l97o
RAZPRAVE
GEOLOGIJA
RAZPRAVE IN POROČILA
13. KNJIGA
LJUBLJANA 1970
VSEBINA — CONTENTS
Struci, I.
Stratigrafske in tektonske razmere v vzhodnem delu severnih Ka-
ravank ........................ 5
Stratigraphie und Tektonik der östlichen Teile der Nordkarawanken 18
Struci, I.
Poseben tip mežiškega svinčevo cinkovega orudenenja v rudišču Graben 21
Die Zn-Pb Vererzungen des Grabenreviers — ein besonderer Typ der
Lagerstätte von Mežica.................31
Faninger, E.
Pohorski tonalit in njegovi diferenciati.............35
Tonalit von Pohorje und seine Differentiate...........90
Ramovš, A. in Rehek, R.
Razvoj jurskih skladov med Mežico in Slovenj Gradcem.....105
The Development of the Jurassic Beds between Mežica and Slovenj
Gradec in the Karavanke Mountains............Ill
Anderle, N.
Stratigraphische und tektonische Probleme im Bereich des österreichi-
schen Anteiles der Westkarawanken zwischen Rosenbach und
Thörl unter Berücksichtigung der alpinen Orogenese.....116
Bemmelen, R. W. van
Tektonische Probleme der östlichen Südalpen..........133
Ramovš, A.
Stratigrafski in tektonski problemi triasa v Sloveniji.......159
Stratigraphische und tektonische Probleme der Trias in Slowenien . . 169
Kochansky-Devidé, V.
Permski mikrofosili zahodnih Karavank............175
Permische Mikrofossilien der Westkarawanken..........222
Stanko Rijavec......................257
O delovanju Slovenskega geološkega društva v letih 1968 in 1969 . . . 261
Nova knjiga.......................264
GEOLOGIJA — Razprave in poročila — Geological Transactions and Reports / Izdajata:
Geološki zavod v Ljubljani in Slovensko geološko društvo — Published by Geological
Survey Ljubljana and Slovene Geological Society / Uredniški odbor — Editorial Committee:
Marjan DOLENC, Geološki zavod Ljubljana; Jože DUHOVNIK, Fakulteta za naravoslovje
in tehnologijo univerze v Ljubljani; Karel GRAD, Geološki zavod Ljubljana; Štefan
KOLENKO, Geološki zavod Ljubljana; Dušan KUSCER, Fakulteta za naravoslovje in
tehnologijo univerze v Ljubljani; Ivan MLAKAR, Rudnik živega srebra Idrija; Slavko
PAPLER, Geološki zavod Ljubljana; Mario PLENIC AR, Geološki zavod Ljubljana / Glavni
urednik — Editor in chief: Štefan KOLENKO, Ljubljana, Parmova cesta 33 / Natisnila —
Printed by Tiskarna CZP »LJUDSKA PRAVICA« Ljubljana
GEOLOGIJA
GEOLOGICAL RAZPRAVE IN POROCiLA
TRANSACTIONS
AND REPORTS
Ljubljana • Letnik 1970* 13. knjiga • Volume 13.
STRATIGRAFSKE IN TEKTONSKE RAZMERE V VZHODNEM DELU
SEVERNIH KARAVANK
Ivo Strucl
S 4 slikami med tekstom
Predavanje na L posvetovanju o geologiji Karavank v Cmi na Koroškem
dne 18. maja 1967
VSEBINA
Uvod............................5
Zgradba alpsko dinarske mejne cone in njena vloga pri nastajanju facialnih
razlik med severnim in južnim karavanškim pogorjem.......6
Geologija severnih Karavank in njihove paleozojske podlage......9
Jazbinska cona......................10
Centralna cona......................12
Severna narivna cona....................12
Stratigraphie und Tektonik der ostlichen Teile der Nordkarawanken ...	18
Literatura..........................20
UVOD
Severne Karavanke so po geološki zgradbi vzhodni podaljšek Ziljskih
planin. Od njih jih je ločil moltalski prelom. Brez prekinitve segajo od
Bistrice v Rožni dolini do Sv. Duha v Suhem dolu. Tu izginejo mezozojski
sedimenti pod terciarne usedline. Med Smiklavžem in Šentvidom nad
Hudo luknjo se mezozojski sedimenti zopet pojavijo, vendar se že 5 km
vzhodno od tod končajo ob velikem labotskem prelomu.
Severne Karavanke so dolge 84 km; od tega je več kot polovica (44 km)
na avstrijskem ozemlju. Avstrijsko jugoslovanska državna meja poteka
čez greben Pece (2126), ki je za Obirjem (2141 m) najvišja gora tega
gorskega venca. Zahodno od Pece segajo nad 1500 m še Zetiče (1922 m).
Črni vrh (1685 m), Stara gora (1552 m), Ojstra (1577 m) in Topica (1649 m),
vzhodno pa samo Mala Peca (1637 m) in Uršlja gora (1696 m). Najvišji
vrh mezozojske grude Zgornjega Doliča je visok komaj 871 m. Vzhodni
del severnih Karavank je torej v splošnem nižji kot zahodni.
Ce računamo od železnokapelske magmatske cone do čela severnega
karavanškega nariva, so Severne Karavanke široke 7 do 8 km.
5
ZGRADBA ALPSKO DINARSKE MEJNE CONE IN NJENA VLOGA
PRI NASTAJANJU FACIALNIH RAZLIK MED SEVERNIM IN JUZNIM
KARAVANŠKIM POGORJEM
Alpsko dinarsko mejno cono karakterizira na ozemlju Karavank že-
leznokapelska magmatska cona, sestavljena iz južnega, tonalitnega, in
severnega, granodioritnega pasu. Med njima se razteza pas metamorfnih
kamenin, širok do 0,8 km. Magmatska cona je dolga 42,5 km, široka pa
do 3,5 km. Tej coni pripadajo tudi tonalitne krpe južno od Beljaka.
Severni, granodioritni pas meji na severu po vsej dolžini na paleozojski
skrilavec. Tudi na odseku med Pristavo pri Črni in Burjakom v Topli
je med granodiorit in triadne kamenine vrinjen vložek tektonsko močno
zgnetenega paleozojskega skrilavca. Ta meja je tektonska prav tako kot
južna meja tonalitnega pasu. Metamorfne kamenine, kordieritski skrilavec
in silificirani filit med tonalitnim in granodioritnim pasom izhajajo iz
glinastega skrilavca. Ta je verjetno podobne starosti kot zeleni skrilavec
severno od granodioritnega pasu, ki ga lahko vzporejamo s skrilavcem
magdalenskogorske serije. O starosti magmatskih kamenin obeh pasov
so mnenja zelo deljena. Zore (1955) jim pripisuje paleozojsko starost
(variscično). Duhovnik (1956) jih šteje v zgornjo kredo ali terciar,
B e r C e (1960) pa trdi, da so mlajši od spodnje triade. Najverjetneje ob-
stajajo med njimi precejšnje starostne razlike. Granititu in granitporfirju
severnega pasu pripisujem paleozojsko starost (postsilursko). Torej bi pri-
padala variscični orogenezi. Tonalit pa je verjetno nastal v času alpidske
orogeneze. Morda je tonalit tudi palingena tvorba prvotne granodioritne
magme. Svoje mnenje opiram na naslednje podatke. Medtem ko v gra-
nititu in granitporfirju severnega pasu ne najdemo foliacije, je ta v to-
nalitu južnega pasu dobro izražena in je vzporedna z regionalno tektonsko
zgradbo Karavank. V vzhodnem delu, na območju Zavodnje in Raven,
se granodiorit severnega pasu stika s tonalitom. Kontakt je ponekod tek-
tonski, obstajajo pa tudi takšne cone, kjer so v tonalitu bloki filitskega
skrilavca, prežetega z granitom. To sta ugotovila Isailovič in Mili-
ce v i č (1964). Kontaktni metamorfozi je bil podvržen edino paleozojski
glinasti skrilavec, ki je bil spremenjen v kordieritsko kamenino ali močno
silificiran filit, prežet z granitom. V triadnih kameninah ne poznamo
pojavov kontaktne metamorfoze.
Zeleznokapelsko magmatsko ozemlje je tektonska cona I. reda. Ome-
njajo jo kot del mejne cone med Alpami in Dinaridi, oziroma del peri-
adriatskega niza. Tektonskim procesom vzdolž te cone pripisujejo nekateri
nastanek facialnih razlik; znano je, da sestavljajo severne Karavanke in
Ziljske Alpe sedimenti severnega alpskega razvoja, južne Karavanke in
Karnijske Alpe pa sedimenti južnega alpskega razvoja.
Spodnjesilurski skladi, ki ležijo diskordantno na kambrijskih ali pred-
kambrijskih kameninah, imajo na obeh straneh periadriatskega niza po-
dobno sestavo. V severnih Karavankah in na ozemlju severno od Celovške
kotline jih poznamo pod imenom magdalenskogorske serije, v Karnijskih
Alpah pa kot plengensko serijo. Medtem ko manjkajo v Ziljskih Alpah
in severnih Karavankah zgornjesilurske in devonske usedline, zavzemajo
6
apnenec, apnenčasti skrilavec, apnenec z rožencem in liditom omenjenih
starosti v Karnijskih Alpah in južnih Karavankah precejšnje površine.
Spodnjekarbonske usedline (konglomerat, glinasti skrilavec, peščenjak
in apnenec) so v podnožju Ziljskih Alp razviti kot čajenski, v južnih
Karavankah in Karnijskih Alpah pa kakor hochwipfelski skladi. Doslej
v severnih Karavankah še niso našli plasti spodnjega karbona. Razen
konglomeratov, ki ležijo v Ziljski dolini na čajenskih skladih, so zgornje-
karbonske (nassfeldski oziroma javorniški skladi) in spodnjepermske
usedline omejene na ozemlje južno od periadriatskega niza. Grodenske
sklade najdemo skoraj na vsem ozemlju vzhodnih Alp. Večidel so srednje-
permski ali zgornjepermski, ponekod pa nastopajo tudi že v spodnjem
permu. Pogosto prehajajo v spodnjetriadne, to je werfenske sklade, ki,
kažejo v spodnjem delu razvoj klastičnih sedimentov z redkimi polarni
apnenca, v zgornjem delu pa dolomitno apnenčev razvoj. V Karnijskih
Alpah in južnih Karavankah so med grodenskimi in werfenskimi skladi
belerofonske plasti, v severnih Karavankah in Ziljskih Alpah pa jih
doslej še niso našli.
Kratek pregled razvoja na obeh straneh alpsko dinarske mejne cone
pokaže, da v paleozoiku ne gre za facialne razlike, temveč za velike
hiatuse v sedimentaciji v severnem delu. Šele srednjepermska ali zgornje-
permska transgresija sega prek današnje dinarsko alpske mejne cone.
Medtem ko transgredirajo v Karnijskih Alpah in južnih Karavankah
grodenski skladi na spodnjepermske ali karbonske sedimente, ležijo v se-
vernih Karavankah, Ziljskih Alpah in v drugih delih vzhodnih Alp na
starejši podlagi (silur do predkambrij). Današnja alpsko dinarska mejna
cona se na območju dravskega niza ujema z obalnim pasom Paleotetide.
Hiatus 1000 do 2000 m na zelo kratki razdalji lahko razlagamo samo
z intenzivnimi epirogenetskimi premiki vzdolž alpsko dinarske mejne
cone. Potemtakem je to zelo stara labilna cona, ki je bila v določenih
dobah bolj aktivna, v drugih manj. Manjši premiki so bili verjetno
v srednjem in zgornjem permu, v skitski in anizični stopnji, ko so bili
podobni sedimentacijski pogoji razen majhnih izjem na vsem ozemlju
dravskega niza. Spodnji del ladinske stopnje sestoji v Karavankah i?
dolomita, zgornji del pa iz apnenca in dolomita. V drugih delih Slovenije
srečujemo predvsem v spodnjem ladinu drugačen razvoj. Sedimentacija
se je hitro menjavala, močni vulkanski izbruhi pa so spremljali intra-
geosinklinalne tektonske premike. Velik del teh sedimentov kaže na
globoko morje, medtem ko so ladinski sedimenti v Karavankah in v delu
Savinjskih Alp bolj plitvomorski. Večje facialne razlike ugotavljamo
v Karavankah šele v zgornjem ladinu, še večje pa v karnijski stopnji.
Severno od periadriatskega niza je litološka sestava karnijskih plasti
v vertikalni smeri zelo raznovrstna, v horizontalni smeri pa v posameznih
nivojih oziroma plasteh zelo stanovitna. Velike podobnosti najdemo
namreč, če primerjamo zaporedje rabeljskih plasti v severnih Karavankah
z njihovim razvojem v Ziljskih Alpah in v Severnih apneniških Alpah.
Južno od periadriatskega niza najdemo sicer podobne rabeljske kamenine
(glinasti skrilavec, lapor, sivi ploščasti apnenec in dolomit), toda zaporedje
in debelina sta precej drugačna.
7
Dosti bolj enotna je bila sedimentacija v noriški stopnji. V spodnjem
delu prevladuje dolomit (»zgornji« dolomit), v zgornjem pa apnenec (dach-
steinski apnenec). V južnih Karavankah je dachsteinski apnenec dokaj
razširjen, v severnih Karavankah pa omejen na ozek pas ob severnem
karavanškem narivu; vendar dachsteinski apnenec v severnih Karavankah
paleontološko še ni dokazan.
V severnih Karavankah ležijo diskordantno na noriškem dolomitu
retijski in jurski skladi, ki kažejo vrsto facialnih razlik. Nastopajo iz-
ključno na severnem pobočju, medtem ko najdemo jurske sklade kot
sivi ploščasti apnenec z rožencem, manganov skrilavec, rdeči apnenec
ter svetli apnenec z rožencem v južnih Karavankah na južnem in se-
vernem pobočju.
Pregled razvoja triadnih sedimentov v Karavankah na obeh straneh
periadriatskega niza torej kaže, da so se izoblikovale facialne razlike
med obema pasovoma Karavank. Niso pa bile tako velike, da bi jih
mogli razlagati z večjo dislokacijsko cono ali celo z dvema ločenima
geosinklinalama. Menim, da gre za normalne facialne prehode.
