Novak SI. 12. Izvir Kamniške Bistrice. Foto D. Novak Fig. 12. The spring of the Kamniška Bistrica Studenci pokažejo peščene in močno zdrobljene kamnine, pod Predosljem pa teraso Brsnikov gradijo oligocenski sedimenti. Bržkone le-ti predstavljajo zaporo in erozijsko osnovo tudi za vode z Mokrice. Bakteriološka slika vode izvira Kamniške Bistrice je spremenljiva, čeprav je bila večina nesistematično vzetih vzorcev doslej ustrezna. Glede na dosedanja barvanja in na podatke o izotopski sestavi vode sklepamo, da je zaledje izvira v nadmorski višini okoh 2000m, v osrednjem hrbtu Kamniško-Savinjskih Alp, med Grintovcem in Planjavo, v območju Kamniškega Dedca, Staničevega vrha, Ruševe glave in bržkone tudi v flu- vioglacialnem grušču v Koncu; seveda tudi v območju Korošice, kjer opazujemo za alpske in predalpske planote značilno raztekanje podzemeljskih voda v razhčna porečja. Od vzhoda proti zahodu potekajoči prelom - ob katerem se na Korošiei pokažejo na površju manj prepustne kamnine - ki poteka zatem proti Kokrskem sedlu, je bržkone le lokalna bariera. Lokalne razmere usmerjajo podzemeljsko vodo s Kamniškega sedla proti izviru Savinje. Pod Kalško goro je ob prelomu znova prišla na površje manjša krpa laporja, že v pobočju, ki visi proti dolini Kokre. Pobočja doline Kokre so na strani Kalškega grebena prekrita z mehšči; le-ta zakrivajo stik z manj prepustnimi kamninami, ki se- gajo tu in tam visoko pod prepadne stene. V dolini Kamniške Bistrice so pobočja in dno dehne prekrita z ledeniškimi nano- si in mehšči. Tudi iz njih se del vode steka proti izviru Kamniške Bistrice (si. 13). Od kod priteka voda v Mah izvirek, še ni povsem jasno. Možno je, da del vode iz tolmuna Kamniške Bistrice skozi moreno in grušč odteka proti Malemu izvirku. Na to kaže tudi izotopska sestava kisika v vodi (Novak & Urbane, 1994). Podzemeljsko pretakanje pa lahko usmerjajo neprepustne kamnine ah manj prepustne meljaste cone v podlagi. Kasnejši pojav uranina in sledovi barvila v vodi Kamniške Bele lahko nakazujejo zaledje tudi v območju Korošice. Podzemeljske vode v Kamniških in Savinjskih Alpah 433 433 Sl. 13. Lega izvirov Kamniške Bistrice 1 Apnenec in dolomitizirani apnenec (trias); 2 Skrilavi glinovec in lapor (trias); 3 Lapor (terciar-ohgocen); 4 Ledeniška morena; 5 Prod in grušč; 6 Pobočni grušč Fig. 13. Sketch map of the springs of Kamniška Bistrica 1 Limestone and dolomitic limestone (Triassic); 2 Shale, marl (Triassic); 3 Marl (Tertiary-Oligocene); 4 Moraine; 5 Gravel and rubble; 6 Scree Na kakovost podzemeljske vode lahko po dosedanjih podatkih vpliva predvsem turistična dejavnost v območju Krvavca, če bi se le-ta širila proti severu. Tudi širitev dejavnosti na Korošici brez upoštevanja čiščenja odplak bi lahko vplivala negativno. Pri tem je treba upoštevati poslabšano kakovost voda izvirov Kamniške Bistrice, kar posredno lahko vpliva tudi na poslabšanje vode v vodarni Iverje. Negativne vplive s Krvavca opazujemo že sedaj na zajetjih izvirov Reke, odko- der se oskrbuje z vodo vehk del ljubljanske okohce. Krvavcu grozijo nova cesta m snežni topovi, vehka poraba vode, dodatne gradnje in drugi vehki posegi v prostor, ki se nikdar več ne bodo »zarash«. S tem je ogrožen tudi letni turizem, da o vodi ne govorimo... 434 Dušan Novak Zahvala Pri delu, predvsem pri izvedbi barvanj, so mi v teh letih pomagah številni kolegi. Prav tako barvanj ne bi mogh izvesti brez sodelovanja Planinskega društva Kamnik, Jamarskega društva Kamnik, Šaleškega jamarskega društva in številnih opazovalcev, ki so zajemah vzorce na izvirih. Za vestno opravljeno delo in številne informacije se zahvaljujem Ježevim v Lučah, Vršnikovim v Robanovem kotu, Funtkovim v Podvolo- vljeku, Jerajevim in ge. Štritofovi v Kamniški Bistrici in vsem drugim. Posebno zahvalo sem dolžam tudi kolegu dr. Stanku Buserju za natančen pregled tega besedila. Underground waters in Kamnik and Savinja Alps Summary The composition of the territory of the Kamnik Alps is represented by the rocks from Devoruan limestone. Carboniferous and Permian shale, sandstone to Lower Triassic hmestone, marl, dolomite and sandstone. During the Middle Triassic, dolomite and hmestone were deposited. Platy hmestone, conglomerate, claystone and keratophir can also be observed. From the Upper Triassic, massive and platy limestone and dolomite are represented. Tertiary sediments are situated on the edge and particularly in the eastern part of the territory. Due to the pressures from the north and the south, the territory was intensely folded. The folds were later disconnected and overthrusted towards the south onto the foothills. Subsequent were the processes of levelling, erosion and karstification. The territory was additionaly dissected by some faults. On the edge and in the val- leys, which are cut into the central part of the Kamnik and Savinja Alps, there are abundant springs, some of them already captured for drinking-water supply. These are the valleys of Kamniška Bistrica, Črna, Volovljek, Podvolovljek and the vahey of the Savinja and its tributaries. Beside the central ridge of the Kamnik and Savinja Alps, there are two large karst territories of Vehka planina and Veža. The main cohector of underground-water drainage from the alps Vehka planina and Mala planina is the spring of the Lučnica at Podvolovljek. It is believed that the narrowest part of the area around hotel Šimnovec is drained over a barrier towards the west, but as it seems depth drainage towards the east is also possible. Only the highest karstified parts of the edge are drained into the Kamniška Bistrica. Under- ground water from the Mala planina, which is fed as it is usual by the infiltration of precipitations, flows along the less permeable black hmestone towards the north and north-east into the stream Lučnica. The edge of Velika planina and its part. Mala planina, is drained towards the streams Dolski potok and Lučka Bela, and into the vaheys on the edge. Veža is the next of high plateaus in the eastern part of the Kamnik and Savinja Alps. The main cohector of underground-water drainage is the spring Pečovski izvir near Luče and the Savinja region situated above it. With regard to the water level, the underground waters of more karstified zones are periodically directed also towards the Kamniška Bistrica and the springs of the Podvolovljek region. Underground waters in Kamnik and Savinja Alps 435 The tributary area of the Kamniška Bistriea has two eatehment areas for the springs. Water eoheets in the spring of the Kamniška Bistriea from the regions of the alp Korošica, Mts. Kamniški Dedec, Staničev vrh and Ruševa glava, from the vahey section Konec, and perhaps also from the region of Mt. Grintovec. Water flows into the Studenci spring from the alps Kalce and Dolga njiva. Threatened springs According to the previous date, particulary the tourist activities in the regions of Vehka planina. Mala planina and Krvavec are those which may have influence on the quality of underground water if the activities on Krvavec would spread towards the north. The negative influence of tourism can already be observed at the capture sites of the Reka that provide with water a large part of the Ljubljana surroundings. In the area of Vehka planina pohution may be caused mainly deu to waste di- sposal sites and many cesspits in the tourist settlements with over 200 holiday cot- tages. Besides, the construction of ski slopes and other tourist facihties also causes negative influence on underground water. Literatura Anon. 1991: Razsodni posegi v naravo. - Planinski vestnik, 89-90, Ljubljana. Gregorio, V. 1966: Geološko-petrografske razmere Kamniške Bistrice. - Zbornik Biotehniške fakultete univerze v Ljubljani, 12, 7-30, Ljubljana. Hostnik, S. & Podpečan, M. 1993: Sistem Molička peč na Dleskovški planoti v Kamniških in Savinjskih Alpah. - Naše jame, 35/2, 9-16, Ljubljana. Maher, L 1990: Tujec in tujki v belem gorskem svetu. - Planinski vestnik, 529-533, Ljub- ljana. Maher, L 1991: Krvavec: biti ah ne biti. - Planinski vestnik, 481-483, Ljubljana. Mioč, R, Žnidarčič, M. & Jerše, Z. 1983: Osnovna geološka karta SFRJ, 1:100000, list Ravne na Koroškem. - Zvezni geološki zavod, Beograd. Novak, D. 1992: Oskrba z vodo v občini Mozirje. - Geografski vestnik, 64, 173-184, Ljub- ljana. Novak, D. 1993: Z gora vse priteče v doline. - Planinski vestnik, 9312, 66-67, Ljubljana. Novak, D. 1995: Oskrba s pitno vodo v občini Kamnik. - Geografski vestnik, 66, 145-160, Ljubljana. Novak, D. & Urbane J. 1994: Hidrogeološke raziskave za zaščito in sanacijo virov podzemeljske vode v občini Kamnik. - Arhiv Inštituta za geologijo, geotehniko in geofiziko, Ljub- ljana. Premru, U. 1975: Geološka zgraba Julijskih in Savinjskih Alp. - Naše jame, 17, 67-75, Ljubljana. Premru, U. 1983: Osnovna geološka karta SFRJ, 1:100000, list Ljubljana. Zvezni geološki zavod, Beograd. Seidl, F. 1907: Kamniške ah Savinjske Alpe. - Matica Slovenska, 1-144, Ljubljana. GEOLOGIJA 37, 38, 437-458 (1994/95), Ljubljana Georadar - visokoločljiva geofizikalna elektromagnetna naprava Georadar - high resolution geophysical electromagnetic device Aleksander Brezigar, Boris Tomšič & Janez Stern Geološki zavod Ljubljana Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko Dimičeva 14, 1000 Ljubljana, Slovenija Glišo Rašković GEOS, p.o., Stjepana Radića 27, 52110 Rovinj, R Hrvatska Kratka vsebina Georadar je visokoločljiva geofizikalna elektromagnetna naprava, ki so jo razvili v prvi polovici 80. let. V Sloveniji smo ga prvič preskusih leta 1991 na nekaj ob- jektih geološko-ekonomske, geotehnične in hidrogeološke narave. Podajamo še primer uporabnosti v krasoslovju. Prvi del prispevka je posvečen opisu merilne tehnike in metodoloških osnov, v drugem delu pa podajamo merske izkušnje in rezultate meritev na konkretnih primerih. Prikazani so radargrami iz kamnoloma okrasnega kamna Hotavlje, rudnika kalcita Stahovica, Golobje jame pri Divači in z avtoceste Razdrto-Čebulovica. Vse meritve so bile opravljene z georadarsko napravo Pulse EKKO IV, lOOMHz po metodi refleksijskega profiliranja. Abstract Georadar is a high resolution geophysical electromagnetic device that was developed in the first part of the 1980's. In Slovenia it was first tested in 1991 on several objects of economicgeological, geotechnical and hydrogeologic nature. Here its usefulness in karst studied is presented. The first part of the paper deals with description of measurement procedure and methodological bases, and the second part with experience and results of case histories. Shown are radargrams from ornamental stone quarry Hotavlje, calcite mine Stahovica, Golobja jama karst cave near Divača and from highway construction site Razdrto-Čebulovica. All measurements were performed with the georadar instrument Pulse EKKO IV with a lOOMHz antenna according to the method of reflection profiling. Uvod Georadar (po angleško GPR Ground-penetrating radar) je novejša elektromagnetna visokoločljiva merilna naprava. Začetki njegovega razvoja segajo v prvo polovico 80. let. Pomemben preobrat je pomenilo leto 1985, ko je v sodelovanju z Geološkim za- 438 Aleksander Brezigar, Boris Tomšič, Janez Štern & Glišo Raškovic vodom Kanade tvrdka A-Cubed Inc. razvila zelo kakovosten digitalni sistem Pulse EKKO III. Danes je na tržišču nekaj georadarskih sistemov, med katerimi ni večje razlike v kvaliteti. Prednost Pulse EKKO pred drugimi je v tem, da je primeren za delo v težavnih terenskih razmerah, npr. na hribovitem površju, meritve so preproste tudi v bočni in stropni smeri. Merilne antene namreč ročno premikamo kar po koraku meritev. Nasprotje temu je georadarski tip GSSI-SIR (Geophysical Survey System Inc.-Sub- surface Interface Radar), kjer so antene pričvršćene na voziček, ta pa je pripet na avtomobilsko vlečno kljuko. GSSI-SIR radar je primernejši za geofizikalno kartiranje na ravnih površinah, npr. travnikih, cestnih trasah in mestnih uhcah. Tretji sistem je prirejen za meritve v vrtinah. Razvha ga je Swedish Geological Company s švedsko družbo ABEM AB in se imenuje RAMAC. Z georadarjem snemamo predvsem kompaktne kamnine. Ločljivost je lahko v območju nekaj decimetrov, globinski doseg pa pri 100 MHz oddajni anteni v splošnem od 10 do 30m. V suhih sipkih kamninah je nepogrešljiv tam, kjer odpovedo druge cenejše geofizikalne metode, npr. na mehščih ali suhih prodnih zasipih. Splošno ga uporabljamo v kamnolomih okrasnih kamnov za določitev kakovosti kamna in odkopnih zalog, dalje v rudnikih boksita pri iskanju boksitnih gnezd in ločevanju kamninske boksitne pod- lage. Preskušen je v rudnikih kovin (določevanje geoloških mej, ugotavljanje razpok, iskanje rudnih teles. Piccolo, 1991) in premogovnikih (določevanje razpokanosti in zdrobljenosti premoga, tektonskih drs, Coon et al, 1981). V hidrogeologiji določujemo z njim gladino podtalnice in hidrogeološko-litološke značilnosti kamnin (Beres & Haeni, 1991), v krasoslovju pa razpokanost kamnin in podzemne jame. Množično ga uporabljajo v arheologiji pri odkrivanju z zemljo prekritih ruševin in artefaktov (Vau- ghan, 1986). V ekologiji je uporaben pri iskanju skritih smetišč, odpadnih jam, pri ugotavljanju debeline snežne odeje na plazovih, pri ugotavljanju spremenjenega ke- mijskega stanja podtalnic. Nepogrešljiv je pri gradnjah predorov, cestogradnjah za določanje debelin preperine in geotehničnih ocenah kompaktnosti oziroma razpoka- nosti hribin (Cook, 1975). V mestih iščemo podzemne vodovodne in električne na- peljave. Znani so primeri določitve debelin permafrosta, večnega ledu ah pozimi re- centnih jezerskih sedimentov skozi poledenelo jezero. Z georadarjem si pomagamo še pri fundamentalnih geoloških študijah, npr. pri mikrorefleksijskih in litostratigrafskih snemanjih recentnih usedlin ah pri iskanju litostratigrafskih stikov (Davis & An- nan, 1989). V splošnem je naloga georadarja razločevanje geofizikalnih anomalij, tj. mest ah ploskev s spremenjenimi fizikalnimi lastnostmi (Fisher & McMechan, 1992). Pri tem je lahko anomalija kakršnakoh obhka ali snov, ki je predmet preiskav (npr. cev, prekriti zid, podzemni rov, razpoka, spremenjena kompaktnost, litološke spremembe ...). Georadar je soočen s podobnimi težavami kot druge geofizikalne metode. Rezultati meritev so namreč lahko večpomenski in je pri interpretaciji potrebna izkušenost in poznavanje merilne tehnike. Meritve onemogočajo podzemni električni vodi, vodovo- dne cevi in razne podzemne instalacije, ki niso predmet preiskav (Greenhause et al, 1993), v rudnikih pa jekleno podporje. Prednosti georadarskega snemanja so preprosta terenska izvedba in meritve v razmerah, kjer druge geofizikalne metode odpovedo; v delovni obhki je rezultat meritev dosegljiv takoj. Je nedestruktivna in okolju zelo sprejemljiva metoda. Slabost je v tem, da še vedno spada med dražje geofizikalne metode. Globinski doseg je majhen, prodornost v globino pa zmanjšujeta predvsem vsebnost gline in vlaga. V Sloveniji smo ga prvič uporabih leta 1991 pri preiskavah zemeljskih plazov in melišč v bhžini rudnika kaolina Črna pri Kamniku. Kasneje smo opravih še več meri- Georadar - visokoločljiva geofizikalna elektron\agnetna naprava 439 tev za najrazličnejše namene. Tukaj smo zbrali nekaj značilnih primerov georadarskega snemanja, da bi predstavih metodo s praktičnimi primeri. Snemanja so plačah razhčni naročniki, na kraških območjih pa smo merili s finančno pomočjo Ministrstva za zna- nost in tehnologijo pri raziskovalni nalogi Geofizikalne metode za reševanje kraške problematike. Georadarska naprava in osnove metode Georadar sestavljajo naslednji osnovni deh: oddajna antena, sprejemna antena, kontrolna enota za časovno krmiljenje anten in prikazovalna enota, npr. prenosni osebni računalnik z ustreznim računalniškim programom. Merjenje krmih računalniški pro- gram, ki nam hkrati omogoča takojšen pregled nad kakovostjo meritev. Pri obdelavi uporabljamo programske pakete, ki jih kupimo hkrati z napravo, programska oprema pa je najbogatejša pri georadarju GSSI. Če dokupimo dodatne module za obdelavo, lahko uporabljamo tudi programske pakete refleksijske seizmike. Metoda temelji na penetraciji kratkih t. i. visoko frekvenčnih (radijskih) elektro- magnetnih valov (EM) frekvence 10 do 1000 MHz, ki jih v kratkih časovnih presle- dkih - impulzih pošiljamo z oddajno anteno ali oddajnikom v tla. Tod se širijo do anomalije, kjer se del valovanja odbije in vrne. Odbiti del vala sprejemamo s sprejemno anteno ah sprejemnikom. Ta je od oddajnika oddaljen od nekaj decimetrov do nekaj metrov. Merski parameter je čas potovanja EM vala od oddajne antene do anomalije in nazaj do sprejemne antene. Govorimo o dvojnem času, podobno kot pri refleksijski seizmiki. Sprejete valove ojačamo in preformatiramo v kontrolni enoti in jih nato preverjamo na zaslonu prikazovalne enote. Podatke shranimo na trdi disk za kasnejšo obdelavo. Način pridobivanja in obdelave podatkov ter končni prikaz rezultatov je podoben kot pri seizmičnih metodah. Razlika je v viru, fizikalni naravi in frekvenci valovanja ter s tem v zajeti merilni globini in ločljivosti zajemanja podatkov. Medtem ko je pri seizmičnih metodah frekvenca valovanja od nekaj hertzov do nekaj 10Hz, je ta pri georadarju od nekaj MHz do 1000 MHz. Pri seizmiki je običajno časovna enota mihsekunda (ms), pri georadarju pa nanosekunda (ns). Na shki 1 je prikazan način pridobivanja podatkov z običajno refleksijske georadarsko merilno tehniko. Širjenje vala je odvisno od električnih lastnosti kamnin, izhodne frekvence in jakosti valov. Najpomembnejša dejavnika, ki širjenje opisujeta, pa sta hitrost valov in dušenje (atenuacija). Tako hitrost kot dušenje sta odvisna od dielektričnih lastnosti in pre- vodnosti snovi oziroma od dielektrične konstante in upornosti. Dielektrična konstanta je odvisna od temperature in frekvence oddajne antene, kar pogojuje izbor antene. Na električno prevodnost oziroma upornost kamnin pa vplivajo: poroznost, prevod- nost porne tekočine, stopnja nasičenosti kamnine, obhka diskontinuitet oziroma razpok v hribirü, temperatura in prisotnost mineralov glin. Pri zemljinah se prevodnost spreminja v odvisnosti od strukture zemljin (bolj zrnata struktura, manjša poroznost - nižja prevodnost), dalje z odvisnostjo od vsebnosti glinenih delcev (če je ta večja, je pre- vodnost višja), z vsebnostjo porne vode (pri večji vsebnosti porne vode je prevodnost višja), neposredno pa se spreminja z večjo prevodnostjo porne vode oziroma s spre- minjanjem slanosti le-te. Električne lastnosti kamnin se v največji meri spreminjajo z litološkimi spre- membami, vsebnostjo vlage in s homogenostjo oziroma antizotropnostjo kamnine. Spremembe teh lastnosti povzročijo, da se del vala odbije in da odbiti del lahko za- beležimo s sprejemno anteno. Odbiti del vala na radargramu vidimo kot del refleksa. 440 Aleksander Brezigar, Boris Tomšič, Janez Štern & Glišo Raškovic Sl. 1. Načelo georadarske meritve in rezultati v obliki radargrama Fig. 1. Conceptual illustration of the radar profiling and resulting radargram Georadar - visokoločljiva geofizikalna elektron\agnetna naprava 441 Frekvenca. Operativno frekvenčno delovanje GPR je med lOMHz in lOOOMHz. V tem območju je namreč hitrost elektromagnetnega valovanja konstantna (če je prevodnost materiala pod lOOmS/m, kar velja za hribine) in ne prihaja do disperzije signala. Tabela 1 prikazuje vrednosti dielektrične konstante e, električne prevodno- sti o (mS/m), hitrosti v (m/ns) in dušenja ah atenuaeije a (dB/m) za najpogostnejše kamnine. Vrednosti se nanašajo na oddajno anteno lOOMHz. Iz tabele 1 vidimo, da je dielektrična konstanta vode 80, v večini suhih kamnin pa se giblje od 4-8. Razlika kaže, kako zelo je hitrost radarskega vala odvisna od vlažnosti kamnin. Podobno kot za hitrost velja tudi za dušenje valovanja. Dušenje se namreč nad frekveneo lOOMHz izredno hitro povečuje. Razvidni so kontrasti v parametrih npr. med apneneem in glino, suhim peskom in z vodo nasičenim peskom, morsko vodo in sladko vodo (lastnost, pomembna za raziskave iz varstva okolja ). Valovi se zelo hitro širijo v kompaktnih kamninah in snoveh (granit, apnenee, led) in v suhih kamninah (suh pesek). Najvišje hitrosti imamo v kraških kavernah, kjer pravzprav merimo njihovo širjenje v zraku. Počasneje pa se širijo v glinah in meljih in z vodo nasičenih peskih. Najnižje hitrosti so v vlažnih plastičnih glinah, kjer je dušenje tudi največje. Jakost valov - dušenje - doseg. Z georadarjem iščemo anomalijo pri omejenem globinskem dosegu in v območju znane ločljivosti. Zanima nas optimalna sestavljenost naprave, ki bi zagotavljala največji globinski doseg pri največji možni ločljivosti. Na globinski doseg vpliva nekaj dejavnikov. Od naravnih sta najpomembnejša dušenje (zmanjševanje amphtude) in odbojne značilnosti meje, kjer pride do sprememb električnih Tabela 1. Značilne vrednosti dielektrične konstante e, električne prevodnosti a, hitrosti v in dušenja a za nekaj snovi pri lOOMHz oddajni anteni (Davis & Annan, 1989, 536) Table 1. Typical dielectric constant e, electrical conductivity a, velocity v and attenuation a in selected materials at lOOMHz. From Davis & Annan, 1989, 536 442 Aleksander Brezigar, Boris Tomšič, Janez Štern & Glišo Raškovic lastnosti kamnin. Običajno vpliva teh dveh dejavnikov ne poznamo ah ju ne moremo nadzirati. Po drugi strani, to je tehnični, pa je daleč najpomembnejša lastnost kako- vost radarskega sistema (Q). Kakovost bi lahko opisah kot skupek tehničnih oziro- ma merskih lastnosti tega sistema, s katerimi si zagotovimo optimahio meritev in ustrezni globinski doseg. Izražamo jo v deeibelih. Odvisnost med globinskim dosegom in kakovostjo GPR sistema (Davis & Annan, 1989, 536) podaja naslednja enačba: kjer je Q - vrednost tehnične kakovosti GPR sistema, TA - moč oziroma jakost oddajne antene (zmogljivost oddajanja), RA - moč oziroma jakost sprejemne antene (zmogljivost sprejemanja), Gr - ojačitev sprejemne antene, Gt - ojačitev oddajne antene, L - doseg (razdalja od sprejemne antene do anomalije), / - frekvenca valovanja, a - dušenje v kamnini, g - jakost odbitega valovanja, C - površina odbojne ploskve oziroma ploskev anomalije, Л - 3,14, e - osnova naravnega logaritma. Z drugimi besedami nam kakovost določuje, za koliko lahko sprejeti signal ojačamo, oziroma kako globoko lahko z meritvami sežemo, da pri tem še vedno ohranimo za- dovoljivo razmerje signal/šum, oziroma da ne popačimo sprejetega signala. Običajen georadar ima tehnično kakovost od 120 do 160dB. Georadarska naprava s Q=140dB ima pri dušenju valov v kamnini 0,1-10 dB/m, npr. globinski doseg med 50 m in 2 m. Naprava s Q = 80dB pa ima pod enakimi pogoji doseg le 15m do Im. Slika 2 prikazuje globinski doseg radarskih sistemov razhčne kakovosti v odvisnosti od dušenja. Amplituda radarskega vira se zmanjšuje zaradi sferičnega oddaljevanja EM valo- vanja od antene. Kot smo že omenih, pride do zmanjšanja amplitude tudi na mestu, kjer se spremenijo električne lastnosti kamnin (meja običajno sovpada z litološko mejo, vendar ne vedno), zmanjšanje pa je odvisno tudi od debelin posameznih plasti. Tako je predvideni globinski doseg pri oddajni anteni 100 MHz v apnencu do 50m, v flišu do 30m, v srednje trdi glini do 10 m in v mehki plastični glini do 2 m. Ločljivost. Pri georadarju želimo, da je frekvenčni spekter oddajanja karseda ozek in da se čimbolj približa srednji frekvenci npr. 100MHz. Ločljivost je v splošnem ge- ofizikalnem smislu definirana z Rayleighjevim kriterijem ločevanja dveh oblik, ki sta druga zraven druge. Slikovit prikaz razumevanja ločljivosti je naslednji: kako daleč se lahko oddaljimo od dveh točkastih svetil, medsebojno oddaljenih npr. Im, da ju še vedno vidimo. Ločljivost je obratno sorazmerna valovni dolžini in premosorazmerna frekvenci. Pri georadarskih meritvah je spodnja meja ločljivosti enaka najmanjši de- belini htološke plasti, za katero še lahko razločimo zgornjo in spodnjo mejo, kar v praksi pomeni blizu 1/4 valovne dolžine. V merskem smislu je ločljivost določena z ustreznim razmerjem dolžina signala - širina frekvenčnega spektra. Krajšanje dolžine signala nam povečuje širino frekvenčnega spektra, kar je nezaželeno. SI. 3 prikazuje odvisnost ločljivosti naprave od frekvence oddajne antene. Iz slike je razvidno, da z izbiro frekvence pravzprav določujemo ločljivost sistema. Višja je frekvenca, večja Georadar - visokoločljiva geofizikalna elektron\agnetna naprava 443 Sl. 2. Odvisnost med globinskim dosegom, dušenjem (a) in tehnično kakovostjo sistema GPR (Q) (Davis & Annan, 1989, 538) Fig. 2. Relation between signal range and attenuation (a) for georadar systems with different performances (Q) je ločljivost, vendar se s tem zmanjšuje globinski doseg. Primer: pri lOOMHz anteni je ločljivost od 0,25 do 0,5m, pri 350MHz anteni pa le nekaj centimetrov, vendar je pri tej anteni v npr. apnencih globinski doseg komaj 10 do 20m. Danes so na razpo- lago georadarski sistemi, ki imajo vključeno široko paleto razhčnih oddajnih anten z različnimi frekvencami (25, 50, 100, 200, 500, lOOOMHz). Velja splošno pravho, da se dušenje valovanja v kamninah zmanjšuje ob zniževanju oddajne frekvence. Zato lažje povečamo moč oddajne antene pri nižji frekvenci kot pri višji in s tem izboljšamo kakovost georadarja in njegov doseg. Nasprotno pa z zviševanjem frekvence povečujemo ločljivost sistema. Ugotovljeno je, da se je bolje zadovoljiti z nekohko manjšo ločljivostjo na račun večjega dosega. Testne meritve v razhčnih geoloških okoljih so pokazale, da predstavlja radarski sistem s frekvenco oddajne antene lOOMHz nekakšen kom- promis. Načini meritev Razvitih je več načinov merjenja. Podobni so tistim pri seizmičnih raziskavah, vendar so pri izvedbi preprostejši. Osnovno pravilo je, da se tako oddajna kot sprejemna antena v vsej svoji dolžini tesno prhegata na kamnino. Pri merjenju se izogibamo predmetom, ki povzročajo motnje. V predorih in vrtinah se moramo izogibati lažnim signalom, ki nastanejo zaradi valovanja vzdolž tunela ah vrtine (t.i. multiph refleksi). Najpogostnejši 444 Aleksander Brezigar, Boris Tomšič, Janez Štern & Glišo Raškovic SI. 3. Odvisnost ločljivosti od frekvence oddajne antene Fig. 3. Relation between resolution and frequency of transmitter (Davis & Annan, 1989, 540) način meritev je refleksijske preñliranje, manj pa CMP (common mid point), WARR (wide angle reflection and refraction) in geotomografija. Refleksijske profiliranje je podobno common-offset seizmični refleksijski metodi (metoda enakih razdalj). Uveljavlja se že tudi večkanalno radarsko snemanje oziroma obdelava (multichannel acquisition, Fisher & McMechan, 1992; Fisher et al, 1992), kije podobno refleksijski me- todi večkratnega sredinskega prekrivanja globinske točke (CMP). Refleksijske profi- liranje poteka takole: med oddajno in sprejemno anteno določimo optimalni razmik (npr. 1 m). Z njim se nato pomikamo vzdolž profila od merske točke do merske točke oziroma med stojišči. Razmik med antenami nam v praksi pomeni gostoto sledi ozi- roma gostoto prostorskega vzorčevanja. Opisano velja za napravo Pulse EKKO, me- dtem ko je pri napravi GSSI razmik med stojišči tako majhen, da je praktično zve- zen. Način meritve z refleksijske metodo je prikazan na si. 4. Oznaka OA pomeni položaj oddajne antene in SA položaj sprejemne antene pri enem stojišču. Rezultati so prikazani na radargramu, kjer predstavlja horizontalna os dolžino profila, vertikalna pa dvojni čas potovanja EM valovanja do odbojne ploskve. Običajno je vertikalna os preračunana v globinsko merilo. Globina do reflektorja je določena s hitrostjo širjenja valovanja. Hitrost določimo z nadaljnjo meritvijo WARR ah CMP, ah pa izvedemo globinsko ko- relacijo na podlagi znanih podatkov, npr. iz poznavanja geoloških podatkov, vrtanja ah drugih površinskih geofizikalnih meritev. Sledita merski metodi CMP in WARR, ki služita za določitev hitrosti širjenja EM valov v kamnini. Sta ekvivalent seizmični refrakcijski metodi. Izvedba je preprosta: Georadar - visokoločljiva geofizikalna elektron\agnetna naprava 445 Sl. 4. Refleksijska merilna tehnika Fig. 4. Georadar used in the reflection profiling mode oddajna antena je med meritvijo nepremična, s sprejemno pa se s stalnim korakom (npr. 0,3 m) oddaljujemo. Metoda radarske preslikave ali geotomografija je uporabna pri geotehničnih de- lih v rudnikih, predorih, med vrtinama ali med dvema rovoma. Gradnja slike je po- dobna kot pri seizmični preslikavi - geotomografiji. Služi za določitev hitrosti in, če merimo tudi amplitudo signala, dušenja vala v kamnini. Preslikava je primerna za ugo- tavljanje geotehničnega stanja kamnin in daje osnovne podatke za geotomografsko rekonstrukcijo. Primeri uporabe Sledijo praktični primeri uporabe v kamnolomih, hidrogeologiji, geotehniki, spe- leologiji in stratigrafskih kartiranjih. Vse predstavljene meritve smo izvedli po meto- di refleksijskega profihranja, z georadarsko napravo Pulse EKKO IV in lOOMHz od- dajno anteno. Pri posameznih meritvah je bh različen le korak snemanja. Kamnolom Hotavlje V kamnolomu Hotavlje pridobivajo okrasni apnenec, imenovan hotaveljski marmor. Apnenec je ponekod razpokan, kar zmanjšuje izplen. Z georadarjem smo razlikovah apnenec po njegovi stopnji razpokanosti oziroma njegovi kvaliteti. Ugotovljene raz- 446 Aleksander Brezigar, Boris Tomšič, Janez Štern & Glišo Raškovic mere prikazuje radagram na sl. 5. Opisana meritev deluje posebno učinkovito v barvnem odtisu. Tako je mogoče izračunati zaloge eksploatabilnega kamna z zmanjšanimi vr- talnimi posegi. Meritve so bile izvedene v profilu bočno v odkopno čelo kamnoloma približno Im nad tlemi. Podobno določujemo razpokanost hribin v geotehniki. Rudnik kalcita Stahovica V kamnolomu Rudnik kaleita Stahovica v Stahovici pri Kamniku je eksploatabi- len kalcit pod debelo plastjo pobočnega grušča. Kalcitno mineralno telo predstavlja zgornji pripovršinski del sicer debelega triasnega apnenca. Naloga raziskav je bila določiti debehno pobočnega grušča ozh-oma mehšča in s tem izračunati kohčmo jalovega odkrivka do mineralne surovine. Radargram na sl. 6 prikazuje pobočni grušč in stik oziroma litološke mejo grušč-kalcit. Suhi grušč prehaja v spodnjem delu v aluvialni prod hudourniške reke Kamniške Bistrice. Grušč in prod se po tipu radarskih sledi tohko razlikujeta, da ju je mogoče ločiti. Meritve smo izvedli poleg obratujočega kamnolo- ma po živem in zelo kotalečem se grušču ter kršju po pobočju navzgor. Zaradi kršja Sl. 5. Radargram iz kamnoloma Hotavlje 1 Preperinski pokrov; 2 Tektonsko razpokani apnenec; 3 Kaverne, zapolnjene z zdrobljeno kamnino; 4 Homogeni apnenec Fig. 5. Radargram from the Hotavlje quarry 1 Weathering cover; 2 Tectonically damaged limestone; 3 Caverns filled with crushed rocks; 4 Homogeneous limestone Georadar - visokoločljiva geofizikalna elektron\agnetna naprava 447 SI. 6. Radargram iz kamnoloma Rudnika kalcita Stahovica 1 Pobočni grušč; 2 Aluvialni prod; 3 Kalcit - apnenec Fig. 6. Radargram from calcite quarry of the Stahovica calcite mine 1 Talus rubble; 2 Alluvial gravel; 3 Calcite - limestone je bil ponekod stik antena-kamnina precej slab. Za globinsko spremembo časovne globine smo privzeli hitrost valovanja 0,12m/ns. Glede na izbrano hitrost in frekvenco valo- vanja, ki je po spektralni analizi znašala 80MHz, je bila najmanjša možna vertikalna ločljivost 0,6m, povprečno doseženi globinski doseg pa 25m. Interpretirana debehna grušča je od 2-9m. V spodnjem delu je debelina grušča približno 5m, debehna hudourniškega zasipa pa še nadaljnje 4m. Kalcitna podlaga grušča je relativno kom- paktna. Zdrobljena je le nekaj metrov tik pod kontaktom z gruščem, kar je najbolj 448 Aleksander Brezigar, Boris Tomšič, Janez Štern & Glišo Raškovic opazno na odseku med točkama 20-75 (razpokan kaleit zgornjih 6m). Opazne so tudi vertikalne anomalije (večja poškodovanost podlage), na primer med točkami radar- skega snemanja 5-10, 20-24, 47-49 in 109-115. Porušena cona med točkama 109 in 115 lahko domnevno predstavlja kontakt med kalcitom in apnencem. Podoben način meritev lahko uporabimo pri gradnjah cest ob preiskavah plazišč, mehšč, pobočnih gruščev in podobno. Golobja jama pri Divači V skladovitem paleocenskem foramhiifernem mihohdnem apnencu (^Рсг) pri Divači leži na sredini bodoče avtoceste Razdrto-Čebuloviea Golobja jama. Lega je podana na shki 10. V Katastru kraških jam Slovenije je navedena pod številko 5936. Odkrilo in raziskalo jo je Jamarsko društvo »Gregor Žiberna« iz Divače, ki ji je tudi nadelo ime Golobja jama, VG 316. Na površini vidimo vhod, neznano pa je nadaljevanje v globino. Pred gradnjo ceste je bho potrebno opredeliti jamske razsežnosti in določiti debehno stropa, da ne bi pod obtežitvijo prometa kasneje prišlo do zruška. Meritve so prikazane na radargramu na sl. 7a, interpretacija pa na sl. 7b. Radarski vir smo usmerih navzdol. Prešel je jamski strop, šel skozi zrak v jami, prešel v zrušek na jamskih tleh ter se nato v apnencu zadušh. Ob taki htologiji smo na dnu jame pričakovah slabši kontrast kot na stropu in na dnu vehko sipanje odbitih valov, kar se je tudi zgodho. Pri globhiski spremembi radargrama smo privzeh hitrost šhjenja valov v apnencu 0,12m/ns, katero smo izmerih po metodi CMP/WARR, v zraku pa 0,3m/ns. Razmik med sledmi je Im, izračunana možna vertikalna ločljivost pa 0,4m. Golobja jama leži pod kamnitim obokom, katerega debelina niha od 2-5m. Glo- boka je do 25m, merjeno od površine. Nadaljuje se v smeri 150 stopinj proti jugo- Sl. 7. Radargram Golobje jame pri Divači (a), interpretacija (b) Fig. 7. Radargram from the karstic cave Golobja jama near Divača (a), interpretation (b) Georadar - visokoločljiva geofizikalna elektron\agnetna naprava 449 vzhodu. Določitev zgornje meje stropa je jasna, meja dna pa je vprašljiva, kajti prehod je zaradi okruškov in kršja na tleh zabrisan. Predvidevamo, da zavzema stropni okrušek pribhžno 1/4 jame. Opisan primer je zanimiv za gradbenike kot za krasoslovee ah hidrogeologe krasa. Avtocestni odsek Razdrto-Čebulovica Bodoča avtocesta poteka pri Razdrtem v eocenskih flišnih plasteh (E), preide nato pri Senožečah oziroma Dolenji vasi v kozinske in danijske temno sive in črne apnen- ce (K, Pc, Pleničar et al., 1970). Na polju pri Dolenji vasi poteka čez kredne se- nonske in turonijske sive in temno sive apnence (K2) Tržaško-Komenske planote. Preko sivega danijskega apnenca (K, Pc) preide nato v paleocenske sklade (Pc), ki tam na geološki karti stratigrafsko niso natančneje opredeljeni. Na pobočju hriba Čebulovi- ca delimo paleocenske plasti na srednji del liburnijskih skladov (kozinski apnenec - Фсг) in zgornji del liburnijskih skladov (foraminiferni mihohdni apnenec - ^Рсз, Bu- ser, 1973). Dalje proti Divači poteka cesta po alveolinsko-numulitnem apnencu (Pc, E), sivih turonijskih (К|) in belih senonskih (KÌ) rudistnih apnencih. Na Oddelku za geofiziko Inštituta za geologijo, geotehniko in geofiziko smo leta 1989 izvedli geofi- zikalno zvezno geoelektrično kartiranje po tej cestni trasi, žal ne v celotnem obsegu. Izpadle so npr. meritve na alveolinsko-ntimuhtnem apnencu. Osnovni namen teh meritev je bil določiti debehno preperine. Geoelektrične meritve so bile izvedene s korakom 10 m in Schlumbergerjevim razporedom elektrod AB/2 = 10 in 20m. Izvlečki teh meritev z razporedom AB/2 = 20m so prikazani na si. 8. Razvidno je, da elektroupornost kamnin niha od nekaj sto do preko deset tisoč fìm. V statističnem smislu se spreminja v od- visnosti od spremenjenih litoloških razmer od formacije do formacije. Po zgornji analizi smo si za testno georadarsko snemanje izbrah odsek pod Čebu- lovico, kjer se po Osnovni geološki karti 1:100000, lista Gorica (Buser, 1968) in Postojna (Buser et al., 1967) stikata srednji del liburnijskih skladov - kozinski apnenec s polži (^PcO in zgornji del liburnijskih skladov, tj. foraminiferni mihohdni apnenec (^Рсг). Kozinski apnenec je gost skladovit apnenec temno sive barve s tankimi črnimi vložki lapornega skrüavca in makrofavno. Ponekod vsebuje vložke premoga. Mihohdni ap- nenec pa je skladovit zrnat apnenec sive in temnejše sive barve. Prehod med njima je zvezen. Litološko se razlikujeta predvsem po vložkih skrilavca in vsebnosti organ- skih snovi in pričakovati je bilo, da se bosta razlikovala tudi geoelektrično in geora- darsko. Namen meritev je bil preveriti georadarsko metodo za uporabo v detajlnem stratigrafskem kartiranju in jo predstaviti kot mersko metodo, ki je optimalna pri geotehničnih raziskavah na Krasu. Okrog 215m dolg georadarski profil je prikazan na si. 9, njegov položaj in geološka skica pa na si. 10. Na si. 9 podajamo za primerjavo tudi meritve navidezne specifične upornosti v Qm. Geološka skica na si. 10 je prirejena po manuskriptni geološki karti 1:10000, ki sta jo izdelala geologa dr. Bogdan Jurkovšek in Martin Teman. Prikazuje razširjenost kozinskega apnenca (^Рсг), foraminifernega miholidnega (^Рсг) in fora- minifernega alveolinsko-numulitnega apnenca (Pc, E), katerega pa geofizikalne me- ritve niso več zajele. Geološka skica nam je na koncu služila za verifikacijo geofizikalnih rezultatov. Profil smo merili od severovzhoda proti jugozahodu. Način meritev, ki je opisan pri Golobji jami, velja tudi za tukajšnje meritve, pri obdelavi podatkov pa smo privzeli hitrost širjenja valov 0,lm/ns. Iz radargrama se vidi, da v celoti poteka v karbonatni kamnini. Litološka meja je razpoznavna do globine okrog 17m in sovpada z zvišanjem električne navidezne specifične 450 Aleksander Brezigar, Boris Tomšič, Janez Štern & Glišo Raškovic Sl. 8. Primerjava meritev geoelektričnega kartiranja (profiliranja) različnih stratigrafskih členov na cestni trasi Razdrto-Čebulovica E Eocenski fliš (menjavanje laporja in peščenjaka) ^Pc2 Zgornji del liburnijskih skladov (foraminiferni miUolidni apnenec) 'Pc2 Srednji del liburnijskih skladov (kozinski sivi apnenec) Pc Paleocen (apnenec) K, Pc Spodnji del liburnijskih skladov (danij in kozinski skladi - temno sivi in sivi apnenec) Ki Senonski beh apnenec (rudistni apnenec) Ki Turonijski sivi apnenec (rudistni apnenec in plastoviti apnenec) K2 Kredni senonski in turonijski apnenec (plastoviti sivi in temno sivi apnenec Tržaško- Komenske planote) Fig. 8. Comparison of geoelectrical profiling of different stratigraphie members on the Razdrto-Čebulovica highway E Eocene flysch (alternation of marl and sandstone) ^Pc2 Upper part of Liburnian beds (limestone with foraminifers miliohdes) ^Pc2 Middle part of Liburnian beds (grey Kozina limestone) Pc Paleocene beds (limestone) K, Pc Lower part of Liburnian beds (undivided Danian and Kozina limestone - dark grey and grey limestone) Ki Senonian white limestone (rudist limestone) Ki Turonian grey limestone (rudist limestone and stratified limestone) K2 Cretaceous Senonian and Turonian limestone (stratified grey and dark grey limestone of Triest-Komen plateau) Georadar - visokoločljiva geofizikalna elektron\agnetna naprava 451 SI. 9. Geoelektrični profil in radargram z avtoceste na hribu Čebulovica Fig. 9. Geoelectric profile and radargram from highway at the Čebulovica hill upornosti v delu foraminifernega miliolidnega apnenca (^Рсг), kjer upornosti prese- gajo 5000Qm. Kot meja je označen debelejši odsek zveznega prehoda iz ene forma- cije v drugo. Razpokanost tako kozinskega kot foraminifernega apnenca je različna, posebno je izrazita ob opisani meji. Izmerjeni geoelektrični minimum med merskima točkama 468 in 471 ne predstavlja z glino zapolnjeno jamo, kar bi lahko bila možna interpretacija geoelektričnih meritev, temveč le relativno bolj razpokan apnenec. Zgoraj opisana litološka in hkrati stratigrafska meja leži pri merski georadarski točki 140 (geometrska točka cestne trase 473) in vpada pod navideznim vpadnim kotom 14° 452 Aleksander Brezigar, Boris Tomšič, Janez Štern & Glišo Raškovic Sl. 10. Položaj geoelektričnega in georadarskega profila na Čebulovici Fig. 10. Situation of geoelectric and georadar profile on the Čebulovica hill proti geometrski točki 477 oziroma proti jugozahodu. Izmerjeni površinski vpadi pla- sti so na tem mestu od 17-22° proti zahodujugozahodu. Georadarski posnetek kaže, da je apnenec praktično brez preperinskega pokrova. Sklep Georadarska metoda je primerna metoda za raziskave v kompaktnih kamninah. Pridobivanje podatkov je hitro, preprosto in izvedljivo v težavnih in razgibanih tere- nih. Velja za eno najnatančnejših geofizikalnih metod, ki je poleg tega zvezna. Ven- dar je plitvega dosega. Največji doseg v trdnih kamninah je okrog 50m. Prednost je v tem, da v raziskovalni medij ni potrebno postavljati sond ah razhčnih detektorjev, kot to zahtevajo druge geofizikalne metode; je nedestruktivna in ekološko sprejem- ljiva metoda. Meritve lahko zmotijo visokoprevodni predmeti, kot so železne cevi, električne napeljave in podobno. Preliminarni rezultati so dostopni takoj. Z njim iščemo geološke strukture, diskontinuitete, določujemo razhčne stopnje kompaktnosti hribin in razhčna fizikalna stanja kamnin. Tudi v Sloveniji smo ga pre- skusih na številnih objektih raziskav. Vendar je interpretacija rezultatov zahtevna in je pri tem potrebna pazljivost in izkušenost. Posebej moramo biti pozorni na pojave difrakcije in na multiple reflekse. S svojimi lastnostmi si georadar utira pot v razhčne geološke raziskave in dejavnosti, kar so pokazale tudi naše raziskave. Georadar - high resolution geophysical electromagnetic device 453 Georadar - high resolution geophysical electromagnetic device Introduction Georadar (GRR Ground-penetrating radar) is a geophysieal high resolution electro- magnetic device. The beginnings of development reach into the early 1980's. There are three measurement systems on the market. The Canadian system Pulse EKKO is suitable for vv^ork in difficult field conditions and rough rehef. The measurement antennas must be manuahy displaced during measuring. In the georadar system GSSI-SIR (Geophysical Survey System Inc. - Subsurface Interface Radar) antennas are fixed to a cart that is dravi^n by car. The type GSSI-SIR is suitable for work on even sur- faces, as meadows, highway construction sites and urban streets. The third system is adapted for measurement in boreholes. It is cahed RAMAC, and it was developed jointly by two Swedish manufacturers, the Swedish Geological Company and ABEM AB. With georadar principally compact rock are measured. The resolution varies in the range of a few decimeters, and the depth reach in general from 10 to 30m with a lOOMHz transmitting antenna. In dry loose rocks the device is indispensable in cases where other low cost geophysical methods are not successful, as in screes and dry gravel deposits. In general it can be used in ornamental stone quarries for assess- ment of stone quality and reserves, and in bauxite deposits for searching bauxite nests and detecting the position of barren footwall. It was tested in ore mines for deter- mination of geologic boundaries, detection of fissures, for search of orebodies (Pic- colo, 1991), and in collieries for determination of fissures and trituration state of coal, and of tectonic