GEOLOGIJA SEVERNIH KARAVANK IN NJIHOVE PALEOZOJSKE
PODLAGE
Severno od železnokapelske magmatske cone se od zahoda proti vzhodu
razteza pas zelenega in sivega paleozojskega metamorfnega skrilavca.
Razen glinastega in sericitno kloritnega skrilavca ga sestavljajo še kre-
menčev in kalcitno kremenčev peščenjak, diabaz ter diabazov tuf. Po-
dobne kamenine sestavljajo tudi severno predgorje Karavank, to je
Hamunov vrh in Volinjak (si. 1). Na Strojni pri Ravnah na Koroškem
so razkriti precej globlji, bolj metamorfozirani deli teh kamenin. Tudi
vodni rov od Prevalj (n. v. 410 m) do Moringa (n. v. 417 m), dolg 8,5 km,
poteka 4219 m daleč skozi paleozojske kamenine. Paleozojske kamenine
SI. 1. Tektonska skica vzhodnega dela severnih Karavank
Abb. 1. Tektonische Skdzze des ostlichen Teils der Nordkarawanken
1 Paleozojski skrilavec, diskordantno na njem spodnjetriadne in srednjetriadne
usedline; 2 Zeleznokapelska magmatska cona; 3 Jazbinska cona; 4 Centralna
cona (sivo — tektonski jarek, belo — gruda); 5 Narivna cona; 6 Oligo-miocen-
ske usedline; 7 Zgornjemiocenske sladkovodne usedline (diskordantno na pa-
leozojskem skrilavcu); 8 Srednjetriadni glinasti skrilavec; 9 Nariv; 10 Reverzni
prelom; 11 Prelom z označenim spuščenim krilom; 12 Geološka meja s tekton-
sko-erozijsko diskordanco
1 Palaozoischer Schiefer, diskordant darauf unter- und mitteltriassische Se-
dimente; 2 Eisenkappler Aufbruchzone; 3 Jazbina-Zone; 4 Zentral-Zone (grau
— Graben, weiss — Horst); 5 Nordkarawanken Sockeldecke; 6 Oligomiozani-
sche Sedimente; 7 Obermiozanische Susswassersedimente (diskordant auf dem
palaozoischen Grundgebirge); 8 Mitteltriassischer Tonschiefer; 9 Uberschiebung;
10 Aufschiebung; 11 Venverfung mit angegebener abgesunkener Scholle; 12
Tektonische Erosionsdiskordanz
9
severnega predgorja Karavank in paleozojskega pasu, ki se razteza od
Sel zahodno od Železne Kaple do spodnjega Razborja, so med seboj po-
vezane in so geološka podlaga severnega apneniškega pasu Karavank.
Širina južnega paleozojskega pasu zelo variira; največja je 3 km,
najmanjša samo nekaj metrov.
Vzhodno od Črne v Spodnjem in Zgornjem Javorju ter na Molakovem
vrhu ležita diskordantno na paleozojskem skrilavcu grodenski rdeči
konglomerat in peščenjak, ki prehajata v dokaj heterogene werfenske
sedimente (skrilavec, peščenjak, apnenec in dolomit), ti pa v anizični
dolomit in apnenec z rožencem.
Paleozojski pas je še slabo raziskan. V silur ga uvrščamo samo zaradi
podobnosti s kameninami magdalenskogorske serije. Manjkajo podrobne
petrografske, stratigrafske in sistematske strukturološke študije, ki bi
razjasnile tektonske procese v času variscične orogeneze. Diabaz in dia-
bazov tuf ter tufit kažejo na podmorsko vulkansko aktivnost v času
nastajanja teh kamenin. Pri Razborju in Zavodnjem najdemo v zelenem
skrilavcu in peščenjaku minerale Pb, Zn, in Cu. Cink nastopa v obliki
marmatita, baker pa kot halkopirit. Minerali so po vsej verjetnosti nastali
v paleozoiku in s triadnimi orudenenji nimajo nič skupnega.
Severno od paleozojskega pasu se razprostira od zahoda proti vzhodu
severni apneniški pas Karavank, ki je razkosan na več tektonskih enot.
V	podolžni smeri ločimo v vzhodnem delu severnih Karavank tri večje
tektonske enote: jazbinsko, centralno in severno narivno cono (si. 1).
Jazbinska cona sega od Sv. Duha nad Suhim dolom do Pristave pri
Črni. V vzhodnem delu na območju Uršlje gore je na severni strani
omejena s plešivškim prelomom, na južni pa z javorsko dislokacijo.
Ta teren so v zadnjih letih intenzivno raziskovali. Izvrtanih je bilo
33 strukturnih vrtin s skupno globino 11 516 m. Poleg tega so izkopali
tri rove: Cemernikov, Križanov in Plešivški rov (si. 2). Jazbinska cona
sestoji v glavnem iz karnijskih in noriških sedimentov. Tu in tam je
razkrit ladinski apnenec, v skrajnem vzhodnem delu tudi ladinski dolomit.
V	teh stopnjah je podobno zaporedje plasti kot v centralnih revirjih
mežiškega rudnika. Jazbinska cona je velik tektonski jarek. Razen obeh
mejnih dislokacij potekajo v podolžni smeri še drugi prelomi, od katerih
sla važnejša Krivčev in suhodolski prelom. Ob Krivčevem prelomu naj-
demo marsikje v rabeljskem apnencu impregnacije galenita in sfalerita.
Pas južno od suhodolskega preloma je sestavljen v glavnem iz noriškega
bituminoznega dolomita, ki je naguban v ozko, sorazmerno dolgo, s pre-
lomi razkosano sinklinalo. Karnijske usedline so razkrite ob južnem robu
sinklinale, kjer mejijo na ozek pas glinastega skrilavca. Ta skrilavec
so uvrščali v karnijsko stopnjo, toda po petrografskih značilnostih in
njegovem položaju glede na anizične kamenine, predvsem pa po podatkih
pelodnih analiz gre najbrž za ekvivalent partnaških skladov. Precej ne-
jasne so geološke razmere v spodnjem delu Jazbine, v neposredni okolici
grabenskega revirja. Težave pri kartiranju povzroča predvsem dolomit,
ki pripada delno noriški, delno ladinski stopnji. Plešivški prelom se
povsem izgubi v dolomitni grudi Pogorevca. Omenjena sinklinala se
10
SI. 2. Geološki profili jazbinske cone
Abb. 2. Geologische Profile der Jazbina-Zone
1 Noriški dolomit; 2 Rabeljski skladi karnijske stopnje; 3 Wettersteinski apne-
nec ladinske stopnje; 4 Grebenski apnenec ladinske stopnje; 5 Partnaški skri-
lavec ladinske stopnje; 6 Ladinski dolomit; 7 Anizični skladi; 8 Werfenski
skladi; 9 Paleozojski (silurski ?) skrilavec; 10 Orudenenje s Pb in Zn
1 Hauptdolomit; 2 Raibler Schichten (kamlsche Stufe); 3 Wettersteinkalk
(ladinische Stufe); 4 Ladinischer Riffkalk; 5 Partnachschichten; 6 Ladinischer
Dolomit; 7 Anisische Schichten; 8 Werfener Schichten; 9 Palaozoischer (Silur ?)
Schiefer; 10 Pb-Zn Vererzung
proti zahodu čedalje bolj oži. Pri Pristavi zahodno od Črne je bilo južno
krilo te sinklinale ob navrškem prelomu luskasto narinjeno. Nariv so
ugotovili z vrtino, globoko 912 m. Do globine 260 m je vrtina potekala
skozi karnijske sedimente, nato je zadela na noriški dolomit. Temu sta
ponovno sledila rabeljski apnenec in skrilavec.
Centralna cona daje severnim Karavankam visokogorsko obeležje. Ce
primerjamo severne Karavanke z zahodnim delom južnih Karavank
oziroma s Karnijskimi ali Ziljskimi Alpami, vidimo, da severne Karavanke
ne kažejo tako strnjenega grebena kot omenjena pogorja. To je posledica
intenzivne tektonike vzdolž prečnih prelomov. Vertikalni premiki znašajo
ponekod več kot 1000 m. Peca, Sumahov vrh in Uršlja gora s Plešivško
kopo, katerih grebeni so zgrajeni iz ladinskega apnenca, so tektonsko
vzdignjene grude. Med njimi so nižji grebeni in vrhovi, sestavljeni iz
mlajših, karnijskih in noriških sedimentov. Ponekod je razkrit tudi la-
dinski apnenec (Pikovo, Helena, Mučevo, Jankovec). Pogreznjene grude
so za mežiški rudnik najbolj zanimive, saj so tam lahko še velike zaloge
svinčevo cinkove rude.
Tudi centralna rudišča mežiškega rudnika ležijo med dvema velikima
prelomoma, to je med prelomom Peca in Sumahovim prelomom. Od
prelomov, ki potekajo bolj ali manj vzporedno s tema prelomoma, so
omembe vredni še Pikov, stropni, helenski in Pecnikov prelom. V drugi
pogreznjeni grudi, med Ladinkovim prelomom in naravsko prelomno cono,
je mučevsko rudišče, ki so ga pričeli leta 1967 izkoriščati. Večina grud
ima monoklinalno strukturo. Manjšo upognjenost plasti opažamo samo
vzdolž prelomov oziroma prelomnih con. Izrazito monoklinalno strukturo
zasledimo tudi v centralnih rudiščih mežiškega rudnika. Tu vpada j o plasti
proti jugovzhodu pod kotom 30® do 60". Centralna cona leži med Godčevim
in pleši vškim prelomom. Oba preloma sta z mlajšimi prečnimi prelomi
na več krajih prerezana in premaknjena. Večjih premikov navadno ni
vzdolž ene same prelomne ploskve temveč vzdolž celotnega sistema bolj
ali manj vzporednih prelomov. Tako bi morali pogosto namesto o prelomu
govoriti o prelomni coni. Godčev prelom proti zahodu še lahko kolikor
toliko sledimo, zahodni podaljšek plešivškega preloma pa je še vedno
problematičen. V revirju Navršnik v južnem delu mežiškega rudnika je
mogoče to prelom, ki ga imenujemo južni Navršnikov prelom.
Severna narivna cona. S t i n y (1938) je to cono v zahodnem delu
severnih Karavank označil kot podnožno lusko (Sockeldecke). Na severu
omejuje ta pas severni karavanški nariv, na jugu pa Godčev prelom
oziroma Godčeva prelomna cona. Severni karavanški nariv je prvi odkril
H 6 f e r (1908). Pri Waidischu južno od Borovelj je našel triadne ka-
menine narinjene na barentalski konglomerat. V vzhodnem delu ga je
našel Kieslinger (1929). Znan je njegov profil čez Volinjak. Precej
podatkov o severnem karavanškem narivu smo v zadnjih letih dobili
s prebojem vodnega rova Prevalje—Mežica (si. 3c) in z globokimi vrtinami.
Regionalna smer nariva je zahod—vzhod. Poznamo manjša krajevna
odstopanja proti jugovzhodu. Vpad proti jugu variira med 7® in 20".
Na 22 km dolgem odseku med Selami pri Slovenj Gradcu in Rehtom
pod Gornjo opazujemo različne kontaktne cone nariva. Z naslednjimi
12
podrobnimi podatki in profili (si. 3) bom prikazal najbolj značilne primere.
Gornjo (si. 3a) sestavljajo triadne in miocenske kamenine. Iz triadnega
svetlega apnenca in dolomita je zgrajeno severno pobočje, iz miocenske
gline, breče in konglomerata pa vznožje ter greben od vrha (1189 m) do
Riške gore. Triadni apnenec in dolomit uvrščajo nekateri v noriško stop-
njo, drugi pa v ladinsko. Teller (1896) je našel severno od Potočnika,
to je na vznožju Gornje, naticide in chemnitzie, ki pričajo o ladinski
starosti teh kamenin. Kljub temu je uvrstil del tega apnenca na vrhu
Gornje v noriško stopnjo, ker je našel na severnem pobočju (v Avstriji)
krpo s kossenskimi skladi. Te kamenine ležijo na miocenskih usedlinah
mežiške in libuške premogovne kadunje, delno pa so narinjene na paleo-
zojske in spodnjetriadne kamenine severnega krila te kadunje. Kontaktno
cono karakterizira j o izdatni vodni izviri. Brečo in konglomerat sestavljajo
odlomki in prodniki krednih, jurskih in zgornjetriadnih kamenin. Njihova
starost je zgornjemiocenska.
Severno čelo triadne grude na Gornji je na višini 650 m. 800 m južno
od njega pa sega miocen do nadmorske višine 1180 m. Zdi se, da so mehki
miocenski sedimenti bili bočno iztisnjeni pod težo triadnih kamenin.
Jesenikov vrh (1170 m) sestoji iz podobnih kamenin. Celo nariva pa
je v glavnem iz retskega in liadnega apnenca, ki ležita na terciarnem
konglomeratu. V njem sem pri Honžeju našel preperele ostanke tonalitnih
prodnikov. Od severnega vznožja Jesenikovega vrha poteka karavanški
nariv mimo Štalekerce in Glančnika do Polene, kjer zadene blizu Pustnika
na Pikov prelom. Na Glančniku, to je na levem bregu Meže, sestavlja
čelo nariva bituminozni noriški dolomit. Pod njim ležita miocenska glina
in kremenov oziroma apneni prod, ki je najbrž nastal z izpiranjem glina-
stega materiala. Nad peskolomom pokriva prod kvartarni dolomitni pesek.
Zato dobimo vtis, da so bile tu Karavanke potisnjene na zelo mlade,
verjetno aluvialne sedimente.
Najbolj znan profil severnega karavanškega nariva je čez Volinjak
(si. 3b in 4). Zgornjih 110 m sestavlja svetli dachsteinski apnenec, ki leži
na miocenskih usedlinah leške premogovne kadunje, te pa na metamorf-
nem skrilavcu magdalenskogorske serije. Metamorfni skrilavec gradi tudi
Hermonkovo sedlo, kjer leži v njem manjša tektonska krpa retskih in
jurskih sedimentov. Pomembne strukturne podatke smo dobili v vodnem
rovu Prevalje—Moring (si. 3c), ki je presekal to cono v smeri SW (220'')
na nadmorski višini 410 m. 4219 m rova je v paleozojskem skrilavcu
magdalenskogorske serije. Nato zadene na kontakt severnega karavanškega
nariva, ki poteka v rovu v smeri 105" pod kotom 35". Za karavanškim
narivom prečka vodni rov še naslednje kamenine:
1.	4219 do 4300 m temno sivi in rjavkasti zgornjetriadni tanko ploščasti
apnenec (verjetno retski),
2.	od 4300 do 4772 m se menjavajo plasti sivega ploščastega apnenca,
glinastega skrilavca in laporja. Te kamenine so retske ali jurske starosti.
Plasti so malo nagnjene, horizontalne ali rahlo nagubane,
3.	4772 do 4852 m svetlo sivkasto rjavi neskladoviti dolomit,
4.	4852 do 4865 m rjavkasti, zelenkasto sivi in rdečkasti liadni apnenec,
5.	4865 do 4887 m sivkasto rjavi dolomit,
13
6.	4887 do 5310 m apnenec, dolomit in skrilavec karnijske stopnje,
7.	od 5310 m dalje poteka vodni rov skozi ladinski dolomit in apnenec.
Meje med posameznimi formacijami so v glavnem tektonske. Na od-
seku med karavanškim narivom in Godčevim prelomom so razen dis-
junktivnih strukturnih elementov tudi plikativni (predvsem do 4865 m).
Odsek z ladinskim dolomitom in apnencem pa ima monoklinalne strukture.
Severno od narivne črte sestoji teren nad vodnim rovom iz miocenskih
sedimentov, južno od nje pa iz retskih in liadnih kamenin. Vmes je
stisnjen ozek pas paleozojskega skrilavca, kar dobro vidimo v golici
pri Podlesniku. Vanj je verjetno zadel tudi Leški rov.
Naslednja zanimiva podrobnost karavanškega nariva je iz Kota pod
Homom (1098 m), ki smo ga raziskovali leta 1960 z globinsko vrtino
(si. 3č). V sivkasto belem dolomitu je v neposredni bližini dacitnih pre-
bojev manjše svinčevo cinkovo orudenje. Medtem ko je v vodnem rovu
14
SI. 3. Prečni profili severnega karavanškega nariva
Abb. 3. Queri>rofile der Nordkarawanken-Uberschiebung
1 Miocenska breča; 2 Miocenska glina (sarmat); 3 Retijski in jurski skladi;
4 Apnenec nedoločene starosti (ladinski ali noriški); 5 Noriški dolomiit; 6 Ra-
beljski skladi (karnijska stopnaa); 7 Wettersteinski apnenec (ladinska stopnja);
8 Wettersteinski dolomit (ladinska stopnja); 9 Anizični apnenec; 10 Werfenski
peščenjak; 11 Paleozojski skrilavec; 12 Dolomit nedoločene starosti (ladinski
ali noriški); 13 Porfirit; 14 Orudenenje s Pb in Zn
i Miozane Breccien; 2 Miozane Tone (Sarmat); 3 Rhatische und Jura-Schichten;
4 Kalkstein (Alter unbekannt — Ladin oder Nor); 5 Hauptdolomit (Nor);
6 Raibler Schichten (Karn); 7 Wettersteinkalk (Ladin); 8 Wettersteiin dolomit
(Ladin); 9 Anisischer Kalkstein; 10 Werfener Sandstein; 11 Palaozoischer Schie-
fer (Silur); 12 Dolomit (Alter unbekannt — Ladin oder Nor); 13 Porphyrit;
14 Pb-Zn Vererzung
kontakt med paleozojskim skrilavcem in triadnimi karbonatnimi kameni-
nami oster, je vrtina pri Ocvirku predrla 8 m široko brečasto tektonsko
cono z raznovrstnim kamenitnim in glinastim materialom. Šele nato je
zadela na miocen. Narivna ploskev je nagnjena za 18®.
Vzhodno od tod se dvigajo strma pobočja Homa. Zgrajena so iz
svetlega apnenca, ploščatega apnenca retske stopnje in liadnih kamenin.
Narivna črta poteka vzdolž severnega vznožja te gore. Pokrita je s precej
debelo preperino in pobočnim gruščem. Dobro razkrite kontakte sever-
nega karavanškega nariva najdemo v vznožju Uršlje gore. Omembe
vredna sta oster kontakt triadnega dolomita z metamorfnim skrilavcem
pod Ošvenom in kontaktna cona vzhodno od Ivartnika. Tu leži dolomit
na metamorfnih kameninah ravenskega kristalinika, te pa na eocenskem
numulitnem apnencu. Podobne geološke razmere kot v Kotu pod Homom
najdemo južno od Kotelj (si. 3d). Tudi tu sta bila triadni dolomit in
apnenec narinjena na miocen, kar so ugotovili z jamskimi vrtinami. Tu
so kopali svinčevo cinkovo rudo, ki se pojavlja v močno zdrobljenem
dolomitu 10 do 30 m nad narivom. V neposredni bližini svinčevo cinkove
rude in tudi v širši okolici so manjši preboji dacita. 750 m južno od čela
karavanškega nariva je bila izvrtana 380 m globoka vrtina, ki je po 369 m
zadela na paleozojsko podlago. Povprečni naklon nariva znaša 20®.
Za severno narivno cono je značilen še homski nariv, ki vpada zelo
položno proti jugu. Od njega so ostale samo posamezne dolomitne krpe
na Kavu (1065 m), Homu (1098 m) in na Ravnjakovem vrhu (1075 m).
V severni narivni coni so dokaj razširjeni retski sedimenti, ki ležijo
na svetlem drobljivem dolomitu. Stratigrafska pripadnost tega dolomita
še ni zanesljivo določena. Uvrščajo ga v noriško stopnjo, čeprav je po
petrografskih značilnostih mnogo bolj podoben ladinskemu dolomitu.
Dvomljive starosti je tudi svetli apnenec v Kozarnici na Homu, Volinjaku
in Gornji, ki ga omenjajo kot dachsteinski apnenec. V profilih na si. 3
(razen 3b) sem ta apnenec in dolomit uvrstil v ladinsko stopnjo. V vrtini
v Kotljah smo zadeli celo 10 cm debelo brečo s črnimi in rjavimi odlomki,
kakršne najdemo v zgornjih nivojih ladinskega apnenca. Tudi svinčevo
cinkova ruda v Kotljah in v Kotu na Lešah kaže na ladinsko starost teh
kamenin. Manjkajo pa zanesljivi paleontološki dokazi.
Ob severnem karavanškem narivu najdemo na več krajih preboje
dacita. Največ jih je v Kozarnici južno od Kotelj, na Homu in na severo-
vzhodnem vznožju Kava.
Dacitne golice so v svetlem (noriškem ali ladinskem) dolomitu. Tudi
sredi jurskih plasti so ponekod nakopičeni dacitni kosi, vendar ni mogoče
brez razkopavanj ugotoviti, ali gre za golico ali za prenesen material.
Kontaktno metamorfnih pojavov v dolomitu ne zapažamo. Dacit vse-
buje mnogo rjavkasto rdečega granata (pirop), ki je najverjetneje nastal
z asimilacijo bližnjih kamenin.
Kieslinger (1929) meni, da sta tudi vrhnji del Brinjeve gore in
triadni kompleks St. Paulskih hribov v Labotski dolini dela severnih
Karavank. Ozemlje med Ravnami in Prevaljami je po njegovem mnenju
kraj, od koder izvirajo omenjene grude. Takšna razlaga se mi zdi ne-
sprejemljiva. Na obeh ozemljih ležijo na paleozojski podlagi grodenski
16
SI. 4. Severni karavanški nariv vzhodno od Mežice
Abb. 4. Nordkarawanken-Uberschiebung ostlich votn Mežica
Pa paleozoik, T3 zgornja triada, Ju jura, Mi miocen
Pa Palaozoikum, T3 Obertrias, Ju Jura, Mi Miozan
ali werfenski konglomerat, peščenjak in skrilavec. Na Brinjevi gori leži
na njih dolomit. Ostalo je tam erodirano. V St. Paulskih hribih je ohranjen
v glavnem ves triadni profil do dachsteinskega apnenca. V obeh primerih
imamo normalen razvoj triade od transgresivnih zgornjepermskih ali
spodnjetriadnih sedimentov. Povsem drugačno sliko kažejo čeri triadnih
kamenin, ki so narinjene na sedimente mežiške ali leške miocenske ka-
dunje, ali na kamenine magdalenskogorske serije. Med njimi je najbolj
izrazit triadni pokrov Volinjaka, kjer zavzema tektonska breča ali miloni-
tizirana cona nad narivom precejšnjo površino in debelino.
Kieslinger nadalje ugotavlja, da so premiki v St. Paulskih hribih
proti severu predmiocenske starosti, kar pa ne ustreza starosti karavan-
škega nariva. Ker ležijo triadne kamenine vzdolž severnega roba Kara-
vank na miocenskih usedlinah, katerih talnina s Pseudochloritis gigas
pripada spodnjemu sarmatu, so tudi premiki vzdolž severnega karavan-
škega nariva pomiocenski. Ce že kažejo triadni kompleksi v Centralnih
Alpah (St. Paulski hribi, Krapfeld, Brinjeva gora itd.) podoben razvoj
triade kot v dravskem nizu ali v Severnih apneniških Alpah, potem jih
je bolj logično razlagati kot zaostale grude nekdaj enotne mezozojske
skladovnice vzhodnoalpske geosinklinale. Mezozojski sedimenti so bili po
orogenski shemi R. van Bemmelena (1966) z dvigom Centralnih Alp
2 — Geologija 13
17
ločeni na Severne apneniške in Južne apneniške Alpe. Ni pa sprejemljiva
razlaga, da je ozemlje ob dinarsko alpski mejni coni koren velikih
narivov, kot si to predstavljajo Kober (1955) in njegovi somišljeniki.
STRATIGRAPHIE UND TEKTONIK DER OSTLICHEN TEII.E
DER NORDKARAWANKEN
Ivo Štrucl
Mit 4 Textabbildungen
Vortrag gehalten am 18. Mai 1967 beim I. Symposium iiber die Geologie
der Karawanken in Črna na Koroškem
Die Nordkarawanken sind ihrer geologischen Zusammensetzung nach
die Fortsetzung der Gailtaler Alpen. Sie erstrecken sich in Ost—West
Richtung von Feistritz im Rosental bis Sveti Duh in Suhi dol, mit einer
Lange von 84 km (davon 40 km auf jugoslawischem Gebiet). Bei Suhi dol
tauchen die mesozoischen Sedimente der Nordkarawanken unter die
Tertiarablagerungen, jedoch erscheinen sie wieder zwischen Smiklavž
und Šentvid, wo sie die Scholle von Zgornji Dolič aufbauen, die im
Osten an die Lavamiindstdrung endet.
Die Nordkarawanken werden von den Sudkarawanken durch die
Eisenkappler Aufbruchzone getrennt. Diese besteht aus einem nordlichen
Granodiorit und sudlichen Tbnalitzug. Zwischen beiden liegt eine meta-
morphe Abfolge, die aus Phylliten, Quarzphylliten und Hornfels besteht.
Die Granodiorite (Granitit und Granitporphyr) gehoren nach Autors
Meinung zur variszischen, die Tonaliten zur alpidischen Orogenese.
Letztere konnen auch als palingene Bildungen des Granodioritmagmas
erklart werden. Siidlich der Aufbruchzone zeigen die palaozoischen und
mesozoischen Sedimente eine vollig andere Entwicklung als nordlich
davon. Wahrend die palaozoischen Sedimente in den Siidkaravvanken
(Devon bis Perm) eine Machtigkeit von mindestens 1000 m aufweisen,
liegen in den Nordkarawanken die permo-skythische Sedimente direkt
auf Ekvivalenten der silurischen Magdalensbergserie. Diese Sedimenta-
tionsliicke zeigt, dass es schon wahrend des Palaozoikums zwischen Nord
und Sudkarawanken eine labile Zone gegeben hat, die sich auch spater
immer wieder mit verschiedener Intensitat aktiv zeigte.
Obwohl auch unter den mesozoischen Sedimenten gewisse Unter-
schiede bestehen, konnen diese doch als normale fazielle Ubergange
erklart werden.
Nordlich der Eisenkappler Aufbruchzone erstreckt sich in Ost—West
Richtung eine bis 3 km breite Zone, die vorwiegend aus griinen und
grauen zum Teil metamorphosierten palaozoischen Schiefern mit Diabas
aufgebaut ist. Die gleiche Schieferserie tritt auch nordlich von Mežica,
bzw. nordlich der Nordkarawankenkette auf. Weiter ostlich, in der
Umgebung von Ravne und im Strojna Gebiet sind altere Gesteinsserien
18
vorhanden. Eine nicht zu tief reichende Verbindung zwischen den erwähn-
ten Verbreitungsgebieten beiderseits des Nordkarawankenkammes wurde
mittels Tiefbohrungen und dem Wasserstollen Preval j e—Moring ( + 410 M)
festgestellt. Der 8,5 km lange Wasserstollen wurde 4219 m durch paläozoi-
schen Schiefer getrieben, wo dieser die Nordkarawanken Überschiebungs-
zone durchquerte. Diese zeigte im Stollen WWN (105") Streichrichtung mit
35® Südeinfallen. Wenn man jedoch diesen Kontakt mit dem nahesten auf
der Oberfläche verbindet, so bekommt man ein Südeinfallen der Kara-
wanken-Überschiebung von 14®.
östlich von Crna und auf dem Molakov vrh liegen diskordant auf der
paläozoischen Grünschieferserie, permo-skythische und anisische Sedi-
mente.
In Razbor und Zavodnje findet man in den paläozoischen Schiefern
an verschiedenen Stellen Blei-Zinkvererzungen, stellenweise auch Kupfer-
kiesvorkommen. Das Alter dieser Vererzungen ist höchstwahrscheinlich
paläozoisch, sie haben mit den Triasvererzungen nichts gemeinsames.
Nördlich der paläozoischen Zone bestehen die Karawanken bis zu der
Nordkarawanken-Überschiebung nur aus triassischen und jurasischen
Sedimenten. Diese sind durch vorherrschend gravitativer Tektonik in
mehrere tektonische Einheiten aufgeteilt. Die drei Haupteinheiten, die
wiederum aus mehreren tektonischen Schollen und Decken bestehen, sind
die Jazbinazone, die Zentralzone und die schon von S t i n y (1938)
erwähnte Nordkarawanken Sockeldecke.