planes (Coon et al., 1981). In hydrogeology the ground water level and hydrogeologie-lithologic properties of rocks are detected (Beres & Hae- ni, 1991), and in karstology fissures and caves. It is much used in archeology for detection of ruins covered by soh and of artefacts (Vaughan, 1986). In environmental assessment it is used for detecting of hidden disposal sites and pits, for measuring the thickness of snow in avalanches and for measuring the changed chemical state of groundwaters. It is valuable in tunnel construction, in road construction for de- termination of weathering cover thickness and geotechnieal estimation of compactness and degree of fracturing of rocks (Cook, 1975). In towns it is used for locating of lost underground water supply and electric installations. Known are cases of deter- minations of permafrost and ice thickness, of measuring of thicknesses of lake se- diments through the frozen ice of the lake. Georadar can be used also for fundamental geology studies, as in microreflection and lithostratigraphic measurements of recent sediments, or in locating the stratigraphie contacts (Davis & Annan, 1989). The task of georadar in general is to distinguish geophysical anomahes, i.e. sites and surfaces vñth changed physical properties (Fischer & McMechan, 1992). The anomaly can be produced by any object that is the target of investigation (tube, covered wah, underground working, fissure, changed compactness, lithological alteration). Georadar is faced by simhar difficulties as other geophysical methods. The results of measurements can namely indicate a number of possible sources, therefore in interpreting experience and good knowledge of measuring technique are needed. Measurements are hampered by underground electric cables, water supply tubes and various underground installations that are not the object of investigations (Green- house et al., 1993), and by steel support in mines. Advantages of the georadar re- cording technique are simple field equipment, possibility of measurement in circum- 454 Aleksander Brezigar, Boris Tomšič, Janez Štern & Glišo Raškovic stances where other geophysical methods fail, direct access to results of measurements. This method is non-destructive and environment friendly. A disadvantage is its price that is still rather high. Depth range is limited, and penetration into depth is obstructed especially by the presence of moisture and clay. In Slovenia the method was first used in 1991 for examination of landshdes and screes in surroundings of the kaolin mine Črna near Kamnik. Later a number of measurements was performed for a variety of purposes. Here a few characteristic cases of georadar application are assembled with the aim of presenting the practical side of the method. The work was ordered by various customers. In the karst territory the investigations were done in the frame of a research project of the Ministry of Science and Technology "Geophysical methods for problem solving in karst". Georadar Equipment and Basics of the Method Georadar consists of the following basic parts: transmitting antenna, receiving antenna, control unit for time steering of antennas and display unit, for example a portable PC with appropriate computer program. Measurement is steered by com- puter program that permits also real time quality control of the measurements. For processing data program packages are used that are bought together with the in- strument. The program software is the most abundant for the GSSI georadar instru- ment. With purchased additional modules for processing also program packages for reflection seismics can be used. The method is based on the penetration of the so-cahed high frequency (radio) electromagnetic (EM) waves of 10 to 1000 MHz that are sent in short time lags - impulses -with the transmitting antenna or transmitter into the rock. There they travel to the anomaly from which a part of waves is reflected, so that they return. The reflected part of waves is received with the receiving antenna or receiver which is situated at a distance of a few decimeters to several meters from the transmitter. The measur- ing parameter is the travel time of the EM wave from the transmitting antenna to anomaly and back to the receiving antenna. The term is the two way travel time, similarly as in reflection seismics. The received waves are amplified and reformated in the control unit, and then verified on the screen of the display unit. Data are saved on hard disk for later processing. The way of obtaining and processing data, as well as the final display of data is similar to that in seismic methods. The difference resides in the source, physical nature and frequency of waves, and also in the measurement depth range and resolution of data. Whereas in the seismic methods the frequency ranges from several Hz to several hundred Hz, with georadar this range is from several MHz to 1000MHz. The usual time unit in seismics is millisecond (ms), and in georadar the nannosecond (ns). Figure 1 shows the way of measuring data v^dth the usual geora- dar technique. The propagation of waves is dependent upon electric properties of the rock, the starting frequency and the intensity of waves. The most important factors that de- scribe propagation are the velocity and the attenuation of waves. Both velocity and attenuation depend upon the dielectric constant and resistance of rocks. In table 1 are shown velues of the dielectric constant e, electric conductance o (mS/m), veloc- ity V (m/ns) and attenuation a (dB/m) for the most common rocks. The values cor- respond to the 100 MHz transmitting antenna. In this paper special attention is being devoted to description of wave intensity. Georadar - high resolution geophysical electromagnetic device 455 attenuation, quality of the radar system, amphtude of the signal, resolution and the depth range of the georadar. On fig. 2 the depth ranges of georadar systems of var- ying quahty in dependanee of attenuation are shown, and on fig. 3 the dépendance of resolution of the instrument upon ther frequency of the transmitting antenna. Modes of measurements Described are the following measuring modes: reflection profiling (fig. 4), CMP (Common Mid Point), WARR (Wide Angle Reflection and Refraction), and geotom- ography. Lately also multichannel radar data acquisition is used (Fischer & Mc- Mechan, 1992). Examples of Application Follow practic examples of use of georadar in quarries, hydrogeology, geotech- nics, speleology and stratigraphie mapping. Ah presented measurements were per- formed according to the method of reflection profiling v^dth the georadar device Pulse EKKO IV and a lOOMHz transmitting antenna. Varying in individual maesurements was only the recording step. The Hotavlje quarry In the quarry in Hotavlje the ornamental stone cahed commercially the Hotavlje marble is produced. Limestone is in places fractured which lowers the recovery. With the georadar limestone was categorized with respect to its degree of fracturing and its quahty. The estabhshed relations are shovm on radargram in fig. 5. The present- ed results are especially effective in color. In this way the reserves of exploitable stone can be estimated with reduction of drilling. Measurements were performed in to the stope front of the quarry about 1 meter above the floor. In a simhar way in geotech- nics the degree of rock fracturing is estabhshed. The calcite quarry at Stahovica In the quarry of the Calcite Mine Stahovica at Stahovica near Kamnik the ex- ploitable calcite is overlain by a thick cover of slope talus. The calcite mineral body forms the near-surface part of the rather thick Triassic hmestone. The aim of inves- tigations was to assess the thickness of the talus rubble and to calculate the amount of barren cover above the mineral deposit. The radargram on fig. 6 shows the talus rubble and its hthologic contact v^dth calcite. The dry talus material passes into al- luvial gravel of the Kamniška Bistriea creek in its lower part. Talus and gravel differ in the type of their radar traces to the degree that they can be distinguished. Meas- urements were performed close to the producing quarry on the surface of the very unstable and rohing scree material. Ov^dng to the very coarse grain size of the rub- ble the contact electrode-rock was in places rather bad. For the depth conversion of the time depth the wave velocity of 0.12m/ns was assumed. With respect to the chosen velocity and frequency of waves which was according to spectral analysis 80 MHz 456 Aleksander Brezigar, Boris Tomšič, Janez Štern & Glišo Raškovic the lewdest possible vertical resolution was 0.6m, and the average depth range 25m. The interpreted scree thickness was 2-9 m. In the lower part of the scree the rub- ble thickness was about 5m, and the interpreted thickness of the torrent deposit amounted to additional 4m. The calcite base of the rubble is relatively compact. It is damaged only a few meters just below the contact with scree which is the best observable between points 20 and 75 (fractured calcite in the upper 6 meters). In- dicated are also vertical anomahes (higher damage of the base), for instance between the radar recording points 5-10, 20-24, 47-49 and 109-115. The fractured zone between points 109 and 115 supposedly indicates the contact between calcite and hmestone. Similar measurements can be made for road construction purposes for investigating landshdes, screes, talus material and the like. Golobja jama cave near Divača In the bedded foraminiferal hmestone with miholida (^Рсг), in the middle of the future highway Ljubljana-Triest, in the section Razdrto-Čebulovica near Divača the Golobja jama cave occurs. Its position is shown in fig. 10. On the surface the entrance is visible, but its continuation in the depth is not known. Before the road construc- tion the dimensions of the cave had to be assessed and its roof determined in order to avoid later collapse. Measurements are presented in fig. 7a, and interpretation on fig. 7b. The radar source was directed dovm into the hmestone rock. The signal crossed the cave roof, passed the air in the cave and entered the collapsed material on the cave floor; then it died down in the underlying hmestone. With such lithology on the floor of the cave a worse contrast was expected as in the roof, and a large decay of reflected waves in the floor, which also happened. In depth transformation of radar- gram the assumed velocity of radar waves in the hmestone was 0.12m/ns, and in the air 0.3m/ns. The interval between traces is Im, and the calculated possible resolu- tion in hmestone 0.4m. The Golobja jama cave hes below the stony vault 2 to 5m thick. It is about 25m deep, as measured from the surface. It continues in the direction 150 degrees towards southeast. Determination of the upper limit of the roof is clear, questionable is the limit of the floor owing to the unclear passage through rubble and collapsed materi- al on the floor. It is estimated that the floor collapse fihs about a quarter of the cave. The described case is interesting for construction engineers as weh as for karstolo- gists and karst hydrogeologists. Highway section Razdrto-Čebulovica The future highway passes at Razdrto through flysch beds (E) and enters at Senožeče/Dolenja vas the Kozina and Danian grey and black limestones (K, Fe, Pleničar et al., 1970). In the field near Dolenja vas it passes across Cretaceous Senonian and Turonian grey and dark grey limestones (K2) of the Triest-Komen plateau. Across the grey Danian hmestone (K, Pc) the trace passes into Paleocene beds (Pc) that are not determined stratigraphically in more detaü. In the slope of the Čebulovica hin the Paleocene beds are subdivided into the middle part of Liburnian beds (Kozi- na hmestone - 'Рсг) and in the upper part of Liburnian beds (foraminiferal hmestone wdth miliohda - ^Рсг, Buser, 1973). Farther towards Divača the highway trace passes Georadar - high resolution geophysical electromagnetic device 457 on imestone vidth alveolinas and nummulites (Pc, E), and grey Turonian (Ki) and white Senonian (Ki) rudist hmestones. The Geophysical department of the Institute for geology, geotechnics and geophysics of the Geological Survey Ljubljana in 1989 executed the continuous geophysical mapping of the projected highway trace, not on ah its extent, unfortunately. Measurements were performed with a 10 meter step and with the Schlumberger disposition of electrodes AB/2 = 10 and 20m. Summary data with dis- position AB/2 = 20m are shown in figure 8. Based on the analysis of these measure- ments the site for georadar test recording was selected in the section at the foot of the Čebulovica hih. There, according to the Basic geological map 1:100000, sheets Gorica and Postojna, the contact of the middle part of Liburnian beds (Kozina hme- stone with snahs (^Рсг) and the upper part of Liburnian beds, the foraminiferal limestone with mihohda, are developed. The Kozina hmestone is a dense layered hmestone of dark grey color with thin black intercalations of marl with macrofauna. In places it contains coal. The hmestone with mihohda is a layered grainy hmestone of grey and darker grey color. Lithologicahy they differ espeeiahy in layering and contents of organic matter. The purpose of measurements was to verify the georadar method for apphcation in detaüed stratigraphie mapping - for deteetmg hthologic contacts, and as a geophysical method that might be optimal for geotechnieal survey in karst terrains. The 215m of the georadar profile are shown on fig. 9, and its position and geo- logical sketch-map on fig. 10. The mentioned hthologic boundary is visible to the depth of about 20m. The boundary coincides with a jump of apparent electric resistivity in the part of hmestone with foraminifers mihohds where resistivity values exceed 5000 Ohm-m. The profile was oriented NE-SW and passed, as seen from radargram, entirely in carbonate rock. Degree of fracturing of the hmestone varies, being espe- cially high at the described boundary. The measured geoelectric maximum between measuring points 468 and 471 does not represent a karstic cave fihed with loam, but only relatively more fractured hmestone. The geologic - hthologic and stratigraphie boundary passes over measuring point 140 (survey point of highway trace 473) and dips at an apparent angle of 13.7 degrees towards southwest. The dips of beds me- asured at surface are here 17-22 degrees towards west-southwest. The hmestone has no surficial cover, which is also well visible on the georadar recording. Literatura Beres, M. & Haeni, F. P. 1991: Apphcation of Ground-Penetrating-Radar Methods in Hydrogeologie Studies. - Ground Water 29, 3, 1991, 375-386, Dubhn. Buser, S. 1968: Osnovna geološka karta, list Gorica 1:100000. - Zvezni geološki zavod, Beograd. Buser, S. 1973: Tolmač za hst Gorica, 50 pp. - Zvezni geološki zavod, Beograd. Buser, S., Grad, K. & Pleničar, M. 1967: Osnovna geološka karta, list Postojna 1:100000, Zvezni geološki zavod, Beograd. Cook, J. C. 1975: Radar transparences of mine and tunnel rocks. - Geophysics 40, 5, 865-885, Tulsa. Coon, J. B., Fowler, J. C. & Shafers, C. J. 1981: Experimental uses of short pulse radar in coal seams. - Geophysics 46, 8, 1163-1168, Tulsa. Davis, J. L. & Annan, A. P. 1989: Ground-Penetrating radar for high-resolution mapping of soil and rock stratigraphy. - Geophysical Prospecting 37, 531-551, Oxford. Fisher, E. & McMechan, G. A. 1992: Example of reverse-time migration of single-channel, ground-penetrating profiles. - Geophysics 57, 4, 577-586, Tulsa. Fisher, E., McMechan, G. A. & Annan, A. P. 1992: Acquisition and processing of wide aperture ground-penetrating radar data. - Geophysics 57, 3, 495-504, Tulsa. 458 Aleksander Brezigar, Boris Tomšič, Janez Štern & Glišo Raškovic Greenhouse, J., Brewster, M., Scheider, G., Redman, D. & Annan, P. 1993: Geo- physics and solvents. The border experiments. - The Leading Edge, 261-267, Tulsa. Piccolo, M. 1991: Development and improving of georadar system as a geophysical method for mining exploration. 53"^'' E.A.E.G. Meeting and Technical exhibition. Technical programme and abstracts of papers, DO 44, Florence. Pleničar, M., Buser, S. & Grad, K. 1970: Tolmač za list Postojna, 62 pp. - Zvezni geološki zavod, Beograd. Vaughan, C. J. 1986: Ground penetrating radar surveys used in archeological investiga- tions. - Geophysics 51, 3, 595-604, Tulsa. GEOLOGIJA 37, 38, 459-458 (1994/95), Ljubljana Karotažne krivulje v metamorfnih kamninah pri Mariboru Well log responses in metamorphic rocks near Maribor Aleksander Brezigar & Mirka Trajanova Geološki zavod Ljubljana Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko Dimičeva 14, 1000 Ljubljana, Slovenija Kratka vsebina V Stražunskem gozdu - Pobrežje pri Mariboru je bilo izvrtanih šest vrtin, globokih od 860 do 1600m. V prispevku podajamo geološke razmere v omenjenih vrtinah in v širši okolici Maribora s poudarkom na metamorfnih kamninah. S pe- trografskimi analizami izvrtanin in s karotažnimi merjenji smo ločih zgoraj filitni del metamorfnega kompleksa in spodaj Pohorsko serijo kamnin. V filitnem delu nastopa filit z vložki filitnega kvarcita in silikatnega marmoriziranega apnenca. V Pohorski seriji nastopata dvosljudni gnajs in blestnik predvsem z vložki amfi- bolita in ekiogita in redkeje kloritno amfibolskega skrilavca. Opisana je proble- matika litološke interpretacije karotaž v metamorfnih kamninah. Karotažne kri- vulje za posamezne litološke člene smo določili iz konvencionalne elektrokarotaže in naravne radioaktivnosti. Obstajata dve polji odzivnosti, ki sta med seboj ločeni po stopnji radioaktivnega sevanja. V filitnem delu metamorfika so visoko radio- aktivne vse kamnine razen žilnega kvarcita. V Pohorski seriji so visoko radioak- tivni gnajs, blestnik in diaftorit-filonit, nizkoradioaktivni pa amfibolit, eklogit in domnevno retrogradni kloritnoamfibolski skrilavec. Končno podajamo tipične karotažne krivulje posameznih litoloških členov. Abstract In the Stražun forest at Pobrežje near Maribor, (Eastern Slovenia) six bore- holes have been drilled from 860 to 1600m deep. The paper describes geologi- cal conditions in mentioned boreholes, as well as in wider surroundings of Mari- bor with stress on metamorphic rocks. Based on pétrographie analysis of the rocks cuttings and well logs the upper phylhtic part ant the lower Pohorje series of the metamorphic complex could be separated. The first one includes phyllites with phylhtic quartzites and silicate marmorized limestones. The Pohorje series is represented by two-mica gneiss and schist, mainly with inclusions of amphibo- lite and eclogite, and subordinately retrograde chlorite-amphibole schist. The well log responses for particular lithological sequences of metamorphic complex have been distinguished on the basis of conventional electrologs and gamma ray mea- surements. The problem of lithological interpretation of well logs in these rocks is described. Two fields of weU log responses are distinguishable, as separated by the degree of natural radioactivity. Apart from veined quartzite, all rocks from the phylhtic part of the metamorphic complex are highly radioactive. In the Po- Vir\T10 ÖTioicC Cr>Vlict arïH HioT^VlIrv-rif ¿Ü-riViTrilr^TÍl'frú oro VìirtVllTr TirViilö 460 Aleksander Brezigar & Mirka Trajanova amphibolite, eclogite and retrograde chlorite-amphibole schist have low radioac- tivity. Finally, typical well log responses in lithological sequences of the discussed metamorphic rocks are presented. Uvod V splošnih prizadevanjih, da bi našh alternativne »čiste« vire energije, ima po- membno vlogo geotermalna energija. V podjetju za zdravstvo, turizem in rekreacijo Pohorje so kmalu spoznali, da lahko ta energija, povezana z zdravilnimi učinki, pred- stavlja lepo možnost razvoja. Tako je bilo v letih 1989-1994 v Stražunskem gozdu - Pobrežje pri Mariboru (sl. la in Ib) izvrtanih šest vrtin, globokih od 860-1600m z namenom, da bi mariborskemu okohšu zagotovih ustrezno kohčino termalne vode. Članek opisuje karotažne krivulje v metamorfnih kamninah in težave ter omeji- tve, na katere naleti interpretator. Pogoj za interpretacije karotažnih krivulj je dobro poznavanje geoloških razmer nekega področja. Pri mariborskih vrtinah so bhe geološke razmere v okohci dobro znane, vendar niso bile ovrednotene v vrtinah. Tako smo najprej opravih petrografske anahze izvrtanin, podah pregled nastopajočih litoloških členov v vrtinah in izločih geološke formacije. Sledila je izdelava ustreznega karotažnega interpretacijskega modela. Najprej podajamo kratek geološki pregled širše okohce Maribora, sledi pregled meta- morfnih členov v vrtinah in končno opis karotažnih krivulj v posameznih litoloških členih metamorfika. Opravljene raziskave imajo vehko vrednost že zato, ker nam prvič omogočajo pogled v vertikalni presek metamorfnih kamnin na tem področju. Mariborske vrtine so označene z oznakami MB-1/90 do MB-6/94. Največja oddaljenost med njimi je 1300m, v prečni smeri pa 700-800m. Vrtine ležijo na aluvialni ravnici reke Drave tako, da je nadmorska višina ustij skoraj enaka. Ocenjujemo, da je možna napaka pri karotažnem globmskem določanju kamrdn v območju dveh metrov. Vse vrtme, razen MB-1, smo izvrtah na podlagi istega programa vrtanja in na podoben način. Upo- rabljah smo vrtalna stroja WIRTH B-3A in WIRTH B-4B. Vrtanje je bho brezjedrno, pač pa smo v dvometrskih odsekih s siti lovih drobce izvrtanine. Ker je bila obtežitev drogovja majhna, so bih drobci vehki komaj 2-3mm. Slednje je pri makroskopskem in mikroskopskem litološkem določevanju predstavljalo precejšnjo oviro. Makroskop- ske petrografske preiskave smo opravih zvezno na vseh vrtinah, mikroskopske pa na vrtinah MB-3 do MB-6, in sicer le v delih metamorfnih kamnin, kjer smo opravih karotažne meritve. Za preverjanje petrografskih anahz izvrtanine so nam služih trije segmenti jeder iz vrtin MB-1, MB-2 in MB-6. S karotažnimi meritvami smo zajeli kvartarne, terciarne in nekaj sto metrov me- tamorfnih kamnin. Uporabih smo razhčne merske metode in opremo. Karotaže v vr- tinah MB-2 do MB-6 smo opravih s tipom karotažne opreme Gearhart Ow^en 3500 PLS pri podobnih razmerah merjenja in so med seboj neposredno primerljive. Vrtino MB- 1/90 pa smo merih z opremo Dresser Atlas tip CLS-2 s širšim izborom karotažnih sond. Tako nam je služila za dopolmlo. Pregled opravljenih meritev je podan v tabeh 1. Pred mariborskimi vrtinami smo v Sloveniji v metamorfnih kamninah opravih karotažne meritve leta 1990 v tisoč metrov globoki vrtini v Stibuhu - Stari trg pri Slovenj Gradcu, ki pa ni bila interpretirana. Karotažne krivulje v naetamorfnih kamninah pri Mariboru 461 SI. 1. Položajni karti: geološka skica okolice Maribora, poenostavljeno po Mioč & Žnidarčič, 1989 (a); položaj mariborskih vrtin (b) 1 Pliokvartarni in kvartarni nanosi; 2 Miocenski sedimenti; 3 Metamor- fne kamnine; 4 Položaj vrtin; 5 Rob kvartarne terase; 6 Dravski prelom; 7 Vrtina Fig. 1. Location niaps: geological sketch of Maribor surroundings, modified after Mioč & Žnidarčič, 1989 (a); location of Maribor boreholes (b) 1 Phocene-Quaternary and Quaternary beds; 2 Miocene beds; 3 Metamorphic rocks; 4 Location of boreholes; 5 Edge of Quarternary terrace; 6 Drava fault; 7 Borehole 462 Aleksander Brezigar & Mirka Trajanova Tabela 1. Karotažne meritve mariborskih vrtin in globina metamorfika Table 1. Well log measurements from Maribor boreholes and depths of metamorphic rocks * Globina metamorfika je določena na podlagi korelacije karotaž med vrtinami * Depth of metamorphic complex correlated on the well logs basis Geologija širše okolice Geološko leži obrobje Maribora na meji med Vzhodnimi Alpami in Panonskim bazenom. Terciarne plasti predstavljajo del Panonskega bazena, metamorfna podlaga pa del Pohorskega metamorfnega kompleksa Vzhodnih Alp. Tektonsko je področje v Tolmaču za hsta Maribor in Leibnitz uvrščeno v Mariborsko-Ptujsko pliokvartarno depresijo. Prekrito je z debelo skladovnico mladih phokvartarnih in kvartarnih nano- sov. Udorina se razprostira v smeri severozahod-jugovzhod. Njen vzhodni rob omejuje Dravski prelom s smerjo severozahod-jugovzhod, ki naj bi bil neotektonski (Premru, 1976). Iz položajne slike vrtin (sl. Ib) je razvidno, da poteka prav prek obravnava- nega ozemlja, vzhodno od njega pa že leži geotektonska enota Slovenske Gorice - sestavni del Panonskega bazena. S severne, zahodne in južne strani omejujejo udorino Selniški, Framski in Ljutomerski prelom. Pomemben je Lovrenški prelom zahodno od obrav- navanega ozemlja. Poteka v smeri zahod-vzhod južno od Ribnice in severno od Lob- nice ter se konča ob Framskem prelomu zahodno od Maribora. Ob precejšnjem delu tega preloma se na južni strani pojavlja filitni pas, ki je narinjen na kloritno-amfibo- lov skrilavec pohorskega dela Kobanske serije. Tudi Lovrenški prelom naj bi bh akti- ven, oziroma naj bi se reaktiviral v neotektonskem obdobju (Premru, 1976, 232). Vrtine so v zgornjem delu prevrtale kvartarne in domnevno pliokvartarne prod- ne in peščene zasipe, debele več deset metrov. Nato so prešle skozi mioeenske hel- vetijske (ottnangijske in karpatijske) laporje, meljaste glinovee in karbonatne meljevce z vložki peščenjakov in peskov. V spodnjem delu mioeenskih plasti je ponekod ležal miocenski dacitni tuf. Skupna debehna terciarnih plasti je bila prek 400 metrov. Sle- Karotažne krivulje v naetamorfnih kamninah pri Mariboru 463 dila je metamorfna podlaga, ki je bila navrtana v globinah od 410-510m, odvisno od položaja posamezne vrtine (tabela 1). Podlago tereiarja predstavljajo regionalno metamorfozirane kamnine. Regionalna metamorfoza je posledica orogenetskega in magmatskega delovanja v več časovnih in- tervalih. Centralne Alpe z njihovimi vzhodnimi podaljški v severni Sloveniji kažejo najmočnejši vpliv varistične metamorfoze (paleozoik), morfološko pa se je gorovje izobhkovalo mnogo kasneje, v alpski orogenezi (Hinterlechner-Ravnik, 1973, 256). Varistična tektonika se odraža v močnem luskanju in narivanju, ki je bilo predmeta- morfno in sinmetamorfno, alpska tektonika pa se odraža predvsem v razkosavanju (Hinterlechner-Ravnik, 1973, 258). Metamorfno podlago v splošnem delimo na zgornji in spodnji del (Mioč, 1977; Faninger 1982, 194; Mioč & Žnidarčič, 1989). Zgornji del gradi kremenovo-sericitni filit z vložki filitnega kvarcita in silikatnega marmorja. Namesto marmorja navaja Germovšek (1954) ploščast in skrilav apnenec. Po našem mišljenju gre pravzaprav za sihkatni marmorizirani apnenec s skrilave teksturo. Fihti so sivkaste in zelenka- ste barve. Če vsebujejo povečano kohčino grafitizirane organske snovi in pirita, so tenmo sivi do črni. Imajo izrazito skrilave teksturo in izraženo foliacijo, so zelo krušljivi in mehansko slabo odporni. Pogosto vsebujejo žile dacita. O dacitnih prodorih v fiht poroča Germovšek (1954, 197). Dacit je sicer srednje-miocenske helvetijske (ottnangijske in karpatijske) starosti (Hinterlechner-Ravnik, 1982, 258), podobno kot nad njim ležeče terciarne kamnine. Med filiti in spodaj ležečo Pohorsko serijo kamnin je tektonski stik. Fiht je bil narinjen in naluskan na spodaj ležeče kamnine Kobanske ah Pohorske serije (Hin- terlechner-Ravnik, 1982, 256; Mioč & Žnidarčič, 1989, 20). Narivanje spremljata filonitizaeija in diaftoreza predvsem gnajsa in blestnika, kar Mioč (1977, 216) ime- nuje filonitna cona. Spodnji del metamorfne podlage pripada Kobanski in Pohorski seriji. Kobanske serijo predstavlja kloritno-amfibolski in biotitno-kloritni skrilavec, v katerem se pojavlja nekohko skrilav amfibolit. Na severovzhodnem delu Pohorja dobimo kloritno-amfibolov skrilavec ob Lovrenškem prelomu. Je zelene do temno zelene barve in nastopa v relativno tankih, redko do sto metrov širokih pasovih. Za Pohorsko serijo sta značilna gnajs, ki prevladuje v spodnjem delu, in blestnik, ki prevladuje v zgornjem delu. Gre za biotitno-muskovitni gnajs in blestnik. Izmenjujeta se in prehajata iz bolj muskovitne v bolj biotitno vrsto in obratno. V višjem delu te serije se v obhki leč in pasov nahaja amfibolit, v globljem pa pretežno eklogit. Na- stopajo še tanke leče marmorja in kvarcita, ki po debelini večinoma ne presegajo nekaj metrov (Mioč & Žnidarčič, 1989, 19). Gnajs in blestnik sta v tektonskih conah ka- taklazirana, diaftoritizirana in filonitizirana ter temno sive do črne barve. Poslediea dinamometamorfoze je izrazito skrhava tekstura teh pasov ter ponekod zmanjšana mehan- ska trdnost kamnin. Po literaturnih podatkih lahko v Pohorski seriji nastopata tudi aplitoidni in pegmatoidni gnajs, leče pa so debele od nekaj decimetrov do nekaj metrov (Hinterlechner-Ravnik, 1977, 131). Pegmatoidni gnajs nima s pegmatitnimi žil- nimi diferenciati pohorskega tonahta nič skupnega, ker so le-ti nmogo mlajši od omenjenih (Faninger, 1973, 292). Kamnine Pohorske serije so v redkih primerih presekane z žilami dacita, ki so prišle na površje ob prelomih. Dacit je spremenjen in tektoniziran. 464 Aleksander Brezigar & Mirka Trajanova Pregled metamorfnih litoloških členov v vrtinah Zaporedje metamorfnih htoloških členov smo določih na podlagi petrografskih makro- skopskih in mikroskopskih pregledov drobeev kamnin in treh segmentov jeder. Člene smo sledih do globin, do katerih smo opravih karotažne meritve (tabela 1). Ločih smo filit in pohorsko serijo kamnin. Filit gradijo peliti in psamiti z nizko stopnjo metamorfoze. Našh smo ga v vseh vrtinah. Metapehtni del sestavljajo kremenovo-sericitni filit s spremenljivo vsebnostjo klorita in neprozornih mineralov (pirita in grafitne snovi). Metapsamiti so po analo- giji s fihtom na Strojni m Kobanskem lamelami vložki (prehodi) v metapehtih. Po drobeüi sodeč dosežejo ti vložki debeline do nekaj metrov. Metapsamiti so pretežno kreme- nove sestave in se po lastnostih približujejo kvareitom (skrilavim kremenovim meta- peščenjakom). Tako teksturno-strukturno kot tudi po sestavi se povsem razhkujejo od žilavih in masivnih kvareitnih leč, ki nastopajo v globlji Pohorski, pretežno gnaj- sni seriji. Še vedno imajo delno ohranjeno primarno klastično teksturo, primesi klo- rita, sericita in akcesornih mineralov ter ñhtne lamine tam, kjer je bila povečana kohčina primarne glinaste komponente. Če je v metapsamitu pogost klorit, je dokaj podoben kloritnemu skrilavcu. Ponekod je kalcitiziran. Kalcitizirane cone so lahko tudi posle- dica zapolnitve tektonskih razpok s kalcitom v obliki žhic. V vrtini MB-5 nastopa debelejši vložek marmoriziranega silikatnega apnenca s skrhavo teksturo, ki spominja na močno kalcitizirane metapsamite. Metapsamiti kot filiti kažejo nizko stopnjo metamorfoze v faciesu zelenih skrilavcev. V nadaljevanju bomo metapsamite kratko imenovali fihtni kvarciti. V fihtu so pogostni vključki dacita, ki je večinoma sericitiziran in kalcitizi- ran. Na osnovi izvrtaninskih drobcev njegovega odnosa z okolno kamnino ni mogoče določiti. Drobci dacitnega izvora so pogostni tudi ob zelenih skrilavcih. Slednji so pretežno biotitno-amfibolski skrilavci z močno epidotizacijo in kloritizaeijo, pogosto tudi raz- poklinsko kalcitizacijo. Petrografsko torej odgovarjajo (epidot)-klinozoisitnim-klorit- no-amfibolskim skrhavcem s kremenom in malo albita. Enoten paket teh skrilavcev, debel okrog 50m, smo pod fihtom izdvojih le v vrtini MB-4, kjer prehaja navzdol v amfiboht. Vendar to še ni zadosten dokaz za navzočnost Kobanske serije kamnin, zato v mariborskih vrtinah o njej ne govorimo. Kloritno-amfibolski skrilavci se lahko poja- vljajo tudi globlje v Pohorski seriji predvsem ob amfibolitnih vložkih, kjer predsta- vljajo produkt retrogradne metamorfoze. Filiti nalegajo na Pohorsko serijo. Kontakt med njima je tektonski, njegov vpliv pa je močneje izražen v spodaj ležečih kamninah, to je v gnajsu in blestniku. Drobci kažejo na močno dinamometamorfozo, zaradi katere so kamnine v njihovi bhžini mi- lonitizirane (filonitizirane) in se makroskopsko težko ločijo od filitov. Imajo značilno blastomilonitno strukturo. Z oddaljevanjem od kontakta je izražena kataklaza, katero pogosto spremlja razpokhnska kalcitizacija. Slednja nastopa tudi v sistemih razpok, ki so posledica mlajše tektonske aktivnosti. Pohorska serija. Mioč in Žnidarčič (1982, 342) imenujeta Pohorsko serijo tudi gnajsno serijo, saj gnajsi prevladujejo nad blestniki. Blestniki pripadajo pretežno muskovitnim razhčkom. V obeh je kohčina biotita spremenljiva in redko prevlada nad muskovitom. Močno niha tudi vsebnost granatov. Zaradi tektonskih procesov je po- gostna retrogradna metamorfoza. Njen vpliv je viden kot degradacijska rekristaliza- cija kremena. Ta ima značilno curkasto (mortar) strukturo in je kot lažje migrativna komponenta pogosto koncentriran v kvareitnih lezikah in laminah ali celo v kvareit- nih lečah. Tako drobci kremena in kalcita verjetno pripadajo žilnim izločkom v tek- tonizirani kamnini kot tudi tanjšim lečam kvarcita in marmorja. Reševanju teh vprašanj Karotažne krivulje v naetamorfnih kamninah pri Mariboru 465 nameravamo posvetiti več pozornosti v nadaljevanju preiskav. Muskovit je ponekod zdrobljen v serieit, vendar je jasno izražena delna potektonska ali kasnosintektonska rekristalizaeija v obliki lepidoporfiroblastov. Tudi biotit je zdrobljen in navadno topotaktično nadomeščen s kloritom. V kataklaziranih gnajsih zasledimo pogostne porfiroklaste mikroklina, kislega plagioklaza in rožnatih granatov. V drobeih so ti izrazitejši šele nekje pod 1400m globine in dajejo vtis očesnih struktur, kar bi lahko kazalo na prisotnost očesnega gnajsa. Nekohko nad njim (pod 1200m globine) se v vrtinah pojavi eona z distenom in stavrolitom ter nekohko zvečana kohčina drobeev, ki kažejo na blestnik. V takih primerih nastopajo številni rožnati granati in grafitni listki. V gnajsu in blestniku se v globinah med 600 in 800m pojavijo prvi različki amfi- bohta. V zgornjem delu so navadno izraziteje skrilavi (amfibolski in amfibohtni skri- lavci), z globino postaja tekstura masivnejša, reliktni minerah in struktura pa kažejo na nastanek iz ekiogita. V sestavi prevladuje rogovača s poikhoblastično strukturo. Relikti piroksenov in granatov imajo izrazite simplektitne obrobe, reakcijske robove pa srečamo tudi pri lamelarnem plagioklazu, distenu in rutilu. Poleg amfibohtizacije je med spremembami močna tudi zoisitizacija, manj izraženi pa sta kloritizacija in kalcitizacija. Dobljeno litološko zaporedje je skladno z dosedanjimi podatki Hinterlechner- Ravnikove (1971, 1982) in Hinterlechner-Ravnikove s sod. (1991a, b), raz- mere pa so podobne tudi na sosednjih ozemljih v Avstriji in delno na Madžarskem. V talnini füitnih kompleksov obravnavajo staropaleozojske polimetamorfne kanmine epidot- amfibolskega in amfibolitnega faciesa Neubauer in Sassi (1993), Lelkes-Felvari in Sassi (1981) in številni drugi avtorji. Prevladujoča je večfazna varistična meta- morfoza, lokalno pa je prisotna tudi alpska metamorfoza. Čeprav so kamnine, ki so jih prevrtale vrtine, močno prizadete z mlajšimi tektonskimi procesi, še posebno so ti izraziti v vrtini MB-6/94, lahko po globini sledimo naslednje litološko zaporedje. 1. Kvartarni, pliokvartarni in miocenski-helvetijski (ottnangijski in karpatijski) sedi- menti: prodni nanosi, karbonatni meljevci, peščenjaki, redkeje meljasti ghnovci (t. i. serija laporjev). V spodnjem delu se pojavi dacit. 2. FUit: kremenovo-sericitni fiht, filitni kvarcit, sihkatni marmorizirani apnenec. Fi- ht spremlja dacit. 3. Zeleni skrilavci: klinozoisitno-kloritno-amfibolski skrilavci. Tudi tu se v manjši kohčini pojavlja dacit. 4. Zelo drobnozrnati razhčki biotitno-muskovitnega gnajsa in blestnika, filonitizirani na stiku s filitno serijo; vključki amfibolskih skrilavcev. 5. Dvosljudni gnajs in blestnik s stavrolitom in lečami amfibolita. 6. Dvosljudni blestnik in podrejeno gnajs s pogostnimi amfibohtiziranimi eklogitnimi lečami. 7. Pretežno muskovitni gnajs s prehodi v očesni gnajs in blestnik. Če zgornje zaporedje primerjamo z litološkim zaporedjem Hinterlechner-Ra- vnikove (1982, 258-262), opazimo odsotnost šibkometamorfnih kamnin štalensko- gorske serije ter predvsem aplitoidnih in pegmatoidnih gnajsov ter leč marmorja in kvarcita. Vzroka sta lahko dva. Kot pravi Hinterleehner-Ravnikova, na Pohorju ne najdemo celotnega kamninskega razvoja vzdolž enega samega profila. Drugi vzrok je lahko nastopanje aplitoidnih in pegmatoidnih gnajsov v zelo majhnih debehnah in so zato v naših mešanih vzorcih dvometrskih intervalov prikriti. 466 Aleksander Brezigar & Mirka Trajanova Pričakovani karotažni odzivi V tabeli 2 podajamo petrografski izvleček po zastopanosti najpomembnejših me- tamorfnih kamnin z njihovo osnovno mineralno sestavo. V njej smo z zvezdieo označih minerale s kalijem, kjer pričakujemo relativno zvišano naravno radioaktivno sevanje. Naravna radioaktivnost (GR). Ugotovljeno je, da je pribhžno 0,012% narav- nega kalija radioaktivnega, torej da pripada izotopu K"*®, ki med svojim razpadom seva. Kalij kot tak je pomembna sestavina sljud (muskovit, biotit) in K-ghnencev, npr. or- toklaza in mikroklina. Zato pričakujemo v kamninah, ki jih gradijo ti minerah, zvišano naravno radioaktivnost. Pomemben vir sevanja so uranovi in torijevi minerah. Tudi ti gradijo metamorfne kamnine (npr. cirkon) in so prisotni v sledovih. Vsi skupaj s daleč največ prispevajo k stopnji naravne radioaktivnosti (Carmichael, 1984, 283). V nekaterih kamninah sta U in Th izrazito obogatena. To so skrilavci z organskimi snovmi in naftni skrilavci. V mariborskih vrtinah so z organskimi grafitoidnimi snov- mi lokalno obogateni filiti ter redko blestniki in gnajsi. Med čiščenjem vrtin so bih ugotovljeni tudi sledovi ogljikovodikov. Zelo nizko radioaktivnost ima amfiboht in skrajno nizko eklogit (Dresser At- las, 1985, 152). Amfiboht južnonemškega kristalinika pri Oberpfalzu severno od Re- gensburga ima naravno radioaktivnost okrog 20 API*, tamkajšnji gnajs pa ocenjeno od 70-135 API (Gatto & Gasten, 1990, 255; Gatto, 1992). O tem kristalniku je pri nas pisal Ravnik (1991). Keys (1988, 32) navaja visoko radioaktivnost v gnaj- sih in biotitnih skrilavcih. Na str. 33 primerja biotitni in kloritni skrilavec, kjer ima kloritni skrilavec podobno radioaktivnost kot amfiboht, torej zelo nizko. Nizko radio- aktivnost kloritnega skrilavca navaja tudi Serra (1986, 101). Pričakujemo lahko, da bodo imeli gnajs, blestnik, fiht in filitne različice visoko radioaktivnost, vložki amfi- Tabela 2. Poenostavljena mineralna sestava kamnin v mariborskih vrtinah Table 2. Simplified mineral composition of metamorphic rocks in Maribor boreholes * Minerali vsebujejo element kalij. Količinsko nepomembnih in akcesornih mineralov ne omenjamo * Minerals containing potassium. Not mentioned quantitatively insignificant and accessory minerals * API - kratica za American Petroleum Institute. Enota API predstavlja naravno radioak- tivno sevanje dvestotega dela med najnižjo in najvišjo vrednostjo karotažne krivulje, merjene v kalibracijski vrtini na Univerzi v Houstonu - ZDA. Karotažne krivulje v naetamorfnih kamninah pri Mariboru 467 bolitov, eklogitov, kvarcitov in marmorjev pa nizko. Kloritno-amfibolski skrilavci imajo nizko radioaktivnost, ki pa jim jo lahko zvišuje primes biotita. Pri hitro se menjavajočih in tektonsko pregnetenih ter mešanih kamninskih razhčkih pričakujemo anomalne vrednosti. Električna speciHčna upornost (EL, LL, ML, DLL). Električne lastnosti v metamorfnih kamninah zelo nihajo zaradi vehke htološke anizotropije teh kamnin. Anizotropijo povzroča hitro menjavanje kamninskih različkov, npr. pojavi žil in vložkov, variacije v petrografskih lastnostih, zlasti nakopičenja mineralov v neenakomernih pasovih ali gnezdih (kremen, sljude), dalje razpokanost v razhčnih smereh, skrilavost (folia- cija) in predvsem tektonska porušenost. V splošnem imajo metamorfne kamnine re- lativno visoke električne specifične upornosti. Nižje imajo kamnine ah deh kamnin, ki so večinoma zgrajeni iz sljud in klorita. Nižje od standardnih so vrednosti v tek- tonsko prizadetih delih kamnin, torej v conah, ki imajo zaradi tektonike skrilave tek- sturo ali so celo zdrobljene (povečana razpoklinska poroznost). V filitu pričakujemo izrazito nizke vrednosti zaradi njegove mineralne sestave in skrilavosti. Nasprotno pričakujemo v masivnih metamorfnih kamninah, ki niso porozne (amfibolit, eklogit, marmor, kvarcit) visoke upornosti. Laboratorijske meritve električne specifične upornosti metamorfnih kamnin pri standardnih pogojih merjenja (T= 15,6°C, tlak 1 bar) kažejo izredno vehko nihanje. Za gnajs velja od 100-10000Qm, za skrilavce pa več kot lOOOfìm (Gearhart Owen, 1976, 28). Pomembna je smer meritve glede na skrilavost kam- nine. Lastni potencial (SP) za litološko razlikovanje metamorfnih kamnin ni dia- gnostičen. Elektrokemični tokovi potekajo med oddaljenimi odseki, ki so kolikor to- liko elektroprevodni. Prihaja do zelo dolgih in ravnih odbojev, ki se spremenijo na stiku elektroprevoden-elektroneprevoden odsek. Pomembne so tektonske cone in spremembe v slanosti podtalne vode ah formacijske tekočine. Gostota (CDL), poroznost (CNL) in premer vrtine (CAL). Gostota in po- roznost kamnin sta bih merjeni le v vrtini MB-1/90. Laboratorijske meritve gostote se od karotažnih v splošnem le malo razhkujejo in so navadno nekoliko nižje. Na vrednosti pa v obeh primerih zelo vplivajo nečistoče in tektonska prizadetost (Carmichael, 1982, 312). Gostotna sonda je diagnostična za razločevanje amfibolita od ekiogita, ker ima slednji od metamorfnih kamnin daleč najvišjo gostoto (3,45g/cm^). Najnižje go- stotne vrednosti imata kvarcit in gnajs. Vse metamorfne kamnine, razen fihta, imajo zelo nizko poroznost, ki pa se povečuje v tektonskih conah. Povečanje premera je spet povezano bolj s tektonskimi conami kot s spremenjeno litologijo. Širjenje premera pričakujemo v fihtu, ki ima zaradi visoke vsebnosti sericita in klorita zmanjšano kamninsko trdnost in večjo krušljivost. V tabeh 3 podajamo iz literature izločene karotažne vre- dnosti. Poudariti velja, da gre pri teh podatkih za petrografsko čiste kamnine, ki se od lokalno merjenih in od petrografsko mešanih lahko precej razhkujejo. Karotažne krivulje v mariborskih vrtinah V vrtini MB-1/90 razpolagamo s štirimi fizikalno neodvisnimi karotažnimi merjenji (tabela 1). To so elektrokarotaža (SP, ML, DLL), naravna radioaktivnost (GR), go- stota kamnin (CDL) in poroznost (CNL). V vseh preostahh vrtinah sta bih opravljeni le dve fizikalno neodvisni meritvi: konvencionalna elektrokarotaža (EL, LL, SP) in naravna radioaktivnost (GR). Med seboj smo lahko primerjah meritve, opravljene z aparaturo Gearhart Owen, torej konvencionalne elektrokarotažne meritve (EL in LL) in narav- 468 Aleksander Brezigar & Mirka Trajanova Tabela 3. Primerjalne karotažne vrednosti metamorfnih kamnin Table 3. Log responses of metamorphic rocks Vir: - Source: 1 - Carmichael, 1984, 34 2 - Serra, 1986, 101 and 104 after Desbrandes, 1982 3 - Dresser Atlas, 1985, 150 4 - Modified after Gatto & Časten, 1990, 255rGatto, 1992 no radioaktivnost (GR). Skupna populacija 107 izločenih karotažnih vrednosti posa- meznih globinskih odsekov vrtin MB-2, MB-3, MB-4, MB-5 in MB-6 je prikazana na shki 2 a. Iz slike je razvidno, da bi bila brez rešenega geološkega modela in petrografskih htoloških informacij interpretacija nezanesIjiva.Vrednosti karotažnih meritev v meta- morfnih členih se namreč prekrivajo. V shki ni nanesenih nekaj karotažnih odsekov, kjer je očitno, da se v zelo tankih odsekih menjavata dve litološko razhčni kamnini (npr. fiht in fihtni kvareit). Krivulje tedaj ne morejo doseči resničnih vrednosti. Izločih smo tudi odsek v fihtu, kjer so sonde zaradi prekomerne razširitve vrtine merile iz- plako. V nekaj primerih so vrednosti odsekov enake in se na diagramu prekrivajo, en odsek pa je izpuščen v delu, kjer je prišlo do zloma vrtalnega drogovja. Na shki 2a je tako izpuščenih 11 od 118 odsekov. Po geoloških enotah so karotažne krivulje naslednje: Filit. Nastopajo fiht (F) z vložki fihtnega kvarcita (Q) in silikatnega marmorizi- ranega apnenca. Fiht kaže relativno visoko in zelo visoko radioaktivnost (GR>100API) ter nizko električno upornost kratke normale (ELsN<100Qm, sL2a). Odseki, kjer je povišana vsebnost kremena ah le-ti celo prehajajo v fihtni kvareit, kažejo nekohko višjo elektroupornost, ponekod tudi zmanjšano GR, kar pa ni pravho. Zaradi večje nečistoče se GR lahko celo poveča. Edini odboj v filitnem delu, ki je bh ugotovljen na območju nizke radioaktivnosti (GR<50 API), je odboj v vrtini MB-2, gl. 450-468m. Kaže 27API sevanja ter 250Qm kratkonormalne specifične upornosti. Po petrografskih opisih je določen kot žilni kremen kvarcitnega videza s kloritiziranimi conami, sekundarno razpoklinsko kalcitiziran. Na shki 2 smo ga označih s Qi. Odsek je relativno debel in gre morda za paket subvertikalnih žh, posledično nastalih zaradi večfazne tektonske dejavnosti. Petrografsko določeni silikatni marmorizirani apnenec ima zaradi večje Karotažne krivulje v naetamorfnih kamninah pri Mariboru 469 Sl. 2a. Navzkrižni diagram GR-EL (kratka nórmala) vrtin MB-2, MB-3, MB-4, MB-5 in MB-6 Sl. 2b. Navzkrižni diagram GR-LL 6' vrtin MB-2, MB-3, MB-4 in MB-6 Fig. 2 a. GR-ELsn crossplot of MB-2, MB-3, MB-4, MB-5 and MB-6 boreholes Fig. 2b. GR-LL 6' crossplot of MB-2, MB-3, MB-4 and MB-6 boreholes 470 Aleksander Brezigar & Mirka Trajanova nečistoče visoko naravno GR sevanje in le nekoliko povišano električno upornost. Na podlagi karotaž ga od filitnih kvarcitov ne moremo ločiti. Označili smo ga kar kot kvarcit. Splošna značilnost za filit je povečan premer vrtine zaradi njegove slabe mehanske trdnosti. Pohorska serija. Nastopata dva tipa odzivov. Prvi tip, označen z G, kaže visoko naravno radioaktivnost in zelo spremenljivo električno specifično upornost. Iz shk 2 a in 2b sledi, da se rrmožica G deh na več skupin, ločenih med seboj po nadaljnjih kriterijih, kot so litološka spremenljivost ali stopnja tektonske razpokanosti. Teh kriterijev za- radi brezjedrnega vrtanja nismo mogh spremljati. Po primerjavah s petrografskimi analizami izvrtanine smo domnevah, da so kamnine Pohorske serije pri električnih upornostih kratke normale nad 200Qm verjetno kompaktne in zelo kompaktne, tiste med 100 in 200 Qm so verjetno delno tektonsko prizadete in v posameznih pasovih tudi kataklazirane, tiste s kratkonormalnimi upornostmi pod lOOQm pa so določene kot milonitizirani in diaftoritizirani dvosljudni gnajsi ah blestniki (diaftoriti-filoniti). V teh zadnjih je pri skrajno nizkih vrednostih električne upornosti opaziti tudi povečan premer vrtine, kar govori za slabo mehansko trdnost in krušljivost. Skrajno nizke upornostne vrednosti se pri množici G prekrivajo z vrednostmi F v fihtu. Vrednosti 100 in 200Qm sta ocenjeni. Naj torej sklenemo, da predstavljajo karotažne vrednosti G populacijo skrilavih kamnin, ki so lahko tako mehansko porušene kot ralativno kompaktne in so bogate s sljudami in K-ghnenci. Pridružujejo se jim tektonske cone, bogate s sericitom (filoniti). Kamnine tipa G so dvosljudni gnajsi in blestniki, pri nižjih upornostih tudi diaftoriti-filoniti. Sledi tip A z nizko radioaktivnostjo in relativno visoko električno specifično upor- nostjo. Primerjave s petrografskimi preiskavami in literaturnimi podatki so pokazale, da gre za amfibolit. Podoben odziv lahko pričakujemo v eklogitu, marmorju in žilnem kvarcitu, pri čemer sklepamo, da nastopata slednja, kakor je znano s površine, v zelo tankih vložkih in lečah in ju pri natančnosti karotažnih meritev zlahka spregledamo. Eklogit ločimo od amfibolita po izrazito visoki gostoti. To smo lahko opazovah v vrti- ni MB-1 na gostotni karotaži CDL (si. 3). V tej vrtini je v nekaterih odsekih, ki ležijo globlje od 840m, gostota CDL od 3,15-3,20g/cm^, kar kaže na eklogit. V istih odsekih kaže CNL kompenzirana nevtronska sonda nekaj odstotkov poroznosti, kar pove, da so ti odseki tektonsko nekohko poškodovani in eklogitne gostote CDL ne morejo biti izenačene z literaturnimi (3,45g/cm®). Poleg tega so eklogitne leče v veliki meri amfibolitizirane. Sledi torej, da predstavljajo odboji A z visokimi vrednostmi električne specifične upornosti masivne vložke v skrilavih metamorfnih kamninah, to je v dvoslju- dnem gnajsu in blestniku, torej amfibolitne in/ali eklogitne vložke. Pri kamninah iz množice A z relativno nizkimi vrednostmi električne specifične upornosti (ELsn s300Qm) pa gre po primerjavi s petrografskimi analizami verjetno za amfibohtni ah koritno-am- fibolski skrilavec. Za dehtev amfibolita od amfibolskega skrilavca bi koristüa vsaj še meritev poroznosti kamnin. V vrtini MB-1, kjer je bila merjena, obstajata na območju nizke radioaktivnosti dva odseka s povišano poroznostjo CNL in pri obeh so vredno- sti Qm dvojnega laterologa (DLL tab. 1) zelo znižane, vendar pa ne do najnižjih ni- vojev, ki so sicer značilni za visokoradioaktivne diaftorite-filonite in fihte. Eklogitnih leč brez gostotne karotaže ne moremo izločiti od amfibohtnih. Na shki 2 je med 50-70 API radioaktivnosti praznina, ki ločuje množici A in G. Karotažne krivulje v metamorfnem kompleksu mariborskih vrtin so simbolno prika- zane na shki 3. Sodimo, da je njihovo litološko vrednotenje zadovoljivo, pri čemer se v interpretiranih odsekih amfibolskega skrilavca ah amfibohta nedvomno skriva še kakšen odsek z žilnim kalcitom ah leča marmorja. Shka 4 kaže vpliv tektonske prizadetosti Karotažne krivulje v naetamorfnih kamninah pri Mariboru 471 Sl. 3. Idealizirane karotažne krivulje v metamorfnih kamninah mariborskih vrtin GR - naravna radioaktivnost; ELsn - električna navidezna specifična upornost - kratka nórmala; CDL - kompenzirana gostotna sonda (vrtina MB-1/90). Ni v merilu Fig. 3. Idealized schematic log responses in metamorphic rocks in Maribor boreholes GR - Gamma ray; ELsn - Resistivity - short normal; CDL - Compensated density log (borehole MB-1/90). Not to scale 472 Aleksander Brezigar & Mirka Trajanova Sl. 4. Vpliv tektonske porušenosti na električne specifične upornosti metamorfnih kamnin pohorske serije. Vrtina MB-6 je blizu preloma, vrtina MB-3 pa dalje od njega Fig. 4. Influence of tectonically deformed metamorphic rocks of Pohorje series on logs. Borehole MB-6 is near the fault zone, borehole MB-3 far from it Pohorske serije kamnin na karotažne meritve. Vrtina MB-6, ki leži blizu preloma, ima v povprečju nižje vrednosti električne speeifične upornosti in višje vrednosti narav- ne radioaktivnosti kot vrtina MB-3, ki leži v tektonsko manj prizadetem delu Pohor- skega metamorfnega kompleksa. Petrografsko so izvrtane kamnine v obeh vrtinah enake: gnajs in blestnik z vložki amfibohta in eklogita ter z mhonitiziranimi eonami. Končno bi lahko dodali še nekaj o vehkosti posameznih karotažnih odbojev. Fiht izstopa kot enotni litološki člen z vložki fihtnega kvareita, debelega od nekaj metrov (prag zmožnosti ločitve karotažnih odbojev) do deset metrov in več. V gnajsu in ble- stniku so amfibohtni in/ali eklogitni vložki debeh od 3 do 50m. Razprava Včasih se interpretator karotaž znajde v položaju, ko mora interpretirati ne gle- de na to, če so za kako področje geološke razmere jasne ah ne. Pri mariborskih vr- tinah so bile geološke razmere v širši okohci dobro znane, pač pa niso bhe potrjene v vrtinah. Tako je bilo potrebno geološko znanje najprej prenesti na vrtine in zanje izdelati geološki pregled. Šele nato smo se lahko lothi razčiščevanja karotažnih kri- vulj. Delitev metamorfnega kompleksa na zgornji fihtni del in spodnjo Pohorsko se- Karotažne krivulje v naetamorfnih kamninah pri Mariboru 473 rijo je določitev precej poenostavila. Ker smo bili vezani na brezjedrno vrtanje in omejeni obseg petrografskih zbruskov, je nekaj kriterijev za vrednotenje krivulj ostalo ne- račiščenih, npr. vpliv tektonike, pojav dacita ali njegovega tufa, pojav kremenovih žil, kalcitizacija, zvezni litološki prehodi. Moteči dejavnik je bil tudi obstoj žil ah tankih leč iz razhčnih kamnin. Dodatne karotažne meritve bi zožhe možnost napak. Litološka interpretacija karotaž v metamorfnih kamninah je zelo zahtevna in, kot je razvidno, omejena. Po karotažnih lastnostih se te kamnine med seboj malo razhkujejo in jih v tem pogledu ne moremo primerjati s sedimentnimi. Poleg tega obstaja malo obja- vljenih primerjalnih vrednosti, saj te kamnine za naftne raziskave pač niso zanimive (Serra, 1986, 106). Kot pri sedimentnih pa je iz karotaž tudi v metamorfnih kam- ninah dokaj preprosto vrednotenje operativnih podatkov, ki so zanimivi za hidrogeo- loge, tj. določitev meje terciarnih klastitov z metamorfno podlago, ločitev kompakt- nih kamnin od tektonsko prizadetih, določitev mest dotokov vode in nadzor tehničnega stanja vrtin. Elektrokarotaža filita kaže relativno nizke vrednosti električne specifične upor- nosti, ki se od višjeuporne Pohorske serije jasno ločijo (sl. 5). Po karotažnih in pe- trografskih podatkih je debehna nizkoupornega filita nekaj čez 50m in se, glede na stopnjo raziskav med vrtinami, presenetljivo ujema. Navzdol sledi naslednjih 10-20m, kjer nastopajo filonitizirane in kataklazirane kamnine (filonitizirana gnajs in blestnik ali kataklazirani amfibolski skrilavec), ki naj bi po literaturnih virih predstavljale staro narivno varistično tektonsko cono. Ta cona je v vrtinah MB-1 in MB-6 debela kar preko lOOm in je vprašanje, če se glede na bližino Dravskega preloma ne prepleta s sekun- darnimi tektonskimi vplivi sub vertikalne narave. Pod varistično tektonsko cono leži debela, visokouporna Pohorska ah gnajsna serija. V njej so diaftoritizirani in mhonitizirani pasovi, ki jih spoznamo po nižjih vrednostih električnih specifičnih upornosti in krušljivosti teh con, kar se odraža v povečanem premeru vrtin. Z globino so krušljivi odseki vse redkejši ali celo izginejo. Sklep Tako petrografske kot karotažne preiskave metamorfnih kamnin v mariborskih vrtinah so pokazale, da lahko ločimo zgornji ñhtni del in spodnjo Pohorsko serijo kamnin. V filitnem delu nastopa nizkouporni fiht, ki vsebuje dokaj debele vložke nekohko bolj upornega fihtnega kvarcita. Petrografsko je bh ločen tudi člen shikatnega marmori- ziranega apnenca, ki pa ga na karotažah nismo mogh izločiti. Glede na visoke radio- aktivnosti vseh treh členov sklepamo, da gre v osnovi za fiht, ki ima ponekod povišano vsebnost kremenove komponente (metapsamiti) ah pa kalcitne komponente (marmo- rizirani sihkatni apnenci). V nobenem primeru ne gre za tipične kvarcite in marmorje, kot jih poznamo iz karotažne literature. Od filita izstopajo odseki z žilnim kvareitom. V Pohorski seriji kamnin prevladujeta višje- in visokouporna in visokoradioaktiv- na dvosljudni gnajs in blestnik z vložki visokoupornega in nizkoradioaktivnega amfi- bohta in eklogita. Redko najdemo nizkoradioaktivne in nižjeuporne vložke amfibolskega ali kloritno-amfibolskega skrilavca, ki sta verjetno produkt retrogradne dinamometa- morfoze. Karotažne večinoma ni mogoče izločiti kvareitnih žil in marmornih leč Pohorske serije, ker so pretanke ah pa jih zakrivajo vložki amfibohta in amfibolskega skrilavca. V mariborskih vrtinah zaenkrat tudi petrografsko niso dokazane. V splošnem je interpretacija karotaž tem lažja, čim mnogovrstnejše merilne me- 474 Aleksander Brezigar & Mirka Trajanova SI. 5. Filit in pohorska serija kamnin v mariborskih karotažah. Karotaže so globinsko izenačene na stiku terciar-metamorfik, ki nam je služil kot primerjalna ploskev Fig. 5. Phyllite and Pohorje series of metamorphic rocks in Maribor well logs. Logs are depth equalized on the Tertiary-metamorphic rock contact used as a reference level Well log responses in metamorphic rocks near Maribor 475 tode uporabljamo. Za ustrezno vrednotenje v metamorfnih kamninah je ugodno ime- ti tudi meritve nevtronske poroznosti, gostotne in aktustične karotaže. Za izdela- vo petrografskih anahz pa bi bilo najugodneje imeti vzorce jeder, če se že zadovolji- mo z uporabo izvrtanine pa je ugodno, da so analize dovolj goste, da jih s karotažami lahko statistično povezujemo. Pričujoč prispevek po eni strani pojasnjuje geološke raz- mere v mariborskih vrtinah, po drugi strani pa s števihiimi vprašanji poziva k celovitejšim geološkim raziskavam v teh vrtinah. Zahvala Prispevek je bil pripravljen z dovoljenjem in odobritvijo Pohorja - podjetja za zdravstvo, turizem in rekreacijo iz Maribora, ki je v celoti financiralo vrtanje in vsa spremljevalna dela na vrtinah. Posebej se zahvaljujemo gospodu direktorju Krešimirju Čabrijanu, dipl, jur., ki nas je pri delu vseskozi spremljal in nam kočno tudi omogočil objavo pričujočega prispevka. Well log responses in metamorphic rocks near Maribor Introduction In the Stražun forest at Pobrežje near Maribor (NE Slovenia) six boreholes from 860 to 1600m deep (fig. la and lb) have been drihed. The aim of investigations was to supply sufficient amount of thermal water for this region. The boreholes are de- signated MB-1/90 to MB 6/94. They are situated on the Drava river ahuvial plain. Apart from three short intervals the boreholes were not cored. Rock cuttings have been re- covered at two metres intervals. By weh logs 400 to 510 metres of Quaternary-Ter- tiary sedimentary beds and several hundred metres of metamorphic rocks were in- vestigeLed. In the borehole MB-1/90 the Dresser Atlas CLS-2 equipment was used and in boreholes MB-2 to MB-6 the Gearhart Owen 3500 PLS equipment. As the drilling program of MB-2 to MB-6 was the same, logs from these boreholes are directly com- parable. In the present paper the vertical lithological succesion, weh log responses and problems concerning the log interpretation in metamorphic rocks are described. Geology of the region The margin of the Maribor area hes at the boundary between the Eastern Alps and the Pannonian basin. The Pohorje metamorphic complex belongs to the first one and Tertiary beds to the second. The following authors studied its rocks from the geological, tectonical and petrological aspects: Germovšek (1954), Mioč (1977), Mioč and Žnidarčič (1982, 1989), Premru (1976), Faninger (1973), Hinter- lechner-Ravnik (1973, 1977, 1982). The metamorphic complex originated as a con- sequence of multistage regional metamorphic and magmatic activity. The Variscan metamorphism has had the strongest influence, while the Alpine tectonics, is reflected mainly in displacements. The Drava fault is important for the discussed region. The 476 Aleksander Brezigar & Mirka Trajanova metamorphic basement is divided into the upper phyllitic part with dacite intrusions, inclusions of phyllitic quartzite and siheate marmorized Ihnestone, and the lower part. The latter is further divided into the Kobansko and Pohorje series. Chlorite-amphib- ole and biotite-ehlorite schists belong to the Kobansko series, while gneisses and micaschists with inclusions of amphibolite, eclogite, quartzite and marble belong to the Pohorje series. The phyhitic part is overthrusted on the Kobansko or the Pohor- je series, and thick mylonitized and retrogressed boundary zones occur in them. There are local occurrences of aplitoid and pegmatoid gneisses wdthin the Pohorje series. Reviw of metamorphic lithology The succession of metamorphic hthology in the boreholes is based on the petro- graphy of cuttings and the three cored intervals. The phyhite part and the Pohorje series of rocks were determined. Phyllites are present in ah boreholes. Lithologically they represent the quartz- sericite phylhtes with variable amount of chlorite and opaque minerals (pjTite, graphite matter). Usually they include schistose quartz metasandstones that can be according to the cuttings, a few metres thick. Their clastic structure is partly still preserved. This metasandstones contain admixtures of chlorite, sericite and accessory minerals, and phyllitic laminae. With higher amount of chlorite they are very similar to chlori- te schists. Locally they are calcitized. Calcite zones can as well be the result of fil- ling the tectonic fractures by veined calcite. In the further text we shall in short call them phyllitic quartzite. Thicker inclusions of schistose marmorized siheate hmesto- ne occur only in borehole MB-5. Rocks of the phyhitic sequence indicate the green- schist facies metamorphism. Admixtures of dacite cuttings are frequent in phyhite but their relation cannot be determined. Only one borehole (MB-4) includes green biotite-amphibole schist, strongly epi- dotized and chloritized. The rock is frequently calcitized along cracks. In fact it re- presents the epidotized chlorite-amphibole schist vidth quartz and some albite. Its thickenss is about 50m. Dovmward it passes into amphibolite. Its appearance is not yet a satisfactory proof for the presence of the Kobansko rock series, so we do not consider it in the Maribor boreholes. The chlorite-amphibole schists occur also in some deeper parts of Pohorje series in amphibolite lenses where they represent product of retrograde metamorphism. Phyllites lie over the Pohorje series. Their contact is of tectonic character that has a stronger effect on the underlying gneiss and micaschist. Cuttings indicate strong dynamometamorphism owdng to which the rocks near contact are mylonitized (phyl- lonitized) and therefore very similar to phyllites. Away from the contact rocks are cataclastic which is often accompanied by fissure caleitization. This occurs also in fissure systems which are the consequence of younger tectonic activity. Pohorje series. It is cahed also gneiss series, since gneisses pravah over mica- schists. Both rock types contain variable amounts of biotite which rarely predomi- nates over muscovite. Content of garnets is variable, too. The influence of tectonic activity is seen m degradation recrystahization of quartz that shows characteristic mortar texture. Quartz is frequently concentrated in quartzite veins, laminae and lenses as a consequence of easier sihca migration. So it is hkely that quartz and calcite cut- tings originate from veins secreted from tectonized rocks and from thinner lenses of quartzite and marble. We intend to devote more attention to these problems in fur- Well log responses in metamorphic rocks near Maribor 477 ther investigations. Muscovite is very often degraded to sericite. Partial late-tecto- nic or post-syntectonic recrystallization is deary expressed by porphyrolepidoblasts. Topotactic replacement of chlorite after biotite is obserwed. Below about 1400m of depth occur frequent porphyroelasts of microcline, acid plagioclase and pink garnets. The structure may point to the presence of augen gneiss. Above it a zone with kyanite and staurohte occurs, and cuttings show the presence of micaschist. In such cases numerous pink garnets and graphite flakes occur. The first appearance of amphibolite varieties in gneiss and micaschist is at the depth of 600 to 800 m. They are distinctly schistose in the upper part (amphibole and amphibolite schists). Downward their structure becomes massive with relict mi- nerals showing their eclogite origin. Several reaction rims are seen around pyroxe- ne, garnet, plagioclase, kyanite and other blasts. Hornblende has the sieve texture. Apart from amphibohtization, zoisitization is strong and to a lesser extent chloriti- zation and calcitization. The lithological succession fits with the Hinterlechner-Ravnik data (1971, 1982), and Hinterlechner-Ravnik et al. (1991a, 1991b). Circumstances are si- milar in Austria and Hungary. Neubauer and Sassi (1993), Lelkes-Felvari and Sassi (1981) and numerous other authors consider the old Palaeozioc polymetamorphic rocks of epidote-amphibole and amphibolite facies in the footwall of phylhtic com- plexes. The polyphase Variscan metamorphism prevails, locally with Alpine metamor- phism imprints. Although the rocks in the boreholes are strongly affected by youn- ger tectonics, especially distinctive in borehole MB-6/94, the fohowing lithological succession can be estabhshed. 1. Quaternary, Phoquarternary and Miocene-Ottnangian and Karpathian beds: gravel, carbonate siltstone, sandstones, rarely silty shales (so called marl series). Dacite occurs in the lower part. 2. Phyllite: quartz-sericite phyllite, phylhtic quartzite and marmorized silicate hme- stone. Some dacite occur. 3. Greenschists: epidote-chlorite-amphibole schist. Here too some dacite occurs. 4. Very finegrained varieties of biotite-muscovite gneiss and micaschist, phylloniti- zed at the contact with phyllite; inclusions of amphibole schists. 5. Two-mica gneiss and schist with staurohte and amphibolite lenses. 6. Two-mica schist and subordinately gneiss with frequent amphibolitized eclogite lenses. 7. Predominantly muscovite gneiss with transitions to augengneiss and micaschist. If comparing this succession with the one given by Hinterlechner-Ravnik (1982, 258-262), the absence of low metamorphic Magdalensberg rocks, aplite and pegmatite gneisses, lenses of marble and quartzite can be noted. The reasons can be two. According to Hinterlechner-Ravnik, there is no complete rock development along a single profile. The second reason can be the occurrence of aplite and peg- matite gneisses in very thin layers which can remain unnoticed in mixed cutting samples of two metres intervals. Expected well log responses Table 2 shows the most important metamorphic rocks, accordmg to their frequency in the boreholes, together with their major mineral composition. By an asterisk po- tassium bearing minerals with increased natural radioactivity are marked. 478 Aleksander Brezigar & Mirka Trajanova Gamma ray (GR). It is knov^^n that about 0,012% of natural potassium is ra- dioactive ovi^ing to the K"*" isotope that radiates during its decay. Potassium is an im- portant constituent of micas (muscovite, biotite) and K-feldspars (orthoclase, microcline). In rocks containing these minerals we therefore expect increased natural radioacti- vity. An important source of radiation are also accessory uranium and thorium mi- nerals (e.g. zircon). They together have far the greatest contribution to the degree of natural radioactivity (Carmichael, 1984, 283). In some schists with organic matter and oh schists U and Th can be enriched. In investigated boreholes the phyllites are locally enriched with graphitic matter, rarely also micaschists and gneisses. Traces of oil were stated during water pumping. Amphibohte has a very low radioactivity, while that of eclogite is extremely low (Dresser Atlas, 1985, 152). Radioactivity of amphibohte from South German crys- talline basement in Oberpfalz amounts to about 20 API* units, while that of gneiss there is from 70 to 135 API (Gatto & Gasten, 1990, 255; Gatto, 1992). Keys (1988, 32/3) quotes high radioactivity in gneisses and biotite schists, and states that chlo- rite schist has radioactivity simhar to amphibohte, i.e. very low. Low radioactivity of chlorite schist is stated also by Serra (1986, 101). Conse- quently we expect high radioactivity of gneiss, micaschist and phyhite and low radi- oactivity of amphibohte, eclogite, quartzite and marble inclusions in the Pohorje se- ries. Presence of biotite in chlorite schists may increase their radioactivity. Anomalous values are expected at rapid lithological changes or in tectonized zones. Specific electrical resistivity (EL, LL, ML, DLL). Electrical properties in meta- morphic rocks show great oschlations due to their relatively high hthological anisot- ropy that is caused by rapid changes of rock properties, as for example veins, inclu- sions, laminae, fracturing, schistosity (foliation) and degree of tectonic deformation. Metamorphic rocks have in general relatively high specific electrical resistivities. Lower values occur in tectonicahy affected zones with schistosity or increased fracture porosity. Distinctively low values can be expected in phyhite due to its mineral composition and schistosity. In contrary, the expected values in massive metamorphic rocks of extremely low porosity (amphibohte, eclogite, marble, quartzite) should be high. Laboratory measurements in metamorphic rocks at standard conditions (T = 15.6°C, P=1 bar) show very large oscillations. Values for gneiss are from 100 to lOOOOQm (Gearhart Owen, 1976, 28). Important is the direction of measurements vñth re- spect to the schistosity. Spontaneous potential (SP) is not diagnostic for metamorphic rocks. Electrical currents flow between distant sections that are of moderate electric conductivity. The responses are long curves, changing only at the contacts or high conductivity, to low conductivity segments. Tectonic zones are important, as well as changes of the ground water or formation hquid salinity. Compensated density log (CDL), compensated neutron log (CNL) and caliper log (CAL). Density and neutron logs were measured only in borehole MB- 1/90. Laboratory density values are in general shghtly lower than the log values. In both cases they are influenced by impurities and tectonic deformations (Carmichael, 1982, 312). Density log is diagnostic to distinguish amphibohte from eclogite. The former has by far the greatest density (3.45g/cm3) among metamorphic rocks. The lowest density log values have quartzite and gneiss. Except for phyhite, ah metamorphic * API - abbreviation for American Petroleum Insitute. The API unit of gamma radiation corresponds to 1/200 of the deflection measured between two reference levels (low and high) of gamma ray activity in a test pit at the University of Houston. Well log responses in metamorphic rocks near Maribor 479 rocks have very low porosity. It is increased in tectonized zones. This is vahd also for the caliper. Increased caliper is expected in phyllite because of its high content of sericite and chlorite. Table 3 includes literature log values for petrographically pure rocks. They can differ much from values for tectonically disturbed and composition- ally mixed rock varieties. Log responses in Maribor boreholes We were able to correlate conventional electrical log measurements (EL and LL) with gamma ray (GR) measurements, both made by Gearhart Owen equipment. Po- pulation of 107 selected log measurements for particular MB-2 to MB-6 borehole sections is shown in figures 2a and 2b. Log responses of geological units are as follows. Phyllite. It is represented by phylhte (F) with phyllite quartzite (Q) and sih- cate marmorised hmestone inclusions. PhyUite has relatively high and very high ra- dioactivity (GR >100 API) and low electrical log short normal (ELsN<100Qm, fig. 2a). Segments with higher quartz content that can even pass to phylhte quartzite show somewhat higher electrical resistivity, and locally also reduced GR, which is not the rule. Impurities can even increase GR. The only value stated in phyhite within the low radioactivity field (GR < 50API) was in borehole MB-2 at depth 450 to 468m. The gamma ray was 27API and electrical log short normal 250Qm. Petrography is determined as veined quartz with chloritized zones and secondary fracture calcitiza- tion. In figure 2 it is marked by Qi. This section is relatively thick. We suppose there occurs a subvertical system of veins originating from polyphase tectonic activity. High GR and slightly increased electrical resistivity shows also the marmorized silicate hmestone due to impurities. The rock cannot be separate from phylhtic quartzites by weU logs. Therefore we marked it as quartzite. The general characteristics for phylhte is the increased cahper owing to its low mechanical strength. Pohorje series. Two kinds of responces occur. The one marked by G is charac- terized by high natural radioactivity and very variable electrical specific resistivity. It can be seen from figures 2 a and 2 b that the set G is further divided into several groups. Separation is made according to hthologic variation and degree of tectonic deformation. These criteria could not be cheeked owing to uncored drilling. On the basis of correlation of log values with pétrographie analyses of cuttings we suppose that the Pohorje series rocks with electrical resistivity short normal above 200 Qm are probably relatively massive, those with values between 100 and 200Qm partly disturbed or locally cataelastic, while those under lOOQm belong to mylonitized and diaphthoritic two-mica gneisses and schists (phyllonites). Within the last one, when electrical resistivity is extremely low, greater cahper appears which indicates low mechanic strength and crumbling. The extremely low resistivity values of G coincide with values F in phylhte. Values of 100 and 200Qm are only estimated, since the investigations without core recovery do not permit statistical connections. We con- clude that the G log values represent schistose rocks either compact or mechanical- ly destroyed, and rich in micas and K-feldspars (table 2). Similar are zones rich in sericite (phyhonites). The G type rock are two-mica gneisses and schists, and those with lower resistivity also diaphthorites - phyhonites. Next is the A type with low radioactivity and relatively high electrical specific resistivity. Comparisons of results and hterature data indicate amphibolite. Similar responses can be expected in eclogite, marble and veined quartzite. The last two 480 Aleksander Brezigar & Mirka Trajanova usually occur as thin inclusions and lenses, so they can easily be overlooked regarding the w^eh log accuracy. Eclogite can be disthiguished from amphibohte by its high density. This can be seen from compensated density log made in borehole MB-1 (fig. 3). There the CDL values in some sections deeper than 840m v^^ere 3.15-3.20g/cm^, which sug- gests eclogite. Within the same section CNL showed a few percent porosity as a re- sult of tectonics. Therefore the CDL values of eclogite are not the same as in litera- ture (3.45g/cm^); besides, the eclogite lenses are usually strongly amphibolitized. We conclude that the A responses with high values of specific electrical resistivity rep- resent massive inclusions m schistose metamorphic rocks, i.e. amphibohte and/or eclogite lenses vidthin gneiss and micaschist. Low radioactivity and relatively low specific electrical resistivity readings of A (ELsN^300Qm) indicate, when correlated with pétrographie analyses, amphibohte schist or chlorite-amphibole schist. At least the porosity measurements would be necessary for more accurate separation of amphi- bolites from amphibohte schists. We are not able to distinguish eclogite lenses from amphibohte lenses without the density log. Figure 2 shows an open space between the 50 and 70API radioac- tivity values, which clearly separates the sets A and G. The ideahzed log response curves from boreholes in the Pohorje metamorphic complex are shown in figure 3. We think that the hthologic interpretation of logs in Maribor boreholes is satisfactory. It is probable that some sections with veined cal- cite or lenses of marble remain hidden within the interpreted amphibohte and am- phibohte schist. Figure 4 shows the influence of tectonics upon log measurements in the Pohorje series rocks. Borehole MB-6 which is situated close to the fault has on average lower values than borehole MB-3 which is in tectonicahy less affected part of the Pohorje metamorphic complex. Finally we can comment the thicknesses of particular well log segments. Phyhi- te represents a relatively uniform hthologic sequence with inclusions of phyhitic quartzite which can reach up to ten metres and more. In gneiss and micaschist the amphibo- hte and/or eclogite lenses can reach thicknesses from 3 to 50m. The whole phyllitic sequence of low resistivity is about 50 m thick (fig. 5). It is succeeded by a 10-20 m thick phyhonitized and cataclastic zone. According to literature data it represents a Variscan overthrust zone. Below is the thick Pohorje or gneiss serie of high resisti- vity. It includes mylonitized and diaphthorised belts which are recognized by their lower specific electrical resistivity values, and if brittle, by larger caliper. With in- creasing depth the brittle sections become rare or absent. Literatura Carmichael, R. S. 1982: Handbook of physical properties of rocks. - V. II., CRC Press, Boca Raton, Florida. Carmichael, R. S. 1984: Handbook of physical properties of rocks. - V. III., CRC Press, Boca Raton Florida. Dresser Atlas 1985: Dresser Atlas log interpretation charts. - Rev. 02/85, Dresser In- dustries, Inc., Houston, Texas. Faninger, E. 1973: Pohorske magmatske kamenine. - Geologija 16, 271-315, Ljubljana. Faninger, E. 1982: АИ je predkambrij na Pohorju? - Geologija 25/1, 191-200, Ljubljana. Gatto, H. 1992: Relationen zwischen Konzentration, Aktivität und Wärmeproduktion von natürlichen radioaktiven Isotopen. - KTB Report 92/1, Grundlagenforschung und Bohrlochgeo- physik (Bericht 13), 215-217, Niedersächsisches Landesamt für Bodenforschung, Hannover. Gatto, H. & Gasten, U. 1990: Bohrlochgravimetrisch ermittelte Dichte (BHGM) in Karotažne krivulje v naetamorfnih kamninah pri Mariboru 481 Vergleich zur Logdichte (RHOB). - КТВ Report PO/l, Grundlagenforschung und Bohrloch Geo- physik (Bericht 8), 247-264, Niedersächsisches Landesamt für Bodenforschung, Hannover. Gearhart Owen 1976: Formation evaluation data handbook. - Gearhart Owen Industries, Inc., Fort Worth, Texas. Germovšek, C. 1954: Petrografske preiskave na Pohorju v letu 1952. - Geologija S, 191-210, Ljubljana. Hinterlechner-Ravnik, A. 1971: Pohorske metamorfne kamnine. - Geologija 14, 187-226, Ljubljana. Hinterlechner-Ravnik, A. 1973: Pohorske metamorfne kamnine II. - Geologija 16, 245-271, Ljubljana. Hinterlechner-Ravnik, A. 1977: Geochemical characteristics of the metamorphic rocks of the Pohorje mountains. - Geologija 20, 107-140, Ljubljana. Hinterlechner-Ravnik, A. 1982: Pohorski eklogit. - Geologija 2512, 251-288, Ljublja- na. Hinterlechner-Ravnik, A., Sassi, P. F. & Visona, D. 1991a: The Austridic eclog- ites, metabasites and metaultrabasites from the Pohorje area (Eastern Alps, Yugoslavia): 1. The eclogites and related rocks. - Atti della Accademia nazionale dei Lincei, Rendiconti Lincei, Sci. fis. e nat., S. 9, V. 2, №2, 157-173, Roma. Hinterlechner-Ravnik, A, Sassi, P. F. & Visona, D. 1991b: The Austridic eclog- ites, metabasites and metaultrabasites from the Pohorje area (Eastern Alps, Yugoslavia): 2. The metabasites and metaultrabasites and concluding remarks. - Atti della Accademia nazionale dei Lincei, Rendiconti Lincei, Sci. fis. e nat., S. 9, V. 2, №2, 175-190, Roma. Keys, W. S. 1988: Borehole geophysics applied to ground-water investigations. - US Geological Survey, Open-file Report 87-539, Denver, Colorado. Lelkes-Felvari, G. & Sassi, F. P. 1981: Outlines of the Pre-Alp ine Metamorphisms in Hungary - IGCP No. 5, Newslett., V. 3, 89-99. Mioč, P. 1977: Geološka zgradba Dravske doline med Dravogradom in Selnico. - Geologija 20, 193-230, Ljubljana. Mioč, P. & Žnidarčič, M. 1982: Komparacija metamorfnih stijena Slovenije sa širim Jugo- slavenskim područjem, 10. Jubilarni kongres geologa Jugoslavije. - Zbornik radova. Knjiga 1, 341-350, Organizacioni odbor 10. jubilarnog kongresa geologa Jugoslavije, Budva. Mioč, R, & Žnidarčič, M. 1989: Tolmač za hsta Maribor in Leibnitz. - Zvezni geološki zavod, Beograd. Neubauer, F. & Sassi, F. P. 1993: The Austro-Alpine quartzphyllites and related Palae- ozoic formations. In: von Raumer and Neubauer (Eds.), Pre-Mesozoic Geology in the Alps. - Spr. Verlag, 423-439, New York, Berlin, Heidelberg. Premru, U. 1976: Neotektonika vzhodne Slovenije. - Geologija 19, 211-249, Ljubljana. Ravnik, D. 1991: Globoko znanstveno vrtanje v zemljino skorjo. - Rudarsko-metalurški zbornik 38/3, 369-384, Ljubljana. Serra, O. 1986: Fundamentals of weU-log interpretation, 2. The interpretation of logging data. - Elsevier, Amsterdam, Oxford, New York, Tokyo. GEOLOGIJA 37, 38, 483-458 (1994/95), Ljubljana Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno skladiščenje plina v strukturah Pečarovci in Bankovci - Murska depresija Modelling of seismic reflection data for underground gas storage in the Pečarovci and Dankovci structures - Mura Depression Andrej Gosar Geološki zavod Ljubljana Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko Dimičeva 14, 1000 Ljubljana, Slovenija Kratka vsebina Antiformni strukturi Pečarovci in Dankovci v Murski depresiji sta bili izbra- ni kot najprimernejši v Sloveniji za gradnjo podzemnega skladišča phna v vo- donosniku. Da bi dokazah velikost in zaprtost struktur, je bilo posnetih 17 ref- leksijskih seizmičnih profilov v skupni dolžini 157km in izvrtane so bile tri vrtine. S programom Sierra Mimic je bil izdelan strukturni model dveh interpretiranih horizontov (mezozojska podlaga terciarnih kamnin in meja badenij-sarmatij). Vre- dnotenje razhčnih hitrostnih podatkov (analiza hitrosti, akustična karotaža, me- ritve seizmičnih hitrosti v vrtinah in laboratorijsko na jedrih) je omogočilo natančno spremembo časa v globino ter ugotovitev bočnih sprememb hitrosti. Primerjava ročno in računalniško konstruiranih kart je pokazala dobro ujemanje, z nekohko večjim odstopanjem le na SE strani strukture Pečarovci. Porozno plast predstavlja v tej strukturi 70m debela plast dolomita v globini 1900m, neprepustno krovni- no pa več sto metrov debele plasti laporja. Struktura Dankovci v globini 1200m, kjer predstavljajo ustrezne porozne kamnine tanke plasti konglomerata in pešče- njaka, je bila zaradi prelomov ocenjena za manj primerno. Z ID sintetičnimi seiz- mogrami je bila opravljena korelaeija geoloških in seizmičnih podatkov v vrtinah, posebno na intervalih s tankimi plastmi. Metoda sledenja žarkov na 2D modelih (programski paket Sierra Quik) je bila uporabljena za ugotavljanje zveznosti neka- terih horizontov in za ugotavljanje obstoja prelomov, ki so pomemben dejavnik za skladiščenje plina. Abstract Two antiform structures in the Mura Depression were selected as the most promising in Slovenia for the construction of an underground gas storage facili- ty in an aquifer. Seventeen reflection lines with a total length of 157km were recorded, and three boreholes were drilled. Structural models corresponding to two different horizons (the pre-Tertiary basement and the Badenian-Sarmatian boundary) were constructed using the Sierra Mimic program. Evaluation of dif- ferent velocity data (velocity analysis, sonic log, the down-hole method, and lab- oratory measurements on cores) was carried out in order to perform correct time- to-depth conversion and to estabhsh lateral velocity variations. The porous rock 484 Andrej Gosar in Pečarovci structure is 70m thick layer of dolomite, occurring at a depth of 1900m, whereas layers of marl, several hundred meter thick, represent the im- permeable cap-rock. Due to faults, the Dankovci structure, at a depth of 1200m, where the reservoir rocks consist of thin layers of conglomerate and sandstone, was proved to be less reliable. ID synthetic seismograms were used to correlate the geological and seismic data at the borehole locations, especially at intervals with thin layers. The raytracing method on 2D models (the Sierra Quik package) was applied to confirm lateral continuity of some horizons and to improve the interpretation of faults which are the critical factor for gas storage. Uvod Zemeljski plin se je v svetu že uveljavil kot gorivo prihodnosti, ki naj bi z na- domeščanjem drugih fosilnih goriv zmanjšalo onesnaževanje okolja. Poleg tega ga odhkuje visoka kurilna vrednost in preprosta distribucija po plinovodnem omrežju; visoka je le začetna investicija. Tudi v Sloveniji se stalno povečuje delež zemeljskega plina v energetski bilanci, kar je bh tudi sklep posvetovanja Ekologija - energija - varčevanje, ki je bilo leta 1987 v Ljubljani (Novak, 1987). Namen uporabe zemeljskega plina se v zadnjih letih precej spreminja. V primerjavi z industrijsko porabo se povečuje delež za ogrevanje, zaradi česar so sezonska nihanja porabe vse večja. V Sloveniji smo leta 1990 porab ih 241 milijard MJ energije. Od tega smo s fosil- nimi gorivi in lesom proizvedh 78% energije (28% s premogom, 33% s tekočimi go- rivi, 13% s plinom in 4% z lesom in lesnimi odpadki). Iz drugih virov pa smo pora- bih še: iz hidroelektrarn 5%, iz JE Krško 11%, uvozih pa smo 6% električne energije (Boštjančič, 1992). Domača proizvodnja zemeljskega püna je zanemarljiva. Slovenija uvaža skoraj celotno kohčino zemeljskega plina, ki ga potrebuje, iz Rusije. Zanesljivost preskrbe je od leta 1992 povečana z uvozom zemeljskega plina tudi iz Alžirije. Petrol-Zemeljski plin je v Sloveniji v letih od 1976 do 1980 zgradh plinovodno omrežje v skupni dolžini preko 900km, ki povezuje vse večje industrijske kraje. Plinovodno omrežje poteka mimo Maribora (odcep proti M. Soboti), Celja (odcep proti Ravnam), Ljubljane, Anhova in Jesenic (sl. 1). Nanj je bho leta 1988 priključenih 89 industrijskih porabnikov in tri mestne plinarne - v Ljubljani, Mariboru in Celju. Transportna zmogljivost omrežja je 3,5 mihjarde m^(n)* phna na leto. Od tega je v Sloveniji predvidena po letu 2000 poraba 2,2 mihjarde m^(n), ostanek, to je 1,3 mihjarde m^n) pa naj bi transportirah v sose- dnjo Hrvaško (L erger, 1988). Dotok zemeljskega plina od dobavitelja je enakomeren, ne glede na porabo, ki pa niha tako letno kot tudi tedensko. Predvsem moramo uskladiščiti poletni višek ph- na, da z njim pokrijemo zimski primanjkljaj. Poleg letnega in dnevnega nihanja pora- be pa so razlogi za skladiščenje plina še strateški in ekonomski. Poraba zemeljskega plina v Sloveniji je bila leta 1988 okoh 1 milijardo m^(n), pri čemer je 90% plina porabila industrija, 10% paje šlo za ogrevanje (Lorger, 1988). Pri takšni strukturi je letna enakomernost porabe do 80%. Razlika 20%, ki nastane med zimsko in poletno porabo plina, pomeni torej letno okoh 200 milijonov m^(n) phna. Ker pa je v prihodnjih letih predvideno priključevanje novih, zahtevnejših potrošnikov, to je gospodhijstev in komunalne potrošnje, se bo ta razlika še povečala, ker je njihova poraba bolj podvržena letnim nihanjem kot poraba v industriji. Zato je bh pri iskanju ustreznih struktur postavljen zahtevek, da je omogočena delovna prostornina skladišča večja od 200 milijonov m^(n). * (n) normalne razmere: p = l bar, T = 0°C. Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 485 SI. 1. Plinovodno omrežje v Sloveniji in raziskane lokacije za podzemno skladiščenje plina (dopolnjeno po Lorgerju, 1988) Fig. 1. The network of gas pipelines in Slovenia, and the investigated locations for under- ground gas storage (after Lorger, 1988) 1 Vipavska dohna; 2 Ljubljansko polje; 3 Litija (Janče); 4 Vodice; 5 Šmarjeta-Lahomno; 6 Rudniška antiklinala (Šentjur pri Celju); 7 Haloze; 8 Gabrnik pri Ptuju; 9 Cmurek; 10 Šomat (Slovenske gorice); 11 Pečarovci; 12 Dankovci; 13 Krško polje Skladiščenje tako velikih kohčin plina je iz ekonomskega in varnostnega vidika smotrno le podzemno. Slovenija ima trenutno zakupljene skladiščne zmogljivosti v Avstriji in na Hrvaškem. Že več kot deset let pa potekajo raziskave za gradnjo domačega skladišča. Zemeljski plin lahko skladiščimo podzemno na štiri načine: - v solnih kavernah, - v opuščenih rudnikih, - v poroznih plasteh, ki so lahko vodonosniki ah pa opuščena naftna ah phnska polja, - v skalnih kavernah. Sol se pojavlja na nekaterih območjih v obhki debehh plasti ah v obhki solnih čokov. Zaradi njene popolne neprepustnosti predstavlja skoraj idealen medij za skladiščenje plina. Podzemni prostor, v globinah do 2000m, dobijo z raztapljanjem soli z vrtinami v solni masi. Raztopljen prostor je zaradi stabünostnih zahtev zvonaste obhke. Skladiščna prostornina solnih kavern znaša od 100000 do 500000m^(n). Skladiščenje v solnih kavernah je dražje od skladiščenja v vodonosnikih (Dussaud, 1989), zato je primerno le za območja, kjer ni ustreznih vodonosnih struktur ali kjer obstajajo posebne zahteve 486 Andrej Gosar po pretoku ob konicah, ki je pri tovrstnih skladiščih višji. Dodatna prednost je tudi v možnosti naknadnega povečanja prostornine, če se povečajo potrebe (KBB, 1984). V opuščenih rudnikih soli je mogoče skladiščiti zemeljski plin pod podobnimi po- goji kot v solnih kavernah, ki so nastale z raztapljanjem. Skladiščenje je mogoče tudi v opuščenih rudnikih premoga, ker lahko premog pri zvišanem tlaku sprejme večje kohčine zemeljskega plina in ga zopet odda pri zmanjšanem tlaku. Najbolj razširjeno v svetu je skladiščenje v poroznih kamninah, ki ležijo v globi- nah od 500 do 2500m (Gaussens, 1986). Zagotovljena mora biti dovolj vehka po- roznost in prepustnost skladiščne plasti in neprepustnost njene krovnine. Celotna struk- tura mora imeti antiformno obhko, saj tako preprečhno uhajanje phna na strani. Primerne kamnine so peščenjak, dolomit in porozni ah razpokani apnenec. Pred skladiščenjem so pore kamnine zapolnjene z vodo. Plin, ki ga skladiščijo, injektirajo pod ustreznim pritiskom v kamnino, kjer le-ta izrine vodo iz por in na ta način ustvarijo umetno plinsko polje (sl. 2). Izčrpana naftna in plinska polja so poseben primer tovrstnih skladišč. Ker so vehkost strukture, lastnosti skladiščne kamnine in tlačne razmere v njej znane iz obdobja izkoriščanja polja, pri gradnji skladišča v takem polju ne potrebujemo mnogo dodat- nih raziskav. Prav tako je neprepustnost njihovih krovnih plasti že dokazana. Delov- ne prostornine pornih skladišč plina znašajo od 50 do 500 milijonov m^(n). V ZDA uporabljajo predvsem izčrpana plinska ali naftna polja, medtem ko v Evropi pre- vladujejo vodonosniki. Leta 1980 je bilo v Evropi 33 takih skladišč (Lorger, 1988). V Franciji je bho leta 1988 od 13 podzemnih skladišč kar 11 skladišč v vodonosnikih (Dussaud, 1989). Najmanj je razširjeno skladiščenje plina v umetno izdelanih podzemnih prostorih v kompaktni kamnini, ki se pogosteje uporablja za skladiščenje tekočih produktov. Stene so lahko prevlečene z neprepustno kovmsko ah plastično oblogo ah pa opravlja to funkcijo vodna zavesa. V tem primeru preprečuje uhajanje plina visok gradient vodnega toka Sl. 2. Skladiščenje plina v vodonosniku (po Gaussensu, 1986) Fig. 2. The Storage of gas in an aquifer (after Gaussens, 1986) Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 487 v smeri podzemnega prostora (^Winqvist & Melgren, 1988). Skladiščenje v skal- nih kavernah pride v poštev na območjih, kjer ni ustreznih sedimentnih kamnin za gradnjo pornega skladišča. Glede na geološko zgradbo Slovenije pride v poštev le skladiščenje v poroznih plasteh. Že več kot deset let potekajo pri nas raziskave za takšno skladišče, da bi v globini od 500 do 2000m odkrili dovolj vehko antiformno strukturo sestavljeno iz porozne, skladiščne plasti in neprepustne krovnine, ki naj bi preprečevala uhajanje plina. Pri iskanju lokacij je morala biti poleg geoloških kriterijev izpolnjena tudi zahteva glede bližine plinovodnega omrežja in kot sektmdarna bhžina vehkih porabnikov (večja mesta). Opuščena ležišča zemeljskega plina in nafte v Petišovcih bi pogojno lahko bila pri- merna za skladiščenje phna, vendar imajo več slabosti, kot so vehka globina skladiščnih plasti, ki bi zahtevala visoke pritiske, slaba prepustnost in sorazmerno majhne pro- stornine do 100 milijonov m^(n). Opravljena študija ni potrdila smotrnosti gradnje skladišča v petišovskem polju. V Sloveniji je bilo na podlagi geoloških podatkov izbranih 13 lokacij (Sadnikar, 1993) za izvedbo druge faze raziskav, ki obsega geofizikalne meritve (si. 1). Nekate- re od njih so bile preverjene tudi z vrtinami. Po teh raziskavah sta bih kot najbolj perspektivni ocenjeni strukturi Pečarovci in Dankovci v Murski depresiji. Na podlagi obstoječih vrtin in geofizikalnih raziskav za nafto, plin in termomine- ralne vode je büo na območju Murske depresije ovrednotenih enajst struktur, od katerih so bile štiri predložene za nadaljnjo fazo raziskav (Skaberne et al., 1987). To so strukture Gabrnik vzhod, Berkovci, Pečarovci in Dankovci. Strukturi Rakičan in Noršici sta bih raziskani za nafto in plin ter opuščeni. Drugih pet struktur: Vadarci, Bunčani, Cven-Ljutomer, Savci, Markovci pa je bilo opuščenih zaradi neustreznih tektonskih razmer s številnimi prelomi preko struktur. Perspektivne kolektorske plasti so pri nekaterih strukturah v terciarnih sedimentih, pri drugih pa v predterciarni podlagi. Pri raziskavah lokacij za podzemno skladiščenje plina imajo pomembno vlogo geofizikalne metode. V fazi iskanja antiformne strukture so to predvsem gravimetrične in geoelektrične metode ter - v manjši meri - dražja refleksijska seizmika. Ko pa želimo neko strukturo podrobno raziskati in izračunati prostornino skladiščne plasti, pa dà le primerno gosta mreža seizmičnih proñlov dovolj informacij o obhki in velikosti strukture ter o prelomih na njenem območju. Raziskovalno vrtanje in refleksijska seizmika se pri tovrstnih raziskavah dopolnjujeta. Podatki iz vrtin omogočajo boljšo interpreta- cijo seizmičnih profilov in spremembo časa v globino, seizmični profili pa ekstrapo- lacijo podatkov iz vrtin na širše območje. Pri strukturah Pečarovci in Dankovci sem z uporabo programa za modeliranje površin želel zmanjšati subjektivni dejavnik pri konstrukciji strukturnih kart. Računalniški model je omogočal tudi natančnejšo spremembo časa v globino z upoštevanjem bočnih spre- memb hitrosti. Ker so büe predhodno izdelane karte z ročnim konstruiranjem izohron, je bila mogoča neposredna primerjava obeh načinov obravnavanja seizmičnih poda- tkov. Na podlagi obeh modelov smo ocenih prostornino skladišča v izbrani strukturi Pečarovci. Za preverjanje interpretacije seizmičnih podatkov in njihovo korelacijo z rezulta- ti vrtanja pri tovrstnih raziskavah uspešno uporabljamo seizmično modeliranje. Za model, narejen na podlagi interpretacije seizmičnih profilov, izdelamo sintetične seizmogra- me, ki jih primerjamo z originalnimi. Postopek je interaktiven, vhodni model popra- vljamo tako dolgo, da dobimo dovolj dobro ujemanje. Z enodimenzionalnimi sintetičnimi seizmogrami sem izvedel korelacijo med geološkimi in karotažnimi podatki iz vrtin ter seizmičnimi profili, kar je bilo posebno 488 Andrej Gosar pomembno na intervalih s tankimi plastmi. Z dvodimenzionalmm modehranjem seizmičnih profilov po metodi sledenja žarkov pa sem želel ugotoviti zveznost nekaterih horizontov in preveriti obstoj prelomov, ki so pomemben dejavnik za skladiščenje phna. Geološka zgradba Murska depresija Območje struktur Pečarovci in Dankovci pripada Murski depresiji, ki je del Pa- nonskega bazena. Panonski bazen pa je mediteranski »back-arc« tip ekstenzijskega bazena, ki je nastal za lokom Karpatov ob koliziji evropske m fragmentirane afriške plošče med kredo in miocenom (Royden et al., 1983). Po nastanku konjugiranega sistema velikih zmičnih prelomov (v smeri NE so levozmični, v smeri NW pa desnozmični) je bh osrednji del izrinjen proti vzhodu. Raztezanje v smeri E-W, ki je bho najmočnejše v srednjem in zgornjem miocenu, se je kompenziralo v subdukcijski coni na območju vzhodnih Karpatov. Rezultat takšnih tektonskih razmer je sočasno nastajanje kompre- sijskih in nateznih struktur v Panonskem bazenu. Pri tem se je formiralo več globo- kih depresij, ki so pogostnejše v obrobnem predelu. V neogenu so bhe v Panonskem bazenu in še posebno v globokih obodnih depresijah ustvarjene možnosti za nastajanje in akumulacijo nafte in plina (Grandie & Ogorelec, 1986). Območje Murske depresije, ki leži v Sloveniji, pokrivajo naslednji listi osnovne geološke karte: Goričke, Čakovec, Maribor in Leibnitz, manjša področja pa še hsti Rogatec, Varaždin, Nagykanisza in Slovenj Gradec. Kartiranje lista Goričke je bilo končano leta 1963, karta in tolmač pa sta izšla leta 1970 (Pleničar, 1970a, 1970b), list Čakovec pa še ni izšel. Novejši podatki o geološki zgradbi Murske depresije so zbrani v tolmaču za lista Maribor in Leibnitz (Žnidarčič & Mioč, 1989). Podatke o geološki zgrad- bi Murske depresije sem povzel delno po tem viru, delno pa po poročilu Plan in pro- gram raziskav ležišč nafte in plina v SR Sloveniji za obdobje 1986-1990 (Grandie & Ogorelec, 1986). Murska depresija leži na SW obrobju Panonskega bazena, sega pa v Slovenijo, Avstri- jo, Madžarsko in Hrvaško. Na SW in S jo omejujejo Pohorje, Boč, Donačka gora in Ravna gora (podaljšek Karavank) ter Ivanščiea in Kalnik (podaljšek Posavskih gub), N in NE mejo pa določajo izdanki paleozojskih kamnin pri Gleichenbergu v Avstriji in Közagu na Madžarskem. Murska depresija je ločena od Dravske z masivom Inke. Na območju Slovenije obsega površino pribhžno 2640 km^. Geomorfološke se deh na hribovit del (Goričke, Lendavske gorice. Slovenske gorice, Haloze) z nadmorsko višino do 400 m in na ravninski del (Murska in Dravska ravnina) z nadmorsko višino okoh 200m. Murska depresija ne predstavlja enotnega prostora, ampak je s pragovi, potekajoči- mi v smeri NEE-SWW, razdeljena v manjše kadunje (Žnidarčič & Mioč, 1989). Na območju Slovenije so znotraj Murske depresije izdvojene naslednje tektonske eno- te (sl. 3): - Radgonska depresija, - Murskosoboški masiv, - Ptujsko-Ljutomerska sinforma, - Ormoško-Selniška antiforma. Slednja prehaja proti jugu v Čakovško kadunje. Podlaga terciarja leži najgloblje v Ptujsko-Ljutomerski sinformi in doseže zahod- no od Lendave globino več kot 5500 m. Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 489 Geološko zgradbo Panonskega bazena in tudi Murske depresije delimo v tri stra- tigrafske celote in sicer (Grandie & Ogorelec, 1986): - podterciarna ali predneogenska podlaga, - neogenski sedimenti (pretežno miocen in pliocen), - kvartarni sedimenti. Predneogenska podlaga. V globokih vrtinah na tem območju so navrtah pre- dvsem metamorfne kamnine, ki izdanjajo na zahodnem in južnem obrobju Murske depresije ter na Rdečem bregu (Grandie & Ogorelec, 1986). To so kremenovo sericitni skrüavci, fihti in filitni skrilavci, amfibohti in amfibohtni skrilavci, pirokse- niti in gnajs paleozojske starosti. Nad njimi leže ponekod do nekaj sto metrov debe- le plasti mezozojskih karbonatov. Neogenski sedimenti. V Murski depresiji so od terciarnih kamnin zastopane miocenske gline, peski, laporji, peščenjaki in konglomerati v medsebojnem menjavanju ter phoeenski ghneni sedimenti. Neogenski sedimenti so na površini na Goričkem, Slovenskih goricah in Halozah. Na območju Haloz pri Žetalah so tudi peski, peščenjaki in peščena glina oligomiocenske starosti. Kronostratigrafska razdelitev miocena in phocena v Panonskem bazenu (Centralna Paratetida) se je v preteklih letih pogosto spreminjala in dopolnjevala. Novejše razdehtve najdemo v delih Steiningerja s sodelavci (1988) ter Grandiča in Ogorelca (1986). Madžarski avtorji večmoma uporabljajo nekohko modificirano kronostratigrafsko razdeh- tev (Horvath & Pogacsas, 1988). Korelacijo litostratigrafskih in kronostratigrafskih enot v Murski depresiji sta podala Žnidarčič in Mioč (1989). Na podlagi podatkov iz številnih vrtin so neogenski sedimenti Murske depresije razvrščeni v murskosoboško, lendavsko in mursko formacijo. Kvartarni sedimenti. Kvartarni sedimenti so zelo razširjeni in pokrivajo celot- no Mursko kotlino, Dravsko-Ptujsko polje in večje predele Goričkega, Slovenskih go- ric in Haloz. K pleistocenskim plastem prištevamo peščeno ghno z lečami proda, peščeno (puhhčasto) glino in peščeni prod v rečnih terasah. Holocenske starosti pa so soli- flukcijski in deluvialno-proluvialni material, barjanski sedimenti, sedimenti v mrtvih rečnih rokavih in aluvialni nanosi rek in potokov. Struktura predterciame podlage Na podlagi podatkov refleksijske seizmike in vrtanja lahko, glede na rehef podla- ge terciarnih plasti v slovenskem delu Murske depresije, ločimo štiri vehke struktu- re (si. 3). Njihova glavna smer je SW-NE. Nekatere od njih se delijo v še manjše enote. Rehef podlage terciarnih plasti se lepo odraža na regionalni gravimetrični karti. Meritve je izvedel Geološki zavod Ljubljana v letih 1952-1955 (Urh, 1956). Osi anti- formnih obhk na karti se dobro ujemajo z maksimumi Bouguerjevih anomalij, osi sin- formnih oblik pa kažejo odstopanje od njihovih minimumov (si. 4). Največje pozitiv- ne vrednosti (-1-46mGal) so ugotovljene na območju Rdečega brega (Goričke), kjer predterciame kanmme izdanjajo. Največje negativne vrednosti (-5mGal) pa so v Ptujsko- Ljutomerski sinformi med Ljutomerom in Beltinci. Radgonska depresija. Radgonska depresija se razprostira južno od burgenlan- dskega praga, ki loči Mursko od Štajerske depresije, na jugu pa meji na Murskosoboški masiv. Djurasek (1987) imenuje to enoto Šalovska depresija. Radgonska depresija ni enotna, ampak ima dva kraka. Severni poteka v smeri SW-NE od Cankove preko Mačkovcev proti Dolencem na madžarski meji. Podlaga tereiarja tone v smeri od SW proti NE in leži v globini od 1700 m pri Cankovi do 4500 m pri Dolencih. Po doslej 490 Andrej Gosar Sl. 3. Strukturna karta podlage terciarja v Murski depresiji (dopolnjeno po Djurasku, 1988 ter Grandicu & Ogorelcu, 1986). Označeno je območje, zajeto pri modeliranju seizmičnih podatkov (8 x 8km) in situacija treh regionalnih seizmičnih profilov Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 491 Fig. 3. Structural map of the pre-Tertiary basement in the Mura Depression (modified after Djurasek, 1988 and Grandie & Ogorelec, 1986). The area included in the modelling of the seismic data is shown (8 x 8km), and the position of three regional profiles 492 Andrej Gosar Sl. 4. Karta Bouguerjevih anomalij v Murski depresiji (po Urhu, 1956). Označeno je območje detajlnih gravimetričnih raziskav (pravokotnik) in območje, zajeto pri modeliranju seizmičnih podatkov (kvadrat) Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 493 Fig. 4. Map of Bouguer anomalies in the Mura Depression (after Urh, 1956). The location of detailed gravity investigations is shown (area enclosed by a rectangle), and area included in modelling of the seismic data (area enclosed by a square) 494 Andrej Gosar znanih podatkih jo sestavljajo mezozojski dolomiti in apnenci debeline od 100 do nekaj 100m, pod njimi pa so paleozojski metamorfni skrilavci, pretežno filiti. Južni krak Radgonske depresije predstavlja tako imenovani Martjanski zaliv, ki se razprostira od vasi Martjanci v smeri NNE proti Domanjševcem. Pri Martjancih leži podlaga terciarja v globini okoh 1500m in tone proti NE do globine 4000m na madžarski meji. Sesta- vljajo jo metamorfni skrhavci. Na karti Bouguerjevih anomalij (sl. 4) izstopa podol- govati težnostni maksimum v smeri WSW-ENE na meji z Avstrijo, ki predstavlja južni del burgenlandskega praga. Urh (1956) imenuje po Pleničarju to strukturo Sotinska antiklinala. Proti SW se nadaljuje v Cmureško antiklinale, ki ima svoj maksimum pri + 18 mGal. Težnost pada od maksimuma pri Rdečem bregu z zelo visokim gradientom (5-7 mGal/km) v smeri SE proti osrednjemu delu Radgonske depresije, kjer doseže najnižje vrednosti pod +5mGal. Podlaga tone v smeri NE, saj je vrednost na mad- žarski meji pri Šalovcih že okoh OmGal. Poglabljanje pa ni enakomerno, saj je opaz- no več minimumov, ki so ločeni med seboj s sedli z vrednostjo okoh +7mGal. Os Radgonske depresije, po interpretaciji Djuraska (1988), se ne ujema povsem z osjo anomalije, ki je premaknjena proti SE. Murskosoboški masiv. Murskosoboški masiv se razprostira od Vidma ob Ščav- nici proti Murski Soboti. Pri Krogu se razcepi na dva kraka, med katerima je že omenjeni Martjanski zaliv. NW krak, imenovan tudi Murskosoboški greben, poteka proti Černe- lovcem, Puconcem in Bankovcem, SE krak, imenovan tudi Martjanski greben, pa proti Rakičanu in Moravcem. V dohni Ščavnice je podlaga terciarja v globinah med 400 in 500m, medtem ko je v Murski Soboti že 1100 do 1200m globoko. Murskosoboški masiv je presekan z več vzdolžnimi prelomi v smeri SW-NE, vendar so plasti ob prelomu premaknjene le za nekaj deset metrov do največ 100m. Na Murskosoboškem grebe- nu so bhe, za podzemno skladiščenje plina, ovrednotene strukture Vadarci, Pečarovci, Dankovci in Panovci (Skaberne et al, 1987). Za nadaljnje raziskave sta bih predlagam strukturi Pečarovci in Dankovci. Podlago terciarja na Murskosoboškem grebenu gra- de mezozojske kamnine, predvsem dolomit in apnenec ter skrhavci v debelini od 100 do več lOOm, pod katerimi leže paleozojski filiti. Tudi na Martjanskem grebenu je več struktur, ki bi lahko prišle v poštev za skladiščenje plina. Strukturi Rakičan in Noršinci sta bih raziskani za nafto in plin, toda opuščeni. V strukturi Moravci pa že izkoriščajo termalno vodo. Podlago terciarja grade tu metamorfni skrhavci, ki imajo po precej ne- popolnih podatkih nizko poroznost in prepustnost. Na karti Bouguerjevih anomalij (sl. 4) predstavlja Murskosoboški masiv gravimetrični maksimum z najvišjo vredno- stjo + 14mGal. NW krak (Murskosoboški greben) ima izrazitejšo anomalijo od SE kraka (Martjanski greben). Martjanski greben, ki ga Urh (1956) imenuje filovska struktu- ra, se v smeri NE precej razširi in nadaljuje na madžarski strani v širok plato. Ptujsko-Ljutomerska sinforma. Ptujsko-Ljutomerska sinforma se razprostira od Ptuja do Lendave in se nadaljuje preko meje z Madžarsko v Zala depresijo. Podlaga terciarnih plasti je med Ljutomerom in Lendavo preko 5500m globoko. Na SE je ločena od Ormoško-Sehiiške antiforme z Ljutomerskim prelomom. Težnostni minhnum (-5 mGal) je med Ljutomerom in Beltinci. Os težnostne anomalije je glede na os sinforme po- maknjena proti NW. Ormoško-Selniška antiforma. Ormoško-Selniška antiforma leži med Ptujsko- Ljutomersko sinformo in Varaždinsko depresijo. Struktura je močno deformirana tako v vzdolžni kot v prečni smeri. Na severovzhodnem delu te enote so bha odkrita naft- na in plinska polja Petišovci in Dolina. Težnostni maksimum v Ormoško-Selniški an- tiformi doseže vrednost +20mGal. Gravimetrični podatki kažejo, da je severno krho antiforme bolj strmo od južnega. Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 495 Prelomi v predterciarni podlagi Prelomi so imeli pri nastajanju opisanih struktur v podlagi terciarnih plasti zelo važno vlogo. Zaradi pokritosti struktur so bile v tektonskih anahzah uporabljene predvsem geofizikalne metode, rezultati vrtanja in metode daljinskega zaznavanja. Žal njihovi rezultati niso bih usklajeni med seboj in z raziskavami na obrobju Murske depresije (Grandie & Ogorelec, 1986). Na shki 5 so prikazani prelomi v Mtirski depresiji po mterpretaciji Kisovarja (1977) in Djuraska (1988). Kisovar je določU in poimenoval 26 prelomov, označil pa je le relativno spuščen blok. Prelomi potekajo v treh glavnih smereh: dmarski, prečnodmarski in alpski. Po Kisovarju (1977) so za današnji videz depresije najpomembnejši pre- lomi prečnodinarske smeri (WSW-ENE). Djurasek (1988) je na strukturni karti podlage terciarnih plasti, izdelani po seizmičnih podatkih, interpretiral manj prelomov od Kisovarja in jih ni poimenoval. Ločil pa je normalne prelome od reverznih (si. 5). Prevladujoča smer prelomov je prečnodinarska. Po obeh interpretacijah se ujemata poteka Ljutomerskega in Sehuškega preloma. Ljutomerski prelom ima po Pleničarju (1970 b) reverzni značaj ah celo značaj nariva. Pomembna je razlika v interpretaciji preloma na meji med Mariborsko- Radgonsko depresijo in dvignjenim delom severozahodno od nje (Rdeči breg). Dju- rasek je tu interpretiral močan normalni prelom. Kisovarjeva karta pa ima le v skraj- nem NE delu depresije manjši prelom, imenovan Dolenški. Verjetno gre za nadaljevanje Rabskega preloma ah njemu vzporedni prelom (Rumpler & Horvath, 1988) s po- ševnim premikom. V Slovenskih goricah se ta prelom nadaljuje v Kungoškega, čeprav Žnidarčič in Mioč (1989) menita, da ima slednji verjetno reverzni značaj. Rumpler in Horvath (1988) sta podala anahzo regionalnega napetostnega polja za Panonski bazen. Po njuni interpretaciji je tektonska aktivnost kulminirala v sred- njem miocenu. Na nekaterih območjih so se te deformacije nadaljevale z zelo zmanjšano močjo do danes. Za širše območje Panonskega bazena sta značilni dve glavni skupini konjugiranih zmičnih prelomov. Vsi prelomi, ki potekajo v smeri ENE ah NE, so levozmični, tisti, ki potekajo v smeri NW, so desnozmični. Območja nateznih napeto- sti z normalnimi prelomi so povezana z diskontinuiteto ali divergence zmičnih prelo- mov in s fragmentacijo na območjih, omejenih z vehkimi zmičnimi prelomi. Lokalno se pojavljajo tudi reverzni prelomi in gube z osmi v smeri E-W. Kinematski vzorec v Panonskem bazenu avtorja pojasnjujeta s preprostim regio- nalnim napetostnim poljem, po katerem so smeri glavnih napetosti naslednje: - maksimalna glavna napetost (oi) ima smer N-S, - minimalna glavna napetost (оз) ima smer E-W, - srednja glavna napetost (02) je navpična, kjer je Gl = On-S O2 = Onavpična > 03 = ÖE-W Takemu napetostnemu polju ustrezata dve konjugirani skupini zmičnih prelomov (če je ai= On-s). Napetostno polje omogoča tudi poševne premike vzdolž teh prelo- mov (če je Ol«02) in nastanek normalnih prelomov kjerkoh (če je ai = Onavpična) • Seizmični profih v razhčnih delih Panonskega bazena kažejo, da so kompresijske in natezne strukture nastajale pribhžno sočasno in da je strižno zmikanje potekalo dlje časa, od srednjega miocena do holocena. Rumpler in Horvath (1988) zato menita, da ni mogoče ločiti obdobij razhčnih deformacij v Panonskem bazenu, čeprav se je napetostno polje s časom lahko spreminjalo, vendar so bile prostorske spremembe pomembnejše. 496 Andrej Gosar Sl. 5. Tektonska karta Murske depresije (po Kisovarju, 1977 in Djurasku, 1988) Fig. 5. Tectonic map of the Mura Depression (after Kisovar, 1977 and Djurasek, 1988) Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 497 Strukturi Pečarovci in Dankovci Območje, veliko 8 x 8km, kije bilo vključeno v modeliranje seizmičnih podatkov za podzemno skladiščenje plina, je na tematskih kartah Murske depresije označeno s kva- dratom (si. 3, 4 m 5). Leži na Murskosoboškem grebenu, kije del Murskosoboškega masiva, s svojim NW delom pa sega v SE pobočje Radgonske depresije. Geografsko pripada veči- na območja Goričkemu, južni del pa Murski kotlini. Površinske plasti na Goričkem so zgrajene iz phoeenskih kamnin, predvsem peskov, proda, glin in lapornatih glin, v Mur- ski kotlini in dolinah Mačkovskega in Bodonskega potoka pa iz kvartarnih naplavin. Globinska geološka zgradba je znana iz štirih vrtin. Tri od njih (Peč-1, Dan-1 in Mt-3) so dosegle predtereiarno podlago, vrtina Dan-3 pa se konča znotraj terciarnih plasti. Podlaga tone od globine okoh 1400m na južnem delu do 2500m na severnem delu. V območju Murskosoboškega masiva in Radgonske depresije je zgrajena večinoma iz metamorfnih kamnin, in sicer kremenovo-sericitnih ter fihtnih skrilavcev, grafitnih skrilavcev in gnajsa. V štirih vrtinah (St-1, Dan-1, Peč-1 in Pan-1) ležijo nad meta- morfnimi kamninami apnenci in dolomiti, ki nastopajo sami ali pa se menjavajo s tufi in muljevci (Skaberne, 1992). Karbonatne kamnine, predvsem dolomit, so ponekod močno razpokane, tako da imajo brečast videz in prehajajo v tektonsko brečo. V smeri proti SE se karbonatni paket izklinja, medtem ko v smeri NW njegovo nadaljevanje ni znano. Po navedbah Pandziča (cf. Grandie & Ogorelec, 1986) so karbonatne kamnine v vrtinah St-1 in Dan-1 zgornjekredne, senonske starosti. Enako stare so tudi kamnine v vrtini Peč-1 (Skaberne, 1992). Terciar je zastopan s klastičnimi laporastimi in peščenimi sedimenti badenijske, sarmatijske, panonijske in pontijske starosti. Največjo debehno imajo badenijske in sarmatijske plasti. Petrofizikalne analize kamnin iz globokih vrtin (Dan-1, St-1, Pan- 1, Mt-3) so pokazale, da so kolektorske kamnine (peščenjaki in konglomerati) tu in tam zelo dobro razvite. Krovne plasti z dobrimi tesnihihni lastnostmi predstavljajo laporji in meljasti laporji badenija, sarmatija in spodnjega panonija, medtem ko plasti zgor- njega panonija in pontija slabše tesnijo (Kranje et al., 1990). Karbonatno kolektorske plast v predterciarni podlagi prekrivajo v območju vrti- ne Dan-1 drobnozrnate klastične kamnine, odložene v mirnem okolju, ki izklinjajo proti SW. Na njih leže kremenove breče ali konglomerati, debeh okoh 50 m, ki v območju vrtine Peč-1 nalegajo neposredno na podlago. Te debelozrnate kamnine predstavljajo verjetno sedimente vršajev vodnih tokov s prevladujočim talnim načinom transporta materiala (Skaberne, 1992) in ne predstavljajo tesnilnih plasti za kolektor pod nji- mi. Nad njimi leže kamnine, ki so se sedimentirale v relativno mirnem okolju. Gre za menjavanje meljastega laporja in tankih plasti drobnozrnatega peščenjaka. Plasti imajo dobre tesnilne lastnosti in zaradi svoje debeline (več lOOm do meje med badenijem in sarmatijem) predstavljajo dobro tesnenje karbonatnega kolektorja. Skaberne (1992) je interpretiral mejo med badenijem in sarmatijem (horizont KB) kot kotno erozijsko diskordanco, vendar meni, da nedvoumna opredehtev na sedanji stopnji raziskav še ni mogoça. Kotni erozijski diskordanci je sledila transgresija, v kateri so se odložih peščeni, ponekod prodnati in deloma muljasti sedimenti. Na njih leže sedimenti prehodnih okolij, v katerih se menjavajo energetsko nizka (drobnozrnati sedimenti) in energetsko visoka okolja (peščenjaki). Na obravnavanem območju ni večjih regionalnih prelomov. Na strukturnih kartah horizontov Pt (podlaga tereiarja) in KB je sicer interpretiranih več prelomov, ob ka- terih pa je prišlo le do manjših premikov in so lokalnega značaja. Sicer pa so tekton- ske razmere na širšem območju Murske depresije še dokaj slabo pojasnjene. 498 Andrej Gosar Strukturno modeliranje seizmičnih podatkov Območje struktur Pečarovei in Dankovei je bilo raziskano z gosto mrežo reflek- sijskih seizmičnih proñlov. Pri modeliranju sem uporabh 17 profllov, ki so bih posne- ti v letih 1987, 1989 in 1990. Situacijo profilov na 8 x 8km vehkem območju prikazu- je slika 6, njihovi osnovni podatki pa so zbrani v tabeh 1. Terenske meritve je izvedla Geofizika Zagreb, podatki pa so bih obdelani deloma v elektronskem računskem centru INA-Naftaplin v Zagrebu, deloma pa pri Western Geophysieal v Londonu (Brzovič, 1987; Joksovič, 1989; Djurasek & Bezuh, 1991). Izbran redukcijski nivo za vse seizmične raziskave v Murski depresiji je nadmorska višina 150m. Večina seizmičnih meritev je bila izvedena s poderanim linijskim eksplozivnim Sl. 6. Situacija seizmičnih profilov in vrtin na območju Pečarovci-Dankovci (8 x 8km) Fig. 6. Position map of the seismic profiles and boreholes at the Pečarovci-Dankovci location (8 X 8km) Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 499 Tabela 1. Podatki o seizmičnih profihh na območju struktur Pečarovci in Dankovci Table 1. The seismic profiles recorded at the Pečarovci and Dankovci structures nabojem (Geoflex in Primaeord), seizmografom Texas Instruments DFS IV in nedeljeno razvrstitvijo geofonov (end offset). Trije profili so bili posneti z vibratorskim virom valovanja- (Vibroseis), deljeno (split) razvrstitvijo geofonov in seizmografom Texas Instruments DFS V. Prekrivanje podatkov je bilo 24- ali 30-kratno. Pri meritvah so bhe uporabljene linijske geofonske figure s 24 geofoni tipa SM-4/UB (Sensor), z lastno frekveneo 10 Hz. Na območju struktur Pečarovci in Dankovci so bile do sedaj izvrtane tri globoke vrtine: Dan-1, Dan-3 in Peč-1. Osnovni podatki o vrtinah so zbrani v tabeh 2. V vrti- nah Dan-3 (Božovič et al., 1991) in Peč-1 (Božovič & Matoz, 1991) so bhe izvedene kompletne karotažne meritve, vključno z akustično karotažo, medtem ko so bhe v vrtini Dan-1 opravljene le elektrokarotažne meritve (lastni potencial in normalna uporno- stna karotaža). V vrtinah Dan-3 in Peč-1 so izvedh tudi meritve seizmičnih hitrosti v vrtini in jedrovali več odsekov. 500 Andrej Gosar Tabela 2. Podatki o vrtinah na območju Pečarovci-Dankovci Table 2. Boreholes drihed in the area of Pečarovci-Dankovci Seizmične hitrosti in gostota Na obravnavanem območju smo razpolagali s štirimi vrstami podatkov o seizmičnih hitrostih. To so: 1. analiza hitrosti iz refleksijskih seizmičnih profilov, 2. akustična karotaža (sonie log) v vrtinah Dan-3 in Peč-1, 3. meritve seizmičnih hitrosti v vrtinah Dan-3 in Peč-1, 4. laboratorijske meritve seizmičnih hitrosti na dveh jedrih iz najglobjega dela vrti- ne Peč-1. Cilj kompilaeije razhčnih vrst podatkov je bila hitrostna funkcija, ki bi bila upo- rabljena za spremembo časa v globino ter pri seizmičnem modehranju. Želeh smo tudi ugotoviti, kako se bočno spreminjajo hitrosti, kajti le ob majhnih spremembah je mogoče za celotno območje uporabiti enotno hitrostno funkcijo. Podatke o gostoti kamnin smo dobih iz kompenzirane gostotne karotaže. Analiza hitrosti iz seizmičnih podatkov. Refleksijska seizmična metoda skupne sredinske točke (CMP-common midpoint) omogoča pridobitev hitrostnih podatkov z metodami analize hitrosti (Yilmaz, 1987). Ti podatki se uporabijo pri NMO (normal moveout) korekciji, migraciji in spremembi časa v globino. Hitrost, dobljena s tako anahzo, je »stacking« hitrost Vs. Da lahko primerjamo hitrosti iz hitrostne analize s hitrostmi, dobljenimi z meritvami v vrtini, moramo preračunati Vs v povprečno hi- trost Va. V seizmiki privzemamo, da je enaka hitrosti srednjih kvadratnih vredno- sti Vrms (root mean square), iz katere izračunamo intervalne hitrosti Ц po Dixovi enačbi (Dix, 1955), iz njih pa povprečno hitrost Va. Analiza hitrosti iz seizmičnih podatkov je predstavljena na primeru seizmičnega profila Peč-Dan-lv-89, ki poteka v smeri SW-NE preko struktur Pečarovci in Dankovci (si. 7). Ker je iz številčnih vrednosti ah dia- gramov (si. 8) intervalnih (V) in povprečnih hitrosti (Va) ter hitrosti srednjih kva- dratnih vrednosti (Vrms) težko ugotavljati morebitne bočne spremembe, sem grafično obdelal rezultate hitrostnih anahz, pri čemer sem izdelal diagram izohnij enakih in- tervalnih hitrosti z ekvidistanco 1000m/s (si. 9). Osnova za izris izohnij so točke z vrednostjo intervalne hitrosti V, postavljene v sredino posameznega intervala. Ker intervah niso enako široki, je to precejšen približek, ki lahko služi le za orientacijsko ugotovitev trenda bočnega spreminjanja hitrosti. Izolinije ne kažejo večjih bočnih sprememb hitrosti do pribhžno 1,0s dvojnega časa (izolinija 3000m/s). Globlje, tja do 1,4 s dvojnega časa, kar ustreza globini do predterciame podlage pa je opazna ten- denca naraščanja hitrosti v smeri proti NE (izohnija 4000m/s). Pri tem je pomembnejši Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 501 Sl. 7. Interpretacija seizmičnega profila Peč-Dan-lv-89 (line drawing) Fig. 7. Interpretation of the seismic profile Peč-Dan-lv-89 (line drawing) Sl. 8. Diagrami 14 in Kms iz analize hitrosti za profil Peč-Dan-lv-89 Fig. 8. Diagrams of Ц, K in Vrms from the velocity analysis for the profile Peč-Dan-lv-89 Sl. 9. Izolinije enakih intervalnih hitrosti (v m/s) za profil Peč-Dan-lv-89 Fig. 9. Isolines of equal interval velocity (in m/s) for the profile Peč-Dan-lv-89 Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 503 regionalni trend kot posamezne manjše lokalne anomalije, ki jih pri spremembi časa v globino seveda ne moremo upoštevati in so lahko tudi posledica napak pri hitro- stni analizi. Ugotovljeni trend hitrosti (naraščanje v smeri NE) sem uporabil kasneje pri modehranju podatkov. Pri drugih dveh anahziranih profihh (Peč-lv-89 in Dan-lv- 89), ki potekata v smeri N-S in NW-SE (si. 6) namreč niso büe ugotovljene pomemb- nejše bočne spremembe hitrosti. Akustična in gostotna karotaža. Meritve s kompenzirano akustično in kom- penzirano gostotne (gama-gama) karotaže je v vrtinah Dan-3 in Peč-1 izvedla INA- Naftaphn iz Zagreba z opremo Western-Atlas (Božovič et al., 1991; Božovič & Matoz, 1991). V vrtini Dan-3 so meritve zajele le odsek od globine 1000 do 1380m, medtem ko so bile v vrtini Peč-1 meritve opravljene na odseku od 300 do 1380m. Akustična karotažna sonda omogoča zvezno meritev hitrosti longitudinalnih valov v vrtini. Da bi odpravih napake, ki nastanejo pri neravnih stenah vrtine ali nagnjeni sondi, so razvih kompenzirane sisteme s štirimi sprejemniki in dvema oddajnikoma, ki oddajata im- pulz izmenično. Iz obeh podatkov izračunamo intervalno hitrost za formacijo v tre- nutni globini sonde (Telford et al., 1976). Za karotažne krivuljo so pogosto značilna vehka nihanja vrednosti na majhnih razdaljah, ki so posledice heterogenosti kamnin in motenj pri meritvah. Interval, ki je pogojen z razdaljo med sprejemnikoma, je gle- de na spremembe litologije običajno majhen, zato navadno interpretiramo odseke, ki ustrezajo neki litološki enoti. Tudi na krivuljah gostotne karotaže sem interpretiral daljše odseke, ki se ponekod ujemajo s hitrostnimi intervah in z litološkimi enotami, vendar so pogostni tudi primeri, ko spremembi enega parametra ne sledi spremem- ba drugega (si. 10). Meritve seizmičnih hitrosti v vrtinah. V vrtini Dan-3 je Geofizika Zagreb izvedla meritve seizmičnih hitrosti s korakom lOOm od globine 600 do 1387m (Leijak, 1990), v vrtini Peč-1 pa prav tako s korakom 100m od globine 300 do 1649m (Leijak, 1991). Pri meritvah z »down-hole« metodo vzbujamo seizmično valovanje v bhžini ustja vr- tine in merimo čas potovanja seizmičnih valov do geofonske sonde v vrtini (Telford et al., 1976). Postopek ponavljamo pri razhčnih globinah sonde. Izmerjene čase po- pravimo v navpičnico vrtine, pri čemer upoštevamo tudi morebitni odklon vrtine, in izračunamo povprečno hitrost Va. Iz razhke časov dveh zaporednih meritev pa izračimamo intervalno hitrost V. Laboratorijske meritve seizmičnih hitrosti na vzorcih. Akustične karotažne meritve in meritve hitrosti v vrtini zaradi tehničnih težav niso zajele najglobljega dela vrtine Peč-1 v območju, kjer je bila navrtana predterciarna podlaga. Da bi dobih vsaj pribhžno predstavo o hitrosti v kamninah, ki jo grade, smo se odločih izvesti ultrazvočne meritve hitrosti na dveh jedrih iz vrtine. Opravljene so büe v laboratoriju Zavoda za raziskavo materialov in konstrukcij v Ljubljani. Pri tovrstruh meritvah merimo čas prehoda ultrazvoka od oddajnika do sprejemnika, ki sta na nasprotnih stranicah ravno odre- zanega jedra znane dolžine. Na jedru J-11 (temnosiva dolomitna breča) smo izmerih hitrost 4600m/s, na jedru J-12 (okremenjena dolomitna breča) pa 3850m/s. Na jedru J-11 (dolomitna breča) sta büi v laboratoriju INA-Naftaplin določeni tudi poroznost in prepustnost (Božovič & Matoz, 1991). Povprečna poroznost, izmerjena na 13 kosih jedra, je znašala okoh 6%. Ker je büo dobljeno na dolžini 4m okoh 70% jedra, sodijo, da je ugotovljena povprečna poroznost dovolj zanesljiva za izračun pornega volumna skladiščne plasti. Glede na razpokanost in kavernoznost dolomita in dolo- mitne breče lahko za celotno plast pričakujemo celo nekohko večje vrednosti, kot so ugotovljene na vzorcih. Na podlagi razhčnih hitrostnih podatkov sem izdelal enotno hitrostno funkcijo 504 Andrej Gosar Sl. 10. Litološki stolpec in diagrami И, p, Z, R in dvojni čas za vrtino Peč-1 1 peščena glina; S lapor; 3 peščen lapor; 4 peščenjak; 5 konglomerat; 6 breča; 7 dolomit Fig. 10. Lithologie column and V¡, p, Z, R and two way time diagrams for the borehole Peč-1 1 sandy clay; 2 marl; 3 sandy marl; 4 sandstone; 5 conglomerate; 6 breccia; 7 dolomite Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 505 za vrtino Peč-1. Na podlagi akustične in gostotne karotaže ter litološkega stolpea vrtine sem ločil 49 plasti z različnimi fizikalnimi lastnostmi (sl. 10). Osnova za hitrostno funkeijo so bili rezultati akustične karotaže, ki so bih popravljeni z »down-hole« me- ritvami in navezani na redukcijski nivo. V najglobljem delu vrtine, kjer ni bho na voljo drugih podatkov, so bih uporabljeni rezultati laboratorijskih meritev na vzorcih in rezultati anahz hitrosti iz seizmičnih podatkov. Hitrostna funkcija, ki je bila uporabljena za spremembo časa v globino, je bila tabelirana v hitrostni zakon, ki povezuje dvojni čas in globino, s korakom 5ms dvojnega časa, prikazana pa je tudi v obhki diagrama (sl. 10). Strukturno modeliranje Na refleksijskih profihh, posnetih na območju struktur Pečarovei in Dankovci (sl. 6), sta bila interpretirana dva pomembnejša horizonta. Horizont KB (krovnina bade- nija) predstavlja mejo med badenijem in sarmatijem. Skaberne (1992) jo je inter- pretiral kot kotno erozijsko diskordanco, nad katero se prične progradirajoče sedi- mentacijsko zaporedje. Zanj je značilno menjavanje plasti laporja in peščenjaka s tankimi plastmi konglomerata. Horizont Pt (podlaga terciarja) predstavlja mejo med neogen- skimi sedimenti in predterciarno podlago, ki jo na tem območju grade karbonatne kamnine (dolomit). Že pri prvih ocenah struktur v Murski depresiji (Skaberne et al., 1987) je bilo ocenjeno, da bi bho mogoče skladiščiti plin v dolomitnem vodonosniku pod horizontom Pt ah pa v poroznih plasteh konglomeratov in peščenjakov, ki leže nad horizontom KB. Takrat so izdelah strukturno-tektonske karte izohron teh dveh horizontov za večji del Murske depresije (Djurasek, 1987). Kasneje so bhe, na osnovi novih seizmičnih proñlov, te karte na posameznih lokacijah dopolnjene. Na območju struktur Pečarovci in Dankovci je bilo posnetih še 17 novih profilov, kar je omogočilo izdelavo popolno- ma novih, natančnejših strukturnih kart (Djurasek & Bezuh, 1991). Ti profih (tab. 1, sl. 6) v skupni dolžini 157km (94 km na območju vehkosti 8 x 8km) so bili osno- va za računalniško modeliranje. Ker je le šest profilov imelo vrisano interpretacijo, sem pred izdelavo začetnega modela večino profilov ponovno interpretiral. Po 2D seizmičnem modeliranju pa je bila interpretacija nekaterih profilov še popravljena. Računalniški strukturni model horizontov KB in Pt je služil za: - primerjavo ročno konstrukanih strukturnih kart izohron (Djurasek & Bezuh, 1991) s kartami, izdelanimi s programom za geološko modeliranje, - spremembo časovnih strukturnih kart v globinske z uporabo bočno spremenljive hitrosti, - vhodni podatek pri 3D seizmičnem modeliranju. Strukturne karte časovnih (seizmičnih) in globinskih (geoloških) horizontov sem izdelal s programom Mimic iz programskega paketa Sierra za geološko in seizmično modeliranje (Sierra, 1990a) na delovni postaji Digital VAX station 3100 SPX M38 z operacijskim sistemom VMS 5.3-1 in DEC Window^s. Mimic je program za izdelavo geoloških modelov iz seizmičnih podatkov v dveh ali treh dimenzijah. Omogoča spremembo časovnega modela v globinskega tako pri plasteh konstantne hitrosti kakor pri spremenljivi hitrosti v vertikalni ah horizontal- ni smeri. Grafični rezultat so karte izolinij (izohron ali izobat), perspektivni pogledi na 3D modele in profih. Globinski model iz programa Mimic predstavlja vhodni po- datek za seizmično modeliranje z metodo sledenja žarkov s paketom Quick. 506 Andrej Gosar S programom Mimic lahko zgradimo tridimenzior\alno po\TŠino z interpolacijo neena- komerno vzorčevanih točk v pravilno mrežo ah s sestavljanjem preprostih geometričnih oblik. V programu Mimic sta na voljo dva interpolacijska algoritma, in sicer: 1. Akima algoritem, ki deluje le na neprekinjenih površinah (brez prelomov), 2. Sierra algoritem, ki deluje tako na neprekinjenih kot na površinah, prekinjenimi s prelomi. Horizonta KB in Pt sekajo številni prelomi, zato sem pri modeliranju uporabil Sierra algoritem, ki je tudi sicer primernejši za kompleksnejše geološke površine. S tem algoritmom dobimo tudi boljše rezultate, če je vzorčevanje horizonta izrazito neenako- merno, kot je pri seizmičnih profihh, ko imamo podatke le vzdolž ravnih linij. Sierra algoritem izračuna, iz neenakomerno razporejenih podatkov, vrednosti v vozliščih pravokotne mreže po inverzni interpolacijski metodi. Algoritem izrazi vhodno z vre- dnost kot linearno kombinacijo г vrednosti sosednjih vozhšč mreže. To je izvedeno z linearno enačbo, ki poveže vhodno vrednost s 36-imi bhžnjimi vozhšči mreže z neznano г vrednostjo. Kadar je znotraj skupine 36-tih točk prelom, točk na drugi strani preloma ne upoštevamo. Vrednosti vozhšč mreže izračunamo z inverzijo si- stema linearnih enačb, ki se oblikuje iz vseh vhodnih digitaliziranih točk. Sierra al- goritem izdela najprej zelo pribhžno karto, ki jo potem izboljšuje z vedno natančnejšimi mrežami, dokler ne doseže želenega učinka. Na vsakem nivoju izvede algoritem več iteracij, ki konvergirajo k ustreznemu ujemanju. Relativno glajenje se uporabi na vsakem nivoju za kontrolo stopnje, do katere so vhodne točke uporabljene v izračunu. Za dosego optimalnega rezultata morajo biti podatki pravilno digitahzirani, kar pomeni, da: a) je na območju sprememb strmine digitahziranih vehko točk, b) so strma pobočja digitahzirana vzdolž vpada, c) segajo končne točke prelomov preko meja karte, d) znotraj normalnih prelomov ni točk kartiranega horizonta. Pri digitalizaciji horizontov KB in Pt sem lahko upošteval priporočih a) in d), le delno pa priporočih b) in e). Smer digitalizacije je bila omejena s smerjo profilov, prelomi pa so večinoma omejenega obsega in jih ni bilo mogoče ekstrapolirati preko meja karte. Digitalizacija je bila izvedena s programom AutoCAD. Gostota točk je bila v mejah od 15 do 25 točk/km. Vhodni podatek v program za modeliranje površin je datoteka s 3D koordinata- mi točk (x, y in z) interpretiranega horizonta, pri čemer predstavlja koordinata dvojni čas potovanja seizmičnih valov. 