Die Jazbina zone erstreckt sich von Pristava bei Crna bis Sveti Duh
in Suhi dol. Südlich von Uršlja gora, wo diese Zone durch Tiefbohrungen
und Stollen am weitesten untersucht wurde, bilden die Plešivec- und
Javorje-Störung die Nord bzw. Südgrenze. Zwischen beiden Störungen
treten vorwiegend norische und karnische Sedimente auf, im östlichen
Teil auch ladinische Kalksteine und Dolomite. Im südlichen Teil bilden
die norischen Sedimente eine Synklinale, an deren Südflanke man Auf-
schuppungen von karnischen Sedimenten feststellen kann. Die Tektonik
in dieser Zone ist durch Profile in der Abb. 2 dargestellt.
Die Zentralzone gibt den Nordkarawanken ihren Hochgebirgscharakter.
Sie besteht aus hochhinaufgehobenen tektonischen Einheiten (Uršlja gora,
Šumahov vrh und Peca), die vorwiegend durch ladinische Kalke und
Dolomite gebildet sind, und aus zurückgebliebenen bzw. an Nord—Süd
streichenden Störungen abgesunkenen Schollen. Diese bestehen auf der
Oberfläche hauptsächlich aus norischen und karnischen Sedimenten. In
einem von diesen Graben, zwischen der Peca und der Sumah-Verwerfung
liegt die Lagerstätte von Mežica.
Die Nordkarawanken Sockeldecke liegt zwischen der Zentralzone und
Nordkarawanken-Überschiebung. Von der Zentralzone wird sie durch die
Godec-Störung getrennt. Sie besteht vorwiegend aus triassischen und
jurasischen Sedimenten. Ausser der Nordkarawanken-Überschiebung ist
da noch die Hom-Decke, von der nur noch verschieden grosse Erosions-
klippen vorhanden sind, welche die Gipfel des Kav, Hom, Crni vrh und
Ravnjakov vrh bilden. Charakteristische Detaile der Sockeldecke sind auf
Abb. 3 dargestellt. Die rhätischen und jurasischen Sedimente liegen
19
diskordant auf Dolomit, deren Alter noch sehr problematisch ist. Bisher
wurde dieser Dolomit ins Nor eingestuft, obwohl er dem Aussehen nach
auch ein ladinisches Alter haben könnte. Auch die hellen Kalke die als
Dachsteinkalk kartiert wurden, sind dem Wettersteinkalk sehr ähnlich. In
Kotlje wurde in einer Tiefbohrung sogar die schwarze Brekzie, die auch
im oberen Wettersteinkalk vorkommt, gefunden. Paläontologische Beweise
für das eine oder andere Alter fehlen.
LITERATURA
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20
POSEBEN TIP MEŽIŠKEGA SVINČEVO CINKOVEGA ORUDENENJA
V RUDISCU GRABEN
Ivo Strucl
S 3 slikami med tekstom in z 9 tablami slik v prilogi
Predavanje na I. posvetovanju o geologiji Karavank v Cmi na Koroškem
dne 18. maja 1967
Grabensko rudišče se razprostira od zahoda proti vzhodu med Ostrčnja-
kovim vrhom (812 m) in Ovčjim vrhom (955 m). Od izbiralnice v Žerjavu
je oddaljeno 500 m. Doslej raziskana površina znaša približno 0,6 km^
Možnosti širjenja revirja so proti vzhodu in v globino, kjer je najgloblje
ugotovljena ruda na koti +261 m, to je 131 m pod najnižjim, trinajstim
obzorjem ( + 392 m),
Grabenski revir se je v zadnjih letih razvil v enega najbolje organizi-
ranih in mehaniziranih obratov mežiškega rudnika. Proizvodnja v letu 1967
ie znašala 125 798 ton z 1,5 Vo Pb in 4 "/o Zn, kar predstavlja 25 Vo celotne
rudniške proizvodnje rude. Rudo odkopavajo med petim (592 m) in tri-
najstim obzorjem.
Zaradi topilniških plinov je ozemlje nad rudiščem precej razkrito.
Prsesekano je z dvema grapama, s Smrtnim dolom in Kavšakovo grapo.
Vzhodni del pokrivajo izbiralniška jalovišča, v zahodnem delu pa so
številni stari rovi iz prejšnjih stoletij. Pobočja so zelo strma in večidel
skalnata (si. 1).
Stratigrafske in petrografske značilnosti rudišča
Ozemlje grabenskega revirja sestavljajo:
1.	grebenski apnenec in dolomitizirani grebenski apnenec,
2.	apnenčeva in apnenčevo dolomitna breča,
3.	glinasti skrilavec,
4.	dolomit s sadro in anhidritom.
5.	dolomit z organsko substanco in markazitom.
6.	bituminozni dolomit.
Grebenski apnenec in dolomitizirani grebenski apnenec se razprostirata
v pasu, dolgem 1,5 km in širokem okrog 200 m med Mošenikom in Kavša-
21
SI. 1. Severna pobočja Kavsakovega grebena z Aninim rovom
(+ 710 m) in Danijelovim rovom (699 m). 1 Noriški dolomit,
2	Skrilavec in apnenec karnijske stopnje, 3 Ladinski grebenski
dolomitdzirani apnenec, 4 Bituminozni dolomit (starost ?), 5
Ladinski apnenec in dolomit
Abb. 1. Die nordlichen Abhangen des Kavšakkammes mit dem
Anastollen (+ 710 m) und dem Danielstollen (699 m). 1 Nori-
scher Dolomit, 2 Tonschiefer und Kalk der karnischen Stufe,
3	Ladinischer dolomitisierter Riffkalk, 4 Bituminoser Dolomit
(Alter unbekannt), 5 Ladinischer Kalk und Dolomit
kovo grapo. V zahodnem delu prevladuje apnenec, v vzhodnem delu —
v območju grabenskega vpadnika — pa dolomitizirani apnenec.
Grobelšek (1967) je preiskala večje število zbruskov in je ugotovila
v glavnem naslednje različke apnenca: sparit, pelsparit, biosparit, pel-
biosparit, podrejeno pa tudi mikrit.
Zore (1955) je grabenski rudonosni dolomit uvrstil v karnijsko
stopnjo. Grabensko rudišče je primerjal z rudiščem Kreuth v Avstriji,
kjer nastopajo cinkova orudenenja v tako imenovanem vmesnem dolomitu
med prvim in drugim rabeljskim skrilavcem. Novejše paleontološke pre-
iskave pa so pokazale, da pripada rudonosni dolomit grabenskega revirja
posebni faciji ladinske stopnje. V apnencu in tudi v dolomitiziranem
apnencu so mnoge dobro ohranjene korale. Iz nahajališča na 8. obzorju
(tab. I, si. 1) v baloškem rovu je Kolosvary določil koralo Thecosmilia
hadiotica Volz, ki je živela v ladinski stopnji. V baloškem rovu je tudi
nahajališče z gastropodi, ki so zelo podobni vrsti Chemnitzia rosthorni.
Razen koral so v apnencu še ostanki briozojev, gastropodov in ehinoder-
mov. Fosilni ostanki so običajno močno prekristalizirani. Dolomitizirani
apnenec je v glavnem brečast in drobi j i v, kjer je pa prepreden s sfalerit-
nimi žilicami, je zelo žilav. V obrobnih delih rudnega telesa je dolomitizi-
rani apnenec precej marogast. Marogast videz mu dajejo različno debele
22
žile mlečno belega in zrnatega dolomita, ki prepletajo svetlo rjavo ka-
menino. V tabeli 1 so podatki povprečnih vrednosti kemičnih analiz
primarnega koralnega apnenca, dolomitiziranega koralnega apnenca in
belega zrnatega dolomita.
KEMIČNA ANALIZA GREBENSKEGA APNENCA IN DOLOMITIZIRANEGA
GREBENSKEGA APNENCA
CHEMISCHE ANALYSEN DES RIFFKALKES UND DOLOMITISIERTEN
RIFFKALKES
Tabela 1	Tabelle 1
Si02 se pojavlja v dolomitiziranem apnencu v obliki ostrorobih zrn,
velikih 0,05 do 0,5 mm. Zanimivo je, da v apnencu ni svinca niti cinka,
kar vodi k sklepu, da je mineralizacija v grebenskih kameninah tesno
povezana s procesom dolomitizacije.
Breča zavzema v grabenskem rudišču precejšnje površine. Delno je
tektonska, v glavnem pa je nastala že v morju. To je tako irnenovana
»slumping« breča, ki je nastala pri podvodnem drsenju plastičnih nekonso-
lidiranih sedimentov po nagnjenem morskem dnu. Zaradi drsenja so
odlomki deloma zaobljeni. Breča se pojavlja v določenem stratigrafskem
nivoju, in sicer predstavlja vmesni člen med grebenskimi kameninami in
bituminoznim dolomitom. Nastala je iz zelo heterogenih sedimentov, glina-
stega skrilavca, apnenca in dolomita, ponekod pa vsebuje tudi odlomke
ali vložke sadre in anhidrita, ali pa dolomit s sadro in anhidritom.
Ponekod ta breča manjka, tam je heterogena serija kolikor toliko
ohranjena, toda kljub temu ni mogoče določiti zaporedja plasti, zakaj niti
v enem rovu ne najdemo podobnih stratigrafskih ali petrografskih razmer.
Navadno se menjavajo v rovih odseki glinastega skrilavca, dolomita in
breče, široki 1 do 5 m. Dolomit vsebuje ponekod mnogo sadre in anhidrita.
Skrilavec in dolomit sta med seboj navadno v tektonskem kontaktu.
V skrilavcu, ki je vedno zelo zdrobljen, najdemo apnenčeve piritne kon-
krecije, zdrobljene pole dolomita in apnenca ter vložke sadre in anhidrita.
P.azen v kontaktni coni med grebenskimi kameninami in bituminoznim
dolomitom nastopata breča in glinasti skrilavec tudi v dolomitu, ki sestav-
lja vzhodni del rudišča. V bližini tega skrilavca (navadno prav ob kon-
23
taktu) najdemo pogosto bogate koncentracije svinčeve in cinkove rude ali
bogate koncentracije markazita z manjšimi količinami sfalerita in galenita.
Dolomit je sivkast in sivkasto rjav in ponekod rahlo bituminozen.
V bližini orudenenj je prekristaliziran. Manj spremenjen dolomit vsebuje
precej glinaste in bituminozne snovi. V njem je razpršen tudi markazit.
Nastal je v evksinskem okolju. Njegov stratigrafski položaj je še dokaj
nejasen. Možno je, da je lagunski ekvivalent koralnega apnenca ali pa je
mlajši.
Severni del revirja sestavlja bituminozni apnenčev dolomit. Bitumena
je v njem sorazmerno malo, kljub temu pa daje ob udarcu s kladivom
značilen vonj; v tabeli 2 so podatki kemične analize.
KEMIČNE ANALIZE BITUMINOZNEGA DOLOMITA
CHEMISCHE ANALYSEN DES BITUMINOSEN DOLOMITES
Tabela 2	Tabelle 2
V bituminoznem dolomitu nismo našli svinca niti cinka. Njegovo sta-
rost je zelo težko ugotoviti; za zdaj še ne vemo, ali gre za ladinski ali
noriški dolomit.
Na jugu meji grebenski dolomitizirani apnenec na cono glinastega
skrilavca in apnenca karnijske stopnje, široko nekaj deset metrov. Od
rabeljskega skrilavca centralnih revirjev mežiškega rudnika in drugih
delov Karavank se ta skrilavec precej razlikuje, manjkajo značilne oolitne
plasti in je zelo drobljiv. Ni izključeno, da gre za skrilavec ladinske stop-
nje in bi ga torej lahko obravnavali kot ekvivalent partnaških skladov.
Potrebne so še posebne podrobne mikropaleontološke in petrografske
obdelave, ker makrofosilov doslej nismo našli.
Tektonika
Zaradi zamotanih stratigrafskih razmer, predvsem glede starosti bitu-
minoznega dolomita, ki gradi območje severno in severovzhodno od gra-
benskega rudišča, je tudi v tektonski interpretaciji tega ozemlja nekaj
nerešenih problemov.
Grabensko rudišče leži v območju velikih tektonskih dislokacij (si. 2).
Najpomembnejši so javorski, Navršnikov, Šumahov in Ladinkov prelom.
Prva dva imata alpsko, druga dva pa prečno alpsko smer. Javorski prelom
poteka približno 1 km južno od rudišča, toda tektonski procesi vzdolž
njega so močno vplivali na oblikovanje zgradbe rudišča in njegove okolice.
Ob tem prelomu se stikajo spodnjetriadne in srednjetriadne kamenine
z zgornjetriadnimi apnenci in dolomiti karnijske ter noriške stopnje, ki
so nagubani v močno dislocirano sinklinalo. Severno krilo te sinklinale
24
SI. 2. Tektonska skica okolice revirja Graben
Abb. 2. Tektonisclie Skizze der Umgebung des Graben-Reviers
1 Paleozojski metamorfni skrilavec; 2 Diabaz; 3 Granodiorit; 4 Werfenskl skladi; 5 Ani-
zični apnenci; 6 Partnaški skrilavec (ladinska stopnja); 7 Wettersteinski dolomit in w.
apnenec (ladin); 8 Rabeljski skladi (karnijska stopnja); 9 Noriški dolomit; 10 Aluvialni
nanos; 11 Bituminozni dolomit nedoločene starosti (verjetno noriški); 12 Orudenenje na
površju; 13 Tektonske meje; 14 Vpad plasti; 15 Skrilavost; 16 Pb-Zn rudišča
1 Palaozoischer Schiefer; 2 Diabas; 3 Granodiorit; 4 Werfener Schichten; 5 Anisische
Kalke; 6 Partnach Schichten (Ladin); 7 Wettersteindolomlt und W-Kalk (Ladin); 8 Raibler
Schichten (Karn); 9 Dolomit (Nor); 10 Alluviale Ablagerung; 11 Bituminčser Dolomit (Alter
unbekannt, virahrschelnlich Nor); 12 Ausbisse von Pb-Zn Vererzungen; 13 Verwerfungen;
14 Schlchtung; 15 Schieferung; 16 Untertage Pb-Zn Vererzungen
se končuje ob dislokaciji, ki grabensko rudišče omejuje proti jugu. To
dislokacijo karakterizira nekaj deset metrov širok pas z močno zmečkanim
skrilavcem. Dislokacija ima smer vzhod—zahod in vpada proti jugu pod
kotom 50" do 70". Presekana je z mlajšimi prečnimi prelomi. Rabeljski
apnenec in noriški dolomit severnega krila sinklinale vpadata tudi proti
jugu, toda pod precej manjšim kotom (5" do 30").