2D koordinate vozhšč črtovja, s katerim je na risbi predstavljen seizmični horizont, so bile izločene iz datoteke programa AutoCAD v formatu ASCII. Prva koordinata predstavlja oddaljenost od začetka profila, druga pa dvojni čas. Dvodimenzionalne koordinate sem spremenil v 3D koordinate s pomočjo kratkega programa. Izdelava modela v programu Mimic poteka po naslednjih stopnjah: 1. izračun posameznih časovnih horizontov modela z algoritmom za izdelavo mreže, 2. izdelava hitrostnih plasti, kjer hitrosti med horizonti niso konstantne, 3. združitev vseh horizontov in hitrostnih plasti v časovni model, 4. sprememba časovnega modela v globinski model, 5. izdelava profilov preko modela. Pri interpolaciji sem izbral gostoto mreže 100 x 100 z velikostjo cehce 80 x 80m. Pri izrisu izohnij sem uporabil glajenje, da bi delno odpravü nepravilnosti, ki so po- sledice neenakomerno vzorčevanega horizonta in razlik na presečiščih profilov. Za določitev ustreznega nivoja glajenja je büo potrebno večje števho testov. Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 507 Časovni model je sestavljen iz dveh glavnih horizontov (KB in Pt) in pomožne- ga horizonta med njima (sl. 11). Nad horizontom KB je plast s konstantno hitrostjo 2470m/s. Pri kompilaciji hitrostnih podatkov sem ugotovh, da je potrebno za pravi- lno spremembo časa v globino med horizontoma KB in Pt uporabiti plast z bočno spremembo hitrosti in vertikalnim hitrostnim gradientom. Hitrosti v globljem delu sedimentacijskega bazena so namreč zaradi večje kompaktnosti kamnin višje. Spre- memba hitrosti v dveh smereh v isti plasti pa ni podprta v programu Mimic, zato sem vertikalni gradient nadomesth s pomožno plastjo. Pod horizontom KB je zato najprej plast z bočno spremembo hitrosti, pod njo pa je pomožna plast s hitrostjo, ki ustreza krovnini predterciarne podlage (4200m/s). V polprostoru pod horizontom Pt je hitrost 4600m/s. Glede na rezultate anahz hitrosti in na podatke iz vrtin Peč-1 in Dan-1, sem pri- vzel, da hitrost med horizontoma KB in Pt narašča v smeri NE. Glede na pomanklji- ve podatke o hitrosti na preostalem delu obravnavanega območja, sem se odločh za geometrijsko preprosto hitrostno plast. Hitrost je v smeri od SW proti NE najprej konstantna (2950 m/s), nato pa linearno narašča od 2950 m/s do 3750 m/s. V skrajnem NE kotu karte je potem hitrost zopet konstantna (3750m/s). 2470. Sl. 11. Časovni profil preko 3D strukturnega modela Fig. 11. Time profile across the 3D structural model 508 Andrej Gosar Časovne in globinske strukturne karte Na strukturni karti izohron horizonta KB (si. 12) je na območju Dankoveev vid- na antlformna struktura, ki jo zapirata izohroni 980ms ah 990ms. Definirana je z devetimi seizmičnimi profih. Vrh strukture je pri pribhžno 950ms. Strukturo seka 5 prelomov, ob katerih sieer ni večjih premikov, vendar je zaradi njih vprašljiva povezanost ko- lektorskih plasti. Tesnost krovnih plasti dokazujejo ogljikovodiki v plasteh konglomerata in peščenjaka, ki so bih ugotovljeni v vrtini Dan-3 (Božovič et al, 1991). Na območju Pečaroveev ni videti zaprte antiformne strukture, ki bi bila dovolj vehka za podzem- no skladiščenje plina. SI. 12. Časovna strukturna karta horizonta KB ekvidistanca = 20ms, x-digitalizirane točke Fig. 12. Time structural map of the KB horizon equidistance = 20ms, x-digitized points Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 509 Tudi na strukturni karti izohron horizonta Pt (sl. 13) je na področju Dankovcev antiformna struktura, ki jo omejuje izohrona 1460ms, vrh pa ima pri pribhžno 1350ms. Definirana je z desetimi seizmičnimi profih. Strukturo sekata v zahodnem delu dva preloma. Najvišjo točko odpiranja ima na SW delu, na sedlu, ki jo loči od strukture Pečarovci. Vehkost zaprtega dela strukture je 5,42 km^. Struktura Pečarovci je omejena z izohrono 1400ms, vrh pa ima pri pribhžno 1350ms. Definirana je s sedmimi seimičnimi profih. Najvišja točka odpiranja je na SW delu. Vehkost zaprtega dela je l,576km^. Strukturo seka prelom, ki poteka v smeri W-E nekako do njene sredine. Primerjava ročno konstruirane karte izohron (Djurasek & Bezuh, 1991) in kar- te, izdelane s programom Mimic za horizont Pt (sl. 14), pokaže dovolj dobro ujemanje Sl. 13. Časovna strukturna karta horizonta Pt ekvidistanca = 20ms, x-digitalizirane točke Fig. 13. Time structural map of the Pt horizon equidistance = 20ms, x-digitized points 510 Andrej Gosar SI. 14. Primerjava ročne (po Djurasku & Bezuhu, 1991) in računalniške konstrukcije izohron za horizont Pt Fig. 14. Comparison of manual (after Djurasek & Bezuh, 1991) and computer construction of the Pt horizon isochrons oblike in nivoja izohron. Računalniško izrisane izolinije prikazujejo nekohko manj podrobnosti, kar je poslediea njihovega glajenja. Večje odstopanje je na SE strani struk- ture Pečarovei, kar obravnavam pri izračunu prostornine skladišča v tej strukturi. Rezultat spremembe časa v globino so karte izobat, na katerih se globine štejejo od redukcijskega nivoja seizmičnih profilov (150m). Na globinski strukturni karti horizonta KB (si. 15) je struktura Dankovci omejena z izobatama 1200m ah 1210m. Vrh strukture je na globini okoh 1170m. Na območju Pečaroveev na horizontu KB ni zaključene antiformne strukture. V vrtini Dan-1 je bil navrtan horizont KB v globini 1195m, v vrtini Dan-3 v globini 1166m in v vrtini Peč- 1 v globini 1161 m, kar se ujema s potekom izobat. Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 511 Sl. 15. Globinska strukturna karta horizonta KB ekvidistanca = 20m Fig. 15. Depth structural map of the KB horizon equidistance = 20 m Globinska strukturna karta horizonta Pt (sl. 16) kaže dve strukturi. Struktura Dankovci je omejena z izobato 2050m, vrh pa ima v globini pribhžno 1870m. Vehkost njenega zapiranja je IBOm. Struktura Pečarovci je omejena z izobato 1925m in ima vrh v globini pribhžno 1800m, kar da vehkost zapiranja 125 m. Vrtina Dan-1 je dose- gla podlago v globini 1916m, vrtina Peč-1 pa v globini 1831 m, kar se ujema s potekom izolinij. Nepravilne izobate v južnem delu karte so posledice sekanja pomožnega ho- rizonta s horizontom Pt. Perspektivni pogled na globinski model iz smeri SE pod kotom 30° (sl. 17) lepo pokaže obe strukturi v predterciarni podlagi, medtem ko struktura Dankovci na horizontu KB, zaradi manjše amphtude, ni tako izrazita. 512 Andrej Gosar SI. 16. Globinska strukturna karta horizonta Pt ekvidistanca = 25m Fig. 16. Depth structural map of the Pt horizon equidistance = 25 m Gravimetrične raziskave Poleg regionalnih gravimetričnih raziskav (si. 4), ki so zajele večji del Murske depresije (Urh, 1956), je bilo področje Pečaroveev in Bankovcev gravimetrične po- drobneje raziskano v okviru projekta podzemnega skladiščenja plina v letih od 1987 do 1989 (Starčevič et al., 1990). Na površini 57km2 je bilo z gravimetrom Worden izmerjenih 872 točk, kar da poprečno gostoto 15,3 točke/km^. Podatke so obdelah na Geofizikalnem inštitutu v Beogradu z računalnikom VAX 11/750. Terenske korekcije so bile izračunane v polmeru 2 km okoh vsake točke po Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 513 Sl. 17. 3D pogled na globinski model Fig. 17. 3D view of the depth model 514 Andrej Gosar metodi interpolacije reliefa s pomočjo specialnih funkcij. Bouguerjeve anomalije so bile izračunane z gostoto 2,00g/cm^. Iz karte Bouguerjevih anomalij so bhe izračunane vrednosti regionalnega polja in rezidualne anomalije po Griffinovi metodi (Telford et al., 1976). Za regionalno vrednost je bila vzeta srednja vrednost Bouguerjevih anomahj v osmih točkah na razdalji 1000m okoh vsake gravimetrične točke. Na shki 18 sta skupaj prikazani karta rezidualnih anomahj in časovna strukturna karta horizonta Pt. Amplitude rezidualnih anomahj so zelo majhne (največ 0,5mGal). Primerjava s karto izohron kaže na ujemanje pozitivne anomalije, ki jo omejuje izoli- rüja +0,0mGal s strukturo Pečarovci, medtem ko na območju strukture Dankovci ni očitnejše korelacije z rezidualnimi anomalijami. Po trasi seizmičnega profila Peč-Dan-lv-89 je bil izdelan preprost dvoplasten gravi- si. 18. Primerjava karte rezidualnih gravimetričnih anomahj (po Starčeviču et al., 1990) s časovno strukturno karto horizonta Pt Fig. 18. Comparison of residual gravity map (after Starčevič et al., 1990) with the time structural map of the Pt horizon Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 515 metrični model (sl. 19). Osnova za izdelavo modela je bila interpretacija horizonta Pt na seizmičnem profilu, preden je bila izdelana vrtina Peč-1. Ta meja je na modelu predstavljena črtkano (1). Globine so računane od nadmorske višine Om. Za terciar- ne sedimente je bha privzeta povprečna gostota 2,2g/cm^ in za predterciarno podla- go 2,7g/cm^. Krivulja Bouguerjevih anomahj, izračunanih za ta model, je prikazana črtkano [gr(l)]. Ujemanje z merjeno krivuljo (gm) je slabo. Zato je bh postavljen nov model, katerega meja je označena s polno črto (2). Temu modelu ustreza krivulja gr(2), ki kaže mnogo boljše ujemanje z merjeno krivuljo (gm). Ko je bila končana vrtina Peč-1, je bila podlaga terciarja dejansko navrtana glo- blje, kot je napovedovala prvotna interpretacija seizmičnega profila. Pri spremembi časa v globino je bha namreč prvotno uporabljena enotna hitrostna funkcija, kar je povzročho to razhko. Kasneje sem uporabil med strukturama Pečarovci in Dankovci spremenljivo hitrost. Kljub temu lahko tako razložimo le polovico razlike v globini do podlage strukture Pečarovci med prvo (1) in drugo (2) interpretacijo. Druga razlika ni pojasnjena in jo lahko povzroča sprememba gostote v podlagi ah pa je posledica vpliva globljih struktur. gr(i) Sl. 19. Gravimetrični model po trasi seizmičnega profila Peč-Dan-lv-89 (po Starčevicu et al., 1990) gr(l) - grav. anomalija za prvotno interpretacijo horizonta Pt (1) gr(2) - grav. anomalija za popravljeno interpretacijo horizonta Pt (2) gm - izmerjena gravimetrična anomalija Fig. 19. Gravity model along the seismic profile Peč-Dan-lv-89 (after Starčevič et al., 1990) gr(l) - gravity anomaly for the first interpretation of the Pt horizon (1) gr(2) - gravity anomaly for corrected interpretation of the Pt horizon (2) gm - measured gravity anomaly 516 Andrej Gosar Ocena prostornine skladišča v strukturi Pečarovci Na podlagi rezultatov seizmičnih raziskav in vrtanja sta bhi izbrani dve antiform- ni strukturi kot najbolj perspektivni za podzemno skladiščenje plina. Prva v podlagi terciarnih plasti (horizont Pt) na lokaciji Pečarovci in druga v poroznih plasteh nad horizontom KB na lokaciji Dankovci. Struktura v predterciarni podlagi pri Dankovcih je bila zaradi velikosti ocenjena za manj primerno. Obe izbrani strukturi sta bih ocenjeni s programom Evasit za vrednotenje por- nih skladišč plina (Gaz de France, 1990). Rezultati izračuna s tem programom so: največja in delovna prostornina plina, potrebna moč kompresorjev, čas polnjenja skladišča in drugi tehnični parametri. Izračunana je tudi splošna verjetnost uspešnosti neke strukture iz številnih podatkov, ki jih vnesemo, kot so debehna skladiščnih plasti, poroznosti, prepustnosti, površina strukture, pogoji sedimentaeije, podatki o prelo- mih. Ker so številni od teh parametrov ocenjeni subjektivno, so bistveni kriteriji za njihovo vrednotenje. Po izdelavi računalniškega modela sem uporabil program Evasit za ponovno oce- no prostornine skladišča v strukturi Pečarovci (Pt) (si. 20, tab. 3), zato podajam rezultate izračuna prostornine po dveh variantah vhodnih podatkov. V prvi je bila uporabljena ročno konstruirana karta izohron (Sadnikar, 1991, 1993), v drugi pa karta, izdela- na s programom Mimic (si. 14). Iz strukturnih kart smo izračunah površine zaključenih izohron in njihovo oddaljenost od vrha strukture (tab. 4), pri čemer se oba izračuna razlikujeta v uporabljeni hitrosti za krovnine. V prvi varianti so uporabljene hitrosti 4600-4800m/s, v drugi pa sem uporabü nižjo hitrost 4200m/s, za katero menim, gle- de na izvršene analize, da je ustreznejša. Poroznost dolomita in dolomitne breče je bila določena z laboratorijskimi meritvami na vzorcih (tab. 3). Glede na razpokanost in kavernoznost kamnine je lahko za celotno plast poroznost še nekohko večja. Pre- pustnost je bila določena z DST (drill-stem test), ki je zajel 4,2m terciarnih kamnin in 6,5m dolomitne podlage (Božovič & Matoz, 1991). Za delovno prostornino ph- na (Vdei) je privzeto 50% največje prostornine (V^ax), preostalo prostornino pa zav- zema phnska blazina. Po obeh variantah je delovna prostornina večja od zahtevanih 200 milijonov m^(n) (tab. 4). Razlika v prostornini skladišča po obeh variantah je nastala zaradi naslednjih razhk: 1. V obeh primerih omejuje strukturo izohrona 1400 ms, katere površina pa je v drugem Tabela 3. Osnovni podatki o strukturi Pečarovci (Pt) (Sadnikar, 1991) Table 3. Basic data on the Pečarovci (Pt) structure (Sadnikar, 1991) Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 517 Sl. 20. Predvideno podzemno skladišče plina v strukturi Pečarovci (Pt) a) časovna strukturna karta b) globinska strukturna karta c) prognozni geološki profil A - A' Fig. 20. Planned underground gas storage facility in the Pečarovci (Pt) structure a) time structural map b) depth structural map c) estimated geological profile A - A' 518 Andrej Gosar Tabela 4. Izračun prostornine skladišča v strukturi Pečarovci (Pt) Table 4. Estimation of the gas storage volume in the Pečarovci (Pt) structure primeru bistveno manjša kot v prvem (si. 14). Glede na potek drugih izohron je greben na SE strani strukture, katerega na prvi karti (ročna konstrukcija) dela izohrona 1400ms, verjetno nekoliko prevelik. Prav ta greben je namreč največ prispeval k večji prostornini. V drugih dehh strukture se ročno in računalniško konstruirani karti mnogo bolje ujemata. Po drugi strani je glajenje izohron pri računalniški karti zmanjšalo njihovo natančnost, vendar tako izrazitega grebena ni bilo tudi pri ne- glajenih izohronah. 2. Zaradi nižje hitrosti v krovnini (4200m/s), po drugi varianti, je zapiranje struktu- re manjše (126m), kot bi bilo pri višji hitrosti (4600m/s), ko bi znašalo 138m. Tudi to je prispevalo k manjši prostornini, vendar ne v tolikšni meri kakor površina izohrone, ki omejuje strukturo. Interpretacija nekaterih regionalnih seizmičnih profilov Poleg seizmičrhh profilov, ki so zajeh le ožje področje struktur Pečarovci in Dankovci, je bilo posnetih še nekaj daljših regionalnih profilov, pomembnih za razumevanje struk- ture širšega področja. Dva od njih, Dan-3-90 in Peč-2-90, ki sta dolga okoh 17km in potekata v smeri NW-SE, sem primerjal z objavljenim profilom iz Madžarske Zi-108 s podobno smerjo. Dodatno sem analiziral še profil Peč-Dan-lv-89, dolg 8km, ki po- teka v smeri SW-NE. Lega profilov je prikazana na strukturni karti Murske depre- sije (si. 3). Seizmični profil Zi-108 poteka v smeri NW-SE pravokotno na Rabski prelom v ne- posredni bhžini meje s Slovenijo. Na profilu leži vrtina Öri-2, ki je dosegla podlago (triasni dolomit) neogenskih sedimentov v globini okoh 3km (2 s dvojnega časa). V NW delu profila leži podlaga mnogo plitveje in je zgrajena iz nizkometamorforizi- ranih skrilavcev. Prelom na stiku obeh vrst kamnin je listričen s poševnim premikom. Normalno prelamljanje in ugrezanje triasnega kompleksa se je pričelo v srednjem miocenu Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 519 Sl. 22. Seizmični profil Peč-2-90 (line drawing) Fig. 22. The seismic profile Peč-2-90 (line drawing) 520 Andrej Gosar in je povzročilo odlaganje debele skladovnice badenijskih (pretežno vulkanskih) in sar- matijskih (pretežno lapornih) sedimentov. Na področju paleozojske metamorfne po- dlage ni sedimentov badenijske starosti, obstaja pa zelo tanka plast sarmatijskih. S korelacijo faciesov in favne med kamninami Transdonavskih centralnih gora ter Vzhodnih in Južnih Alp so ugotovih levi premik ob Rabskem prelomu v velikosti 450 km. Zmikanje je potekalo od srednjega eocena do zgornjega oligocena (Rumpler & Horvath, 1988). Interpretacija (line drawing) seizmičnih profilov Dan-3-90 in Peč-2-90 je prika- zana na slikah 21 in 22. Osnovne strukturne poteze so pri obeh profihh enake in se ujemajo s tistimi na profilu Zi-108 (Rumpler & Horvath, 1988). Na NW strani obeh profilov se podlaga dviguje proti površini in izdanja v podaljšku profila Peč-2-90 na Rdečem bregu. Od tu se horizont Pt spušča v smeri SE v Radgonsko depresijo. Na profilu Dan-3-90 sta interpretirana dva normalna preloma, ob katerih se podlaga stopničasto spušča. Na profilu Peč-2-90 pa je interpretiran en sam listrični prelom. V obeh primerih gre za nadaljevanje Rabskega preloma na naše ozemlje. Obe inter- pretaciji sta možni, ker gre ob več prelomih za spremljajoče prelome, ki so vidni tudi na profilu Zi-108. Glede na interpretacijo Rumplerja in Horvatha (1988) sklepam, da je premik ob prelomu tudi na našem ozemlju poševen, pri čemer je premik po smeri mnogo večji od premika po vpadu. Iz dna Radgonske depresije v globini okoh 2500m se podlaga dokaj enakomerno dvigne v Murskosoboški greben, ki je del Murskosoboškega masiva. Na tem delu ni opaznih prelomov. Na samem grebenu doseže podlaga globi- no okoh 1800m. Na profilu Peč-2-90 je na grebenu struktura Pečarovci (vrtina Peč- 1), ki ima na SE strani manjši normalni prelom. Na profilu Dan-3-90 je na grebenu struktura Dankovci (vrtina Dan-3), ki ima na SE strani nezanesljivo določen reverz- ni prelom. Na SE strani Murskosoboškega grebena se podlaga ponovno spusti v manjšo depresijo, vendar se kmalu spet dvigne v manjši vzporedni greben. Na profilu Dan- 3-90 je na tem mestu vrtina Mt-3. Šele onkraj tega grebena se podlaga spusti globlje v Martjanski zaliv, ki ni več zajet na profihh. Profil Peč-Dan-lv-89 (sl. 7) poteka vzdolž Murskosoboškega grebena prek obeh obravnavanih struktur v bhžini vrtin Peč-1 in Dan-1. Rehef podlage je tu manj razgi- ban, prav tako ni močnejših regionalnih prelomov. Vsi interpretirani prelomi vpadajo v smeri NE, z globino pa se njihov vpad zmanjšuje. Le en prelom naj bi sekal tudi horizont KB. Dva preloma sta normalna m dva reverzna. Od SW konca profha se podlaga najprej dvigne v strukturo Pečarovci. Tu je viden manjši reverzni prelom. Nato se spusti v smeri NE ob enem ali dveh normalnih prelomih, kar obravnavam v poglavju o seiz- mičnem modeliranju. Enaka situacija se ponovi pri strukturi Dankovci, ki jo na SW strani prav tako omejuje reverzni prelom in na NE strani normalni prelom. Seizmično modeliranje Osnove Seizmično modeliranje, katerega rezultat so sintetični seizmogrami, je že uvelja- vljena metoda za preverjanje interpretacije seizmičnih profilov in korelacijo seizmičnih in geoIošMh podatkov. Pri seizmičnem modehranju simuhramo terenske seizmične meritve na modelih. Sintetične seizmograme primerjamo s terenskimi in model interaktivno popravljamo tako dolgo, da se zadovoljivo ujemajo. Seizmično modeliranje pogosto uporabljamo tudi pri testiranju algoritmov za obdelavo podatkov. Tako preizkušamo Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 521 predvsem metode dvo- in tridimenzionalne migracije. Testiranje na modelih je namreč zanesljivejše in cenejše od testiranja v naravnih razmerah. Pred razvojem dovolj zmogljivih računalnikov so uporabljah fizične modele, ki so bih zgrajeni iz snovi ustreznih akustičnih impedane, tako da so refleksijski koeficienti na njihovih stikih ustrezah geološkim mejam (McDonald & Gardner, 1983). Ti modeh so bih omejeni tako glede števila plasti kot vehkosti. Razporeditev točk vzbujanja in sprejemanja valovanja na modelu je posnemala razmere pri terenskih meritvah. Za- radi manjših dimenzij modela je bilo treba uporabljati ustrezno višje frekvence iz območja ultrazvoka. Numerično modeliranje z računalniki je danes že skoraj povsem izrinilo fizično modeliranje (Nelson, 1983). Njegove prednosti so: - izdelava in popravljanje numeričnega modela z računalnikom je lažje in cenejše, - modeh so lahko kompleksnejši glede števila plasti in strukture, - dimenzije modela so lahko poljubne, - geometrija seizmične razvrstitve ni omejena, - frekvenco in valovno obhke vhodnega signala je mogoče bolje definirati. Numerično modeliranje pa ima tudi nekatere pomankljivosti, zaradi katerih fizično modeliranje uporabljajo ponekod še danes. Slednje namreč pogosto bolje reproduci- ra seizmični šum, ki nastane pri difrakciji, večkratnih odbojih in pri zelo tankih pla- steh. Najbolj razširjena metoda numeričnega modehranja je metoda sledenja žarkov (ray- tracing), ki je najmanj omejena glede kompleksnosti modela. Poleg nje poznamo še metode, ki temeljijo na reševanju valovne enačbe, Kirchhoffovo metodo, Fourierjevo metodo in metodo končnih diferenc, ki so računsko zahtevnejše in navadno dopuščajo le preprostejše modele. Modeliranje je lahko enodimenzionalno (ID), dvodimenzio- nalno (2D) ah tridimenzionalno (3D). Seizmično modeliranje je sestavljeno iz naslednjih faz: 1. Iz geoloških in seizmičnih podatkov postavimo začeten plastovit model, pri čemer za vsako plast definiramo hitrost in gostoto. 2. Prek akustične impedance izračunamo globinsko serijo refleksijskih koeficientov. 3. Globinsko serijo refleksijskih koeficientov spremenimo v časovno serijo. 4. Konvolueija valovne obhke signala s časovno serijo refleksijskih koeficientov da sintetični seizmogram. 5. Sintetični seizmogram primerjamo z refleksijskim profilom. 6. Model popravljamo tako dolgo, da dobimo zadovoljivo ujemanje sintetičnega seiz- mograma in refleksijskega profila. Seizmično modeliranje temelji na konvolucijskem modelu (Sheriff, 1991) po katerem je seizmična sled rezultat konvolucije vhodne valovne obhke z refleksijske funkcijo, prištet pa je še naključni šum. Pri seizmičnih raziskavah se htološke spre- membe odražajo kot spremembe hitrosti V in gostote p. Njun produkt definira akustično impedance Z. Z=V.p (1) Kontrast akustičnih impedanc na meji dveh plasti poda njeno refleksivnost. Izraža jo refleksijski koeficient Ä, ki je za normalni vpad definiran kot razmerje med amplitu- dama odbitega in vpadnega valovanja (2) 522 Andrej Gosar Refleksijski koeficient je pozitiven pri prehodu iz plasti nižje v plast višje akustične impedance in negativen v nasprotnem primeru. Za dobre reflektorje znaša od 0,1 do 0,3, v izjemnih primerih je tudi višji. Z globino se refleksijski koeficienti normalno zmanjšujejo zaradi relativno manjših kontrastov akustičnih impedanc. Plastovito geološko zgradbo lahko predstavimo kot hnearni filter s parametri, ki jih določa serija refleksijskih koeficientov. Konvolucija je matematična operacija med dvema časovnima funkcijama ali serijama, ki poda spremembo valovne obhke signala pri prehodu skozi hnearni filter. Oznaka za konvolucijo je »*«. Za zvezne funkcije je definirana kot fCt) in g(t) - časovni funkciji, T- časovni zamik. Za diskretne funkcije pa je izražena kot Za uspešno modeliranje moramo poznati valovno obliko in frekvenčni spekter vhodnega signala. Ta parametra se pri modehranju ne spreminjata. Odvisna sta od načma generiranja valovanja, absorbcijskih in filtracijskih lastnosti podpovršja, še posebno v bhžini točke vzbujanja valovanja ter uporabljenih filtrov pri snemanju in obdelavi podatkov. Ločimo dve osnovni obhki seizmičnega signala (Anstey, 1970) (sl. 23): a) Eksplozivni viri imajo valovno obhko minimalne faze (sl. 23b). Amplitudni in faz- ni spekter te valovne obhke sta na shki 24. Valovna obhka minimalne faze je sin- teza neskončnega števila valovnih oblik, ki jih tak spekter definira. Največja am- plituda signala je premaknjena glede na časovno izhodišče, kar moramo pri interpretaciji upoštevati. Zaradi vehkih neelastičnih deformacij v bhžini eksplozije je valovno obhko takega vira težko predvideti ah meriti in ostane pogosto delna neznanka. b) Vibratorski vir (Vibroseis) ima po avtokorelaciji valovno obhko ničelne faze (sl. 23a). Amplitudni spekter je enak kakor pri valovni obhki minimalne faze (sl. 24), fazni kot pa je za vse frekvence enak 0°. Rezultat sinteze vseh valovnih obhk, ki ustrezajo takemu amplitudnemu in faznemu spektru, je valovna obhka, ki hna mak- simalno amplitudo v časovnem izhodišču in je glede nanj tudi simetrična. Na seizmičnih profihh je interpretiran horizont točno na mestu največje amphtude in ni premaknjen kot pri eksplozivnih virih. Valovna obhka je zaradi načina generi- ranja valovanja znana, kar je pri modehranju prednost. Konvolucija vhodnega signala s serijo refleksijskih koeficientov pomeni, da se vsak refleksijski koeficient (Ä) nadomesti z njegovo valovno obhko, pri čemer je amplitu- da odvisna od vehkosti R. Če je pozitiven, ima valovna obhka isto fazo, če je negati- ven, pa ima nasprotno fazo (sl. 25). Pri seizmičnem modehranju moramo upoštevati tudi zmanjšanje amphtud signa- la z globino zaradi sferične divergence in dušenja signala. To storimo tako, da z glo- bino ustrezno zmanjšamo refleksijske koeficiente. Amplituda signala v razdaji x od vira valovanja je enaka Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 523 SI. 23. Osnovni valovni obliki seizmičnega signala (Anstey, 1970) a) ničelne faze, b) minimalne faze Fig. 23. Basic wavelets of the seismic signal (Anstey, 1970) a) zero phase, b) minimum phase SI. 24. Amplitudni in fazni spekter za valovno obliko minimalne faze (Anstey, 1970) Fig. 24. Amplitude and phase spectrum for the minimum phase wavelet (Anstey, 1970) 524 Andrej Gosar SI. 25. Konvolueija valovne oblike s serijo refleksijskih koefícentov Fig. 25. Convolution of the wavelet with the series of reflection coefficients kjer je Aa; - amplituda v razdalji x od vira valovanja, Ao - amplituda pri viru valovanja, X - razdalja, a - absorbcijski koeficient ali faktor dušenja. Če je valovna dolžina signala majhna v primerjavi z razdaljo med posameznimi refleksijskimi koeficienti, dobimo preprosto seizmično sled (si. 25). Če pa so plasti tanke v primerjavi z valovno dolžino, je seizmična sled rezultat interference števil- nih valovanj (Dobrin & Savit, 1988), ki nastanejo pri odboju signala od razhčnih mejnih ploskev (si. 26). Teoretično je ločljivost seizmičnih podatkov enaka 1/4 valo- vne dolžine A (Sheriff, 1991), v praksi paje navadno nižja. Widess (1973) je pokazal, da ne moremo ločiti dveh mejnih ploskev, ki sta si bliže kot 3/8 A. Linearni filter, ki ga za seizmične valove predstavlja podpovršje, ne spremeni va- lovne obhke vhodnega signala, vpliva pa na fazne odnose. Pri seizmičnem modehranju moramo zato upoštevati, da se lahko z večanjem globine pojavi fazni premik. Pri modehranju pogosto nimamo podatkov o gostoti kamnin ah pa so le-ti pomanjklji- vi. Ker je gostota navadno manj spremenljiv faktor kot hitrost, jo lahko pogosto kar zanemarimo in izračunamo refleksijske koeficiente le iz hitrosti. Pri sedimentnih kamninah lahko ocenimo gostoto s pomočjo Gardnerjevega zakona (Gardner et al., 1974), ki povezuje gostoto in hitrost longitudinalnih valov: kjer je F-hitrost longitudinalnih valov v m/s, p - gostota v g/cm^. Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 525 SI. 26. Vsota refleksov od petih horizontov z majhno medsebojno razdaljo glede na valovno dolžino seizmičnega signala (Dobrin & Savit, 1988) Fig. 26. Composition of the reflections from a series of five interfaces with separation small in comparison to wavelength (Dobrin & Savit, 1988) Enodimenzionalno modeliranje Enodimenzionalno modeliranje (ID) je metoda za korelaeijo geoloških podatkov iz neke vrtine s seizmičnim profilom, ki poteka v njeni bhžini. Ker geološko zgradbo na mestu vrtine predstavljamo s horizontalnimi plastmi, se fizikalne lastnosti spremi- njajo le v eni smeri, in sieer z globino. Podatke o intervalni hitrosti in gostoti v teh plasteh dobimo z akustično in gostotno karotaže, pri čemer so hitrosti iz akustične karotaže navezane na redukcijski nivo z meritvami hitrosti v vrtini. Pomen ID modehranja je v tem, da omogoča povezavo karotažnih podatkov iz vrtine, za katere je značilna dobra vertikalna ločljivost, vendar majhen bočni doseg, s seizmičnimi podatki, ki imajo z valovno dolžino signala omejeno vertikalno ločljivost, omogočajo pa dobro horizontalno pokrivanje (Neidell, 1981). ID seizmično modeliranje podatkov iz vrtin Peč-1 in Dan-3 sem opravil z dvema programoma. Rezultat modehranja s programom Vista Synthetic so enodimenzional- ni (enokanalni) sintetični seizmogrami, ki so neposredno primerljivi s seizmičnhn profilom 526 Andrej Gosar na mestu vrtine. Rezultat modeliranja s programom Sierra Vespa pa je simulaeija dvodimenzionalnega (večkanalnega) seizmičnega posnetka. Ker so plasti tudi v tem primeru ravne in horizontalne in se fizikalne lastnosti spreminjajo le z globino, sodi tudi to modehranje med enodimenzionalno. Modeliranje s programom Vista Synthetic. Enodimenzionahie sintetične seizmo- grame sem izdelal za vrtino Peč-1 do predtereiarne podlage in za vrtino Dan-3 do horizonta KB. Za modehranje je bh zanimiv predvsem horizont KB, kjer se v obeh vrtinah menjavajo tanke plasti laporja, peščenjaka m konglomerata. Središčna frekvenea seizmičnega signala je bha na obravnavanih profihh okoh 30Hz (filtra lOHz/18 dB/ oktavo, 50Hz/36 dB/oktavo). Pri hitrosti 3000m/s je valovna dolžina signala X, = 100m in teoretična ločljivost ХУ4 = 25т. V tem intervalu pa je nad horizontom KB večje število plasti. Na seizmičnih profilih sta nad horizontom KB dva močna refleksa (pozitivne amphtude), ki sta rezultat interference valovanja, odbitega od števhnih mejnih plo- skev. Pri modehranju horizonta Pt v vrtini Peč-1 sem poskush postaviti model, ki bi dal podoben odziv, kot je na bhžnjih seizmičnih profhih. V teh globinah namreč ni bho karotažnih meritev in sem moral vrednosti za hitrosti privzeti, pri čemer sem se orientacijsko opiral na rezultate meritev hitrosti na vzorcih. Ker se pojavljata dva izrazitejša refleksa, sem izdelal več modelov horizonta Pt, da bi določh najbolj verjetnega, pri čemer sem upošteval tudi razhčne fazne premike signala. Modehranje sem izvedel s sintetičnim modulom programskega paketa Vista 6.5 kanadskega podjetja Seismic Image Software Ltd. (SIS, 1990) na osebnem računalniku s procesorjem Intel 80486. Program omogoča digitalizacijo karotažnih diagramov, podatke o intervalni hitrosti in gostoti pa lahko vnesemo tudi preko datoteke v formatu ASCII. V vrtini Peč-1 sem ločh 49 plasti razhčne akustične impedance (si. 10). Te pla- sti niso nujno tudi litološko razhčne, dovolj je, da se spremeni ena od fizikalnih last- nosti, hitrost ah gostota. Horizontu KB ustreza negativen refleksijski koeficient v globhii 1161 m, horizontu Pt pa meja med polimikritno brečo in dolomitom v globini 1831 m s pozitivnim refleksijskim koeficientom. Največje vrednosti refleksijskih koeficientov (do +/- 0,14) ustrezajo zgornjim in spodnjim mejam tankih plasti konglomeratov nad horizontom KB. Pri konvoluciji časovne serije s seizmičnim signalom sem izbral valovno obhko ničelne faze, filtrirano z Ormsby filtrom 0/10-50/70 Hz, ki da smtetične seizmograme, prhnerljive z vibratorskimi profih. Uporabil sem naslednje fazne premike: 0°, 45°, 90°, 135° in 180°. Pri primerjavi sintetičnih seizmogramov s seizmičnimi profih se je izkazalo, da je korelacija seizmograma brez faznega premika najboljša. Le pri horizontu Pt se je pokazalo, da lahko dà popolnoma drugačen model, pri ustreznem faznem premiku zelo podoben rezultat. Zaradi pomanjkljivih hitrostnih podatkov interpretacija tega hori- zonta ni povsem zanesljiva in bi bil mogoč tudi drugačen model. Sintetični seizmo- gram sem primerjal z dvema profiloma, ki potekata v bhžini vrtine Peč-1 (si. 27 in 28). Oddaljenost vrtine od profilov je manjša od 150m. Na profilu Peč-Dan-lv-89, ki poteka v smeri SW-NE, je ujemanje s sintetičnim seizmogramom dobro po skoraj vsej globini (sl. 27), še posebno pri refleksu na 0,52s, pri dvojnem refleksu na 0,9 s (horizont KB) in pri horizontu Pt na 1,33s. Korelacija je slabša med 0,7 in 0,9 s dvojnega časa. Na profilu Peč-lv-89, ki poteka v smeri S-N, je ujemanje pri istih horizontih kakor v gornjem primeru prav tako dobro (sl. 28). Vidna pa sta tudi dva ali trije dobri re- fleksi med 0,7 in 0,85 s dvojnega časa, ki na prejšnjem profilu niso izraženi. Zato sklepam, da je na obravnavanem območju močno izražena anizotropija seizmičnih hitrosti. Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 527 SI. 27. Primerjava sintetičnega seizmograma za vrtino Peč-1 s profilom Peč-Dan-lv-89 Fig. 27. Comparison of a synthetic seismogram for borehole Peč-1 with the profile Peč-Dan- lv-89 528 Andrej Gosar Sl. 28. Primerjava sintetičnega seizmograma za vrtino Peč-1 s profilom Peč-lv-89 Fig. 28. Comparison of a synthetic seismogram for borehole Peč-1 with the profile Peč-lv-89 Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 529 Zaradi zelo tankih plasti v okoliei horizonta KB in z njo povezane interference valovanj sem uporabü ID modeliranje tudi za prikaz, kako frekvenca signala vpliva na vertikalno ločljivost seizmičnih podatkov. V ta namen sem izdelal sintetične sledi za razhčne središčne frekvence vhodnega signala (si. 29). Ta je za valovno obhke ničelne faze definirana s štirimi ogliščnimi frekvencami Ormsby filtra. Obravnavani seizmični profih imajo enako ločljivost kot sled 4. Znižanje središčne frekvence bi vodüo do močnega zmanjšanja ločljivosti, kjer bi büo težko interpretirati celo najpomembnejše horizonte (sled 5). Zvišanje središčne frekvence pa bi povečalo ločljivost v globinah med 800 in llOOm, kjer so pogostne tanke plasti (sled 3). Signal središčne frekven- ce 100 Hz (sled 2) je v teh globinah težko registrirati in ločljivost, kije omogoča, navadno tudi ni potrebna. Signal središčne frekvence 50Hz (sled 3) paje s primerno opremo mogoče generirati in registrirati. Globinski doseg bi bil pri njem še vedno dovolj ve- lik, izrazito pa bi se izboljšala ločljivost. Na že posnetih profihh bi büo treba posku- siti s ponovno obdelavo dobiti signal višje frekvence. Pri nadaljnjih raziskavah pa bi büo koristno uporabiti seizmične metode visoke ločljivosti. Modeliranje s programom Sierra Vespa. Metodologija programskega paketa Vespa (Viscoelastic Seismic Profile Algorithm) temelji na reševanju valovne enačbe (Sierra, 1990c). Izračun je omejen na horizontalne, ravne plasti, rezultat paje simu- lacija terenskega seizmičnega posnetka. Ker je modehranje s programskim paketom Vespa lahko zelo dolgotrajno, izvaja- mo program paketno. Vhodni podatek so naslednje fizikalne lastnosti plasti: debeh- na, hitrost P in S-valov, gostota in Q faktor za P in S-valove, ki predstavlja mero iz- gube energije zaradi absorbcije. Če ni drugih podatkov, program izračuna hitrost S-valov iz Poissonovega kohčnika, gostoto iz Gardnerjevega zakona (enačba 6), Q faktor pa iz empiričnih enačb. Modehranje s programom Vespa sem izvedel za dva modela na lokacijah vrtin Peč- 1 in Dan-3. Ker je seizmogram pri uporabljeni deljeni razvrstitvi in horizontalnih plasteh simetričen, sem simuliral le eno polovico razvrstitve. Da pa bi lahko primerjal odziv na razhčnih razdaljah, sem pri modehranju uporabil razvrstitev s 96 geofoni z med- sebojno razdaljo 30m. Najbližji geofon je oddaljen 165m od strelne točke. Polovici terenskega posnetka tako ustreza prvih 24 sledi sintetičnega seizmograma, druga polovica pa je simetrična. Program omogoča simulacije brez omejitve ah z omejitvijo površinskih valov in multiplov ali z omejitvijo pretvorbe P v S-valove. Zaradi obsežnosti podajam le rezultate izračuna z vsemi vrstami valov za vrtino Peč-1. Uporabljen je bü enak model kot pri programu Vista Synthetic. V program sem vnesel debehno plasti, hitrost P-valov in gostoto. Za izračun hitrosti S-valov sem povsod uporabü Poissonov kohčnik v = 0,25. Kjer rü büo podatka o gostoti, je bila le-ta izračunana po Gardnerjevem zakonu. Pri konvoluciji sem uporabü Rickerjevo valovno obliko ničelne faze s frekvenco 27Hz. To je valovna obhka, ki je rezultat prehoda signala skoz ide- alno viskoelastično snov z dušenjem, sorazmernim kvadratu frekvence (Sierra, 1990c). Izračun celotne rešitve, brez omejitve vrst valovanja, je zahteval devet ur proce- sorjevega časa. Drugi izračuni z omejitvami vrst valov pa so bih precej krajši (od dveh do petih ur). Na sintetičnem seizmogramu brez omejitve valovanja (si. 30a) je poleg refleksov hiperbolične oblike vidnih tudi nekaj linearnih dogodkov. Analiza naj- pomembnejših je dala naslednje rezultate: a) Prvi prihodi direktnih P-valov s hitrostjo 1950 m/s ustrezajo vrhnji plasti modela. b) V spodnjem desnem delu seizmograma so vidni neizraziti prihodi direktnih S-va- lov, ki prav tako odgovarjajo prvi plasti modela. Njihova hitrost ustreza uporabljenemu 530 Andrej Gosar Sl. 29. Vpliv frekvence signala na vertikalno ločljivost seizmičnih podatkov za vrtino Peč-1 1 peščena glina; 2 lapor; 3 peščeni lapor; 4 peščenjak; 5 konglomerat; 6 breča; 7 dolomit; RFC časovna serija refleksijskih koeficientov; 0/10 200/250 ogliščne frekvence filtra Fig. 29. The influence of signal frequency on vertical resolution for borehole Peč-1 1 sandy clay; 2 marl; 3 sandy marl; 4 sandstone; 5 conglomerate; 6 breccia; 7 dolomite; RFC reflection coefficients time series; 0/10 200/250 filter corner frequencies Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 531 SI. 30. Rezultat simulacije s programoma Vespa (a) in Quikshot (b) za vrtino Peč-1. Označena je polovica terenske seizmične razvrstitve (24 geofonov) Fig. 30. Result of Vespa (a) and Quikshot (b) simulation for borehole Peč-1. Half of the field seismic layout is marked (24 geophones) Poissonovemu količniku v - 0,25, ki ustreza razmerju Vp/Vs = 0,58. Hitrost S-valov je tako enaka Vs = 0,58 x 1130m/s. e) Najmočnejši linearni dogodek na sintetičnem seizmogramu se prične že na prvi sledi in ima hitrost lOOOm/s. Gre za »ground roh« valove, katerih glavna komponenta so razhčni površinski valovi (predvsem Rayleighevo valovanje). Za površinske va- love je značilna hitrost, ki je enaka 90% hitrosti S-valov, čeprav so ti valovi di- sperzni. V našem primeru je 0,9 x 1130m/s « lOOOm/s. Zanimiva je odsotnost refleksov na začetnih sledeh, še posebno pri horizontu Pt. To nakazuje, da bi bilo mogoče bolje uporabiti večjo oddaljenost strelne točke in zajeti odsek z močnejšimi refleksi. S tem pa bi prišh tudi že v območje visokoamplitudnih površinskih valov, ki bi jih morah odstraniti z ustreznim filtriranjem. Možnost analize linearnih dogodkov in sprememb amplitud signala je pomembna prednost modehranja s programom Vespa glede na metodo sledenja žarkov. Na shki 30b je za primerjavo podan rezultat modehranja s sledenjem žarkov (program Quikshot) na isti lokaeiji, vendar na preprostejšem modelu (osem plasti). Primerjava prvih 24 sledi seizmograma na shki 30 a in seizmograma na shki 30 b pokaže podobnost glav- nih refleksov. Drugi seizmogram je zaradi manjšega števila plasti seveda manj kom- pleksen. Na njem tudi ni vidnih linearnih dogodkov in sprememb amphtude signala pri razhčnih razdaljah strel-geofon. 532 Andrej Gosar Dvodimenzionalno modeliranje Dvodimenzionalno modeliranje (2D) omogoča simulacijo nemigriranih in migri- ranih seizmičnih proñlov, posameznih seizmičnih posnetkov in CMP (common midpoint) skupin v navpični ravnini seizmičnega proñla. Za razhko od ID modehranja, kjer se akustična impedanca spreminja le z globino, se pri 2D modehranju le-ta spreminja v dveh smereh, z globino in lateralno v smeri seizmičnega proñla. Horizonti niso ra- vni, ampak imajo poljubno obhko. 2D modehranje omogoča kontrolo interpretacije na celotnih seizmičnih proñlih, ne le na enem mestu (vrtina), kot pri ID modehranju. Na območju struktur Pečarovci in Dankovci sem izvedel 2D modehranje s pro- gramskim paketom Sierra. Časovni in globinski model sta bila izdelana v programu Mimic, seizmično modehranje z metodo sledenja žarkov pa je potekalo v skupini pro- gramov Quik (Sierra, 1990b): 1. Quikray je program za simulacijo nemigriranih in migriranih seizmičnih proñlov. 2. Quikshot je program za simulacijo posameznih seizmičnih posnetkov (shot records). 3. Quikcdp je program za simulacijo seizmičnih sledi posameznih CMP ah CDP sku- pin. 4. Slipr je program za konvolucijo z valovno obhko in prikaz sintetičnih seizmo- gramov. Vsi programi skupine Quik uporabljajo metodo sledenja žarkov (raytracing) za iskanje poti seizmične energije od seizmičnega vira (eksplozivni naboj, vibrator) do sprejemnih točk (geofonov). Vhodni podatek je 2D (ah 3D) model zgradbe podpovršja ter razpo- reditev strelnih in geofonskih točk. Program simulira terensko seizmično snemanje in poišče žarke od strelnih do geofonskih točk, lemljene in odbite v skladu z mode- lom akustičnih impedanc. Metoda sledenja žarkov ni omejena s fizičnimi dimenzija- mi modela kot nekatere druge metode. Lahko jo uporabljamo tudi na zelo komplek- snih modelih. Programi Quik uporabljajo pri sledenju ravne žarke tako v plasteh konstantne kakor tudi v plasteh spremenljive hitrosti. Za večino geoloških modelov je to dopusten pri- bhžek, ki mnogo skrajša čas izračuna. Na mejah plasti razhčnih hitrosti se žarki lo- mijo v skladu s Snelovim zakonom. Pri plasti spremenljive hitrosti smer žarka določimo takole. Ko žarek vstopi v plast, za določitev nove smeri uporabimo hitrost ob presečišču meje z žarkom. Žarek je nato raven do naslednje meje, kjer pa za izračun nove sme- ri uporabimo novo lokalno hitrost. Čase potovanja izračunamo iz povprečja začetne in končne hitrosti. Ker je večina modelov sestavljena iz plasti z majhnimi hitrostnimi gradienti in so žarki skoraj navpični, je ta pribhžek dovolj točen. Netočen pa je lahko pri nepravilnih hitrostnih gradientih in za žarke, ki imajo vehko horizontalno kompo- nento. Z dvodimenzionalnim modehranjem sem preveril interpretacijo nekaterih seizmičnih proñlov na območju struktur Pečarovci in Dankovci, pri čemer sem modehral pred- vsem obdelane seizmične profhe (program Quikray). Izvedel pa sem tudi nekaj simulacij s programoma Quikshot in Quikcdp, čeprav nisem imel na voljo originalnih terenskih posnetkov ah CMP skupin sledi, da bi jih lahko primerjal s sintetičnimi. Z njimi sem ilustriral vphv razgibanega rehefa predtereiarne podlage na potek žarkov in odgovarjajoče sintetične seizmograme. Posledica je nepravhno vzorčevanje horizontov, kar rešujemo z migracijo podatkov. Modeliranje seizmičnih profilov. Program Quikray omogoča simuhranje nemi- griranih in migriranih seizmičnih profilov. Nemigriran seizmični profil je rezultat seštetja seizmičnih sledi (stack) po NMO korekciji. Z NMO korekcijo dobimo seizmično sled. Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 533 ki bi nastala, če bi bila strel in geofon v isti točki na površini. To pomeni, da je pot žarkov v smeri navzdol enaka poti žarkov po odboju v smeri navzgor. Da sta obe poti enaki, mora biti odboj na mejni ploskvi normalen (pravokoten). Nemigrirane seizmične profile modeliramo s sledenjem žarkov normalnega vpada (normal ineidenee raytra- eing). Migriran seizmični profil je rezultat časovne migracije podatkov. Cilj migracije je premakniti dogodke na seizmičnem profilu v pravi prostorski položaj in odstraniti difrakcije. Rezultat je seizmični profil, ki ne ustreza več fizikalnim žarkom. Kljub temu je mogoče tak profil modelirati s sledenjem žarkov slike (image raytracing). Žarki slike so normalni na površino terena. Na vsaki mejni ploskvi se lomijo, končajo pa se na horizontu odboja. V splošnem ta odboj ne sledi Snelovem zakonu. Z 2D modeliranjem celotnih seizmičnih profilov s programom Quikray sem pre- dvsem želel preveriti interpretacijo horizonta Pt na območju strukture Pečarovci in zveznost nekaterih plasti v bhžini horizonta KB. Izbral sem dva vibratorska profila Peč- Dan-lv-89 in Peč-lv-89. Profil Dan-lv-89, ki seka strukturo Dankovci, je bil zaradi strmih vpadov horizontov za modehranje manj primeren. Podajam le rezultate mo- dehranja profila Peč-Dan-lv-89. Program Mimic omejuje števho plasti v modelu na deset. Na profihh sem inter- pretiral po osem horizontov, ki ločijo med seboj osem plasti, pod njimi pa je polpro- stor. Konvolueija refleksijskih koeficientov z valovno obliko signala je bila izvedena s Klauderjevo valovno obhke, ki ustreza avtokorelaciji linearnega vibratorskega signa- la (Sheriff, 1991). Osnova za interpretacijo je bh migriran seizmični profil (si. 31). Vrh strukture Pečarovei je blizu točke 300, vrh strukture Dankovci pa pri točki 170. Pri interpre- taciji horizonta KB se je pokazal problem zveznosti dveh paketov konglomeratnih plasti med vrtinama Peč-1 in Dan-1. V vrtini Peč-1 so navrtah dva paketa teh plasti, v vr- tinah Dan-1 in Dan-3 pa le enega. Djurasek in Bezuh (1991) sta tu interpretirala prelom, ki prekinja spodnji paket, gornjega pa ne. Na seizmičnem profilu se na tem mestu (točka 250) kaže sprememba, ki je verjetno tektonske narave. Mogoče bi bilo tudi, da je spodnji konglomeratni paket ob prelomu na NE strani premaknjen navz- gor, zgornji paket pa izklinja. Pri interpretaciji horizonta Pt je büa problematična NE stran strukture Pečarovci. Seizmični profil dopušča več interpretacij, ki sem jih želel preskusiti z modeliranjem. Pri prvi gre za en sam normalni prelom, pri drugi pa za stopničasto spuščanje ob dveh ah več prelomih. Časovni model profila Peč-Dan-lv-89 je sestavljen iz devetih plasti razhčnih hi- trosti (si. 32). Dve temnejši plasti nad horizontom KB ustrezata konglomeratnima paketoma. Nad horizontom Pt je 50m debela plast kremenove breče, ki je v vrtini Dan- 1 ni, zato je na strukturi Dankovci izpuščena. Sintetični seizmogram, izdelan s sle- denjem žarkov shke (si. 33), kaže, daje postavljeni model horizonta KB možen. Nekohko problematičen je prevelik hitrostni kontrast na meji prve in druge plasti, do katere- ga je prišlo, ker je prva plast v modelu zelo debela. Če bi jo razdehl v več tanjših plasti, bi se hitrostni kontrast porazdelü na več mejnih ploskev. Pri primerjanju sintetičnih seizmogramov s profüom Peč-Dan-lv-89 je treba upoštevati, da imajo prvi, zaradi omejitev programa, štirikrat manjšo gostoto sledi. Razdalja med sledmi originalnega profila je 15 m, med sledmi sintetičnega seizmograma pa 60m. Pri interpretaciji prelomov na horizontu Pt se je pokazalo, da dobimo boljše rezultate z modeliranjem nemigriranega seizmičnega profila (si. 34), kjer nakazujejo prelome značilne difrakeijske (konveksne) obhke. 534 --Andrej Gosar Sl. 31. Migrirani seizmični profil Peč-Dan-lv-89 Fig. 31. The migrated seismic profile Peč-Dan-lv-89 Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 535 SI. 32. Časovni model profila Peč-Dan-lv-89 Fig. 32. Time model of the profile Peč-Dan-lv-89 536 Andrej Gosar SI. 33. Sintetični seizmogram za migriram profil Peč-Dan-lv-89 (sledenje žarkov slike) Fig. 33. Synthetic seismogram for the migrated profile Peč-Dan-lv-89 (image raytracing) Sledenje žarkov normalnega vpada do horizonta Pt (si. 35) je pokazalo, kako prevojne točke koncentrirajo žarke, kar se na sintetičnem seizmogramu (si. 36) odraža kot di- frakcije na lokacijah prelomov (NE in SW stran strukture Pečarovei). Primerjava z ne- migriranim seizmičnim profilom (si. 34) pa nakazuje, da je struktura Pečarovci na NE strani verjetno bolj zapletena in da imamo opraviti z več prelomi. Ker je lomljenje žarkov na višjih mejah dovolj majhno, sem za preskus te hipote- ze izdelal nov model z enim samim horizontom (Pt). Podlaga se pri tem modelu na NE strani strukture Pečarovci stopničasto spušča ob dveh normalnih prelomih, tako kot na shki 20c. Primerjava sintetičnega seizmograma (si. 37) za ta model z nemi- griranim seizmičnim profilom (si. 34) kaže boljše ujemanje sintetičnih in originalnih sledi. Zato sklepam, da gre na NE strani strukture Pečarovci za najmanj dva normal- na preloma, tektonska zgradba pa je lahko tudi še bolj zapletena. Razprava o rezultatih in sklepi Strukturno modehranje seizmičnih horizontov v strukturah Pečarovci in Danko- vci je opravičho uporabo modernih računalniških programov za modehranje površin pri obsežnejših raziskavah z velikim številom refleksijskih seizmičruh profilov. Čim gostejša je mreža profilov, teže so podatki obvladljivi z ročnimi metodami izrisa izohnij, rezultat pa je pogosto preveč podvržen subjektivni presoji. Nasprotno pa je, pri redkejši ah neenakomerni mreži seizmičnih profilov, računalniško modehranje površine pogosto nepredvidljivo in večinoma ne daje zadovoljivih rezultatov. Algoritmi za modehranje površin namreč dajejo vedno boljše rezultate pri enakomerni razporeditvi točk kot pri Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 537 linijski razporeditvi. Kljub temu je pri dovolj kvalitetnih seizmičnih podatkih in ko- likor tohko pravilni mreži profhov uporaba računalniškega modehranja smiselna. Večina programov danes že dopušča vnos prelomov, preko katerih ne poteka interpo- lacija podatkov pri izračunu točk mreže, vendar je rezultat modehranja v njihovi bhžini pogosto odvisen od kvalitete vhodnih podatkov. Ob morebitni večji obremenjenosti podatkov z napakami je za dosego uporabnega rezultata potrebna višja stopnja glajenja izolmij. S tem pa se pogosto zabrišejo podrobnosti v rehefu in premiki izoUnij ob prelondh. S tem problemom sem se srečeval tudi pri modehranju horizontov Pt in KB. Dodat- no težavo so povzročah kratki prelomi z majhnimi premiki ob njih. Ponekod so povzročale nestabilnost algoritma tudi manjše razlike v interpretaciji na presečiščih profilov. Na kartah izohron in izobat je zato pogosto zabrisan že tako majhen premik ob prelo- mih, kar je predvsem posledica glajenja izolinij. Pri spremembah časovnih kart v globinske je potreba po računalniških postopkih še izrazitejša. Pri klasičnem, ročnem konstruiranju kart je namreč skoraj nemogoče uporabiti horizontalno spremenljivo hitrostno funkcijo, zato se večinoma uporablja enotna funkcija za celotno območje. To pa je pogosto nedopusten pribhžek. Tako je bilo tudi na obravnavanem območju, kjer sta vrtini Peč-1 in Dan-1, ki sta segh do predterciar- ne podlage, omogočih dobro kontrolo spremembe časa v globino. Z uporabo enotne hitrostne funkcije je napaka v globini 1850m znašala kar 65m, pri razdalji med obe- ma vrtinama 3km. Pri spremembi časovnega modela v globinskega z računalnikom pa lahko uporabimo plasti, ki imajo horizontalno ali vertikalno spremenljivo hitrost. Tako je mogoče doseči pravilno spremembo časa v globino za poljuben model. Pri modelu struktur Pečarovci in Dankovei se je pokazala potreba tako po horizontalnih spremembah kakor tudi po vertikalnem gradientu hitrosti. Ti dve opciji pa žal v uporabljenem programu nista združljivi, kar sem rešil z uporabo pomožnega horizonta, ki je nadomestil verti- kalni gradient. Osnovni rezultat seizmičnih raziskav so časovne strukturne karte horizontov, ker se manj spreminjajo kot iz njih izpeljane globinske karte. Ko namreč pridobimo nove podatke o hitrosti iz npr. nove vrtine, lahko tako iste časovne karte z njimi ponovno spremenimo v globinske. Na časovni strukturni karti horizonta Pt je temeljil tudi izračun skladiščne prostornine v strukturi Pečarovci (Pt), pri čemer je bha uporabljena hi- trost v krovnini skladiščne plasti. Če se z dodatnimi'meritvami ugotovi drugačna hi- trost, je mogoče izračun preprosto popraviti. Izračunana delovna skladiščna prostor- nina znaša, po ročno izrisani karti izohron, 315 milijonov m^(n) (Sadnikar, 1993), po računalniški karti pa 225 milijonov m^(n). Obe prostornini sta večji od zahteva- nih 200 milijonov m^(n). Ocenjeno je, da je struktura zaprta s 95-odstotno zaneslji- vostjo (Sadnikar, 1991). Kolektorsko plast predstavlja dolomit, ki gaje vrtina pre- vrtala v debehni 70 m. Razpokanost dolomita ni enakomerna, zato bo potrebno poroznost in prepustnost celotne plasti preveriti z dodatnimi vrtinami. Tesnhne plasti (pretežno lapor) so debele več lOOm. Njihove lastnosti bodo prav tako preverjene s testi v vr- tinah. Tako pri strukturnem modeliranju horizontov kot tudi pri izdelavi sintetičnih seizmo- gramov se je pokazalo, kako pomembna je anahza vseh razpoložljivih podatkov o hi- trosti seizmičnih valov. Osnova za določitev hitrostne funkcije in za izračun serije refleksijskih koeficientov so meritve hitrosti v vrtini, na katere se navezujejo rezul- tati akustične karotaže, ki imajo boljšo ločljivost. Anahze hitrosti iz seizmičnih poda- tkov služijo za ugotavljanje horizontalnih sprememb in ekstrapolacijo hitrostne funkcije v večje globine. Za najprimernejšo se je izkazala grafična anahza teh podatkov, ki so pogosto podvrženi lokalnim vplivom in motnjam. Zato lahko šele anahza večjega šte- 540_Andrej Gosar SI. 34. Nemigrirani seizmični profil Peč-Dan-lv-89 Fig. 34. The unmigrated seismic profile Peč-Dan-lv-89 Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 539 Sl. 35. Sledenje žarkov normalnega vpada za profil Peč-Dan-lv-89 Fig. 35. Normal incidence raytracing for the profile Peč-Dan-lv-89 540 Andrej Gosar Sl. 36. Sintetični seizmogram za nemigrirani profil Peč-Dan-lv-89 Fig. 36. Synthetic seismogram for the unmigrated profile Peč-Dan-lv-89 Sl. 37. Sintetični seizmogram za popravljeni model profila Peč-Dan-lv-89 Fig. 37. Synthetic seismogram for a corrected model of the profile Peč-Dan-lv-89 Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 541 vila podatkov pripelje do pravih zaključkov o naraščanju ali padanju hitrosti v določeni smeri. Laboratorijske meritve so služile kot dopolnitev drugim meritvam na odsekih vrtin, kjer le-te niso bile opravljene. Seizmično modehranje je bilo koristno pri reševanju nekaterih vprašanj, ki so se pojavila pri interpretaciji profilov. Enodimenzionalno modehranje pri vrtini Peč-1 je potrdüo interpretacijo horizonta KB na mestu negativnega refleksijskega koeficienta pod dvema močnejšima pozitivnima odbojema. Sintetični seizmogrami so pokazah, da gre za interference številnih odbojev od zelo tankih plasti. Pri horizontu Pt, kjer ni bilo dovolj hitrostnih podatkov, sem z več modeh poskušal razhčna sosledja hitrostnih plasti ter določh najverjetnejšega. Zgornja meja dolomita, ki predstavlja skladiščno plast, ustreza prvemu od dveh pozitivnih odbojev na tej meji. Enodimenzionalni sintetični seizmogrami so tudi pokazah, da bi se ločljivost podatkov bistveno povečala že pri nekohko višjih frekvencah signala (50Hz). Zato bi bilo koristno nekatere profile po- novno obdelati ter na končnih profihh ohraniti višje frekvence valovanja. Uporabljeni parametri seizmičnega snemanja na terenu to verjetno dopuščajo. Z dvodimenzionalnim modehranjem po metodi sledenja žarkov sem poskusil ugotoviti zveznost horizonta KB na profihh Peč-Dan-lv-89 in Peč-lv-89. Problem dveh konglo- meratnih plasti v vrtini Peč-1 in ene same v vrtini Dan-1 sieer ni enohčno pojasnjen. Obstajata dve možnosti, da izkhnjata zgornja ah spodnja plast. Med vrtinama poteka namreč prelom, ob katerem je prišlo do premika plasti. Mogoče je tudi, da so bih pri popisu obeh vrtin uporabljeni razhčni kriteriji in imamo v obeh vrtinah dve konglo- meratni plasti, le da je v vrtini Dan-1 ena opredeljena kot peščenjak. Najbolj kritičen dejavnik pri oceni primernosti struktur, raziskanih za podzemno skladiščenje plina, so prelomi. Po eni strani lahko povzročijo netesnost krovnih pla- sti, po drugi pa lahko prekinejo skladiščno plast in ji s tem zmanjšajo prostornino. Interpretacija prelomov je zato, poleg ugotavljanja zaprtosti strukture, najpomembnejša naloga seizmičnih raziskav. V večini primerov jo uspešno preverjamo s seizmičnim modehranjem. Modehranje nemigriranih seizmičnih profilov z metodo sledenja žarkov normalnega vpada (normal ineidenee raytracing) je omogočilo boljšo interpretacijo nekaterih prelomov na obravnavanem območju. Tako se je izkazalo, da sta na NE strani strukture Pečarovci najmanj dva normalna preloma, lahko pa gre tudi za bolj zaple- teno zgradbo. Pri drugih prelomih na profihh Peč-Dan-lv-89 in Peč-lv-89 pa je bila potrjena prvotna interpretacija. Po dosedaj opravljenih raziskavah je struktura Pečarovci (Pt) od vseh lokacij v Sloveniji ocenjena za najprimernejšo. Njena pomanjkljivost je vehka globina skladiščne plasti, ki bo zahtevala večjo moč kompresorjev, kar bo podražho investicijo in obra- tovanje. Pred dokončno odločitvijo za gradnjo podzemnega skladišča plina bo potrebno opraviti še številne raziskave, ki bodo potrdüe primernost strukture. Nadaljnje raziskave na tej lokaciji bodo obsegale predvsem raziskovalno vrtanje, s katerim bodo preveri- li zaprtost strukture in hidrogeološke razmere. Predvidene so še štiri raziskovalne vrtine, v katerih bodo opravljeni testi za ugotavljanje poroznosti in prepustnosti skladiščne plasti in tesnilnih lastnosti krovnine. Z vrtinami bo treba preveriti tudi tektonske razmere in prostornino skladišča. Če bi se struktura izkazala za ustrezno, bi raziskave in gra- dnja skladišča zahtevah še nadaljnjih osem let, polnjenje skladišča pa bi trajalo oko- h štiri leta. 542 Andrej Gosar Zahvala Prispevek predstavlja povzetek magistrskega dela, ki sem ga izdelal pod mentor- stvom prof. dr. Danila Ravnika in prof. dr. Rinalda Nieolieha in obranil v deeembru 1993 na Univerzi v Ljubljani. Raziskave so bile opravljene s finančno podporo Mini- strstva za znanost in tehnologijo v okviru projekta Mladi raziskovalci in s pomočjo štipendije Univerze v Trstu za sodelovanje z vzhodnoevropskimi državami. Zahvaljujem se prof. dr. Danilu Ravniku, ki mi je vsestransko pomagal in me pri delu spodbujal, in prof. dr. Rinaldu Nicohchu z Univerze v Trstu, ki me je prijazno sprejel na svoj oddelek in mi omogočh odhčne možnosti za delo. V številnih razpra- vah mi je odkrh mnogo novega o refleksijski metodi in seizmičnem modehranju. Hvaležen sem tudi vsem drugim sodelavcem oddelka Univerze v Trstu, Diparti- mento di Ingegneria Navale, del Mare e per l'Ambiente - Sezione Ingegneria per le Georisorse e l'Ambiente, kjer sem opravil večino računalniškega modehranja. Poseb- no ing. Licio Cernobori in ing. Oreste Reale sta büa vedno na voljo za reševanje strokovnih in računalniških problemov. Mag. Josip Sadnikar in Stojan Kranje sta mi posredovala mnogo koristnih poda- tkov o obravnavanem območju in mi pomagala pri izračunu skladiščne prostornine. Zmago Bole je opravil vehko risarskega dela na računalniku. Vsem prisrčna hvala. Modelling of seismic reflection data for underground gas storage in the Pečarovci and Dankovci structures - Mura Depression Summary The importance of natural gas as an energy source is increasing, because its use has less impact on the environment than other fossil fuels. Slovenia imports almost ah the gas it needs from Russia and Algeria. The supply through the pipelines (Fig. 1) is more or less constant throughout the year, but consumption is subject to sea- sonal changes. For this reason gas must be stored in the summer months in order to permit higher consumption during the winter. Due to economic and safety rea- sons, the storage of natural gas is reasonable only underground (Dussaud, 1989). There are four main types of underground storage (KBB, 1984): salt caverns, aban- doned mines, aquifers or depleted oh or gas fields, and hard rock caverns. The geological structure of Slovenia only permits storage m aquifers (Fig. 2). Investi- gations for such storage areas have been going on for more than 10 years (Sadnikar, 1993). The goal has been to find an appropriate antiform structure, at a depth be- tween 500 and 2000 m, composed of porous (reservoir) rock with an impermeable covering layer (Gaussens, 1986). In the first stage 13 different locations were in- vestigated and two of them (Pečarovci and Dankovci) in the Mura Depression were selected for further exploration. Geophysical methods, especially reflection seismics, had an important role in the evaluation of possible suitable locations. The Mura Depression is one of the deep depressions in the Pannonian Basin which are fairly common in the border area. The structural map of the pre-Tertiary base- ment in the Mura Depression (Fig. 3) shows four main geoteetonic units lying in the SW-NE direction (Kisovar, 1977; Diurasek, 1988). The deepest part of the Mura Modelling of seismic reflection data for underground gas storage... 543 Depression (over 5500m) is between Ljutomer and Lendava. The rocks in the base- ment are mainly metamorphic (Paleozoic) on top of which, in some places, Mesozo- ic carbonates are found. The Tertiary sediments which fill the depression are mainly of Neogene and Quaternary age (Grandie & Ogorelec, 1986; Žnidarčič & Mioč, 1989). The Pečarovci and Dankovci structures he on the Murska Sobota massif, on the slope that dips in towards the Radgona Depression. In this area the depth to the pre- Tertiary basement is between 1800 and 2000m. Possible cohector rocks for gas stor- age are the Mesozoic carbonates in the basement and the thin layers of porous con- glomerates and sandstones above the discordant boundary between the Badenian and Sarmatian layers inside the Tertiary sediments (Skaberne, 1992). A dense net of reflection seismic profiles was recorded at the location Pečarovci- Dankovci during the years 1987 to 1990 (Brzovič, 1987; Joksovič, 1989; Djurasek & Bezuh, 1991). For structural modelling of this data, a square area, 8 x 8km in size, was selected. Seventeen profiles with a total length of 94km, and data from three boreholes, were used (Fig. 6, Tables 1 and 2). The aim of the structural modelling was to construct time and depth maps of the two most important horizons, i.e. KB - the top boundary of the Badenian rocks, and the Pt - pre-Tertiary basement. Detaüed analysis of the available velocity data was carried out, making possible correct time-to-depth conversion. Four types of velocity data were used: velocity analysis from seismic data, dovm-hole measurements in boreholes (Leijak, 1990; 1991), sonic logs, and laboratory measurements on cores. The velocity function was based on the sonic log data, which were corrected using the down-hole measurements, and fitted to the datum plane of the seismic profiles (150m above s.L). Laboratory measure- ments on cores were used in the deeper part of the borehole Peč-1, where no other data were available. Velocity analysis data were used mainly to determine lateral velocity changes. For this purpose the interval velocity data were graphicaUy treated. The velocity isolines for the characteristic profile Peč-Dan-lv-89 (Fig. 9) show no significant la- teral velocity variations in the upper part of the section, until a two way time 1.0 s is reached. There is a slight increase in velocity in the direction NE, between 1.0 and 1.5s. Such a velocity variation was apphed in the model for time-to-depth conver- sion. For the construction of a three-dimensional structural model the Sierra Mimic package (Sierra, 1990a), running on a Digital VAXstation 3100 SPX M38 was used. The interpreted horizons (KB and Pt) for aU 17 seismic profiles were first digitized with the AutoCAD program. From the drawing file 2D coordinates in the plane of the seismic profile were extracted. These coordinates were converted in 3D coordi- nates, which were the input for the gridding algorithm of Mimic program. The Sier- ra gridding algorithm is based on the inversion of a system of hnear equations. The interpolation method takes faults into account and ignores points on the opposite side of the fault. The model was built of two main horizons (KB and Pt) (Fig. 11). The first layer above the KB horizon has a constant velocity of 2470m/s. From the velocity analysis it was concluded that, a lateral velocity variation between the KB and Pt horizons and a vertical velocity gradient, were needed in order to achieve correct time-to-depth conversion. Unfortunately variation of velocity in both directions in the same layer is not supported by the program. Because of this an auxihary horizon was used which replaced the vertical velocity gradient. In the layer between KB and the auxiliary horizon a lateral increase of velocity in the direction NE was defined. The velocity between 544 Andrej Gosar the auxhiary horizon and Pt was again constant (4200 m/s) as weh as the velocity in the pre-Tertiary basement (4600 m/s). A structural time map of the KB horizon (Fig. 12) shows a closed antiform structure at Dankovci confined by the 980ms isochron, that has a top at 950ms. Five faults cut the structure, but they do not indicate significant slips. The reservoir rocks at this horizon are thin layers of conglomerate and sandstone. Smah quantities of oh and gas were found in these layers, which proves the tightness of the cap-rocks (Božovič et al., 1991). On the other hand, because of the thin layers (a couple of meters thick) a fault could eashy separate two parts of the layer and reduce the volume of the reservoir. At the Pečarovci location there is no closed antiform structure at this horizon. On the Pt horizon (Fig. 13), there are closed antiform structures at both loca- tions. The reservoir rock is a layer, approximately 70 m thick, of porous dolomite in the pre-Tertiary basement. At Dankovci it is confined by the 1460ms isochron, while the top of the structure is at 1350ms. The area of the closed part is 5.42km^ At Pečarovci the top of the structure is at 1350 ms and the antiform is confined by the 1400ms isochron. The highest point of the opening is on the SW part. The area of the closed part is 1.576km2. Of the three antiform structures, that at Pečarovci (Pt) was selected as the most promising. The structure at Dankovci (Pt) is too big for the required storage volume, and the structure at Dankovci (KB) was found to be less rehable because of faults (Sadnikar, 1991). On the basis of the time-to-depth conversion, structural depth maps were con- structed for both horizons (Fig. 15 and Fig. 16). The depth from the datum plane to KB is from 1100m to 1200m, and the depth to Pt is from 1900m to 2000m. On a 3D view of the depth model (Fig. 17) it is easy to see both of the antiform structures on the Pt horizon, whereas the structure at Dankovci, the KB horizon, with a smah- er amphtude, is not so evident. On the basis of the constructed model the avahable storage volume in the Pečarovci (Pt) structure was estimated (Fig. 20). The calculations were performed using the Evasit program for the evaluation of porous gas storage (Gaz de France, 1990). The input data for this program are the areas of closed isochrones, the velocity in the top rock and other data from Table 3. The results of the estimation for a manu- al (Djurasek & Bezuh, 1991; Sadnikar, 1991, 1993) and computer constructed map are shown in Table 4. Fifty percent of the total volume was assumed as the working volume. The working volume was estimated as 315 million тЗ(п) (from the manual constructed map) or 225 million m^(n) (from the computer constructed map). Both volumes are greater than the required 200 million m^(n). Seismic modelling consists of a number of different methods which are used for the evaluation of interpretation or correlation of seismic and geologic data. With the development of powerful computers numerical modelling (Nelson, 1983) has now almost completely replaced physical modelling (McDonald & Gardner, 1983). Seismic modelling can be one-dimensional (ID), two-dimensional (2D), or three-dimension- al (3D). With regard to the used method of calculation, there are two main groups of methods: raytracing methods, and methods based on solutions of the wave equa- tion. Most modelling methods are based on the convolutional model, which states that a seismic trace is given by the convolution of a source wavelet with a reflectivity function plus random noise (Sheriff, 1991). The layered structure of the subsurface is rep- Modelling of seismic reflection data for underground gas storage... 545 resented by a series of reflection coefficients. For successful modelling of seismic data, good knowledge of the shape and frequency content of the input wavelet is of great importance. The two basic types are the minimum phase and the zero phase wave- let (Fig. 23). The convolution of the input wavelet with reflectivity series is presented in Fig. 25. Each reflection coefficient is replaced by a wavelet in such a way that the amplitude is proportional to the value of the coefficient. Negative coefficients return the wavelet with the opposite phase. When modelhng, the decay of amplitudes with depth due to spherical divergence and absorption have also to be taken into account. If the wavelength of the signal is smah compared to the distance between adjacent interfaces, then a simple seismic trace is obtained (Fig. 25). In cases where the lay- ers are thin with respect to the wavelength, the seismic trace is a result of the in- terference of signals reflected from several interfaces (Fig. 26). The theoretical ver- tical resolution of seismic data is 1/4 of the signal wavelength, whereas in practice it is not greater than 3/8 of the wavelength (Widess, 1973). Seismic modelhng in one dimension is a tool for the correlation of seismic (time) data with geological or well logging (depth) data. For seismic data, lower vertical resolution, limited by the wavelength of the signal is characteristic, but good lateral coverage along the profile is also apparent. On the other hand, data from boreholes have good vertical resolution, but are limited in lateral extent (Neidell, 1981). In the case of ID modelhng, the geological structure near the borehole is approximat- ed by horizontal layers so the only direction in which physical properties change is depth. At the location Pečarovci-Dankovci very thin layers and the problem of interfer- ence close to the KB horizon were encountered. ID modelhng was therefore apphed in order to improve the interpretation of the KB horizon, and to correlate the seis- mic and borehole data. For this modelhng a Synthetic Module of the Vista 6.5 pro- gram (SIS, 1990), running on a PC computer, was used. Synthetic seismograms were constructed for boreholes Peč-1 and Dan-3. The reflectivity series was computed from the sonie and density log data. The sonic log was corrected on the basis of the down- hole measurements. In the lowest part, close to the Pt horizon, the results of labo- ratory measurements of velocity on cores and Gardner's law for the computation of density were used. In the Peč-1 borehole, 49 layers of different acoustic impedance were distinguished (Fig. 10). The highest reflection coefficients corresponded to the top and bottom of the thin conglomerate layers above the KB horizon. We compared the synthetic seismograms with two seismic profiles close to the borehole location. Because they were recorded with a Vibroseis seismic source, zero phase wavelet defined by an Ormsby 0/10-50/70Hz filter, corresponding to the central frequency of the sweep and apphed filters during processing, was used as input signal. Comparing the syn- thetic traces with the Peč-Dan-lv-89 profile, which is oriented SW-NE (Fig. 27), good correlation can be observed at 0.5 s, near the KB horizon (0.9 s), and at the Pt ho- rizon (1.35 s), but poor correlation between 0.7 and 0.9s. If the same synthetic traces are compared with Peč-lv-89 profile, which is oriented S-N (Fig. 28), there is also a good correlation at both main horizons and at 0.5s, but two or three good reflec- tions between 0.7 and 0.85s that are not visible on the previous profile can also be observed. It ean be concluded that in this area a high degree of velocity anisotropy is encountered. ID modelhng was also used to show what influence frequency con- tent of the input signal has on the vertical resolution of the seismic data (Fig. 29). A modelling method based on the solution of the wave equation was also apphed to the same data, for calculation of the subsurface seismic response. This modelhng 546 Andrej Gosar was done using the Sierra Vespa (Viseoelastic Seismic Profile Algorithm) program (Sierra, 1990c). The result of the simulation is a 2D seismogram comparable to a shot record. Because in the case of this method, too, the physical properties change with depth only, it can be treated as one-dimensional. The time of the Vespa com- putation is, even on a powerful workstation, usually very long (several hours) and depends on the number of layers, the source-receiver array and the solution para- meters. For this reason computations are carried out in the batch mode. On the synthetic seismogram from the Vespa simulation for the borehole Peč-1 (Fig. 30), some good reflections and variation of their amplitudes with offset can be observed. Linear events such as the first arrivals of P-waves and high amphtude ground roll are also evident. From this simulation it can be concluded that, with regard to the amplitudes of re- flections, greater offsets might give better results. But in this ease we enter an area that is strongly affected by ground roll. In this kind of analysis the Vespa method has advantages over raytracing methods. With 2D modelling stacked seismic sections, field shot records and CMP (com- mon midpoint) gathers were simulated. Unlike in ID modelling, where acoustic im- pedance changes only with depth, in the case of 2D modehing the physical proper- ties change in two directions in a vertical plane of a seismic profile. 2D modelling was performed, using the Sierra Quik package (Sierra, 1990b) on the models con- structed with the Sierra Mimic program. Quik programs use the raytracing method to find the path of seismic energy between the source and receivers. At each intersection of the ray with a horizon the program computes the time and the reflection coefficient. In each layer the program uses straight rays even if the velocity varies. This approximation is good enough for most models. At interfaces the rays are refracted according to Sneh's law. In layers with variable velocity the direction of the ray is calculated in fohowing way. When the ray enters the layer, the local velocity is used to determine direction. The ray is then straight to the next interface, where a new local velocity is used to compute the direction in the lower layer. The result of Quik simulation is a spike section of reflection coeffi- cients. The convolution of spike section with the input wavelet results in a synthet- ic seismogram. By 2D modelling of stacked seismic sections, an attempt was made to confirm the continuity of some reflections above the KB horizon and the interpretation of faults at the Pt horizon. The results of the simulation are presented for the characteristic profile Peč-Dan-lv-89. The basis for interpretation and construction of the time model was the migrated seismic section (Fig. 31). The time model consisted of nine layers of different velocity (Fig. 32). The two thin layers of higher velocity represent the conglomerate sequences above the KB horizon. Between the Pečarovci and Dankov- ci structures there is a fault at which one sequence terminates and the second is displaced. Above the Pt horizon there is a 50m thick layer of breccia. The synthetic seismogram (Fig. 33) for image raytracing (migrated section) shows that the proposed model of the KB horizon is possible. When evaluating the structural interpretation of the Pt horizon, it was proved that better results are obtained with modelling of the umnigrated seismic section (Fig. 34), where faults are more evident because of diffractions. Normal incidence raytracing on the depth model for this profhe is shown in Fig. 35 and the corresponding syn- thetic seismogram in Fig. 36. By comparing the synthetic and the original seismic section, it can be concluded that the structure on the NE side of the Pečarovci an- tiform is more complex. To prove this, new model of the Pt horizon was constructed Modelling of seismic reflection data for underground gas storage... 547 with two normal faults at this location. This model was simplified to only one inter- face because it was recognized that the upper layers do not affect the rays significantly. If the synthetic seismogram for this simulation (Fig. 37) is now compared with the unmigrated seismic section (Fig. 34), better correspondence can be seen than in the first model. It can be concluded that the Pečarovci structure has, on its NE side, at least two normal faults (Fig. 20). It is possible also that the structure is even more complex. Of ah evaluated locations in Slovenia (Sadnikar, 1993), the antiform structure in the pre-Tertiary basement at Pečarovci was proved to be the most promising for the construction of an underground gas storage facihty. Its structure is defined by seven seismic profiles and one borehole. The estimated working volume of storage is greater than the required 200 million m^(n). To prove the structural interpreta- tion of seismic data and to test the hydrogeological parameters of the reservoir lay- er and the impermeable cap-rock, another four boreholes are planned. The main dis- advantage of this structure is the great depth of the storage layer, which requires compressors of higher power, and higher costs during operation. Literatura Anstey, N. A. 1970: Signal Characteristics and Instrument Specifications. - In: Evenden, B. S., Stone, D. R. & Anstey, N. A., eds.. Seismic Prospecting Instruments, I. Gebrüder Borntraeger, 156 pp., Berlin. Boštjančič, J. 1992: Varčujmo z energijo, nasveti za smotrno rabo. - Agencija za pre- strukturiranje energetike in Ministrstvo za energetiko, 56 pp., Ljubljana. Božovič, M., Kranjc, S. & Matoz, T. 1991: Končno poročilo o raziskovalni vrtini Dan- 3. - 15 pp., 9 prilog, Ljubljana. Tipkano poročilo. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. Božovič, M. & Matoz, T. 1991: Končno poročilo o raziskovalni vrtini Peč-1. - 16 pp., 10 prilog, Ljubljana. Tipkano poročilo. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. Brzovič, M. 1987: Tehnički izvještaj za seizmička ispitivanja. Područje: Slovenske gorice, Gabernik, Berkovci, Dankovci i Pečarovci. - 14 pp., 2 prilogi, Zagreb. Tipkano poročilo. Arhiv Geofizike Zagreb in Geološkega zavoda Ljubljana. Dix, C. H. 1955: Seismic Velocities from Surface Measurements. - Geophysics, ^O/l, 68-86, Tulsa, Oklahoma. Djurasek, S. 1987: Interpretacija strukturno-tektonskih odnosa na osnovi refleksijske seizmike. Mura depresija i lokalitet Gabernik. - 8 pp., 7 prilog, Lendava. Tipkano poročilo. Ar- hiv Nafte Lendava in Geološkega zavoda Ljubljana. Djurasek, S. 1988: Pregledna karta podloge tercijara sa otkrivenim naftnim i plinskim objektima. - 1 priloga, Lendava. Arhiv Nafte Lendava in Geološkega zavoda Ljubljana. Djurasek, S. & Bezuh, K. 1991: Pečarovci-Dankovci, strukturno-tektonska interpre- tacija na osnovi seizmičkih i bušotinskih podataka. - 10 pp., 9 prilog, Lendava. Tipkano poročilo. Arhiv Nafte Lendava in Geološkega zavoda Ljubljana. Dobrin, M. B. & Savit, C. H. 1988: Introduction to Geophysical Prospecting. - McGraw- Hill Book Company, 867 pp., New York. Dussaud, M. 1989: Review of World Wide Storage Projects-France. - In: Tek, M. R., ed., Underground Storage of Natural Gas. Kluwer Academic Pubhshers, 23-29, Dordrecht. Gaussens, P. 1986: Stockages souterrains de gas, Titre XIII. - En: Manuel pour le transport et la distribution du gaz. Association technique de l'industrie du gaz en France, 333 pp., Paris. Gardner, G. H. F, Gardner, L. W. & Gregory, A. R. 1974: Formation Velocity and Density - The Diagnostic Basics for Stratigraphie Traps. - Geophysics, 39/6, 770-780, Tulsa, Oklahoma. Gaz de France 1990: Evasit, PC Version, User's Manual. - Gaz de France, 25 pp., Paris. Grandie, S. & Ogorelec, B. (eds.) 1986: Plan in program raziskav ležišč nafte in plina v SR Sloveniji za obdobje 1986-1990, Murska depresija. - 206 pp., 8 prilog, Ljubljana. Tipkano poročilo. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. Horvath, F. & Pogacsas, G. 1988: Contribution of Seismic Reflection Data to Chrono- 548 Andrej Gosar stratigraphy of the Pannonian Basin. - In: Royden, L . H. & Horvath, F., eds.. The Pannon- ian Basin: A Study in Basin Evolution. AAPG Memoir, 45, 97-105, Tulsa, Oklahoma. Joksovic, P. 1989: Tehnički izveštaj za seizmička ispitivanja u Murskoj depresiji. - 3 pp., 3 priloge, Zagreb. Tipkano poročilo. Arhiv Geofizike Zagreb in Geološkega zavoda Ljubljana. KBB (Kavernen Bau & Betriebs-GmbH) 1984: Underground Storage. - KBB, 23 pp., Han- nover. Kisovar, M. 1977: Prilog rješavanja strukturnih odnosa našeg dijela Murske depresije. - V: Znanstveni savjet za naftu, JAZU, III. god. skup.. Zbornik radova I, Novi Sad, 311-322, Zagreb. Kranjc, S., Božovič, M. & Matoz, T. 1990: Geološko projektne osnove za globoko vrtino Pečarovci-1 (Peč-1). - 25 pp., 10 prilog, Ljubljana. Tipkano poročilo. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. Leljak, A. 1990: Mjerenje brzina širenja seizmičkih valova u dubokoj bušotini Dankov- ci-3. - 7 str., Zagreb. Tipkano poročilo. Arhiv Geofizike Zagreb in Geološkega zavoda Ljubljana. Leljak, A. 1991: Mjerenje brzina širenja seizmičkih valova u dubokoj bušotini Pečarovci- 1.-7 str., Zagreb. Tipkano poročilo. Arhiv Geofizike Zagreb in Geološkega zavoda Ljubljana. Lorger, В. 1988: Žlahtni podzemeljski mehurji. Zakaj in kako skladiščimo zemeljski plin. - Delo, 6. avgust 1988, Ljubljana. McDonald, J. A. & Gardner, G. H. F. 1983: Physical Modeling at the Seismic Acoustic Laboratory. - In: McDonald, J. A., Gardner, G. H. F. & Hilterman, F. J., eds.. Seis- mic Studies in Physical Modehng. International Human Resources Development Corporation, 1-19, Boston. Ne id e 11, N. S. 1981: Stratigraphie Modehng and Interpretation: Geophysical Principles and Techniques. Education Course Note Series #13. AAPG, 141 pp., Tulsa, Oklahoma. Nelson, H. R. 1983: New Technologies in Exploration Geophysics. - Gulf Pubhshing Company, 281 pp., Huston. Novak, P. 1987: Ekologija, energija, varčevanje. - Delavska enotnost. Aktualna tema, 41, 363 pp., Ljubljana. Pleničar, M. 1970a: Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000, list Goričko. - Zvezni geološki zavod Beograd. Beograd. Pleničar, M. 1970b: Tolmač lista Goričko. Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000. - Zvezni geološki zavod Beograd, 39 pp., Beograd. Royden, L. H., Horvath, F. & Rumpler, J. 1983: Evolution of the Pannonian Ba- sin System, 1. Tectonics. - Tectonics, 211, 63-90, American Geophysical Union, Washington. Rumpler, J. & Horvath, F 1988: Some Representative Seismic Reflection Lines from the Pannonian Basin and Their Structural Interpretation. - In: Royden, L. H. & Horvath, F., eds.. The Pannonian Basin: A Study in Basin Evolution. AAPG Memoir, 45, 153-169, Tul- sa, Oklahoma. Sadnikar, J. 1991: Ocena strukture Pečarovci za podzemno skladiščenje naravnega ph- na. - 14 pp., 8 prilog, Ljubljana. Tipkano poročilo. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. Sadnikar, J. 1993: Raziskave za podzemno skladiščenje plina v Sloveniji. - Rudarsko- metalurški zbornik 4911-2, 149-167, Ljubljana. Sierra 1990a: Mimic, Geologic Modeling and Mapping, Version 3.2, User Manual. - Sier- ra Geophysics, 222 pp., Seattle. Sierra 1990b: Quik, Raytracing, Release 3.2, User Manual. - Sierra Geophysics, 497 pp., Seattle. Sierra 1990c: Vespa, Wave Equation Seismic Modeling, User Manual. - Sierra Geophy- sics, 162 pp., Seattle. SIS (Seismic Image Software Ltd.) 1990: Vista 6.5, Synthetic Module. - SIS, 32 pp., Cal- gary Sheriff, R. E. 1991: Encyclopedic Dictionary of Exploration Geophysics. - Society of Exploration Geophysicists, 376 pp., Tulsa, Oklahoma. Skaberne, D., Božovič, M., Žlebnik, L., Petauer, D. & Sadnikar, J. 1987: Ocena možnosti skladiščenja plina v antiklinalnih strukturah Murske depresije. - 39 pp., 41 prilog, Ljubljana. Tipkano poročilo. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. Skaberne, D. 1992: Interpretacija pogojev in načina sedimentacije neogenskih klastičnih sedimentnih kamnin na območju struktur Pečarovci in Dankovci. - 16 pp., 1 priloga, Ljublja- na. Tipkano poročilo. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. Starčevič, M., Stopar, R. & Rihtar, B. 1990: Poročilo o gravimetričnih raziskavah na področju Dankovcev in Pečarovcev v letih 1987/1989. - 6 pp., 5 prilog, Ljubljana. Tipkano poročilo. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. Steininger, F. F, Mueler, C. & Roegl, F. 1988: Correlation of Central Paratethys, Modeliranje refleksijskih seizmičnih podatkov za podzemno... 549 Eastern Paratethys and Mediterranean Neogene Stages. - In: Royden, L. H. & Horvath, F., eds.. The Pannonian Basin: A Study in Basin Evolution. AAPG Memoir, 45, 79-87, Tulsa, Oklahoma. Telford, W. M., Geldart, L. P, Sheriff, R. E. & Keys, D. A. 1976: Apphed Geo- physics. - Cambridge University Press, 860 pp., Cambridge. Urh, I. 1956: Gravimetrične meritve v Pomurju. - 70 pp., 5 prilog, Ljubljana. Tipkano poročilo. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. Widess, M. B. 1973: How thin is a thin bed? - Geophysics, 38Њ, 1176-1180, Tulsa, Okla- homa. Winquist, T. & Melgren, K. E. 1988: Going Underground. - Royal Swedish Acade- my of Engineering Sciences (IVA), 177 pp., Stockholm. Žnidarčič, M. & Mioč, P. 1989: Tolmač za lista Maribor in Leibnitz. Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000. - Zvezni geološki zavod Beograd, 60 pp., Beograd. Yilmaz, Ö. 1987: Seismic Data Processing. - Society of Exploration Geophysicists, 526 pp., Tulsa, Oklahoma. GEOLOGIJA 37, 38, 551-560 (1994/95), Ljubljana O zgradbi Soviča nad Postojno On the strucure of Sovič above Postojna Ladislav Placer Geološki Zavod Ljubljana Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko Dimičeva 14, 1000 Ljubljana, Slovenija Kratka vsebina Avtor ugotavlja, da je zgradba hriba Sovič nad Postojno skupaj z zaledjem po strukturi ponovitev Nanosa in Hrušice ter Trnovskega gozda. Tako je nariv Soviča ali Soviški nariv miniaturni pendant Hrušiškega in Trnovskega pokrova v skladu z narivno zgradbo Zunanjih Dinaridov jugozahodne Slovenije, kot je bila že pred- stavljena (Placer, 1981). Abstract The author maintains that the structure of the Sovič hill above Postojna with its surroundings is structurally a repetition of the structure of the Nanos, Hrušica and Trnovski gozd mountains. Thus the overthrust of Sovič is a miniature pen- dant of the Hrušica and Trnovski gozd nappe in the sense of the overthrust struc- ture of the Outer Dinarides of southwest Slovenia, as presented earlier (Placer, 1981). Pri kartiranju trase Predjamskega preloma na območju Postojnskih vrat me je pritegnüa tektonska zgradba hriba Sovič nad Postojno, za katerega se je zdelo, da predstavlja miniaturni strukturni pendant Nanosa. Da bi preveril domnevo, sem iz radovednosti v merilu 1:5000 orientacijsko pregledal ožje območje mesta Postojne, Sovič in usek avtoceste med mostom južno od bencinske črpalke in Staro vasjo. Z zgradbo okohce Postojne so se v zadnjih tridesetih letih ukvarjah raziskovalci v okviru izdelave Osnovne geološke karte SFRJ (Pleničar et al., 1963, 1967; Bu- ser, 1976; Gospodarič, 1976, 1989). Pri tem sta se glede strukture uveljavila dva koncepta; starejši, po katerem ležijo terciarne plasti diskordantno na krednih plasteh Soviča (Pleničar et al., 1963, 1976; Gospodarič, 1976) in mlajši koncept, daje Sovič prevrnjena antiklinala, ki je narinjena na terciarne plasti (Buser, 1976; Go- spodarič, 1989), katerega avtorje Gospodarič, kot je razvidno iz njegovih neobja- vljenih zapisov. Gospodaričev pogled na zgradbo Soviča je izšel po njegovi smrti (Go- spodarič, 1989, prilogi 1 in 2). Prikazal ga je na geološki karti in profihh; sedanji prispevek predstavlja dopolnitev njegovih idej. 552 Ladislav Placer V splošnem je Gospodaric menil (1989), da ustvarja Sovič proti jugozahodu prevmjeno antikhnalo iz zgornjekrednih m paleocenskih plasti, ki je narinjena na eocenski fliš. Iz konteksta je razvidno, da je smer narivanja od severovzhoda proti jugozaho- du, čeprav o tem ni razpravljal. Paleocenski apnenec v okohci Postojne je G o spe- dar i č omenh že leta 1976 na Soviču, pri Zagonu in pri Vehkem Otoku, pozneje 1989 pa je v paleocen uvrsth tudi konglomeratno-brečast horizont in laporni apnenec med Vojašnico in Kremenco ob vzhodnem robu Postojne. Za stik med paleocenskimi in eocenskhni skladi je Gospodarič menh, daje ponekod normalen, ponekod pa diskor- danten (1989, 25). Narivna ploskev, ob kateri je Sovič narinjen proti jugozahodu, je po Buserju in drugih (1976, sl. 6) ter Gospodariču (1989, priloga 1) omejenega obsega. Razvita naj bi bila le med Postojno in Vehkim Otokom, kjer naj bi se inverzne plasti prevesi- le v normalne, samo narivanje pa naj bi zamrlo. Geološke razmere v okohci Postojne, ki sem jih ugotovh ob orientacijskem ogle- du (sl. 1) dopolnjujejo Gospodaričeve ideje (1989), dodajam pa tudi nove elemente. Predvsem je treba poudariti pomen dinarsko (1, 2, in prečnodinarsko (a, h, c, d, e, f) usmerjenih prelomov, ki v precejšnji meri maskirajo narivno zgradbo Soviča. Prelom št. 1 je viden v useku avtoceste 190 m severno od železniškega mostu. Njegova no- tranja prelomna cona je široka 18m, njena severovzhodna meja je glavna prelomna ploskev z elementi vpada 25/70 in z drsami v smeri 295/12. Proti severozahodu po- tek prelomnice ni jasen, po Grandič-Hanichovi interpretaciji posnetkov satelita ERTS-1 (Grandič & Hanich, 1976, sl. 2) sodim, da sta prelom št. 1 opazila in ga proti severozahodu preko flišnih plasti povezala s prelomom pri Predjami, ki so ga Pleničar in drugi (1963, 39) poimenovah Predjamski prelom. Prelom št. 1 je torej jugovzhodni podaljšek Predjamskega preloma, ki poteka dosti bliže Postojni, kot je menh Buser (1976). Vendar je prelomna tudi meja med krednopaleocenskimi ap- nenci in eocenskim flišem med Vehkim Otokom in Erazmovim motelom proti Predja- mi izven karte na sl. 1, zato sodim, da predstavlja slednji spremljajoči prelom Pred- jamskega preloma in sem ga označh s št. 2. Le-ta je določen posredno; okoh 250m zahodno od Erazmovega motela je v krednem apnencu nasproti fliša razvita izrazita dinarsko usmerjena razpokhnska cona; v malem peskokopu nekaj severneje od Ve- likega Otoka je v apnencu prelomna ploskev 35/80 z drsami v smeri 305/20. O značaju omenjene meje med Vehkim Otokom in Postojno ni zanesljivih podatkov, vendar je okoh vhoda v Postojnsko jamo nekaj prečnodinarsko usmerjenih prelomov, ki te meje ne premaknejo, zato sodim, da poteka tudi na tem odseku dinarsko usmerjeni subver- tikalni prelom. Da je domneva verjetno pravilna, morda kaže manjša vzporedna pre- lonma ploskev v smeri 50/90 ob cesti med Postojno in hotelom Jama nedaleč od križišča proti Velikemu Otoku. Le majhen odsek te meje med omenjenim križiščem in Postoj- no bi bil lahko narivna ploskev. Prelom št. 3 ni neposredno viden, vendar je nekaj posrednih dokazov, ki kažejo na njegov obstoj. To je razpokhnska cona dhiarske smeri pod temelji mostu čez avtocesto, okoh 350 m severno od železniške postaje v Postojni. Spremljajo jo tudi prelomi v opuščenem kamnolomu v severovzhodnem pobočju Soviča, kjer je danes mestno strehšče v smeri 30/85 in 30/65 s subhorizontalnimi drsami. Na prelom bi kazala tudi suha dolina v dinarski smeri preko Poljan za Sovičem in žep flišnih kamnin severno od železniške postaje. Prečnodinarsko usmerjeni prelomi so določeni neposredno in posredno. Prelom a sestavlja jugovzhodno steno Soviča, kjer je vidnih nekaj spremljajočih prelomnih ploskev (145/70) in je omejen s Predjamskim prelomom in prelomom št. 3. Severovzhodno o zgradbi Soviča nad Postojno 553 SI. 1. Skica geološke zgradbe Postojne in bližnje okolice 1 Eocenski fliš; 2 Kredni in paleocenski apnenec; 3 Kredni apnenec; 4 Vidna geološka пгеја; 5 Posredno določena geološka meja; 6 Približno določena geološka meja; 7 Normalne, vertikalne, inverzne plasti; 8 Vidni subvertikalni prelom; 9 Posredno določeni subvertikalni prelom; 10 Hipotetični subvertikalni prelom; 11 Lineacija v prelomni ploskvi: po vpadu; poševna, z označenim odklonom od smeri; po smeri; 12 Posredno določena narivna ploskev Fig. 1. Sketch of geological structure of Postojna and closer surroundings 1 Eocene flysch; 2 Cretaceous and Paleocene limestone; 3 Cretaceous hmestone; 4 Visible geologic boundary; 5 Mediatly determined geologic boundary; 6 Approximately determined geologic boundary; 7 Normal, vertical, inverse beds; 8 Visible subvertical fault; 9 Indirectly de- termined subvertical fault; 10 Hypothetic subvertical fault; 11 Lineation in fault plane: in dip direction; inclined, with marked deviation from strike; in strike direction; 12 Indirectly deter- mined thrust plane 554 Ladislav Placer od preloma št. 3 je prelomna ploskev a določena neposredno v železniškem useku severovzhodno od beneinske črpalke na stari cesti (330/60) izven karte na si. 1, medtem ko je njen potek neposredno ob prelomu št. 3 hipotetičen. Prelom a je na območju Postojne zabeležen že na Osnovni geološki karti, list Postojna (Pleničar et al., 1967), na območju Ravbarkomande pa ga je registriral tudi Gospodarič (1976, si. 3). Prelom b je hipotetičen. Nanj sklepam po sedlu med vrhom Soviča in koto 625,4 tik nad Majlandom in po gohcah apnenca in konglomeratno-brečastega apnenca na- sproti farne cerkve v Postojni, ki sega precej nižje kot golice flišnega peščenjaka nad križiščem Jamske ceste in Ceste okoh Soviča. Če omenjeni apnenec in konglomerat- no-brečasti apnenec ne pripadata fosilnemu podoru, sta tako daleč proti jugozahodu lahko potisnjena le ob prečnodinarskem prelomu. Prelom b v severovzhodnem krüu preloma št. 3 poteka hipotetično najprej po meji med krednim apnencem in flišem, ki je določena na terenu, nakar se verjetno spoji s prelomom a. Izrazitejši prelomi potekajo nato preko sedel med kotama 628,4 in 605,6 na Soviču ter med kotami 605,6, 616,8 in 622. Čez prvo sedlo poteka prelom c (140/70) s šte- vilnimi vzporednimi prelomi, ki sem jih izmerü ob cesti Postojna-hotel Jama (140/60, 130/60, 140/60), prelom d je viden v skalnem izkopu za pomožnimi prostori hotela Jama (130/80). Čez sedlo, preko katerega pelje Cesta okoh Soviča, poteka prelom e, ki je viden za paviljoni ob hotelu Jama, kjer ima prelomna ploskev smer 130/80, v grapi nad hotelom pa je vzporedna prelomna ploskev z drsami po vpadnici. Pomembnejši je še prelom/ob Jamski restavraciji (135/80). Morebitnega nadaljevanja prelomov c, d, e in f na drugi strani preloma št. 3 nisem raziskoval. Poznavanje premikov ob prelomih je pomembno za razumevanje zgradbe Soviča. Za določitev premika ob Predjamskem prelomu je na voljo le posredni podatek, in sicer tektonske drse ob glavni prelomni ploskvi v smeri 295/12 in neznaten navidez- rü premik stika med krednopaleocenskimi ter fhšnimi plastmi ob vzhodnem robu Postojne. Pri vpadu plasti 305/15 ima presečnica med plastnatostjo in prelomno ploskvijo smer 295/15, kar je geološko identično, zaradi česar je navidezni premik ob Predjamskem prelomu neznaten. Pri regionalno dokazanem premiku ob Predjamskem prelomu na območju Hrušice, ki je desni zmik, se je torej severovzhodno krilo preloma v Postoj- ni nasproti jugozahodnemu krilu premaknilo v desno, blago poševno navzgor. Vehko- sti premika ni mogoče ugotoviti. Premik ob prelomu št. 2 je glede na podatek v peskokopu pri Velikem Otoku, kjer ünajo tektonske drse smer 305/20, verjetno enako usmerjen kot premik ob Predjamskem prelomu. Premik ob prelomu št. 3 kaže glede na odmik meje med flišem in krednopaleo- censkimi karbonati na vzhodnem robu Postojne in glede na razmeroma majhen pred- viden premik prelomov a in ò na pogrezek severovzhodnega krila ah vsaj na premik z izrazito vertikalno komponento. Horizontalne drse ob vzporednem prelomu v opuščenem kamnolomu za Sovičem bi v tem primeru kazale na enega izmed faznih premikov. Premikov ob prelomih a, b, c, d, e in f ni mogoče ugotoviti. Glede na drse po vpadnici, ki sem jih omenil v vzporedni prelomni ploskvi preloma e, ugotavljam, da ustrezajo teoretski smeri premikanja blokov med vodilnima prelomoma št. 2 (št. i) in št. 3, saj je v tem primeru ob podrejenih prelomih a, b, c, d, e in f mogoče le subvertikalno nihanje blokov v smeri presečnic med podrejenimi prečnimi in vedü- nimi vzdolžnimi prelomi. Narivno ploskev Soviškega nariva, kot sem poimenoval nariv Soviča na fliš, nisem neposredno opazoval nikjer, vendar po posrednih znakih menim, da obstaja v jugo- zahodnem in severovzhodnem pobočju Soviča. V prvem primeru med prelomoma št. o zgradbi Soviča nad Postojno 555 ^ in 0, v drugem pa med prelomoma a in št. 3. Na jugozahodnem pobočju Soviča prelom h seka obravnavano narivno ploskev, kar je značilno za razmere v Zunanjih Dinari- dih, v vzhodnem pobočju Soviča pa kaže stik med omenjenima formacijama na po- ložno ploskev, ki je v tem primeru lahko le narivna ploskev. Vzhodno od preloma št. 3 je potek kontakta med karbonati in flišem določen z opazovanjem. Glede na splošne značilnosti domnevam, da je stik prečnodinarski prelom b, s katerim je zamaskirana narivna ploskev. Inverzne plasti na Soviču niso mogle nastati zaradi premika ob pre- lomu št. 2 ah št. 1, saj kaže inverzija na prevrnjeno, ne pa na obprelomne gubo, ki bi v tem primeru lahko bila le poševna guba. Če bi se izkazalo, da so plasti apnenca nasproti farne cerkve v Postojni fosilni podor, bi obstajala možnost, da je tudi nariv- na ploskev neposredno pod Sovičem zamaskirana s prelomom št. 2 ah pa se naslanja na prelom a. Če odmislimo dinarsko in prečnodinarsko usmerjene prelome in poudarimo le narivno zgradbo, postane dominantna struktura ožjega območja Postojne Soviški nariv, kate- rega narivnica poteka po flišno-karbonatnem robu nekako od Velikega Otoka do Po- stojne in zavije okoh Soviča proti severovzhodu. V takem obsegu so narivnico inter- pretirah Buser in drugi (1976, sl. 6) ter Gospodarič (1989, priloga 1). Omenjeni raziskovalci se niso podrobneje ukvarjah s tem narivom, vendar je iz konteksta njihovih razprav razbrati, da so imeli Soviški nariv za lokalno tvorbo. Z regionalnega vidika pa moram opozoriti na zgradbo Trnovskega gozda. Nanosa in Hrušice, kot sem jo obde- lal pred leti (Placer, 1981). Iz tedanje razprave povzemam, daje Nanos antiklinala, ki je skupaj s sinklinale Hrušice narinjen na terciarne plasti vipavskega flišnega ba- zena. Plasti ob čelu nariva so na Nanosu inverzne in sestavljajo obnarivno gubo. Osi Nanoške antiklinale in Hrušiške sinkhnale sta skupaj z narivno ploskvijo nagnjeni za okoh 26° proti severozahodu (Placer, 1981, 28). Do rotacije je prišlo po narivanju. Zaradi zasuka je danes geološka zgradba Hrušice in Nanosa taka kot jo kažeta si. 2. in 4. Plasti jugozahodnega krha Nanoške antiklinale se proti jugozahodu prevesijo v prevrnjeno antikhnalo, katere os vpada proti severozahodu. Zaradi tega so inverz- ne plasti v njenem spodnjem krilu vidne le v njenem južnem delu in vpadajo proti severoseverovzhodu do severu. Strukturna geometrija Soviča je shematsko ilustrira- na na sl. 3 in je identična geometriji Nanosa, le da je Sovič neprimerno manjši in je zato miniaturni pendant Nanosa. Po Gospodaričevi interpretaciji Postojnskega krasa (1976, sl. 3) je zaledje Soviča med Postojno in Strmico zgrajeno iz Postojnske an- tiklinale in Studenške sinklinale, katerih osi vpadata proti severozahodu. Inverzne plasti nastopajo le na Soviču na skrajnem južnem delu obravnavanega območja tako kot na Nanosu, kjer je inverzija omejena le na njegov južni rob. Postojnska antiklinala in Studenška sinklinala sta strukturni ekvivalent Nanoške antiklinale in Hrušiške sinkh- nale. Normalne plasti v jugozahodnem krilu Postojnske antiklinale severozahodno od Velikega Otoka vpadajo proti zahodu do zahodujugozahodu, inverzne plasti na pro- storu med Postojnsko jamo in Postojno vpadajo proti severoseverovzhodu in severu. Primerjavo med Sovičem in Nanosom lahko razširimo tudi na Trnovski gozd (sl. 2, sl. 4). Sl. 4 je dopolnjena ilustracija že objavljenih strukturnih razmer v jugozaho- dni Sloveniji (Placer, 1981, sl. 8, sl. 9; Čar & Gospodarič, 1988), enaka geome- trija krovnih in narivnih enot Trnovskega pokrova, Hrušiškega pokrova in Soviške narivne grude nižjega reda znotraj Snežniške narivne grude, je nakazana z lego fliša znotraj teh enot. Vse naštete narivne ah krovne enote so danes zasukane okoh osi SW-NE in tonejo proti severozahodu, zaradi česar se fliš pojavlja v njihovem severozahod- nem robu tik pod naslednjo višje ležečo krovno enoto. Ker se je narivanje dogajalo nekako na meji med eocenom in oligocenom, ima narivna ploskev v korenu poševni 556 Ladislav Placer SI. 3 - Fig. 3 SI. 2. Skica krovne zgradbe Nanosa in Hrušice jugozahodno od Idrijskega preloma Fig. 2. Sketch of nappe structure of Nanos and Hrušica sowthwest of the Idrija fault SI. 3. Skica narivne zgradbe Soviča 1 Aluvialni nanos; 2 Eocenski fliš; 3 Mezozojski in paleocenski karbonati; 4 Geološka meja, trasa plasti; 5 Normalne, vertikalne, inverzne plasti; 6 Idrijski, Zalin in Predjamski prelom; 7 Meja pokrova, meja nariva; 8 Meja narivne grude; 9 Fotogeološko ugotovljena trasa preloma; 10 Azimut lineacije v narivni ploskvi Hrušiškega pokrova v peskokopu pri Planini; 11 Hipotetični potek o zgradbi Soviča nad Postojno 557 rez, v čelu pa erozijskega (sl. 5). Zato se narivniee (na sl. 4), ki imajo v karbonatnih kamninah zaradi zasuka narivne ploskve okoh osi SW-NE, danes smer zahod-vzhod ah zahod-jugozahod-vzhodseverovzhod, v samem flišu obrnejo v dinarsko smer, to- rej vzporedno flišnim plastem. Narivniea Soviškega nariva potemtakem ne more biti omejeno dolga, kot so domnevah Buser in drugi (1976, sl. 6) ter Gospodarič (1989, priloga 1), temveč mora potekati vzporedno z narivnico Hrušiškega pokrova. Danes je severovzhodno od Postojne zamaskirana s prelomoma a in ò, njeno nadaljevanje na površju pa bi morah iskati nekje proti Rakovemu Škocjanu. Na drugem koncu Soviča pa po analogiji z Nanosom domnevam, da se nekje na območju Velikega Otoka od- cepi od meje med krednopaleocenskim apnenecem in flišem ter zavije proti zahodu v flišne kamnine. Celotni potek narivniee Soviškega nariva bi bilo potrebno posebej raziskati. Teoretično bi lahko bila omenjena narivna ploskev spremljajoča struktura narivne ploskve Hrušiškega pokrova in bi v tem primeru Soviška narivna gruda ustvarjala zunanjo narivno lečo Hrušiškega pokrova, mogoče pa sestavlja povezovalno narivno strukturo med narivno ploskvijo Hrušiškega pokrova in narivno ploskvijo Snežniške narivne grude. V prvem primeru bi potekala na površju po varianti I, v drugem pa po varianti II (sl. 4). Obstoji pa tudi možnost, da sestavlja samostojno narivno plo- skev znotraj Snežniške narivne grude. Dolžina narivanja Soviške narivne grude je okoh 600m, kot znaša vehkost flišnega zamika v smeri SW-NE ob prelomu a med skrajnim južnim delom Soviča na presečišču prelomov št. 7 in a in stičiščem preloma a z bazalno mejo fliša severovzhodno od Soviča. Ocena je le orientacijska (profil na sl. 1). Ob koncu še nekaj besed o genezi. Poznavanje geometrije strukturnih blokov je ključ k pravilni razlagi geneze ozemlja. Ker so bloki tridimenzionalni, ni mogoče na- rivne ploskve Soviškega nariva ah pa Hrušiškega pokrova risati omejeno (Buser et al., 1976, sl. 6; Buser, 1976; Gospodarič, 1989, prhoga 1), temveč je treba v sk- ladu s celotno strukturno faktografijo najti tako rešitev, ki pojasnjuje vse poznane struk- turne efekte. V primeru Trnovskega gozda. Nanosa, Hrušice in Soviča z zaledjem je povsem jasno, da imamo opravka z narivnimi in krovnimi enotami, katerih notranja zgradba je iz gub v smeri NW-SE. Gube položno vpadajo proti severozahodu. Nari- vanje je potekalo od severovzhoda proti jugozahodu (sl. 2, sl. 3, si. 4), pravokotno na osi gub, kar potrjujejo tudi tektonske drse višjega reda v peskokopu pri Planini, ki imajo smer SW-NE (sl. 2, sl. 4, si. 6). Tu je glavni dolomit Hrušiškega pokrova narinjen na kredni apnenec Snežniške narivne grude. Glede na trdne strukturne dokaze, ki smo jih pravkar omenih, ne moremo brez komentarja mimo idej Premruja (1980) ter Tunisa in Venturinija (1989), ki temeljijo na vizualnih efektih. Premru za Tr- novski kot Hrušiški pokrov meni, da sta se v fazi narivanja Dinaridov narinila proti jugozahodu, pozneje, med narivanjem Alp, pa proti jugu. Zato je Nanos in Hrušice ter Trnovski gozd uvrstil v alpsko-dinarsko narivno zgradbo. Za narivanje proti jugu meje pokrova in narivniee; IS Nagnjena antiklinala; 13 Nagnjena sinklinala; 14 Nagnjena pre- vrnjena antiklinala; 15 Smer narivanja Fig. 3. Sketch of nappe structure of Sovič 1 Alluvial deposit; 2 Eocene flysch; 3 Mesozoic and Paleocene carbonate rocks; 4 Geologic boundary, trace of beds; 5 Normal, vertical, inverse beds; 6 Idrija, Zala and Predjama faults; 7 Boundary of nappe, boundary of overthrust; 8 Boundary of overthrust body; 9 Photogeologically determined fault line; 10 Azimuth of lineation in thrust plane of the Hrušica nappe, as seen in the sand pit at Planina; 11 Assumed nappe and fault line; 12 Tilted anticUne; 13 Tilted syncline; 14 Tilted oveturned antichne; 15 Direction of thrusting 558 Ladislav Placer SI. 4. Tektonska zgradba Komenske planote (Kras) in Visokega krasa (Banjšice, Trnovski gozd. Nanos, Hrušica) jugozahodno od Idrijskega preloma. Legenda na si. 2 in 3 Fig. 4. Tectonic structure of Komen plateau (Kras) and High karst (Banjšice, Trnovski gozd. Nanos, Hrušica) southwest of the Idrija fault. Legend on fig. 2 and 3 o zgradbi Soviča nad Postojno 559 SI. 5. Krovni narivi v Zunanjih Dinaridih jugozahodne Slovenije E Eocenski in starejši fliš; K + Pc Kredni in paleocenski karbonati; J Jurski karbonati; T Triasni karbonati in klastiti Fig. 5. Nappe overthrusts in Outer Dinarides of southwestern Slovenia E Eocene and older flysch; K + Po Cretaceous and Paleocene carbonate rocks; J Jurassic carbonate rocks; T Triassic carbonate and clastic rocks SI. 6. Narivna ploskev Hrušiškega pokrova v peskokopu pri Planini z lineacijo višjega reda v smeri jugozahod-severovzhod. Glavni dolomit je narinjen na kredni apnenec; dolomit je zdrobljen in se uporablja za gradbene namene, apnenec je kompakten Fig. 6. Overthrust plane of the Hrušica nappe in sand pit at Planina showing higher orde" lineation of southwest-northeast direction. Main dolomite is overthrusted on Cretaceous hmestone; dolomite is crushed, and is used in building, hmestone is compact 560 Ladislav Placer je videl dokaz v legi inverznih plasti na južnem robu Trnovskega in Hrušiškega po- krova, ki vpadajo proti severu (sl. 2). Vzrok za tako orientacijo inverznih plasti sem že razložil s poševno lego osi prevrnjenih gub (sl. 2 in sl. 3), zato tudi taka orienta- cija plasti v skladu s tridimenzionalanim gledanjem potrjuje narivanje od severovzhoda proti jugozahodu. Tunis in Venturini (1989) sta zgradbo Nanosa in Trnovskega gozda razložila z efektom zmikanja in narivanja ob dinarsko usmerjenih zmičnih prelomih, zaradi česar naj bi prišlo do narivanja obeh imenovanih enot proti jugovzhodu. Za tako interpre- tacijo nhnamo na našem ozemlju nobenega posrednega ah neposrednega dokaza. Proti govori lega normalnih in prevrnjenih gub v čelu in znotraj krovnih ter narivnih enot, smer tektonskih drs višjega reda pri Planini in nenazadnje neprimerno večji horizon- talni premik krovnih enot nasproti premiku ob zmičnih prelomih. Vsi doslej zbrani faktografski elementi strukture na terenu ne potrjujejo ne Premrujeve in ne Tu- nis-Venturinijeve hipoteze. V gelici pod Čavnom, kjer je vidna narivna ploskev Trnovskega pokrova na terciarni fliš (Buser, 1973, 30), sta v njej razvita dva siste- ma drs nižjega reda 290/12 in 20/10, ki ne podajata generalne smeri narivanja kot v peskokopu pri Planini, temveč le fazne premike, povezane z narivanjem Trnovskega pokrova ali pa z nasledstvenimi premiki v fazah po narivanju Zunanjih Dinaridov. Literatura Buser, S. 1964: Osnovna geološka karta SFRJ, 1:100000, list Gorica. - Zvezni geološki zavod, Beograd. Buser, S. 1973: Tolmač Osnovne geološke karte SFRJ, 1:100000, list Gorica. - Zvezni geološki zavod, 50 pp., Beograd. Bus er, S. 1976: Tektonska zgradba južnozahodne Slovenije. - 8. jug. geol. kongres. - Geotektonika, Geofizika 3, 45-58, Ljubljana. Buser, S., Drobne, F & Gospodarič, R. 1976: Geology and hydrogeology. Under- ground Water Tracing. Third international symposium of underground water tracing (3. SUWT), 27-38, Ljubljana-Bled, Jugoslavija. Čar, J. & Gospodarič, R. 1988: Geološka zgradba in nekatere hidrološke značilnosti bruhalnika Lijaka. - Acta carsologica XVII/i, 13-32, Ljubljana. Gospodarič, R. 1976: Razvoj jam med Pivško kotlino in Planinskim poljem v kvartarju. - Acta carsologica VII/Ì, 5-139, Ljubljana. Gospodarič, R. 1989: Prispevek k vodnogospodarskim osnovam Pivke. - Acta carsologica XVIII, 21-37, Ljubljana. Grandič, M. & Hanich, M. 1976: Neke karakteristike satelitskih ERTS-1 snimaka i primjer njihovog korištenja u tektonskoj analizi jednog djela SFR Jugoslavije. - 8. jug. geol. kongres, Geotektonika, Geofizika 3, 73-86, Ljubljana. Placer, L. 1981: Geološka zgradba jugozahodne Slovenije. - Geologija M/ 1, 27-60, Ljubl- jana. Pleničar, М., Buser, S. & Grad, K. 1963: Tolmač Osnovne geološke karte SFRJ, 1:100000, list Postojna. - Zvezni geološki zavod, 62 pp., Beograd. Pleničar, M., Buser, S. & Grad, K. 1967: Osnovna geološka karta SFRJ, 1:100000, hst Postojna, Zvezni geološki zavod, Beograd. Premru, U. 1980: Geološka zgradba osrednje Slovenije. - Geologija 23/2, 227-278, Ljubl- jana. Tunis, G. & Venturini, S. 1989: Nuovi dati sulla tettonica delle Prealpi Gluhe me- ridionah ed ipotesi paleotettoniche. - Rudarsko-metalurški zbornik 56/4, 675-688, Ljubljana. GEOLOGIJA 37, 38, 561-560 (1994/95), Ljubljana Sodelovanje barona Žiga Zoisa in Valentina Vodnika na področju geoloških znanosti Zusammenarbeit zwischen Freiherr Sigmund Zois und Valentin Vodnik auf dem Gebiet der geologischen Wissenschaften Ernest Faninger Jamova 54, 1000 Ljubljana, Slovenija Kratka vsebina Baron Žiga Zois (1747-1819) in Valentin Vodnik (1758-1819) sta sodelovala tudi na področju geoloških znanosti. Konec osemnajstega stoletja je potekal be- sedni boj med pristaši neptunistične in vulkanistične teorije. Zois je menil, da se je ves apnenec, ki gradi TYiglavsko pogorje, nekoč usedel v morju. Kot dokaz za to je rabil le še okamnine z najvišjih predelov Triglavskega pogorja, z nižjih leg so mu bile že tako znane. Potrebne dokaze mu je preskrbel Vodnik, ki je avgusta 1795 vodil prvo od Zoisa organizirano odpravo na Triglavsko pogorje, udeležil pa se je tudi druge septembra istega leta. V zvezi s prvo odpravo je nastala Vodnikova oda Vršac. Zusammenfassung Freiherr Sigmund Zois (1747-1819) und der als slowenischer Dichter bekannte Valentin Vodnik (1758-1819) arbeiteten zusammen auch auf dem Gebiet der geo- logischen Wissenschaften. Ende des achtzehnten Jahrhunderts gab es einen Mein- ungskampf zwischen den Anhängern der neptunistischen und der vulkanistischen Theorie. Zois meinte, daß sich der gesamte, das Triglavgebirge aufbauende, Kalk einst im Meer abgelagert hätte. Als Beweis dafür brauchte er nur noch Verstei- nerungen von den höchsten Erhebungen des Triglavgebirges, die von den unte- ren Lagen waren ihm sowieso schon bekannt. Die nötigen Beweisstücke besorg- te ihm Vodnik, der im August 1795 die erste von Zois in das Triglavgebirge organisierte Expedition leitete, im September desselben Jahres sich aber auch der zweiten anschloß. Im Zusammenhang mit der ersten Expedition entstand Vodniks Ode Vršac, bekannt nach einem Gipfel im Triglavgebirge. Žiga baron Zois pl. Edelstein (1747-1819) sicer slovi na Slovenskem kot osrednja osebnost slovenskih prosvetljeneev, toda bil je tudi izboren naravoslovec, predvsem pa mineralog. Njemu na čast so imenovah na Svinški planini na Koroškem odkriti mineral zoisit. Na področju geoloških znanosti je z Zoisom sodeloval pesnik Valentin Vodnik (1758-1819), v letih 1793-1796 župnijski upravitelj na bohinjskem Koprivniku. Tam se je poleti 1793 najbrž spoznal s Zoisom (Munda, 1986, 511). Da so tudi Vodnika zanimale geološke znanosti, dokazuje pismo, ki ga je 1. ju- 562 Ernest Faninger nija 1793 z Gorjuš poslal Antonu Rudežu. V njem opisuje neko jamo, kjer so kmetje kopali v upanju, da najdejo zlato. Vodnik je v spremstvu nekega poznavalea komaj pregovoril domačina, da jima je pokazal jamo, toda v njej sta videla le plasti peska, kakršnega dobivajo v Trstu iz morja in ga prodajajo na ljubljanskem trgu. Gotovo je zanimiv pojav, da naletimo na takšen pesek visoko v gorovju. Kaj takega do takrat še niso slišali. Vrh tega vsebuje ta pesek še amonite in morske polže (Kos, 1988, 260-262). Proti koncu osemnajstega stoletja je začela postajati geologija moderna znanost. Dve teoriji sta si stah takrat nasproti glede vprašanja, kako so nastale kamnine. Nep- tunisti, ki jih je zastopal A. G. Werner, so trdih, da so se usedale v morju. Toda dvo- mi so se začeh porajati v zvezi z bazaltom, ki mu je J. C. W. Voigt pripisal vulkanski izvor. Tako je vznikla vulkanistična teorija, ki pa je po svoje tudi v marsičem pretira- vala. Vnet vulkanist je bh J. E. Fichtel (1732-1795) v Sibinju na Sedmograškem. Fi- chtel se je seznanh z Žigo Zoisom v Ljubljani, nakar mu je začel ta pošiljati v Sibinj vzorce kamnin in okamnin iz Bohinja, Zajezer in z Velega polja, torej z leg ob vznožju Triglava in Vršaca. V spremnem pismu je Zois poudarh prostranost tamkajšnjih planjav, iz katerih molita Triglav in Vršac v obhki visokih rogov. V svoji leta 1794 na Dunaju natisnjeni knjigi Mineralogische Aufsätze je Fichtel trdil, da gradi Triglav, Vršac in okoliške vrhove masivni apnenec, ki naj bi bil magmatskega izvora, torej brez okam- nin, medtem ko naj bi se v nižjih legah pod njimi pojavljal plastoviti apnenee, ki se je nekoč usedel v morju. Kot dokaz navaja ravno okamnine, ki mu jih je poslal Zois s Triglavskega pogorja. Vendar se Zois s Fichtlovo razlago ni strinjal. Menil je, da pre- dstavlja ves triglavski apnenec morsko usedlino. Poslane okamnine so bhe iz nižjih leg le zaradi tega, ker pač v višjih legah ni dal brskati za njimi. Za svojo trditev je Zois seveda rabh dokaze, posebno še, ker so ga začeh prijatelji spraševati, kaj mish o Fichtlovi teoriji. Tako je Triglav nenadoma stoph v ospredje zanimanja evropskih naravoslovcev. Sedaj bi torej bho treba najti okamnine še v najvišjih predelih Triglavskega po- gorja. Avgusta 1795 je Zois organiziral odpravo na Triglavsko pogorje. Ker sam zara- di bolezni ni bil več sposoben za pot, je vodstvo odprave zaupal Valentinu Vodniku. Udeležila sta se je poleg izkušenega gorskega vodnika in iskalcev okamnin še nara- voslovec grof F. Hohenwart, kasnejši kurator Deželnega muzeja v Ljubljani, in J. Pinhak, župnik pri Sv. Jakobu v Ljubljani, ki se je tudi zanimal za mineralogijo. Ne samo med potjo, tudi na samem Vršacu so našh okamnine, z daljnogledom pa se je Vodnik še lahko prepričal, da tudi sam vrh Triglava gradi plastoviti apnenec. Dosedanje ugoto- vitve bi vsekakor že zadoščale za zavrnitev Fichtlove razlage, vendar natančni Zois še ni bil zadovoljen. Septembra istega leta je organiziral novo odpravo. Sestavljali so jo Zoisovi rudarji, ki pa se jim je nepričakovano priključh še Vodnik. Sedaj so odkrih še na samem ovršju Triglava dovolj okamnin kot dokaz, da se je ves triglavski apne- nec nekoč usedel v morju. In kako gledamo danes na takratno problematiko? Zoisovo stališče je bho pov- sem pravilno. Tako Južne kakor tudi Severne apneniške Alpe gradijo debeh skladi ap- nencev, ki so se v zemeljskem srednjem veku usedli v morju, v posebnih razmerah pa so ponekod apnenci pod vplivom morske vode prešli v dolomit. Bhzu izlivov ve- hkih rek se je v morju usedal pesek, ki pa se je postopno sprijemal v peščenjak. Tako nastale sklade so v terciarju gorotvorne sile nagubale in dvignile nad morje. Na kop- nem se je začelo preperevanje. Voda s pomočjo ogljikove kisline razstaplja apnenec in dolomit, medtem ko peščenjak pri preperevanju razpada nazaj v pesek. Tako lahko naletimo na pesek tudi visoko v gorah. Seveda se bomo še vprašali, kdo naj bi leta 1793 kot poznavalec spremljal Va- Sodelovanje barona Žiga Zoisa in Valentina Vodnika... 563 lentina Vodnika pri ogledu peščene jame, kjer so domačini iskali zlato. Verjetno kakšen rudosledee. Na Gorenjskem so jih rabih. Tamkajšnje fužine so se oskrbovale z domačo železovo rudo, ležišča niso bila bogata in treba je büo vedno odkrivati nova.^ Toda ne moremo izključiti, da takratni Vodnikov spremljevalec morda celo ni bü sam Žiga Zois, ko naj bi ga obiskal na Koprivniku. V zvezi z Vodnikovo odpravo na Triglavsko pogorje avgusta 1795 je nastala njegova oda Vršac (Kos, 1988, 61-62). Pesnika niso navdušfle samo lepote gora, iz pesmi veje tudi zmagoslavje, ko so uspešno opravih nalogo, zaradi katere so šh na pot. »Sklad na skladu se zdviguje, golih vrhov kamni zid« je pač ugotovitev, da je triglavski ap- nenec skladovit. In ker sedaj vemo, zakaj je sploh do te odprave prišlo, nam ne bo težko še uganiti, da se v naslednjem verzu »Večni mojster zaukazuje: Prid', zidar, se lès učit!« beseda zidar nanaša na geologa Fichtla (Rus, 1933; Kos, 1970, 33-54). Zusammenarbeit zwischen Freiherr Sigmund Zois und Valentin Vodnik auf dem Gebiet der geologischen Wissenschaften Sigmund Freiherr Zois von Edelstein (1747-1819) wird in Slovv^enien hochgeschätzt vs^egen seiner Rolle als die führende Persönhchkeit der slowenischen Aufklärung, sonst gilt er aber als ausgezeichneter Naturwissenschaftler, insbesondere Mineraloge. Nach ihm wurde das auf der Saualpe in Kärnten zuerst entdeckte Mineral Zoisit benannt. Mitghed des Zoisschen Kreises von Vertretern der Aufklärung war auch der Franzis- kaner und spätere welthche Geistliche, als slowenischer Dichter bekannte Valentin Vodnik (1758-1819). Dieser arbeitete mit seinem Mäzen auch in Sachen der geolo- gischen Wissenschaften zusammen. Ende des achtzehnten Jahrhunderts gab es Meinungsverschiedenheiten um die Frage der Entstehung der Gesteine. Neptunisten und Vulkanisten standen sich mit ihren Auffassungen gegenüber. Ein eifriger Verfechter der vulkanistischen Theorie war der in Sibiu (Hermannstadt) lebende J. E. Fichtel (1732-1795). Wie er in seinem 1794 in Wien erschienenem Buch Mineralogische Aufsätze beschrieben hat, sehten Triglav, Vršac und die anderen umhegenden Bergkuppen des Triglavgebirges aus magmato- genem massivem Urkalk bestehen, dagegen käme der Versteinerungen enthaltende und im Meer abgelagerte geschichtete Kalk nur in deren unteren Lagen vor. Aber Zois sah es anders. Seiner Auffassung nach sollte sich der gesamte das Triglavgebirge aufbauender Kalk einst im Meer abgelagert haben. Dazu brauchte er Beweise. Im August 1795 organisierte er eine Expedition auf das Triglavgebirge. Da er wegen seines schlech- ten Gesundheitszustandes an eine Teünahme nicht mehr denken konnte, vertraute er die Führung der Expedition Valentin Vodnik an, der damals Seelsorger in der im Bereiche des Triglavgebirges hegenden Ortschaft Koprivnik war. Nicht nur unterwegs, auch auf dem Berggipfel Vršac selbst wurden Versteinerungen gefunden. Ferner konnte noch Vodnik mit dem Fernglas feststehen, daß auch der Triglav, der höchste Gipfel des nach ihm benannten Gebirges, aus geschichtetem Kalk gebaut ist. Im Septem- ber desselben Jahres organisierte Zois ene neue, diesmal aus seinen Bergleuten be- stehende Expedition, der sich unerwartet auch Vodnik anschloß. Dabei wurden Ver- steinerungen auf den Höhen des Triglav gesammelt. Nun konnte einwandfrei bewiesen werden, daß der gesamte das Triglavgebirge aufbauende Kalk eine Meeresablagerung darstellt, zugleich konnte auch die Deutung von Fichtel verworfen werden. 564 Ernest Faninger Im Zusammenhang mit der im August 1795 durchgeführten Expedition entstand aueh Vedniks Ode Vršac. Es wird darin nicht nur die Schönheit der Bergwelt besun- gen, auch das Siegesbewustsein ist deuthch zu spüren, daß ihnen ihr Vorhaben ge- lungen war, um dessentwihen sie sich auf den Weg begeben hatten. Die entsprechende Strophe hat in der deutschen Übersetzung aus dem Slowenischen folgenden Wort- laut: Kahler Berge Felsenkerne Schicht auf Schicht sind aufgestuft Komm du, Maurer, her und lerne! so der ew'ge Meister ruft. Es ist nicht schwer zu erraten, daß mit dem ,Maurer' hier der Geologe Fichtel gemeint ist (Rus, 1933; Kos, 1970, 33-54, 1988, 61-62). Literatura Kos, J. (urednik) 1970: Marko Pohlin, Žiga Zois, A. T. Linhart, Valentin Vodnik, Izbrano delo. - Mladinska knjiga, Ljubljana. Kos, J. (urednik) 1988: Valentin Vodnik, Zbrano delo. - Državna založba Slovenije, 510 pp., Ljubljana. Munda, J. (urednik) 1986: Slovenski biografski leksikon 14^ Ljubljana. Rus, J. 1933: Triglav v herojski dobi geološke vede. - Geografski vestnik 9 (1-4), 94-106, Ljubljana. GEOLOGIJA 37, 38, 565-560 (1994/95), Ljubljana Mednarodni tečaj o uporabi seizmičnih metod pri raziskavah za ogljikovodike (Miramar pri IVstu, 8.-19. november 1993) International Course on Seismics for Hydrocarbon Exploration (Miramare, Trieste, 8-19 November, 1993) Andrej Gosar Geološki zavod Ljubljana Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko Dimičeva 14, 1000 Ljubljana, Slovenija V dneh od 8. do 19. novembra 1993 je bh v Miramaru pri Trstu tečaj o uporabi seizmičnih metod pri raziskavah za ogljikovodike v okviru nadaljevalne mednarodne šole uporabne geofizike (International Course on Seismics for Hydrocarbon Explora- tion, Advanced International School of Exploration Geophysics). Tečaj sta organizi- rala Mednarodni center za znanost in visoko tehnologijo (International Center for Science and High Technology - ICS) in Mednarodni inštitut za zemljo, okolje, morske znano- sti in tehnologijo (International Institute for Earth, Environmental and Marine Sciences and Technologies) pod pokroviteljstvom organizacije UNIDO (United Nations Indu- strial Development Organization) in v sodelovanju z Inštitutom za geodezijo in geo- fiziko Univerze v Trstu. Tečaja, ki je bh namenjen predvsem kandidatom iz držav v razvoju, se je ude- ležbo 16 slušateljev z vsega sveta (Argentina, Brazilija, Kitajska, Indija, Rusija, Etio- pija, Madagaskar, Turčija, Grčija, Bolgarija, Madžarska in Slovenija). Iz Slovenije sva se tečaja udeležila Boris Tomšič in Andrej Gosar z Inštituta za geologijo, geotehni- ko in geofiziko. Prvemu je krh stroške organizator tečaja (ICS), drugemu pa Univer- za v Trstu s štipendijo za sodelovanje z raziskovalnhni organizacijami iz vzhodne Evrope. Na tečaju, ki so ga vodih prof. I. Finetti (Univerza v Trstu), prof. F. Rocca (Mi- lanska politehnika) in prof. A. Forti (ICS), je predavalo enajst predavateljev z razhčnih inštitutov Univerze v Trstu, Geofizikalnega observatorija iz Trsta (Osservatorio Geo- fisico Sperimentale) in Mhanske politehnike. Tečaj je obsegal 60 ur predavanj in vaj in je bh sestavljen iz treh sklopov: - terenski postopki in obdelava podatkov, - interpretacija seizmičnih profilov, - modehranje in inverzija seizmičnih podatkov. V okviru teh sklopov so predavatelji obdelah naslednje teme: 566 Andrej Gosar - osnove seizmičnih metod, - terenski postopki pridobivanja podatkov, - 2D seizmika, - 3D seizmika, - obdelava refleksijskih in refrakcijskih seizmičnih podatkov, - osnove, - napredne metode, - migracija, - DMO (Dip Move Out), - VSP (Vertical Seismic Profihng), - tomografija in inverzija seizmičnih podatkov, - modehranje, - interpretacija, - teorija, - seizmična stratigrafija, - analiza tektonskih stilov, - analiza razvoja bazenov in tektonsko-sedimentacijska rekonstrukcija. Večina predavateljev je pripravila obsežne pisne povzetke svojih predavanj, ki bodo zelo koristni pri nadaljnjem študiju. Teme iz obdelave in interpretacije seizmičnih podatkov so obsegale tudi praktične vaje v računskem centru Inštituta za geodezijo in geofiziko na delovnih postajah HP Apollo (programski paket HGS Galaxy) in Sun (programski paket Landmark). Naslov tečaja je obetal predvsem obravnavo seizmičnih metod pri raziskavah za ogljikovodike, vendar so bile enakovredno zastopane tudi druge aplikacije. Poseben poudarek je bil na visokoločljivostnih metodah pridobivanja in obdelave podatkov. Obravnavane so bile raziskave zelo razhčnih globinskih dosegov, od zelo phtvih za potrebe geotehnike in zaščite okolja do projektov raziskav globoke zemeljske skorje. Tokratni tečaj o uporabi seizmičnih metod v okviru mednarodne šole uporabne geofizike je bil izveden prvič, odtlej pa naj bi bil organiziran redno, pri čemer se bodo vodilne teme spreminjale. V letu 1996 bo drugi tečaj, na katerem bo poseben pouda- rek na uporabi seizmičnih metod pri varnostnih študijah za jedrske centrale. Na tem tečaju bodo sodelovah predavatelji iz italijanskih in tujih organizacij (Agencija za atomsko energijo z Dunaja), ki se ukvarjajo s tovrstno problematiko. Ker je refleksijska seizmična metoda ena najpomembnejših pri strukturnih raziskavah lokacij jedrskih central in pri oceni potresne varnosti, bo tečaj vsekakor zanimiv tudi za nas. Poleg tečaja je pred- videna tudi vzpostavitev dolgoročnejšega sodelovanja, ki bo raziskovalcem iz držav v razvoju omogočho delo na inštitutih Univerze v Trstu pri študiju razvoja sedinient- nih bazenov, uporabe modernih metod pri oceni potresne varnosti lokacij jedrskih central in razvoja visokoločljivostnih geofizikalnih metod (integracija refleksijske seizmike in večkanalnega radarskega snemanja). NOVE KNJIGE - BOOK REVIEWS Jürgen Ehlers: Allgemeine und historische Quartärgeologie. Izdaja v nem- škem jeziku 1994, 358 strani, 176 slik in skie ter 16 tabel, broširana, Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart, ISBN 3-432-25911-5, 98 DEM. Knjiga je namenjena predvsem raziskovalcem kvartarja, ki preučujejo sedimen- te, odložene v razhčnih ledenih dobah, in pojave, povezane s poledenitvami. Opira se predvsem na podatke raziskav v Nemčiji, ne zanemarja pa tudi podatkov iz sever- ne in srednje Evrope. Posebej omenja tudi podatke raziskav globokomorskih sedimentov v Tihem in Atlantskem oceanu in podatke raziskav ledenega pokrova na Grenlandiji. Knjiga je razdeljena na 17 poglavij, a zadnja 3 poglavja vsebujejo le obširen spi- sek literature ter vire za shke in tabele v knjigi. V uvodnem poglavju obravnava probleme v zvezi z določitvijo meje med plioce- nom in pleistoeenom. Po Shackletonu (1990) naj bi se začel pleistocen pred 1,77 mihjoni let, kar je bilo potrjeno tudi na kongresu INQUA v Moskvi leta 1982. Po podatkih nekaterih raziskav fosilne flore in favne pa se pojavijo prve hladnodobne obhke flore in favne v sedimentih Nemčije in Nizozemske že pred 2,44 mihjoni let in je torej meja negotova. V tem poglavju obravnava tudi vzroke poledenitev in menjavo hladnih in toplih obdobij. Po Milankovičevi teoriji naj bi poledenitve povzročale spremembe v kroženju zemlje okoh sonca in spremembe nagiba zemeljske osi. To pa je le eden od vzrokov. K poledenitvam so vsekakor vehko prispevah tektonski premiki v terciarju in dviganje gorovij, premiki kontinentov, padec vsebnosti CO2 v ozračju, spremembe v kroženju oceanskih tokov. Raziskovalci donmevajo, da vsakih 250-300 milijonov let naše osončje naleti na svoji poti po galaksiji na območja gostega galaktičnega prahu, ki znatno zmanjša sončno sevanje in s tem povzroči močne ohladitve na zemlji. V drugem poglavju obravnava dinamiko sodobnhi ledenikov. Podatki, ki so jih dobhi z njihovim preučevanjem, nam služijo kot osnova za raziskave pleistocenskih polede- nitev. Sedaj je na zemlji 14,9 milijona km^ prekritih z ledom, od tega v Alpah le 3600km^. V tem poglavju omenja tudi problem določitve meje večnega snega v gorah. Po njegovem jo je mogoče natančno določiti na sodobnih ledenikih. Pomeni pa tisto ravnotežno območje, kjer je letni prirastek ledu zaradi padavin enak kohčini raztopljenega ledu. Višina te meje je odvisna od geografske širine, padavin in izpostavljenosti sončnemu obsevanju. V naslednjih treh poglavjih podrobneje opisuje ledeniške in fluvioglacialne sedi- mente, ki so nastah v razhčnih obdobjih kvartarja, ter sedimente in pojave zunaj poledenitvenega območja, ki pa so jih povzročih ledeniki. Pri tem opozarja na bese- do morena, ki je morfološki pojem. Pod pojmom morena povečini označujemo sedi- mente, ki so jih odložili ledeniki, kar pa ni ustrezno. Predlaga pojem morenski mate- rial ah morenski nanos. Poleg podrobnega opisa sestave ledeniških nanosov v severni 568 Nove knjige Nemčiji in sosednjih državah obravnava tudi sedimente, ki so jih nanesle ledeniške vode pod samimi ledeniki oziroma zunaj njihovega roba. Posebej obravnava sestavo razhčnih prodnih zasipov in terase vzdolž nemških rek. Pojem terasa pomeni v bistvu morfološko obliko in se ne sme uporabljati kot htostratigrafski pojem. Namesto tega naj bi uporabljah pojem terasni prodni zasip. Na kratko se dotakne tudi eolskih sedimentov, ki so se v poledenitvenih dobah odlagah na obrobju poledenelega ozemlja v severni Evropi. Podrobneje opiše le na- nose puhliee v Nemčiji. V šestem poglavju dokaj obširno obravnava kvartarne morske sedimente ter pro- blem nihanja morske gladine v glaeialnih in interglaeialnih obdobjih. Podrobneje na- vaja podatke novejših raziskav globokomorskega mulja v Tihem in Atlantskem ocea- nu. Na osnovi anahz vsebnosti izotopa v lupinah planktonskih in bentonskih foraminifer je bilo namreč mogoče določiti sosledje hladnih in toplih obdobij za ce- lotni pleistocen oziroma še za zgornji phoeen. Vsebnost izotopa v morski vodi se je nanireč zvišala zaradi povečane prostornine ledenikov in s tem zmanjšane prostornine morij ter nižje temperature morske vode. Geokronološko razčlenitev