Severno od opisane tektonske enote se razteza 80 do 200 m široka cona
grebenskega apnenca, ki je s severne in vzhodne strani obdana z brečo,
glinastim skrilavcem in dolomitom s sadro in anhidritom. Ker so kontakti
med grebenskimi kameninami in brečo navadno tektonski, smo to cono
razlagali kot tektonsko cčno in brečo kot tektonsko brečo. Vendar je le
del breče tektonski, povečini je pa nastala v morju.
S preučevanjem rudnih in nerudnih sedimentov v kontaktni coni med
grebenskim apnencem in brečo smo ugotovili reverzno lego teh sedimentov
(tab. II, si. 1). Breča in drugi sedimenti opisane cone so potemtakem
mlajši od grebenskega apnenca. Teže je ugotoviti starost bituminoznega
dolomita na območju severno in severovzhodno od rudišča. Lahko je
starejši ali pa mlajši od grebenskih in lagunskih kamenin. Ce je mlajši,
je verjetno noriške starosti. Prav tako ni jasno, ali je tudi bituminozni
dolomit prevrnjen, kar pa je seveda važno za določitev velikosti preloma,
ki loči grebenske in lagunske kamenine od bituminoznega dolomita. Ce
leži normalno, pripada drugi tektonski grudi, če ne, je del skladovnice,
kamor spadajo tudi lagunski sedimenti.
Najbolj verjetna se mi zdi razlaga, da so bile grebenske in lagunske
kamenine vzdolž reverznega preloma narinjene na bituminozni dolo-
mit (si. 3).
V	spodnjih obzorjih (do 8. obzorja) spremlja prelom 1 m do 3 m široka
brečasta cona z glinastim materialom, ki se više vedno bolj zožuje; na 7., 6.
in 5. obzorju se pokaže samo še kot strma gladka drsna ploskev brez večjih
porušitev. Na teh obzorjih se bituminozni dolomit neposredno stika z gre-
benskim apnencem.
Tektonika je v glavnem porudna. To nam dokazujejo številne drsne
ploskve z izglajenimi rudnimi površinami, najbolj pa govore za porudno
tektoniko rudni sedimenti, ki leže navadno zelo strmo ali celo prevrnjeno.
Del orudenenj pa je nedvomno epigenetski ali potektonski.
Grabenska ruda
V	grabenskem rudišču ločimo tri vrste rude. Med seboj se razlikujejo
po prikamenini, mineralni in kemični sestavi ter po količinskem raz-
merju med svincem in cinkom.
Mineralna sestava je enostavna. Primarni minerali so: galenit, sfalerit.
pirit, markazit, dolomit, kremen in kalcit; minerali oksidacijske cone pa
SG cerusit, anglezit. minij, litargit, masikot, wulfenit, hidrocinkit, smitso-
nit, greenokit in limonit.
Cinka je povprečno 7 "/o v oksidni obliki, svinca pa 5 "/o. V zahodnem
delu je stopnja oksidacije večja, predvsem v višjih obzorjih. Tu nastopa
cink večidel v oksidni obliki, medtem ko je galenit prepojen z anglezitom
26
SI. 3. Profil SSE-NNW (350") skozi grabensko rudišče
Abb. 3. Profil SSE-NNW (350") durch das Grabenrevier
1 Grebenski apnenec (ladinska stopnja); 2 Dolomitizirani grebenski apnenec; 3 Brečasto
evaporitska cona; 4 Dolomit nedoločene starosti (ladinski ali noriški); 5 Rabeljski skrila-
vec (karnijski); 6 Rabeljski apnenec; 7 Noriški dolomit; 8 Rudno telo v presečni rav-
nini; 9 Svinčevo cinkovo orudenenje s sedimentno rudo v talnini: 10 Orudenenje s Pb-Zn
(projekcija na presečno ravnino); 11 Orudenenje s Zn (projekcija na presečno ravnino)
1 Riffkalk (Ladin); 2 Dolomitisierter Riffkalk; 3 Breccien und Evaporitzone; 4 Dolomit
(Alter unbekannt — Ladin oder Nor); 5 Raiblerschiefer (Karn); 6 Raiblerkalk; 7 Haupt-
dolomit (Nor); 8 Erzkorper in der Profilllnie; 9 Pb-Zn Vererzung mit Sedimenterz im
Llegenden; 10 Pb-Zn Vererzung (auCerhalb der Profilllnie); 11 Zn Vererzung (auBerhalb
der Profillinie)
in cerusitom. Iz te rude je Grafenauer (1959) podrobno preiskal
redke svinčeve oksidne minerale minij (Pb304), litargit (a PbO) in masikot
(/^PbO).
V centralnem delu rudišča, ob transportnem vpadniku, nastopa ruda
v glavnem v dolomitiziranem grebenskem apnencu. Ruda je povečini
cinkova. Prevladuje svetel, rumenkast, rumenkasto rjav in siv sfalerit, ki
vsebuje 0,2 do 0,4 ®/o železa, Sfalerit iz te rude vsebuje več kadmija, toda
manj germanija kot rjavi sfalerit vzhodnega dela rudišča. Kadmij se že
pri nizki stopnji oksidacije izloča kot greenokit v obliki rumenkasto
zelenega oprha. Takšen je bil tudi drugi vzorec iz tabele 3. V njem je bilo
samo 4 "/o cinka v oksidni obliki.
SFALERIT V DOLOMITIZIRANEM GREBENSKEM APNENCU
ZINKBLENDE DER RIFFVERERZUNGEN
Del železa v prvem vzorcu pripada markazitu, ki ga zaradi drobno-
zrnatosti ni bilo mogoče popolnoma izločiti.
Posebnost grabenskih orudenenj so lijakasta rudna gnezda, v katerih
se pojavljajo rudni ritmiti s tipično vertikalno razvrstitvijo zrn po ve-
likosti.
Najdemo jih v glavnem v kontaktni coni med grebenskim dolomitom
in brečo, tu in tam tudi sredi dolomitiziranega grebenskega apnenca.
Ritmite zli. obzorja je podrobneje preiskal S c h u 1 z (1964). Ugotovil je,
da gre za nehomogen paralelni skupek dolomita, galenita in glinasto
bituminoznih vložkov, vzporeden s plastovitostjo. Osnova je drobnozrnati
dolomit (velikost zrn do 0,01 mm) z vložki debelozrnatega dolomita (zrna
okrog 0,1 mm). Vzporedno z lamelarnimi plastmi dolomita, debelimi komaj
milimeter, sta se nakopičila tudi galenit in sfalerit. S c h u 1 z meni, da
so bili rudni minerali delno odloženi kot mehanske, delno pa kot kemične
usedline.
Iz analiz v tabeli 4 je vidna kemična sestava dveh različnih rudnih
sedimentov, galenitno dolomitnega in sfaleritno dolomitnega.
KEMIČNA SESTAVA RUDNIH SEDIMENTOV
CHEMISCHE ANALYSEN VON ZWEI ERZSEDIMENTEN
28
Si02 nastopa kot kremen, v drobnih idiomorfnih zrnih ali v glinenih
primeseh. Vsebnost fluora je v primerjavi z drugimi orudenenji meži-
škega rudnika sorazmerno visoka. Bolj pogosti so sfaleritno dolomitni
sedimenti. Najbolj zanimiv je sfaleritni ritmit z 12. obzorja (tab. II, si. 1).
Tu je lijakasta vdolbina v krovnini dolomitiziranega grebenskega apnenca
zapolnjena s pasovitim dolomitom. Vzporedno s tankimi plastmi dolomita
se je nakopičil tudi sfalerit. Ta se pojavlja v komaj kak milimeter
debelih plasteh z značilno vertikalno razvrstitvijo zrn po velikosti (pla-
stovitost s postopno zrnavostjo — graded bedding), Z orientiranimi zbruski
je ugotovljena reverzna lega plasti. Rudna zrna so povečini idiomorfna
in včasih tudi zaobljena. Galenitna zrna imajo navadno dolomitno jedro.
Pogosto so nakopičena tudi vzdolž stilolitnih šivov (tab. IV, si. 2).
Ponekod najdemo rudne sedimente kot odlomke v dolomitni in skri-
lavo dolomitni breči (tab. II, si, 2 in tab. III, si. 3). Najbolj zanimive pa so
v brečasti coni rudne konkrecije oziroma gomolji (tab. VIII, si, 1 in 2).
Jedro konkrecije je dolomit, okrog njega je koncentrično odložen galenit,
včasih pa galenit in sfalerit. Galenit je vedno obdan s tanko plastjo
glinastega skrilavca. Medtem ko v grebenskem dolomitiziranem apnencu
prevladujejo cinkova orudenenja z izredno malo svinca (povprečje je
pod 0,5 ®/o), so v brečasti coni bogata svinčeva orudenenja.
V vzhodnem delu rudišča so orudenenja precej drugačna. Tu nastopa
ruda v primarnem apnenčastem dolomitu, ki vsebuje razen organske
substance še primesi glinastega materiala in markazita. Bogatejše svinčevo
cinkove koncentracije se pojavljajo skoraj vedno v bližini glinastega
skrilavca. Rudna telesa so zelo nepravilna. Galenit prepleta v obliki zelo
nepravilnih žilic prekristalizirano dolomitno osnovo (tab. III, si. 2). Sfalerit
je v glavnem rjav in bogat z germanijem. To je vidno iz analiz na tabeli 5.
ANALIZI RJAVEGA SFALERITA IZ VZHODNEGA DELA RUDISCA
ANALYSEN BRAUNER ZINKBLENDE AUS DEM OSTLICHEN TEIL
DER LAGERSTATTE
Kadmija je v teh sfaleritih precej manj kot v mežiških koncentratih
ZnS, ki vsebujejo 0,3 do 0,5 °/o Cd. V obeh vzorcih iz tabele 3 nastopa
železo kot izomorfna zmes v sfaleritu, le majhen del je v obliki samo-
stojnega markazita. V dolomitu vzhodnega dela grabenskega rudišča, ki
je nedvomno nastal v evksinskem okolju, je mogoče več markazita in
pirita, kot ga vsebuje dolomit, nastal z dolomitizacijo koralnega apnenca.
Nastanek rudišča
Večina grabenskih orudenenj nastopa v grebenskih kameninah, kjer
najdemo tu in tam tudi orudene korale (tab. I, si. 2). Rudna mineralizacija
je bila tesno povezana z dolomitizacijo apnenca. Oblike rudnih teles,
29
teksture in strukture mineralnih agregatov večine teh orudenenj govorijo
v prid epigenezi rudišča. Epigenetska so tudi orudenenj a vzhodnega dela
grabenskega rudišča. Tu nastopajo najbogatejše rudne koncentracije v bli-
žini tektonskih kontaktov rudonosnega dolomita in glinastega skrilavca.
Toda v grabenskem rudišču najdemo pogosto tudi dokaze, da je rudišče
glede na prikamenino singenetsko. To so dobro ohranjene strukture se-
dimentnih rud (tab. II, si. 1 in 3, tab. III, si. 3, tab. IV, si. 1—3, tab. V, si. 1 in
tab. VI, si. 1), ki jih najdemo v krovnini dolomitiziranega koralnega
apnenca.
Tudi rudne, v glavnem galenitne, konkrecije v glinastem skrilavcu
ali dolomitu govorijo v prid singenetskemu nastanku rudišča. Po zna-
čilnem kontaktu med rudonosnim grebenskim dolomitom in brečo na
12. obzorju ter podobnih kontaktih na 11. in 10. obzorju si lahko razlagamo
nastanek rudišča takole:
Na koralni apnenec se je odlagal rudni sediment. Ta je nastal
v evksinskem okolju ob morebitnem hidrotermalnem dovajanju rudnih
snovi. Zapolnil je tudi kotanje in vdolbine v koralnem apnencu. Na rudni
sediment so se izmenoma odlagali glinasti in karbonatni sedimenti. Iz
njih je zaradi drsenja po morskem dnu nastala breča. Drsenje je zajelo
tudi nekonsolidirane rudne sedimente, ki so ostajali nedotaknjeni samo
v kotanjah, kjer so do danes obdržali prvotno strukturo.
Na močno deformirane heterogene plasti in brečo se je sedimentiral
dolomit z organsko substanco, piritom in glinastim materialom, verjetno
pa tudi z galenitom in sfaleritom. V bližini glinastih vložkov so bile
morda koncentracije obeh kovin večje, a so se potem med diagenezo
kamenin in s kasnejšimi hidatogenimi procesi še bolj obogatile.
Cinkovo svinčeva orudenenj a v koralnem apnencu so lahko nastala
samo na dva načina: hidrotermalno metasomatsko ali s premeščanjem
rudnih snovi iz krovninskih sedimentov. Bolj verjetna je druga možnost,
ker lahko z njo razlagamo nastanek rudišča v daljšem obdobju, tj. od
diageneze kamenin do danes. Tako laže razlagamo različne faze mine-
ralizacije, ki jih ugotavljamo z mikroskopskim ali makroskopskim opa-
zovanjem orudenenj, in anomalije v kemični sestavi. Železa in germanija
je v sfaleritu teh orudenenj precej manj kot v sfaleritu iz dolomita, ki
je nastal v evksinskem okolju. To govori bolj za hidatogeni prenos snovi
kot za hidrotermalno dovajanje raztopin. Iz hidrotermalnih raztopin na-
stanejo v splošnem sfaleriti, v katerih je več železa. Tudi potektonska
orudenenja in globinsko razporeditev cinka in svinca v rudišču laže
razlagamo na ta način kot s potriadno hidrotermalno fazo, kakor sem
mislil pred leti (Strucl, 1965).
Menim, da je grabensko rudišče kljub epigenetskemu karakterju
večine cinkovo svinčevih orudenenj primarno singenetsko-sedimentno.
Svojo prvotno obliko je spremenilo zaradi procesov v fazi diageneze in
po njej.
30
DIE Zn-Pb VERERZUNGEN DES GRABENREVIERS —
EIN BESONDERER TYP DER LAGERSTATTE VON ME2ICA
Ivo Štrucl
Mit 3 Textabbildungen und 9 Tafeln
Vortrag gehalten am 18. Mai 1967 beim I. Symposium iiber die Geologie
der Karawanken in Črna na Koroškem
Die Zn-Pb Vererzungen des Grabenreviers erstrecken sich in Richtung
Ost—West zwischen Ovčji vrh (955 m) und Ostrčnjak (812 m), 500 m
siidlich der Aufbereitung des Bergwerks Mežica in Žerjav. Die bisher
bekannten Vererzungen zeigen eine Teufenerstreckung von 620 m. Das
niedrigste Erz wurde mit Tiefbohrungen unterhalb des 13. Horizontes
festgestellt.
Die Vererzungen treten vorwiegend in Riffgesteinen auf in denen
besonders die Korale Thecosmilia hadiotica Volz (bestimmt von G. K o -
1 o s v a r v) sehr haufig vorkommt. AuBerdem wurde ein reiches Vor-
kommen von Gastropodenschalenresten der Gattung Chemnitzia rosthorni
gefunden.
Die Riffgesteine erstrecken sich auf eine Lange von 1,5 km und einer
Breite von cca. 200 m, zwischen Mošenik bei Črna und dem Kavšak
Graben in Jazbina. Im westlichen Teile ist diese Zone vorwiegend kalkig
im ostlichen dagegen sehr stark dolomitisiert. Gegen Norden und Osten
hin grenzt die Riffzone an Breccien, oder an stark gestorte und zer-
quetschte schiefrige Tone (bzw. Tonschiefer) mit Dolomitlagen, die oft
Anreicherungen von Gips und Anhydrit enthalten. Nordlich dieser
Zone tritt vorwiegend bituminoser Dolomit auf, im Osten dagegen Do-
lomit der stellenweise einen hoheren Gehalt an Markasit und Pyrit
aufweist. Den Siidrand des Grabenreviers bilden Raibler Tonschiefer die
in einer tektonischen Zone zwischen Riffgesteinen ladinischen Alters und
Hauptdolomit eingeengt sind.
Die Hauptvererzungen treten in Riffgesteinen auf. Einige, besonders
reich an Blei, findet man in den submarinen Breccien, den Rest in
Dolomiten die in einem euxinischem Milieu entstanden sind. Die Verer-
zungen unterscheiden sich nicht nur in Bezug auf das Nebengestein,
sondern auch in ihrer mineralogischen und chemischen Zusammensetzung.
In den Riffgesteinen die im allgemeinen, wo Vererzungen auftreten, do-
lomitisiert sind (Ca Mg (C03)2 85,06 «/o, CaCOs 14,14 »/o, Si02 0,25 «/o), treten
hauptsachlich Zinkvererzungen auf, die stellenweise etwas mehr Blei
liefern. Die Zinkblende dieser Vererzungen ist gegeniiber der Blende in
den Gesteinen auBerhalb des Riffes eisenarm (0,3 Vo gegeniiber 2 bis 3 "/o).
Gering ist auch der Germaniumgehalt im Vergleich zu der eisenreicheren
Blende (50 bis 100 Gramm/Tonne gegeniiber 250 bis 300 Gramm/Tonne
ZnS Konzentrat mit 65 Vo Zn). Hoher ist dagegen der Cadmiumgehalt
(0,4 bis 0,5 "/o gegeniiber 0,1 bis 0,2 "/o). Die Vererzungen in den Riff-
gesteinen zeigen in Beziehung zum Gehalt an Blei und Zink ein Ver-
31
hältnis 1:8 bis 1:12 zugunsten des Zinks, dagegen sind die Vererzungen
außerhalb dieser Gesteine meist reicher an Blei. Den letzteren sind oft
auch größere Mengen von Markasit und Pyrit beigemengt.
Fast alle Erzanreicherungen des Grabenreviers zeigen eindeutig, daß
es sich um epigenetische Bildungen handelt. Die Riffvererzungen stehen
im engen Zusammenhang mit sekundären Dolomitisationsprozessen. Sie
zeigen in Beziehung auf die Verbreitungen von Blei gewisse Teufen-
unterschiede. Die Form der Erzkörper, das Gefüge der Erzaggregate fast
aller Erzanreicherungen und die vererzten Korallen sprechen eindeutig
für Verdrängungsvorgänge die aber entweder durch hydrothermale Pro-
zesse oder durch Umlagerungen erklärt werden können. Die Vererzungen
außerhalb der Riffgesteine sind meist an tektonische Schieferkontakte
gebunden. Jedoch findet man außer den genannten Bildungen auch sehr
schöne Beispiele sedimentärer Erze (Tafel II, Abb. 1, 3, Tafel III, Abb. 3,
Tafel IV, Abb. 1—3, Tafel V, Abb. 1 und Tafel VI, Abb. 1), die schon
von O. Schulz beschrieben worden sind. Diese Erze mit typischen
Geopetalgefüge (graded bedding) treten im Hangenden der Riffgesteine
unmittelbar unter den Breccien auf, die wahrscheinlich durch submarine
Rutschungen enstanden sind. Innerhalb dieser Breccien, im Tonschiefer,
wurden an mehreren Stellen Bleikonkretionen (Tafel VIII, Abb. 1 und 2)
gefunden.
Es scheint, daß die Entstehung der primären Vererzungen zeitgemäß
mit dem Absterben des Riffes und dem darauffolgenden Sedimentations-
zyklus übereinstimmt. Auf Grund charakteristischer Kontakte zwischen
Erzdolomit und Breccie wie z. B. das Bild 1 (Tafel II) vom 12. Lauf zeigt
(ähnliche wurden auch auf dem IL Lauf gefunden), könnte man die
Enstehung der Lagerstätte auf folgende Weise erklären.
Auf Riffkalke wurde ein Erzsediment abgelagert, hierauf eine he-
terogene Abfolge von Ton, Kalkstein und Dolomit mit Gips und Anhydrit.
In dieser Sedimentserie mußte es zu submarinen Rutschungen gekommen
sein, wodurch stellenweise mächtige Breccienbildungen entstanden sind.
Hierauf wurden Dolomite mit verschieden mächtigen und sehr unregel-
mäßig auftretenden Tonlagen abgelagert. Das Erz war in diesen Gesteinen
wahrscheinlich weitgehend verteilt. Ein höherer Metallgehalt kann in
der Nähe der genannten Tonlagen anwesend gewesen sein, der dann
während der Diagenese durch Sammelkristallisation und durch spätere
hidatogene Umlagerungen immer mehr angereichert wurde. Die Riff-
vererzungen können auf zweierlei Arten entstanden sein entweder
durch hydrothermale metasomatische Vorgänge, oder durch Umlagerungen
bei welchen der Blei-Zink- und Magnesiumgehalt von überlagernden
Sedimenten herstammt. Da die Zinkblende sehr eisenarm ist, ist es wahr-
scheinlicher, daß es sich bei den Riffvererzungen um umgelagerte Verer-
zungen handelt, da die hydrothermale Blende ja meistens einen höheren
Eisengehalt aufweist und nicht nur 0,3 ®/o wie die Blende der Riff-
vererzungen.
Die Zn-Pb Lagerstätte Graben wird wom Autor trotz des epigene-
tischen Charakters der meisten Vererzungen als syngenetisch-sedimentär
32
TABLA VIII
TAFEL I
1
2
GEOLOGIJA 13
Strucl: Rudišče Graben
TABLA VIII
TAFEL II
1
2
3
GEOLOGIJA 13
Strucl: Rudišče Graben
TABLA VIII
TAFEL III
1
2
3
GEOLOGIJA 13
Strucl: Rudišče Graben
TABLA VIII
TAFEL IV
1
2
3
GEOLOGIJA 13
Strucl: Rudišče Graben
TABLA VIII
TAFEL V
1
GEOLOGIJA 13
Strucl: Rudišče Graben
TABLA VIII
TAFEL VI
1
GEOLOGIJA 13
Strucl: Rudišče Graben
TABLA VIII
TAFEL VII
1
2
3
GEOLOGIJA 13
Strucl: Rudišče Graben
TABLA VIII
TAFEL VIII
1
2
GEOLOGIJA 13
Strucl: Rudišče Graben
mit eventueller hydrothermaler Stoffzufuhr (Zufuhrkanale noch un-
bekannt) erklart, wobei es den epigenetischen Charakter wahrend der
Diagenese und durch spatere hydatogene Umlagerungen bekommen hat.
LITERATURA
Grafenauer, S. 1959, Redki svinčevi oksidi v Mežici. Geologija 5,
56—62, Ljubljana.
Grobelšek, E. 1967, Poročilo o mikroskopskih preiskavah kamenin
v revirju Graben Mežica.
S C h u 1 z, O. Mechanische Erzanlagerungsgefiige in den Pb-Zn-Lagerstatten
Mežica und Cave del Predil, Berg und Huttenmannische Monatshefte, 109
Heft 2, 385—389.
Strucl, I. 1965, Geološke značilnosti mežiških rudišč in njih okolice.
300 let mežiških rudnikov, 115—139, Mežica.
Strucl, I. 1965, Nekaj misli o nastanku karavanških svinčevo-cinkovih
rudišč s posebnim ozirom na rudišče Mežica. Rudarsko-metalurški zbornik 2,
155—163, Ljubljana.
Zore, A. 1955, Rudarsko geološka karakteristika rudnika Mežica. Geo-
logija 3, 24—80, Ljubljana.
Besedilo k slikam
Taf elerklarung
TABLA I — TAFEL I
SI. 1. Grebenski apnenec s koralo Thecosmilia badiotica Volz. Graben (Balos)
8. obzorje.
Abb. 1. Riffkalk mit der Koralle Thecosmilia badiotica Volz. Graben (Balos)
8. Horizont.
SI. 2. Korala orudena s sfaleritom 1 in markazitom 2. Graben, 9. obzorje.
Abb. 2. Mit Zinkblende 1 und Markasit 2 vererzte Koralle. Graben, 9. Horizont.
TABLA II — TAFEL II
SI. 1. Ritmit sfalerita in dolomita na kontaktu med grebenskim dolomitiziranim
apnencem (desno) in brečasto cono (levo). Graben, 12. obzorje.
Abb. 1. Erzrhytmit mit Zinkblende und Dolomit im Hangenden des Riffkalkes
(rechts) die mit einer Breccien-Zone (Mnks) begrenzt wird. Graben, 12. Horizont.
SI. 2. Rudni odlomki (v glavnem ž galenitom) v breči slike 1. Graben, 12. obzorje.
Abb. 2. Dieselbe Breccie wie auf dem Bild 1 mit Erzbruchstiicken und Knollen
die vorwiegend aus Bleiglanz bestehen. Graben, 12. Horizont.
SI. 3. Detajl rudnega ritmita slike 1. Graben, 12. obzorje.
Abb. 3 Erzrhytmit von Abb. 1.
TABLA III — TAFEL III	, .
SI. 1. Značilno orudenenje s sfaleritom v dolomitiziranem grebenskem apnencu.
1 dolomitizirani apnenec, 2 žilica s sfaleritom, 3 markazit. Graben, 8. obzorje.
Abb. 1. Typische Zinkvererzung im dolomitisierten Riffgestein. 1 Dolomit, 2
Zinkblende, 3 Markasit. Graben, 8. Horizont.
SI. 2. Orudenenje z galenitom, kakršno nastopa običajno v prekristaliziranem
dolomitu vzhodnega dela rudišča. Graben, 9. obzorje, odkop 37.
Abb. 2. Karakteristische Bleiglanzvererzung typisch fiir den ostlichen Teil des
Graben-Reviers, 9. Horizont, Abbau 37.
SI. 3. Rudna breča z odlomki rudnih ritmitov dolomita in galenita. Graben,
11. obzorje pri vpadniku.
Abb. 3. Erzbreccie mit Bruchstiicken von Erzrhytmiten (Dolomit und Bleiglanz).
Graben, 11. Horizont.
3 — Geologija 13	33
TABLA IV — TAFEL IV
SLI. Rudni ritmit z galenitom in dolomitom. Graben, 11. obzorje.
Abb. 1. Erzrhytmit mit Bleiglanz und Dolomit. Graben, 11. Horizont.
SI. 2. Stilolitni šiv oruden z galenitom; detajl slike 1.
Abb. 2. Mit Bleiglanz vererztes Stylolith; Detail von Abb. 1.
SI. 3. Galenitna zrna s karbonatnim jedrom zelo značilna za grabensko sedi-
mentno svinčevo rudo. Detajl slike 1.
Abb. 3. Fiir das sedimentare Bleierz des Grabenreviers sehr karakteristische
Bleiglanzkristalle mit einem Karbonatkern. Detail von Abb. 1.
TABLA V — TAFEL V
SI. 1. Svinčeva sedimentna ruda. Graben, 11. obzorje.
Abb. 1. Sedimentares Bleierz. Graben, 11. Horizont.
TABLA VI — TAFEL VI
SI. 1. Cinkova sedimentna ruda. Graben, 12. obzorje.
Abb. 1. Sedimentares Zinkerz. Graben, 12. Horizont.
TABLA VII — TAFEL VII
SI. 1. Sfaleint v dolomitiziranem grebenskem apnencu. Globoka zraščenost z ja-
lovino povzroča flotaciji precejšinje težave. Graben, 8. obzorje.
Abb. 1. Zinkblende im dolomitisierten Riffkalk. Starke Verwachsungen mit dem
Nebengestein verursachen in der Flotation Sch\vierigkeiten.
SI. 2. Idiomorfna zrna sfalerita, razvrščena v obliki tankih rudnih žilic v dolo-
mitiziranem grebenskem apnencu, ki ga kaže si. 1 na tabli III. Graben, 8. obzorje.
Abb. 2. Idiomorphe Kristalle der Zinkblende bilden sehr haufig ein unregel-
massiges Netz von diinnen Erzadem wie es die Tafel III, Abb. 1 zeigt. Graben,
8.	Horizont.
SI. 3. Globoko zraščen sfalerit v dolomitiziranem grebenskem apnencu. Graben,
9.	obzorje.
Abb. 3. Stark verwachsene Zinkblende im dolomitisierten Riffkalk. Graben,
9. Horizont.
TABLA VIII — TAFEL VIII
SI. 1. Gomoljasta svinčeva ruda v skrilavd dolomitni kamenini. Graben,
11. obzorje.