sosledja pleisto- censkih hladnih in toplih obdobij pa so omogočih podatki izotopnih anahz izvlečenih jeder globoko morskega mulja ('^C, Кдг) in podatki paleomagnetnih raziskav. Sedmo poglavje vsebuje opis sedimentov pleistocenskih toplih obdobij, intergla- cialov in interstadialov ter pregled sprememb vegetacije, živalstva, preperevanja kamnin in nastanka tal zaradi menjave hladnih in toplih obdobij. Podrobneje opisuje procese nastanka tal v toplih obdobjih ter razhčne tipe tal. Na koncu poglavja se dotakne tudi sledov človekove dejavnosti, ki so se ohranih v pleistocenskih sedimentih. Opozarja, da na osnovi ostankov človeških kultur (artefaktov) ni mogoče zanesljivo stratigrafsko razčleniti pleistocenskega obdobja. Kulture so se namreč izredno počasi širUe iz enega območja na drugo, tako da jih geokronološko ni mogoče poistovetiti. V osmem, devetem in desetem poglavju je prikazan potek poledenitev v severni Evropi, v Alpah in nemškem sredogorju. Na Nizozemskem, pa tudi v Nemčiji so na osnovi rezultatov paleobotaničnih raziskav debehh plasti jezerskih, barjanskih in delno morskih sedimentov sprejeh razčlenitev pleistocena na 6 hladnih in 5 vmesnih toplejših obdobij oziroma kompleksov. Vsak od teh pa vsebuje več hladnih in toplih stadijev. Najstarejše hladno obdobje, Prätegelen sega po Gibbardu (1991) 2,5 milijona let na- zaj, kjer naj bi bila tudi meja med pleistocenom in phocenom. Jasne sledove polede- nitev pa je v Nemčiji, Poljski in Danski pustüa elsterska ledena doba, ki jo uvrščajo v zgornji del srednjega pleistocena. Razčlenitev pleistocena sloni v Alpah na morfostratigrafiji, osnovala pa sta jo Penck in Brückner. Ugotovila sta 4 poledenitve (günz, mindel, rüss in würm) in 3 vmesna topla obdobja. Le za tri poledenitve sta našla odgovarjajoče morene in z njimi pove- zane fluvioglacialne prodne zasipe oziroma prodne terase. Kasneje sta Weinberger (1950) m Kohl (1958) ugotovila ustrezne sedimente četrte ledene dobe v Avstriji. Eberl (1930) in Schaefer (1956) sta ugotovila fluvioglacialne zasipe še dveh starejših hladnih dob (donav in biber). Pleistoeenski sedimenti niso v alpskem prostoru nikjer v celoti ohranjeni, zato je razčlenitev pleistocena v Alpah negotova. Danes se poleg morfostratigrafske meto- de v Alpah vse bolj uveljavljajo lito- in biostratigrafske ah paleomagnetne metode, ki jih je mogoče uporabiti v drobnozrnatih jezerskih in barjanskih sedimentih, odloženih v globokih, tektonsko pogojenih udorinah. V desetem poglavju se na kratko dotakne tudi sledov pleistocenskih poledenitev v nemškem sredogorju. Juri, Schwarzw^aldu in Vogezih. Book reviews 569 V enajstem poglavju podrobno obravnava razvoj rečnih tokov v Nemčiji, Donave, Maine, Mosele, Rena, Elbe in Odre. Le-tega je mogoče slediti na osnovi položaja ohranjenih rečnih teras in sestave prodnega zasipa v teh terasah. Na območju Du- naja je bho ugotovljenih 7-8 razhčnih prodnih zasipov, ki naj bi nastah v hladnih ob- dobjih, vendar jih ni mogoče neposredno povezati s poledenitvami v Alpah. Van Hu- sen (1983) poudarja, da se povečano nanašanje proda v rečnih dolinah začne z vsakim poslabšanjem khmatskih razmer v gorovju in s tem povezanim umikom vegetaeije v nižine. Zaradi povečane erozije na golih pobočjih gora nanašajo namreč hudourniki v reke vehke kohčine proda, katerega le-te nato prenašajo navzdol. Severonemške reke so prvotno tekle proti severu, nato pa so se zaradi tekton- skih premikov in poledenitev v starejšem in srednjem pleistoeenu preusmerhe proti vzhodu (Elba, Odra). Zaradi zajezitve na robu eelinskega ledenega pokrova so natala obsežna jezera, v katerih so se odložhe debele plasti jezerskih sedimentov. V splošnem so eelinski led in ledeniške vode povsem preobhkovale severnonemško pokrajino. V dvanajstem poglavju na kratko obravnava eolske sedimente v Nemčiji in Avstriji. Omenja profh pri Kremsu v Avstriji, ki obsega 45 m debele hladnodobne puhhčne sedimente. Fink in Kukla (1977) sta razčlenha celoten profil na 16 plasti fosilnih tal, ki so nastale v toplih obdobjih, in na 15 vmesnih plasti puhhce. Na osnovi podatkov paleomagnetnih meritev naj bi celoten profil obsegal milijon let. V trinajstem poglavju primerja evropske razčlenitve pleistocena z razčlenitvami drugod po svetu. Pri tem ugotavlja, da Penck-Brücknerjeve alpske razčlenitve plei- stocena, ki sloni na morfostratigrafiji, ni mogoče prenesti drugam. Prav tako je ni mogoče uskladiti s stratigrafsko razčlenitvijo globokomorskih usedlin. Zato so raziskovalci, ki delujejo v okviru IGCP - projekta 24: Quaternary Glaciations in the Northern Hemi- sphere, predlagah, da kaže Penck-Brücknerjevo razčlenitev pleistocena opustiti. Mnogo zanesljivejša je razčlenitev pleistocena, ki sloni na osnovi raziskav globo- komorskega mulja oziroma anahz izotopa lupin foraminifer v usedlinah. Podatki teh raziskav namreč omogočajo slediti klimatskim spremembam skozi vse obdobje plei- stocena oziroma 1,5 mhijona let nazaj. Enakovredne podatke nudijo raziskave de- belih plasti kopenskih sedimentov v Kolumbiji ter puhlični sedimenti na Kitajskem in v centralni Aziji, ki prav tako obsegajo celotno pleistocensko obdobje. Na koncu poglavja opozarja, da je mogoče slediti starejše poledenitve tudi na Islandiji. Tako tam razhkujejo glacialne sedimente 18 poledenitvenih dob, ki jih je bho mogoče zelo točno geokronološko opredeliti z izotopskimi in paleomagnetnimi preiskavami vmesnih plasti vulkanskega pepela. Notranji ledeni pokrov je po teh podatkih obstajal že pred 2 milijonoma let. V štirinajstem poglavju je podan kratek pregled dosedanjih raziskav kvartarja vključno s holocenom. Pri tem poudarja, da lahko na osnovi poznavanja vzrokov številnih, tudi zelo kratkotrajnih khmatskih nihanj v pleistoeenu predvidimo razvoj klime tudi v bodočnosti. Pri tem ima posebno vlogo naraščanje vsebnosti CO2 v atmosferi. Ta povzroča učinek tople grede, s čimer vpliva na splošno zvišanje temperature na zemlji. Knjigi je na 40 straneh dodan obširen seznam literature; koristen bo vsem razisko- valcem kvartarja, ki želijo poglobiti svoje znanje. Ljubo Žlebnik 570 Nove knjige Renato Vidrih & Va sja Mikuš: Minerali na Slovenskem, 1995, 1. izdaja. Tehniška založba Slovenije, 211 fotografij, 22 risb, 379 strani, vezano, format knjige 19,5 X 13em, Ljubljana ISBN 86-365-0184-9. Avtorja knjige, Renato Vidrih in Vasja Mikuš (v nadaljnjem tekstu V & М) sta navdušena zbiralca mineralov in kamnin, ki sta jih številne že sama našla in nabrala. Pregledala sta tudi naši največji javni zbirki, predvsem mineraloško zbirko pri Odseku za geologijo Univerze v Ljubljani, zbirko Prirodoslovnega muzeja v Ljubljani in nekaj privatnih zbirk. Sad njunega prizadevanja je knjiga, ki nam v besedi in shki opisuje lepoto prek 100 mineralov, ki so bili najdeiü na Slovenskem in so vidni s prostim očesom. Opremljena je z izvrstnimi fotografskimi posnetki mineralov. Ker je avtor večine fo- tografij Marjan Grm, menim, da bi tudi njemu pripadalo soavtorstvo. Knjiga je poljudne narave. Avtorja sta jo razdelila v dva dela. V prvem delu opi- sujeta splošne lastnosti kristalov (str. 17-60): pogoje za njihov nastanek, njihovo notranjo zgradbo, zunanjo obhke, njihov kemizem in fizikalne lastnosti. V drugem delu sta podala pregled njima znanih mineralov v Sloveniji (str. 61-333). Pri tem se držita klasifika- cije mineralov po njihovi kemijski sestavi in strukturi, kar je osnova sistematične mineralogije. Na koncu je dodan Slovarček s kratkimi opisi drugih mineralov in poj- mov, ki v tekstu niso omenjeni (str. 334-358). Glavni namen knjige je predstaviti znane minerale na ozemlju današnje Slovenije in opisati njihove lastnosti in posebnosti v preprostem jeziku, ki mora biti razumljiv vsakomur, tudi nestrokovnjakom. To je težka in odgovorna naloga, ki vsekakor zasluži pohvalo. Vendar pa sem pri branju knjige naletela na precej stvari, s katerimi se ne morem strinjati. Moje opombe se nanašajo v glavnem na petrografsko tematiko, splošnega značaja pa so: nesprejemljivo slovenjenje mednarodno uveljavljenih imen mineralov, včasih nerodno opisovanje njihovega kemizma in naštevanje drugih že zastarelih imen mineralov, nekatera imena pa so celo prevodi iz tujejezičnega okolja. Menim, da s slo- venjenjem lahko zabrišemo pravo ime raziskovalca, geografski izvor in še kakšno značilnost minerala, kar je razvidno iz njegovega imena: to pa je tudi del njegove identitete. Slovenjenje nujno zahteva dobro poznavanje izgovarjave in razumevanje tujega jezika, sieer lahko pride do nesmiselnih besed. V tekstu je najti vrsto slabo razloženih pojmov, nekateri pa so celo napačni. V nadaljevanju naj navedem nekaj značilnih primerov. Številni minerah in kamnine so poimenovani po zaslužnih osebnostih, zlasti mi- neralogih raznih narodnosti, deloma tudi po krajih dežel, kjer so bili ustrezni vzorci prvič najdeni. V naši praksi smo se doslej večidel držah poimenovanja v izvirni pi- savi. Tudi v mednarodni strokovni hteraturi jih najdemo označene tako. V & M sta v svoji knjigi vsa taka imena na željo založbe posIovenUa, vendar za te spremembe nosita odgovornost sama! Pisala sta imena mineralov tako, kot jih izgovarjamo mi, Slo- venci. Slovenski pravopis, 1962, Ljubljana, pa navaja na str. 49: »Pri navajanju tujih tekstov, zlasti še imen, se zato ravnamo po tehle načelih: Strogo znanstveni zapis največkrat upošteva izvirne pisave, pri prepisu pa z vso grafično natančnostjo prenaša črke z vsemi diakritičnimi znamenji, v poljudni rabi pa brez njih.« Navajam nekaj primerov slovenjenja imen mineralov. Mineral goethit je poimenovan po J. W. ven Goethe-ju. Udomačeni izraz je getit, kar bi lahko izpeljah tudi iz židovskega geta. Zlasti težko je sloveniti francoske bese- de. Mineral descloizit je imenovan po francoskem mineralogu A. Des CIoizeaux-ju. Ime minerala se pravilno izgovarja dekiwazit, poslovenjen po V & M je napačno deskloi- zit. Pravilno poimenovanje zoisita in klinozoisita - po našem Ž. Zoisu - je poslovenjeno Book reviews 571 kot cojzit in klinocojzit. Napačno je slovenjen zeolit heulandit kot hevlandit. Mineral je imenovan po angleškem zbiralcu mineralov H. Heuland-u, ki se izgovarja hjulend, pravilno slovenjeno ime pa je hjulendit. Pri berilu sta navedeni kot drugi imeni bixbyit in biksbit. Vendar je bixbyit manganovo-železov oksid, bixbit pa je redek kosmulja- stordeč različek berila. A slovenjena sta oba minerala samo kot biksbit, avtorja sta ju skupaj napisala dvakrat narobe: enkrat pri berilu in nato še v Slovarčku. Pri mi- neralu valentinitu pa sta drugi imeni malo rabljeni exitilit in eksitilit; pravilno pa je samo exitelit. Vendar s tem spisek slabo slovenjenih mineralov še ni končan. Obstaja pa skupi- na mineralov, kjer se je slovenjena oblika že udomačila, npr. boksit namesto bauxit, avripigment namesto auripigment. V knjigi jih je kar nekaj, ti bodo ostah. Slovenjenju za vsako ceno mora napraviti konec ustrezna skupina strokovnjakov, ki naj bi postavha tudi neka splošna načela, kaj lahko slovenimo in kaj ne. Glede »drugih imen« mineralov pa tole. Pri nekaterih res uporabljamo npr. za halkozin kuprein, kuprit, redrutit. A zastarelih imen v tej knjigi nima pomena navajati. Stara domača slovenska imena, kot grintavec za dolomit, krvaveč za hematit ali težec za barit, pa je zanimivo poznati; avtorja sta to tudi upoštevala. Ni pa prav, da sta tem imenom včasih dodala še slovenjena tuja lokalna imena, npr. za avripigment: kraljevo rumena = Königsgelb, perzijska rumena = Persischgelb in opojno rumena = Rausch- gelb. Taka lokalna imena povzemata V & M večinoma iz nemškega mineraloškega leksikona Strübla m Zhranerja, iz leta 1982, a јШ pogosto slabo prevedeta. Nesprejemljiva je tudi zbirka drugih imen pri kremenu: kvarc (iz nemškega Quarz ah angleškega quartz), Zepterquarz (v nemščini se zaenkrat pišejo imena z vehko začetnico in v tem prime- ru še skupaj) zapisano zepter quarz in še huje cepter kvarc je jezikovno poshstvo. Fonetično napisana nemška imena niso nobena druga imena, npr. raukvarc ni nič, pravilno je samo Rauchquarz, ki se izgovarja kot rauhkvare. Če bi avtorja že hotela navajati tudi tuja imena, naj bi to napravila z opombo, npr.: quartz (angl. in franc.), Quarz (nem.). Pri opisu kremena je po avtorjih to najbolj razširjen mineral na zemlji. Vendar so v Zemljini skorji najpogostnejši minerah skupine glinencev z 58 vol. %; slede piro- kseni in amfiboh s 13 vol. % in nato šele kremen z 11 vol. %. Kremen je zato bistve- na sestavina številnih kamnin. Pač pa je v zemljini skorji od vseh oksidov največ si- licijevega dioksida, ki ga je vezanega in prostega okoh 60 utež. %. Kristah kremena so najbolj razširjeni in občudovani minerah alpskih razpok. Zbiralcem mineralov gre mnogo zaslug, da so jih v zadnjih letih odkrih tudi v raznih krajih Slovenije. Minera- lizacija alpskih razpok se loči od drugih hidrotermalnih procesov, ker raztopine niso vezane na preostanek talin. Vroče raztopine so spirale material same prikamnine in ga ponovno odlagale kot kristale v razpokah in votlinah, kjer so kristah lahko prosto rastli. Najbolj spektakulären mineral tega nastanka je poleg števhnih drugih kamena strela. Mineralizacija alpskih razpok je lahko potekala v sedimentnih in metamorfnih kamninah - ne samo v magmatskih - in je vezana na razpoke, ki so nastajale med gorotvornostjo. Ker so alpske razpoke tako pomembno nahajahšče lepo razvitih kri- stalov, bi jih bilo treba omeniti že v tekstu, najmanj pa v Slovarčku. Avtorja omenjata kremen tudi zaradi njegove piroelektrične lastnosti. Toda kre- men je pomemben predvsem v elektrotehniki zaradi svojih piezoelektričnih lastnosti. Značhen in tehnično uporaben po svoji piroelektričnosti pa je turmalin. Pri kreme- novem razhčku ametistu je omenjeno, da je vzrok njegove vijohčaste barve majhna primes trivalentnega železa. Vendar je potrebno poleg tega tudi dovolj časa trajajoče obsevanje z žarki gama, ki razen drugih sprememb spremeni tudi del trivalentnega 572 Nove knjige železa v štirivalentnega. Ta pa zasede prostor silicijevega iona. Pri teh vrstah obar- vanja ne gre torej samo za mehanske primesi, ki bi dale mineralu barvo. Pri vsakem od naštetih mineralov je podana tudi njegova formula, ki nam pove kemijsko sestavo. V & M naštejeta v formuh navedene kemijske elemente še z bese- dami, kar je pri mineralih z zapleteno sestavo kar celovrstično (strani 289, 291 in 292) in povsem odveč. Cému služi z besedami izražen kemizem minerala rogovače: natrijev kalijev kalcijev magnezijev železov aluminijev hidroksi alumosilikat? Za komphcirano grajene silikate, ki vsebujejo (OH) ion, V & M pri navajanju kemijske sestave pogo- sto uporabljata izraz »hidroksi«, kar ni pravilno. Primer za zoisit je: kalcijev alumi- nijev hidroksi alumosilikat. Pogosto pa ta hidroksi kar izpustita npr. pri lojevcu in stavrolitu. V tuji hteraturi pa pišejo o silikatih z (OH) skupino ali z (OH) ionom, ki ga imenujejo tudi »hidroksil«. Silikate z (OH) ionom smo do sedaj pri nas označevah tudi kot hidrosihkat. Klorit vsekakor ni kloritoid, s katerim ga V & M kar enačita. Skupina kloritov spada k monoklinskim Mg-Fe-Al filosilikatom, ki sebujejo (OH) skupino in so zelo spremenljive sestave. Kloritoidi pa pripadajo Fe-Al nezosilikatom s tetraedru tujim ionom in (OH) skupino ter so triklinski in monoklinski. Kemijska formula ustreza kloritovi, formula med tekstom pa kloritoidovi sestavi! Klorit ima v procesu regionalne metamorfoze zelo široko območje kristahzaeije v odvisnosti od kemijske sestave edukta. Na Pohorju pa kristahzira tudi kloritoid. Njegovi potektonski in številni drobni blasti so kristahzirah v filonitu, ki doseže precejšnjo debehno. Kloritoid je pomemben kazalec tlaka in tem- perature pri regionalni metamorfozi. Mineral stavrolit, ki vsebuje (OH) skupino, vsekakor ni alumosilikat, temveč je aluminijev sihkat! Stavrohtovi spremljevalci so pravilno navedeni. V zadnjem odsta- vku pa je omenjeno, da nastopa stavrolit skupaj z lojevčevimi skrilavci, kar ni možno! Stavrolit je značhen mineral metapelitov. Lojevec pa je magnezijev mineral in tega elementa je za njegov nastanek v metapelitih premalo. Drobni mastni agregat, v ka- terem je najden stavrolit, je zelo verjetno serieit ali muskovit. Korund, najden na Pohorju, ni primarni mineral, temveč mikrokristalni agregat bolj ah manj retrogradno spremenjenega ekiogita. Le redko še vidimo, da raste po prvotnem distenu, ki ga nadomešča. Najdemo ga tudi v drobnih laminah in ne v pla- steh, kjer predstavlja tektonsko razvaljan agregat korunda. Kljub temu, da je redek, ga lahko prepoznamo po njegovi rožnati barvi. Korund je omenjen tudi v zvezi s kon- taktnometamorfnim mineralom margaritom, ki naj bi nastal s preperevanjem korun- da (!). Korund kristahzira pri visoki stopnji metamorfoze in je tudi magmatski mine- ral. Zaradi svojih lastnosti spada med žlahtne kamne, je pa tudi abrazivno sredstvo. Torej je zelo obstojen in ne prepereva, pač pa stopa v metamorfne mineralne reakcije. Margarit ni kontaktnometamorfni mineral, temveč nastaja med regionalno metamor- fozo in lahko kristahzira v zelo širokem območju tlaka in temperatur, predvsem iz metalaporjev. Margarit je kalcijeva sljuda, ki je po videzu zelo podobna margaroditu in je kalijevo-natrijeva sljuda. Pri naštevanju mineralov, najdenih v Sloveniji, so nekateri minerah označeni, kot da bi büi enakovredni. V nekaterih primerih je to pravilno, npr. za kremen-citrin, kar pa ne velja za primer bronzit-bastit. Oba minerala sta v tekstu sicer pravilno opre- deljena. Vendar je bronzit visokotemperaturni magmatski mineral, bastit pa je pro- dukt nizkotemperaturne hidrotermalne retrogradne spremembe, ki je popolna orien- tirana psevdomofroza po bronzitu. Omfacit je poleg granata bistveni mineral eklogitov. Da monoklinski piroksen lahko pravilno označimo za omfacit, mora ta vsebovati več utežnih odstotkov natrijevega Book reviews 573 oksida. Primes kromovega oksida obarva omfaeit živozeleno. V različkih eklogita, ki vsebujejo manj aluminija in več železa, pa je celotna kamnina temnejša in sta zato temnejša tudi njen omfacit in granat. Wollastonit je kontaktnometamorfni mineral, ki kristalizira v razmerah regionalne metamorfoze le v posebnih primerih. Če je med regionalno metamorfoziranhni marmorji nad Vitanjem pravilno določen, zasluži posebno pozornost! Nepravilno je razložena zveza med monoklinskim klinozoisitom-epidotom (str. 268) m zveza rombičnega zoisita z epidotom (6. m 7. vrstica teksta na str. 270). Vsi ti rrünerah so kalcij e vo-aluminij evi shikati z (OH) skupmo hi z zapleteno strukturno zgradbo. Vehka večina monoklinskih razhčkov gradi trdne mineralne raztopine v poljubnem razme- rju med obema končnima členoma: klinozoisitom in epidotom. V epidotu je del alu- minija zamenjan z železom in odtod izvira njegova bolj ali manj intenzivno rumeno- zelena barva. Klinozoisit je svetel, ker skoraj ne vsebuje železa. Mineral zoisit pa je rombičen in predstavlja polimorfno obhko khnozoisita. Kristahzira v visokometamor- fnih razmerah. Vrsta monoklinskega klinozoisita-epidota je značilna za regionalno metamorfozirane zelene skrilavce. Navedene mineralne različke s Pohorja lahko ločimo optično, če so le dovolj vehki. Na str. 302 je omenjena kristahzacija biotita na Kranjski rebri. Verjetno gre za stilpnomelan. Pri opisu vsakega minerala so poleg domačih najdišč običajno izčrpno navedena še tuja. Ker knjiga opisuje slovenske minerale, tuja ne spadajo vanjo! V Slovarčku so pojmi, med katerimi so nekateri narobe, številni pa slabo tolmačeni, kar velja za dobršen del celotnega teksta. Samo nekaj primerov: čizlakit (pohorska globočnina, ki je bha že temeljito raziskovana, ne pripada granodioritom), granit (magmatska kamnina-globočnina !), hidrotermalne raztopine (pravilno: vodne razto- pine, bogate z mineralno snovjo), kloritno-amfibolitni skrhavec (pravhno: kloritno- amfibolov skrilavec), klivaža (clivage, franc., cleavage, angl.); pravilno slovenjeno je klivaž. Knjiga je izrazito mineraloška, avtorja pa navajata petrološki pojem klivaža, po naše cepljivost. Kristalografsko pa je to razkolnost mineralov vzdolž ploskev, ki so določene s strukturo kristala, značhna npr. za muskovit, piroksene in amfibole idr.) metamorfizem (je proces, v katerem trdne kamnine v trdnem stanju rekristahzirajo in se pri tem bolj ah manj deformirajo. Značilno je, da postanejo nekateri minerah neobstojni, a kristalizirajo drugi. Glavni vzroki sprememb so višji tlak in temperatu- ra, možen je tudi dotok snovi), parageneza (lepo slovensko ime je združba), pnev- matoliza (je sprememba kamnin zaradi delovanja plinov, vezanih na magmatsko akti- vnost); radioaktivni element (to je lastnost nekaterih nestabhnih elementov, da se spremene v druge elemente z oddajo pozitivno nabitega helijevega jedra = delec a, negativno nabitega elektrona = delec ß ali elektromagnetnega sevanja y); sljudnati skrilavci (kloritni skrilavci niso sljudnati skrhavci). Ni mi jasno, zakaj se avtorja pri razlagi osnovnih geoloških pojmov nista nasloni- la na pojmovno dobro dodelane tuje geološke slovarje. V Slovarčku pa manjkajo pojmi, ki niso razloženi spredaj med tekstom, mnogo pa jih je, ki v tekstu sploh niso omenjeni. Nekaj primerov: razdelnost mineralov (str. 29 in 31), ioni, kationi, anioni (str. 44), pasnatost (str. 46, verjetno conarnost), kristah- zirani minerah (str. 51; gre za prosto rastoče, lepo razvite minerale, in ne take, ki so drug drugega ovirah v rasti). Avtor tab. 1 na str. 20 ni Schneiderhörn temveč Sch- neiderhön. Ker so v tej tabeh navedeni nekateri sekundarni minerah, zakaj ni v njej bistvenih mineralov magmatske diferenciacije? Prvi opisani mineral v knjigi je samorodno zlato. Pojavlja se tudi v obhki tenkih 574 Nove knjige lusk, zrn ali večjih kosov (angl. nugget), ki jih prenaša voda in večinoma odlaga kot naplavljeno zlato. Prodnik za nugget ni ustrezen izraz. Slovenije za časa Phnija tudi še ni bilo! Strinjam se z mnenjem V & M (str. 287), da Pohorje ni dovolj raziskano. Vendar bi morala avtorja poznati in razumeti vsaj do sedaj raziskani material, večinoma objavljen v Geologiji; le-ta paje omenjena samo enkrat, in to letnik 1953! Nekaj od obravnava- ne snovi je büo objavljeno tudi v Proteusu in Rudarsko-metalurškem zborniku, Ljub- ljana. Ljubitelji-iskalei kristalov lahko mnogo pripomorejo tudi strokovnjakom. Obe dejav- nosti morata biti medsebojno povezani. Lep primer takega sodelovanja poznamo iz Avstrije. Lepo kristaliziranih mineralov ne iščemo le v najlažje dostopnih terenih, to je v kamnolomih in rudnikih (str. 23), temveč tudi v gozdu, na odmaknjenih goheah, pokritih z mahovjem in v težko dostopnih krajih. Avtorja R. Vidrih in V. Mikuš sta v knjigo o mineralih na Slovenskem vložha ve- hko truda, kar je hvale vredno. Žal je büo v tekstu napravljenih mnogo neodpustlji- vih napak, ki zahtevajo čimprejšnje popravke. To delo bo zahtevalo širše sodelovanje in razčiščenje tako problema slovenjenja imen mineralov kot nekaterih strokovnih pojmov in včasih tudi strokovne razlage. Ta kritična ocena naj bi bila predvsem spodbuda za nadaljnji korak k izboljšanju sicer dobro zasnovanega pregleda slovenskega mineralnega bogastva. Ana Hinterlechner-Ravnik 575 Navodila avtorjem GEOLOGIJA objavlja originalne znanstvene razprave in strokovna poročila iz geoloških in sorodnih ved. Njen osnovni namen je seznanjati domačo in tujo strokov- no javnost s sprotnimi stanji geološke nacionalne vede v Sloveniji in z dosežki tujih vrhunskih geologov v svetu. Rokopisi prispevkov naj praviloma ne bodo daljši od 50 tipkanih strani, v kar so vštete tudi slike, tabele in table. Le v izjemnih primerih (natisi habilitacijskih, doktorskih in magistrskih del) je možno ob predhodnem dogovoru z uredništvom tiskati tudi daljše prispevke. GEOLOGIJA izhaja praviloma enkrat letno v obsegu 40 do 45 avtorskih pol. Če pa bo uredništvo kdaj dobilo več prispevkov, bo revija izšla dvakrat ali celo večkrat letno. Vse prispevke recenzirajo domači in tuji vrhunski strokovnjaki in so avtorji dolžni njihovo pisno mnenje upoštevati ter svoje prispevke po potrebi tudi dopolniti. V želji, da bi z našimi izsledki v slovenski geološki vedi seznanjali čimširši krog strokovnjakov po svetu, bodo odslej vsi prispevki v GEOLOGIJI objavljeni pretežno v angleškem oziroma nemškem jeziku. Prispevke, ki obravnavajo snov slovenske geologije, morajo avtorji pripraviti vsaj v tretjini celotne vsebine za objavo v sloven- skem jeziku kot povzetke. Za prevode poskrbijo avtorji prispevkov sami, uredništvo opravi le jezikovne popravke. Prispevke je treba oddati uredništvu v dveh izvodih, napisani naj bodo praviloma s tiskalnikom (le izjemno s pisalnim strojem) in zapisani tudi na računalniški disketi. Rokopisi naj bodo napisani z dvojnim presledkom med vrsticami in s 3cm širokim levim robom, vsak odstavek naj se začne z umikom v desno. Za vsakim ločilom mora biti presledek. Pisci prispevkov naj imena citiranih avtorjev med besedilom prispev- ka in pri naštevanju literature podčrtavajo črtkano, imena fosilov (rod in vrsto) pa valovito. Vse drugo bo uredilo uredništvo. Naslovi prispevkov naj bodo kratki in naj ne presegajo 12 besed. Če je prispevek napisan v slovenskem jeziku, mora biti njegov naslov preveden tudi v angleški oziroma nemški jezik. Poleg avtorjevega polnega imena in priimka naj bo podano tudi njegovo mesto službovanja s polnim naslovom vred. Vsebine oziroma kazala pri normalno dolgih prispevkih ne objavljamo. Na začetku vsakega prispevka je treba napisati kratko vsebino oziroma abstract, ki naj ne presega tisoč tiskovnih znakov. Pri slovensko napisanih prispevkih mora biti kratka vsebina napisana v slovenskem in angleškem oziroma nemškem jeziku. V literaturi naj avtorji prispevkov praviloma upoštevajo le tiskane vire, rokopise naj navajajo v izjemnih in nujnih primerih z navedbo, kje so shranjeni. V seznamu literature navajajte samo v prispevku omenjena dela. Med besedilom prispevka citirajte samo avtorjev priimek brez inicialke njegovega imena (inicialko navajajte samo, če je več avtorjev z istim ali enakim priimkom), v oklepaju pa navajajte letnico izida navedenega dela in po potrebi tudi stran. Če navajate delo dveh avtorjev, izpišite med tekstom prispevka oba priimka (npr. Јиг^коу|ф_ &_Ogo_relec,_ 1991, 305), pri treh ali večih avtorjih pa napišite samo prvo ime in dodajte et al. z letnico (npr. Mlakar et al., 1992). Literaturo navajajte po abecednem redu. Primer citirane revije: Pleničar, M. 1993: Apricardia pachiniana Sirna from lower part of Liburnian beds at Divača (Triest-Komen Plateau). - Geologija,^^ 65-68, 1 fig., 1 pl., Ljubljana. Kendall, A^ C._ 1978: Subaqueous evaporites. In:_R._G. Walker (ed.), Facies models. - Geol. Áss' Canada, 159-174, Toronto. 576 Fabricius,_F., Friedrichsen, Н._& Jacqbshagen, Y. 1970: Zur Methodik der Palä- otemperatur-Ermittïung in Öbertrias und Lias der Älpen und benachbarten Medite- ran-Gebieten. - Verh. Geol. B. A., Jj^583-593, Wien. Primer citirane knjige: Flügel, E. 1978: Mikrofazielle Untersuchungsmethoden von Kalken. - Springer Verlag, 454 pp., Berlin. Crno-bele fotografije morajo biti izdelane na trdem belem gladkem papirju z visokim leskom. Le izjemno je možno objaviti tudi barvne slike, vendar samo po predhodnem dogovoru z uredništvom. Črtne risbe morajo avtorji oddati na prosoj- nem papirju ali na folijah. Risbe naj bodo izdelane izredno natančno. Zaradi enotno- sti risb uredništvo pri večini prispevkov na svoj strošek poskrbi za njihovo ponovno prerisavo. Pri pripravi črtnih slik obvezno upoštevajte zrcalo revije 12,6 x 18cm, zato pazite na velikost črk, znakov in debelino črt in imejte v mislih, da morajo biti ob morebitni pomanjšavi slik črke visoke najmanj 1 mm. Večjih formatov od omenjenega zrcala GEOLOGIJE ne tiskamo na zgib, je pa možno, da večje oziroma daljše slike natisnemo na dveh straneh (skupaj na levi in desni strani) z vmesnim »rezom« ali zgibom. Slike obeležite s številkami. V besedilu prispevka morate omeniti vsako sliko po številčnem vrstnem redu, uredništvo pa poskrbi, da bo natisnjena na odgovarjajo- čem mestu. Tabele napišite s tiskalnikom ali pisalnim strojem tako, da jih je možno neposred- no preslikati oziroma kliširati. Pri tem upoštevajte zrcalo revije in velikost črk ob morebitni pomanjšavi. Pri korekturah tabel ni možno več popravljati ali dopolnjeva- ti. Table pripravite v formatu zrcala naše revije, če jih je potrebno pomanjšati, podajte na njihovih slikah merilo ali ob že upoštevanem zmanjšanju navedite velikost predmetov v podnaslovu. Prostor na tablah čimbolj zapolnite in ne puščajte nepo- trebnih praznin. Podnaslove k slikam, tabelam in tablam, ki morajo biti pri dvojezičnih člankih tudi dvojezično napisani, avtorji priložijo na posebnih listih enega pod drugim. Zato teh podnaslovov ne pišete med besedilom prispevka. Številko slike in tabele napišite na levem praznem robu prispevka pri besedilu tam, kjer je le-ta omenjena. Podnaslo- vi naj bodo po možnosti čimkrajši. Korekture odtisov opravijo avtorji prispevkov, ki lahko popravijo samo tiskovne napake. Krajši dodatki ali spremembe pri korekturah so možne samo na avtorjeve stroške. Če avtor v določenem roku korektur ne vrne, le-te opravi uredništvo na avtorjeve stroške. Avtorji prejmejo 50 separatov brezplačno, za dodatno plačilo pa je moč naročiti še neomejeno število separatov. Uredništvo sprejema prispevke do vključno 30. junija v tekočem letu in se obveže, da bodo le-ti tiskani v treh mesecih. Avtorje prosimo, da prispevke pošiljajo na naslov uredništva. Geologija Geološki zavod Ljubljana Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko Dimičeva ul. 14 1000 Ljubljana Slovenija Uredništvo __577 Instructions to authors GEOLOGIJA issues authentic scientific papers as well as expert reports on the sphere of geological and related sciences, its main purpose being to appeal to the Slovene and foreign public and make it acquainted with the state of the national geologic science and the acquisitions of top experts in the geology domain of the world. The article scripts should not exceed the extent of 50 pages, figures, tables and plates included. Exceptions to this rule i.e. publication of longer articles (such as papers presenting higher university habilitation as well as master's degrees and doctor's theses) could be agreed upon on the basis of a preliminary arrangement made with the editorial board. GEOLOGIJA appears normally once a year comprising 40 to 50 author's sheets. Should the editorial board receive more articles, the periodical will be issued twice a year or even more. All the articles are subdued to a professional revision by eminent Slovene and foreign experts, moreover the authors of the articles are bound to take into consideration their written account and even to complete their contributions eventually. Aiming at a worldwide recognition of the latest discoveries in the field of Slovene geology bringing it thus closer to a larger circle of experts, we have envisaged a predominantly English and German version of the articles published from now on in the GEOLOGIJA review. The articles dealing with the issues on Slovene geology are supposed to have at least one third of the entire content published in Slovene in the form of an abstact. The translation is procured by authors themselves, the editorial board will secure the language corrections. Two copies of articles are to be delivered to the editorial office, written on computer (only exceptionally on a typewriter) and recorded on computer diskette as well. Double spacing and three cm left margins should be used, paragraphs starting with indent, each punctuation mark must be followed by space. The names of authors quoted in the text and in the bibliography should be underlined by a broken line while the names of fossils (species and genus) by a sinuous line respectively. The rest will be seen to by the editorial board. The title of the article should be rather short, not exceeding 12 words. In case of the article being written in Slovene language, there is a demand for the title being provided in English or German, as well. Besides the author's full name, his complete official address should be stated, too. The table of contents or the index following the articles of normal length are not published. The article should be preceded by a brief summary or abstract not surpassing 1000 print signs. Articles written in the Slovene language should dispose of a short outline in Slovene, English and German respectively. As to the bibliography, the authors should, as a rule, consider only printed sources, manuscripts being quoted exceptionally, when absolutely necessary, with the exact address of the manuscript depository. The bibliographic list should com- prise only the works mentioned in the article. In the article text the mere surname of the author is to be quoted, i.e without the initials of his name (initials being quoted only in case of several authors by the same name), while the year of publication - if needed, even the page - is quoted in parentheses. In case of a two-author quotation, the two surnames are to be written out within the text of the article (for example: Jurkovšek _& Ogorelec,^ 1991, 305), while in case of a three or several authors 578 quotation, write out only the first name and add et al., the date included (ex. g. Mlakar et al., 1992). The literature is to be quoted following an alphabetic order. Example of review quotation: Pleničar, M. 1993: Aprkardm^^ad^^ from lower part of Liburnian beds at Divača (Triest-Komen Plateau). - Geologiia,J^ 65-68, 1 fig., 1 pl., Ljubljana. Kendall, A. C._1978: Subaqueous evaporites. In: R. G. Walker (ed.), Facies models. - Geol. Áss. Canada, 159-174, Toronto. Fabricius, F., Friedrichsen, H. & Jacobshagen, V. 1970: Zur Methodik der Palä- otemperatur-Ermittiung in Öbertrias und Lias der Alpen und benachbarten Medite- ran-Gebieten. - Verh. Geol. B. A.,J^583-593, Wien. Example of book quotation: Flügel, E. 1978: Mikrofazielle Untersuchungsmethoden von Kalken. - Springer Verlag, 454 pp., Berlin. Black and white photographs are to be produced on hard white high glistening smooth paper. Coloured photographs will be published exceptionally only, according to a previous agreement with the editor. Line drawings are to be delivered on transparent paper or folio. Drawings must be carried out with extreme accuracy. For the sake of unity the editorial staff will, in most cases, provide and finance a redraw- ing of sketches. While preparing the sketches, pay attention to the review type face 12,6 X 18 cm, heed the size of letters, signs, and line boldness as well bear in mind the cases of figure diminishing where letters must preserve the size of 1mm, at least. Greater formats than the above mentioned type face of GEOLOGIJA are not printed as folded additons; the boarding staff admits, nevertheless, of the possibility of having a larger and longer figure printed on two pages (left and right side together) with an intermediate »cut« or folding. The figure is to be provided with a number, numeric order of each figure is to be referred to throughout the text of the article, whilst the editor board will see to its being printed at where it belongs. Tables should be made on a printer or typewriter to permit their immediate copying or clichéing, respectively. The review type face should not be neglected, either, as well as the letter size in case of diminishing. The plates are to conform to the review type face; if a diminishing is needed, add a scale to their pictures or, in case of the diminishing having already been taken into account, the size of objects in the subtitles should be stated. The space on tables should be made a good use of, leaving no unnecessary blanks. Subtitles to figures, tables and plates of bilingual articles are to be written in both languages as well, authors are asked to deliver them in a subsequent order on special sheets, that's why these subtitles do not figure in the text itself. The number of the figure and table is to be noted on the left margin of the wording where the mention is being made. Subtitles should be as brief as possible. Proof-checkings are carried out by the authors of the articles themselves who are only to correct the misprints, however. Shorter additional remarks or changes while proofreading will be tolerated only at the expenses of the author himself. If the corrections are not returned in due time, the editor staff will effectuate proff-reading at the expenses of the author. 579 Authors will be sent 50 issues free, an additional payment entailing, however, an unlimited number of copies ordered. Articles shall have been entered by 30th June of the current year and the editorial board will commit itself to print them in a three months' time. The authors are requested to send the articles to the address of the editorial board, i.e.: Geologija Geološki zavod Ljubljana Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko Dimičeva ul. 14 1000 Ljubljana Slovenija Editorial board 581 V spomin mag. Luki Šribarju, 1965-1996 Verjetno že dolgo ni nobena vest tako ostro zarezala v naša srea kot vest o ne- nadni smrti mladega prijatelja in sodelavca Luke Šribarja. V spominu je ostal njegov prešerni nasmeh ob slovesu, ko je odhajal na več kot zaslužene počitnice v Združene države Amerike. Garač je bil, vsi smo mu počitnice privoščih, še posebno zato, ker smo vedeli, da je že mesece dolgo sanjal o divjih vodah Kalifornije. Še zadnje dni pred odhodom je v pozne nočne ure končeval grafike stratimetrijskih profilov, ki smo jih rabili za objavo Formacijske geološke kar- te, povedal, kdo nam lahko med njegovo odsotnostjo priskoči na pomoč in odšel... Mag. Luka Šribar se je v slovenski geo- loški sredini pojavil nenadoma. Po osnovnem šolanju v domačem Šempetru in gimnaziji v Celju je vpisal študij geologije na Fakulte- ti za naravoslovje in tehnologijo Univerze v Ljubljani, kjer je leta 1992. diplomiral. Že istega leta je skupaj s svojim mentorjem prof. dr. Antonom Ramovšem v reviji Geolo- gija objavü razpravo o kordevolskem grebenu na Menini. V septembru leta 1992 je prvič kot diplomirani inženir geologije in bodoči mladi raziskovalec prestoph prag Inštituta za geologijo, geotehniko in geofiziko v Ljubljani. Vključh se je v znanstveno-raziskovalni projekt Paleontologija in stratigrafíja. Že po nekaj dneh, morda tednih, mu je bilo kabinetnega dela dovolj. Z vso strastjo pravega raziskovalca se je priključh terenski ekipi geologov pri izdelavi Formacijske geološke karte Tržaško-komenske planote. Na Krasu se je prvič srečal tudi s svojima kasnejšima mentorjema na postdiplomskem študiju akademikom prof. dr. Ivanom Gušičem in prof. dr. Vladimirjem Jelasko. Počasi se je začel osamosvajati in iskati odgovore na številna vprašanja še drugod po Dinarski karbonatni platformi. Vedno znova se je vračal v te- rensko ekipo in prinašal s seboj nove ideje in nova spoznanja. Morda nam je prav Luka dal vedeti, da je čas klasične, vase zaprte opisovalne geologije za vselej minil. Tako rekoč čez noč je postal nepogrešljivi člen v geoloških raziskavah krednih plasti na severu Dinarske karbonatne platforme. Vehk je njegov prispevek k razumevanju t.i. dogodkovne geologije, predvsem v študiju posledic evstatičnih sprememb morske gladine na kar- bonatni platformi v zgornji kredi. 582_ Leta 1995 je Luka Šribar na Prirodoslovno matematični fakulteti Univerze v Za- grebu uspešno zagovarjal svoje magistrsko delo z naslovom Evolucija zgornjekredne Jadransko-Dinarske karbonatne platforme v jugozahodni Sloveniji. Pravzaprav je bil prvi »mednarodni magistrant«, kot smo se radi pohvalih z njim, ki je po razpadu Ju- goslavije končal postdiplomski študij v sosednji državi Hrvaški. Prišlo je leto 1996, leto mrzličnih priprav na tisk nove geološke karte. Mag. Luka Šribar je kljub števihhm svojim raziskovalnim nalogam, kljub predanemu delu v Izvršnem odboru Slovenskega geološkega društva in kljub številnim drugim aktivnostim prev- zemal v tem pilotskem projektu vse pomembnejše naloge. Opravil jih je z njemu dano neprisiljeno lahkoto. Poln optimizma je še naprej kot mravlja od vsepovsod v svojo pisarno na Inštitutu kopičil vzorce, knjige in znanstvene razprave za načrtovani dok- torat. Želel se je pomakniti s Krasa bolj proti severu, tja proti pregibu v Slovenski jarek... Na parkirišču pred Inštitutom ni več avtomobila s prtljažnikom za čoln. Le kje je Luka? Potem zopet boleča streznitev: odšel je na dolgo vožnjo s kajakom. Na vožnjo, s katere ni vrnitve. Ob tem so lahko v tolažbo le Senekine besede, ki je že davno zapisal: »Življenje je kot basen: ni važno, kako dolgo je, ampak koliko je vredno.« Bogdan Jurkovšek in Tea Kolar-Jurkovšek Smrt našega dragega sodelavca mag. Luke Šribarja nas je presenetila v trenutku, ko je bila ta številka revije že v tisku. Zato smo lahko nekrolog uvrstili le še na konec revije. Uredništvo _ 583 Bibliografija mag. Luke Šribarja Objavljena dela: Ramovš, A. & Šribar, L. 1993: Cordevolski greben na Menini. Geologija 35, 73-80, Ljubljana. Jelaska, V., Gušić, L, Jurkovšek, B., Ogorelec, B., Ćosović, V., Šribar, L. & Teman, M. 1994: Upper Cretaceous Geodynamic Evolution of the Adriatic-Dinaric Carbonate Platform(s). Perimediterranean Carbonate Platforms, First International Meeting, Abstracts, 81-82, Marseihe. Jelaska, V., Gušić, L, Jurkovšek, B., Ogorelec, B., Ćosović, V., Šribar, L. & Toman, M. 1994: The Upper Cretaceous Geodynamic Evolution of the Adriatic-Dinaric Car- bonate PlatformCs). Géologie Méditerranéenne 21/3-4, 89-91, Marseille. Šribar, L. & Pavšič, J. 1994: Primerjava biocenoze in tanatocenoze iz morskih opazovalnih postaj med Istrskim polotokom in delto reke Pad. Geologija 36 (1993), 119-156, Ljubljana. Šribar, L. 1995: Evolucija gornjokredne Jadransko-dinarske karbonatne platforme u jugozapadnoj Sloveniji. Magistarski rad, Sveučihšte u Zagrebu, 89 pp., Zagreb Šribar, L., Gušić, I. & Jelaska, V. 1995: Upper Cretaceous Evolution of the Car- bonate Platform in SW Slovenia. 1. Hrvatski geološki kongres Opatija 18.-21.10.1995, Zbornik radova 2, 601-604, Zagreb. Šribar, L., Gušić, I. & Jelaska, V. 1995: Upper Cretaceous Evolution of the Car- bonate Platform in SW Slovenia. 1. Hrvatski geološki kongres Opatija 18.-21.10.1995, Knjiga sažetaka, 91, Zagreb. Jurkovšek, В., Toman, M., Ogorelec, B., Šribar, L., Drobne, K., Poljak, M. & Šri- bar, L.: Formacijska geološka karta južnega dela Tržaško-komenske planote. Kredne in paleogenske karbonatne kamnine. Ljubljana (v tisku). Predavanja: Jelaska, V., Gušić, L, Jurkovšek, B., Ogorelec, B., Ćosović, V., Šribar, L. & Toman, M. 1994: Upper Cretaceous Geodynamic Evolution of the Adriatic-Dinaric Carbonate Platform(s). Perimediterranean Carbonate Platforms, First International Meeting, 5-10 September, Marseihe. Šribar, L., Gušić, I. & Jelaska, V. 1995: Upper Cretaceous Evolution of the Car- bonate Platform in SW Slovenia. 1. Hrvatski geološki kongres 18.-21.10.1995, Opa- tija. Šribar, L. 1995: Evolucija zgornjekredne Jadransko-dinarske karbonatne platfor- me V jugozahodni Sloveniji. Slovensko geološko društvo, december 1995, Ljubljana.