Abb. 1. Knollenerz im schiefrigen dolomitischen Gestein. Graben, 11. Horizont.
SI. 2. Gomolj z galenitom 1 in sfaleritom 2 okrog karbonatnega jedra. Zunanji
ovoj je iz glinastega skrilavca 3. Graben, 11. obzorje.
Abb.2. Erzknolle mit Bleiglanz 1 und Zinkblende 2 um einen Karbonatkern.
Die aussere Hulle besteht aus Tonschiefer 3. Graben, 11. Horizont.
34
POHORSKI TONALIT IN NJEGOVI DIFERENCIATI
Ernest Faninger
z 10 slikami in 29 tabelami med tekstom
Predavanje na I. posvetovanju o geologiji Karavank v Črni na Koroškem
dne 18. maja 1967
VSEBINA
Kratka vsebina........................35
Uvod............................36
Pohorski tonalit........................36
Klasifikacija s pomočjo modalne sestave............40
Primerjava pohorske globočnine z adamelsko...........47
KisU diferenciati pohorskega tonalita...............50
Bazične kamenine, nastale v zvezi s pohorskim tonalitom.......51
Dacit, tonalitni porfirit in malchit................52
Geneza pohorskih magmatskih kamenin v tonalitni fazi........56
Pohorske magmatske kamenine, ki niso v genetski zvezi s tonalitno fazo	57
Porfirske kamenine med Mežico in Slovenj Gradcem.........57
Periadriatske magmatske kamenine v Karavankah..........58
Povzetek...........................60
Kratka vsebina. Namen našega dela je klasificirati pohorsko globočnino,
ugotoviti njeno genezo ter jo primerjati s podobnimi kameninami v Ka-
ravankah in adamelskem masivu.
Po modalni sestavi ustreza večina vzorcev pohorske globočnine kreme-
novemu dioritu (tonalitu), delno pa tudi granodioritu. Ker se razmerje
med ortoklazom in plagioklazi močno spreminja in zato kartografsko ni
mogoče ločiti kremenovega diorita (tonalita) od granodiorita, pride pri
klasifikaciji celotne pohorske globočnine v poštev le njeno povprečje, ki
po Lindgrenovem klasifikacijskem principu ustreza kremenovemu dioritu
(tonalitu). Pohorska globočnina je torej kremenov diorit (tonalit), ki delno,
še posebno v spodnjih danes odkritih delih, prehaja v granodiorit. In ker
po femičnih mineralih predstavlja pohorska globočnina kremenov biotitni
diorit, se sme pri njej uporabljati ime tonalit le v širšem pomenu besede
kot sinonim za kremenov diorit. Adamelska in karavanška kamenina pa
sta tonalit tudi v ožjem pomenu besede kot sinonim za kremenov biotitno
rogovačni diorit.
35
Po izrazito farsunditskem kemizmu pohorske globočnine sklepamo, da
je njena magma nastala s pomočjo anatekse globlje ležečih kamenin, bo-
gatih z glinico. Tako nastala magma se je po prodoru še diferencirala
v aplite in pegmatite. Zadnjo fazo magmatskega delovanja na Pohorju pa
predstavljata dacit in malchit.
UVOD
S petrografsko raziskavo mlajših magmatskih kamenin Pohorja smo
imeli namen ponpvno klasificirati predvsem, globočnino, ki so jo najprej
imenovali granit, pozneje pa preimenovali v tonalit, in še druge kamenine,
ki so v genetski zvezi s tonalitno fazo. Sem štejemo aplitne in pegmatitne
žilnine, melanokratne vključke v tonalitu, tonalitni porfirit, dacit in
malchit. Za primerjavo smo raziskali tudi tonalitno cono v Karavankah.
Iz istega razloga navajamo tudi sestavo nekaterih pohorskih aplitno-
pegmatitnih žilnin, ki nimajo s tonalitno fazo ničesar skupnega.
Poenostavljeno geološko skico našega raziskovalnega območja vidimo
na sliki 1, kjer so posebej označeni pohorski tonalit, dacit s tonalitnim
porfiritom, karavanški tonalit in pas magmatskih kamenin, ki se razteza
severno od karavanškega tonalita.
F^i opisanih vzorcih navajamo kvantitativno modalno in kemično
sestavo. Vsako kemično analizo smo preračunali na sistem CIPW (J o -
h a n n s e n , 1958), Nigglijeve parametre in njegovo ekvivalentno normo
(Burri in Niggli, 1945) in na parametre Zavarickega. Pri grafičnih
primerjavah smo uporabili ekvivalentno normo in Nigglijeve parametre.
POHORSKI TONALIT
Pohorje, Kozjak in Strojna • spadajo k Centralnim Alpam. Zanje so
značilni gnajsi, blestniki, filiti in amfiboliti, ki grade velik del Pohorja^
skoraj vso Strojno in Kozjak. Kdaj so nastale te metamorfne kamenine,
ne moremo ničesar z gotovostjo trditi, le domnevamo lahko, da so se
razvile z metamorfozo staropaleozojskih skladov in starejših magniatskih
kamenin v dobi variscične orogeneze, kar so doslej dokazali za podobno
zgrajeno Svinško planino (C 1 a r in dr, 1963). Pozneje, v dobi terciarne
alpidske orogeneze, so bile te metamorfne kamenine dvignjene in ponovno
nagubane. Istočasno je na Pohorju prišlo tudi do močnega magmatskega
delovanja. V zvezi z njim je najprej nastal tonalit, v končni fazi pa še
dacit.
■	SI. 1. Geološka skica raziskanega ozemlja
Abb. 1. Geologische Skizze des untersuchten Gtebietes
1 Pohorski tonalit, 2 dacit, tonalitni porfirit, malchit, 3 karavanški tonalit,
4 severni pas magmatskih kamenin v Karavankah, 5 nahajališča raziskanih
vzorcev; številke ustrezajo tabelam
1 Tonalit von Pohorje, 2 Dacit, Tonalitporphyrit, Malchit, 3 Tonalit der Kara-
wankeh, 4 Der nordliche Zug der Eruptivgesteine in den Karawanken, 5
Lokalitaten der untersuchten Proben; die Nummern entsprechen den Tabellen
36
Podobno kot na Pohorju so tudi drugod v Vzhodnih Alpah nastale
ob znanih tektonskih črtah številne intruzije, v glavnem tonalita in
granodiorita, ki jih spremljajo številne diferencirane in nediferencirane
žilnine, ponekod tudi ustrezne predornine. Tako najdemo poleg Pohorja še
velike izdanke globočnin v Karavankah, v masivu Vedretta di Ries
(Rieserferner), na Monte Ivigni (Iffinger) in predvsem v Adamellu, kjer
zavzema globočnina največji obseg in je bila zato najbolj temeljito pre-
iskana. Ker so naštete globočnine nastale približno istočasno in zaradi
istih vzrokov, jih je S a 1 a m o n (1897) združil v poseben, tako imenovan
periadriatski niz.
Kdaj so nastale periadriatske globočnine, z geološkimi metodami ne
moremo točno določiti, kajti povsod dobimo za njihovo starost bolj ali
manj širok razpon. Tako štejejo intruzijo adamelskega tonalita v obdobje
med zgornjo kredo in sredino terciarja (Cornelius, 1928), medtem ko
lahko za pohorski tonalit z gotovostjo trdimo le, da je starejši od miocena
in mlajši od že omenjenih metamorfnih kamenin. Pohorska globočnina
namreč meji večidel na metamorfne kamenine, katerih metamorfoza je
gotovo starejša od tonalita (Duhovnik, 1954), in delno tudi na mio-
censki dacit, ki ponekod predira sam tonalit (Kieslinger, 1935).
Nadaljnji dokaz, da je tonalit starejši od miocena, so prodniki pohorskega
tonalita v spodnjemiocenskih in srednjemiocenskih ivniških skladih ma-
riborske okolice (Dolar-Mantuani, 1935). Ker je na ta način za
intruzijo pohorskega tonalita določena le njegova zgornja meja, bo točna
doba nastanka pohorske globočnine znana šele po določitvi njene abso-
lutne starosti. Doslej takšnih meritev v Sloveniji še ni bilo, pač pa so že
znani podatki za adamelski tonalit, ki mu pripisujejo 33 do 45 milijonov
let s toleranco 1,4 do 1,6 milijona let (F e r r a r a , 1962, citirano po M o r -
t e a n i j u ). Nekaj podobnega lahko pričakujemo tudi pri ostalih peri-
adriatskih globočninah, h katerim spada tudi pohorski tonalit. Da pa mora
biti pohorska globočnina sorazmerno mlada, periadriatska, sklepamo po-
sredno: pohorska globočnina je namreč v genetski zvezi z dacitom, ki so
mu dokazali spodnjemiocensko starost (Žurga, 1926 in Winkler,
1928, 1929). Ker pa dacit in delno enako stari tonalitni porfirit predirata
tonalit, sta vsaj nekoliko mlajša od njega. Zato sklepamo, da se je
magmatsko delovanje začelo z intruzijo tonalita — po vsej verjetnosti
v laramijski fazi alpidske orogeneze — končalo pa v miocenu z izlivi
dacitne lave.
Starejši avtorji (An ker, 1835, Morlot, 1848 in Rolle, 1857)
so pohorsko globočnino imenovali granit, h kateremu so prištevali tudi
porfirsko razvite kamenine zahodnega dela Pohorja. Strukturno razliko
je upošteval šele Teller (1893) in razdelil dotedanji granit na granitni
gnajs kot najstarejše jedro pohorskega masiva, in na kremenov sljudni
porfirit, ki naj bi edini predstavljal res pravo magmatsko kamenino.
Tellerjevemu mišljenju sta se uprla Doelter (1814) in Pon-
toni (1895), ki sta zopet zagovarjala starejše avtorje in trdila, da mag-
matske kamenine Pohorja predstavljajo enoten masiv, ki se zaradi struk-
turnih razlik kaže enkrat kot normalni granit, ki je ponekod zaradi
skrilavosti podoben gnajsu, drugod se pa pojavlja kot granitni porfir ali
38
pa kot porfirit v obliki žilnin. Pozneje je tudi T e 11 e r (1898) spoznal,
da se je glede »granitnega gnajsa« zmotil in ga je zato zopet preimenoval
v granit oziroma v »granit s paralelno strukturo«, vendar pa ga ni postavil
v genetsko zvezo s porfirskimi kameninami zahodnega dela Pohorja, ki
jim je pripisal, kot podobnim izdankom med Slovenj Gradcem in Mežico,
post jursko starost.
Petrografsko sta pohorske magmatske kamenine preiskala B e n e s c h
(1917) in Heritsch (1913). Benesch se je predvsem posvetil po-
horski globočnini. Imenoval jo je sicer še granitit, vendar je poudaril
pri primerjavi s podobnimi kameninami v Vzhodnih Alpah, da jo moramo
prištevati k tonalitni seriji. Nasprotno se je Heritsch posvetil porf ir-
skim kameninam zahodnega dela Pohorja in pri tem ugotovil, da se pri
njih ne pojavljajo kalijevi glinenci med vtrošniki in da jih potemtakem
moramo imenovati dacit.
Z novimi petrografskimi preiskavami pohorskih magmatskih kamenin
sta pričela Dolar-Mantuani (1935, 1938 in 1940) in Kieslinger
(1935 in 1936); oba sta pohorsko globočnino imenovala tonalit. Dolar-
Mantuani (1935) pa je pri tem poudarila, da pohorski tonalit lahko
delno prehaja v granodiorit in v izjemnem primeru celo v kremenov
monzonit. Pri primerjavi z adamelskim tonalitom je ugotovila, da pred-
stavlja pohorska globočnina nekoliko bolj kisli in bolj levkokratni različek
adamelske kamenine. Kieslinger (1935) pa je glede razmerja med
pohorskim tonalitom in dacitom dejal, da sta obe kamenini sicer v genetski
zvezi, vendar obstaja med njima določena časovna razlika — dacit je
predrl skozi tonalit in je torej nekoliko mlajši od njega.
Pohorska globočnina je drobnozrnata do srednjezrnata kamenina z bolj
ali manj izraženo paralelno teksturo. Njene glavne sestavine so glinenci,
kremen in biotit, ki ga delno nadomešča klorit. V nekaterih vzorcih
zapažamo tudi rogovačo, vendar le v majhni količini. Akcesorno nastopajo
še magnetit, apatit, sfen, ortit in epidot.
Glinence zastopajo v pohorski globočnini plagioklazi in ortoklaz. Pla-
gioklazi navadno močno prevladujejo nad ortoklazom, vendar razmerje
med njimi močno niha. V nekaterih vzorcih ortoklaza skoraj ni, drugod
pa njegova količina že tako naraste, da ga pri klasifikaciji moramo
upoštevati kot eno od bistvenih sestavin.
Plagioklazi so pri pohorski globočnini conami ali pa neconarni. Po-
vprečna sestava conarnih plagioklazov ustreza andezinu s 35'"/oan; maksi-
malni razpon nihanja znaša od 48 "/o an v jedru do 25,5 "/o an na skrajni
periferiji. Jedra conarnih plagioklazov imajo povprečno 39 ""/o an (nihanje
od 48 »/o do 340/oan), periferni deli pa 32 «/0 an (nihanje od 37 »/o do
25,5 "/o an). Sestava neconarnih plagioklazov niha od 39 ®/o do 30 "/o an, po-
vprečno pa vsebujejo 35 "/o an. Potemtakem ustreza povprečna sestava
plagioklazov pohorske globočnine kislemu andezinu s 35 "/o an (39 meritev).
Dolar-Mantuani (1835) je navedla za povprečno vrednost plagio-
klazov pohorske globočnine andezin s 34 "/0 an (105 meritev).
Alkalijske glinence pohorske globočnine je prištevala Dolar-Man-
t u a n i (1935) provizorično h kalijevemu anortoklazu, vendar je pozneje
Karamata (1959) ugotovil, da kalijevi glinenci pohorske globočnine
39
ustrezajo nizu ortoklaz-mikropertitu oziroma ortoklaz-kriptopertitu. Ker
je kot optičnih osi sorazmerno nizek, in sicer znaša po naših podatkih
v povpreč.ju 2 Vx — 50,5" (8 meritev), po navedbah Dolar-Mantua-
ni j e v e (1935) pa 55,5® (48 meritev), sklepamo, da vsebuje ortoklaz
precejšnje količine albita — po naših podatkih 20'"/o, po podatkih
Dolar-Mantuanijeve pa 25 "/o Abga Ano? (T r o g e r , 1956).
Kremen je v pohorski globočnini vedno zdrobljen v skupek drobnih
poedincev.
Klasifikacija s pomočjo modalne sestave
Mnogo podatkov o sestavi pohorske globočnine nam nudi Dolar-
Mantuani 1935, str. 111) s kvantitativno modalno sestavo 22 zbru-
skov, povečini vzorcev iz josipdolskega kamnoloma, nekaj pa iz cezlaškega
kamnoloma, okolice SI. Bistrice, sredine Pohorja in mariborske okolice.
Po podatkih Dolar-Mantuanijeve je pohorska globočnina zelo
levkokratna kamenina, saj vsota vseh femičnih mineralov ne doseže niti
10 vol. "/o. Nadalje so za večino primerkov značilne sorazmerno majhne
količine ortoklaza. Tako npr. v dveh vzorcih sploh ni ugotovila ortoklaza,
pri desetih se njegova količina giblje med 1 in 5 vol. "/o, pri devetih med
G in 12 vol. »/o in le pri enem doseže 27 vol. "/o. Po podatkih Dolar-
Mantuanijeve (1935) ima povprečje pohorske globočnine naslednjo
modalno sestavo (v vol.'"/o):
Lindgrenov klasifikacijski sistem (Johannsen, Vol. II, 1958)
pri razlikovanju med kremenovim dioritom (tonalitom), granodioritom,
kremenovim monzonitom (adamellitom) in granitom temelji na nasled-
njem razmerju med ortoklazom in celokupno količino glinencev:
O — 13 Vs—33%—66 Vs. Ce upoštevamo ta sistem, lahko po podatkih
Dolar-Mantuanijeve (1935, str. 111) ugotovimo, da od 22 vzorcev
pohorske globočnine jih 18 ustreza kremenovemu dioritu (tonalitu), 3 gra-
nodioritu in le eden kremenovemu monzonitu (adamellitu). Ker ima pri
navedeni povprečni sestavi pohorske globočnine razmerje med ortoklazom
in celokupno količino glinencev, izračunano po formuli:
/ = 100 X ortoklaz/(ortoklaz + plagioklaz), vrednost / = 9,1, vidimo, da
po podatkih Dolar-Mantuanijeve (1935, str. 111) ustreza povpreč-
na sestava pohorske globočnine kremenovemu dioritu (tonalitu).
Sami smo preiskali več vzorcev pohorske globočnine, in sicer primerek
iz okolice Koče nad Šumikom. vzorca iz kamnoloma ob Črnem potoku
jugozahodno od Ribnice na Pohorju in Mislinjskega jarka ter dva pri-
merka iz cezlaškega kamnologa, med katerima je eden svetlejši, normalen,
drugi pa predstavlja temnejši različek. Kvantitativno modalno sestavo
naštetih vzorcev podajamo v tabeli 1. Ce po zgoraj navedeni formuli tudi
40
pri njih izračunamo razmerje med ortoklazom in celokupno količino
glinence v, dobimo za posamezne vzorce naslednje vrednosti: Koča pri
Šumiku / = 7,8, Črni potok f = 23,3, Mislinjski jarek / = 19,9, svetlejši
različek globočnine iz cezlaškega kamnoloma / = 17,2 in temnejši iz cez-
laškega kamnoloma / = 9,4, kar pomeni, da po Lindgrenovi klasi-
fikaciji ustrezata vzorca iz bližine Koče nad Šumikom in temnejši
različek iz cezlaškega kamnoloma kremenovemu dioritu, ostali pa grano-
dioritu.
Ce združimo sedaj podatke Dolar-Mantuanijeve (1935,
str. 111) z našimi, dobimo za povprečje pohorske globočnine naslednjo
modalno sestavo:
Pri navedenem povprečju ima razmerje med ortoklazom in celotno
količino glinencev vrednost /= 10,3; zato po Lindgrenovi klasifi-
kaciji (Johannsen, Vol. II, 1958) pohorska globočnina v povprečju
ustreza kremenovemu dioritu (tonalitu), vendar moramo poudariti, da
kamenina delno prehaja v granodiorit.
Položaj pohorske globočnine v Lindgrenovem klasifikacijskem
sistemu najlepše vidimo na grafičnem prikazu (si. 2) s pomočjo trikotnika
QAP, kjer Q ustreza kremenu, A alkalijskim glinencem (v našem primeru
ortoklazu) in P plagioklazom, vse skupaj preračunamo na Q + A + P =
= 100. Na sliki se lahko prepričamo, da od 27 vzorcev pohorske globočnine
jih 20 ustreza kremenovemu dioritu (tonalitu), 6 granodioritu in 1 kreme-
novemu monzonitu (adamellitu). Po Lindgrenu je torej pohorska
globočnina kremenov diorit (tonalit) z delnimi prehodi v granodiorit.
V novejšem času se je pojavil nov predlog za klasifikacijo magmatskih
kamenin (Streckeisen, 1967), ki pa ne upošteva več kremenovega
monzonita (adamellita) kot posebne skupine, meje med kremenovim diori-
tom, granodioritom in granitom na podlagi že omenjenega razmerja
med glinenci pa poenostavi na naslednje vrednosti O — 10 — 35 — 90.
Prikaz vseh doslej preiskanih vzorcev pohorske globočnine na diagramu
QAP v mejah predloga za novi klasifikacijski sistem vidimo na sliki 3:
od 27 vzorcev jih 17 ustreza kremenovemu dioritu (sem štejemo tudi dva
vzorca z nekoliko prenizko količino kremena), 9 granodioritu in 1 granitu.
Ker večina vzorcev pohorske globočnine ustreza kremenovemu dioritu,
lahko tudi po predlogu novejšega klasifikacijskega sistema trdimo za
povprečje pohorske globočnine, da je kremenov diorit, toda dodati mo-
ramo, da leži povprečna sestava pohorske globočnine že na mejnem pod-
ročju med kremenovim dioritom in granodioritom. Po novejšem klasifi-
kacijskem sistemu še bolj velja trditev, da predstavlja povprečje pohorske
globočnine sicer še kremenov diorit, ki pa delno prehaja v granodiorit. Za
dokončno rešitev vprašanja, ali naj pohorsko globočnino imenujemo
41
SI. 2. Klasifikacija pohorske globočnine po Lindgrenu (Johannsen,
1958, Vol. 2)
Abb.2. Klassifikation des Tiefengesteines von Pohorje nach Lindgren
(Johannsen, 1958, Vol. 2)
Q kremen, A ortoklaz, P plagioldazi
Q Quarz, A Ortoklaz, P Plagioklase
1 Vzorci IX) Dolar-Mantuanljevi (1935, str. 111)
1 Proben nach Dolar-Mantuani (1935, S. 111)
2 Vzorci, ki jih je preiskal avtor (1. tabela)
2 Von Autor untersuchten Proben (Tabelle 1)
kremenov diorit ali pa granodiorit, bodo potrebne še nadaljnje meritve
njene modalne sestave predvsem po določenih profilih, da bi tako prišli
do čim popolnejšega povprečja. Kot že vemo, razmerje med glinenci pri
pohorski globočnini močno niha, in to celo na krajših razdaljah, zato
kartografsko ni mogoče ločiti kremenovega diorita od granodiorita in pride
za klasifikacijo v poštev le njeno povprečje. Čeprav je današnja slika
o modalni sestavi pohorske globočnine še precej nepopolna, lahko iz raz-
položljivih podatkov sklepamo, da je vzhodni in vrhnji del intruzije
sorazmerno siromašen z ortoklazom, medtem ko njegova količina proti
zahodnemu delu batolita narašča.
42
Ce upoštevamo povprečno modalno sestavo pohorske globočnine in
vzorce z relativno majhnimi količinami ortoklaza, se vprašamo, ali jo naj
imenujemo tonalit ali kremenov diorit. Na vprašanje ne moremo jasno
odgovoriti, ker si petrografi še danes niso povsem edini glede uporabe
imena tonalit; enim pomeni tonalit sinonim za kremenov diorit, drugi pa
označujejo z njim le tisto vrsto kremenovega diorita, kjer se pojavljata
biotit in rogovača v približno enakih količinah, navadno pa naj bi bilo
biotita nekoliko več kot rogovače. Ker v pohorski globočnini biotit od-
ločno prevladuje nad rogovačo, smemo pohorsko globočnino imenovati
tonalit le v širšem smislu, ko uporabljamo ime tonalit kot sinonim za
kremenov diorit, sicer pa jo moramo imenovati kremenov biotitni diorit.
Kemično sestavo vzorcev pohorske globočnine, ki smo jih preiskali,
vidimo na tabelah 2, 3, 4, 5 in 6. V tabeli 7 navajamo kemično sestavo
SI. 3. Klasifikacija pohorske globočnine po Streckeisenu (1967)
Abb. 3. Klassifikation des Tiefengesteines von Pohorje nach Streckeisen
(1967)
Q kremen, A ortoklaz, P plagioklazi
Q Quarz, A Ortoklas, P Plagioklase
1 Vzorci po Dolar-Mantuani j evi (1935, str. 111)
J Proben nach Dolar-Mantuani (1935, S. 111)
2 Vzorci, ki jih je preiskal avtor (1. tabela)
2 Von Autor untersuchten Proben (Tabelle 1)
43
tonalita iz Josipdola na Pohorju, ki ima po podatkih Dolar-Mantua-
nijeve (1935) naslednjo modalno sestavo (v vol.^/o): plagioklazi 60,
ortoklaz 7, kremen 20, biotit 7 in klorit 1. Pregled Nigglijevih parametrov
naštetih vzorcev skupaj z vrednostmi, ki so potrebne za grafični prikaz
ekvivalentne norme, vidimo na tabeli 8, grafično primerjavo vzorcev po-
horske globočnine s povprečnim granitom, kremenovim monzonitom
(adamellitom), granodioritom in kremenovim dioritom (tonalitom) pa na
slikah 4, 5 in 6.
Ce primerjamo najprej Nigglijeve parametre pohorske globočnine
s tipičnim granitom, kremenovim monzonitom, granodioritom in kreme-
novim dioritom, ki jih navaja H u a n g (1962), zapazimo, da se povprečna
vrednost parametra si pohorske globočnine (si ~ 281) še najbolj približuje
• Kd o Gd o Km o Gr o
SI. 4. Pohorska globočnina v ekvivalentni normi, diagram QLM
Abb. 4. Tiefengestein von Pohorje in der Aquivalentnorm, Diagram QLM
•	vzorci pohorske globočnine, Kd kremenov diorit (tonalit), H u a n g , 1962,
str. 94, Gd granodiorit, Huang, 1962, str. 94, Km kremenov monzonit (ada-
mellit), Huang, 1962, str. 94, Gr granit, Huang, 1962, str. 93
•	Proben des Tiefengesteines von Pohorje, Kd Quarzdiorit (Tonalit), Huang,
1962, S. 94, Gd Granodiorit, Huang, 1962, S. 94, Km Quarzmnozonit (Adamel-
lit), Huang, 1962, S. 94, Gr Granit, Huang, 1962, S. 93
44
SI. 5. Pohorska globočnina v ekvivalentni normi, diagram (Fa,Fs)FoCs
Abb. 5. Tiefengestedn von Pohorje in der Aquivalentnorm,
(Fa,Fs)FoCs-Diagram
•	vzorci pohorske globočnine, Kd kremenov diorit (tonaUt), H u a n g, 1962,
str. 94, Gd granodiorit, H u a n g , 1962, str. 94, Km kremenov monzonit (ada-
mellit), H u a n g , 1962, str. 94, Gr granit, H u a n g , 1962, str. 93
•	Proben des Tiefengesteines von Pohorje, Kd Quarzdiorit (Tonalit), H u a n g ,
1962, S. 94, Gd Granodiorit, Huang, 1962, S. 94, Km Quar2monzonit (Ada-
mellit), Huang, 1962, S. 94, Gr Granit, Huang, 1962, S. 93
granodioritu oziroma leži med vrednostjo za granodiorit in kremenov
monzonit, medtem ko jo povprečje parametra fc (fc ~ 0,23) pomakne bliže
kremenovemu dioritu oziroma postavi med kremenov diorit in granodiorit,
vendar bliže prvemu. Tudi primerjava v ekvivalentni normi ne pojasni
povsem problema klasifikacije pohorske globočnine: na diagramu QLM
se večina vzorcev pohorske globočnine ujema s kameninami granitno-
granodioritne skupine (si. 4), prav tako tudi na diagramu (Fa, Fs) FoCs
(si. 5), kjer vse projekcijske točke vzorcev pohorske globočnine leže na
stranici {Fa,Fs) — Fo, kamor padejo tudi graniti, kremenovi monzoniti in
granodioriti, toda na diagramu KpNeCal (si. 6) se dve projekcijski točki
lepše ujemata s kremenovim dioritom, druge pa zavzemajo nekak vmesni
položaj med kremenovim dioritom in granodioritom. Po izredni levko-
45
kratnosti in tudi sestavi normativnih femičnih mineralov se torej pohorska
globočnina ujema s kameninami granitno-granodioritne skupine, medtem
ko jo sestava normativnih glinencev delno približuje kremenovemu
dioritu, delno pa pomakne na vmesni položaj med kremenovim dioritom
in granodioritom.
Tudi primerjava kemizma pohorske globočnine, preračunanega v
Nigglijeve parametre, s tipi magme, ki jih je opisal Niggli (Burri,
N i g g 1 i, 1945), je ne opredeli povsem jasno v petrografski klasifikaciji.
Ker so vsi vzorci pohorske globočnine izredno salični {al^ fm) in imajo
v povprečju sorazmerno nizko vrednost parametra fc (fc ~ 0,23), je za
povprečno sestavo pohorske globočnine značilen farsunditski tip grano-
dioritske magme. Isti tip magme je značilen tudi za vzorce pohorske
SI. 6. Pohorska globočnina v ekvivalentni normi, diagram KpNeCal
Abb. 6. Tiefengestein von Pohorje in der Aquivalentnorm, KpNeCal-Diagramm
•	vzorci pohorske globočnine, Kd kremenov diorit (tonalit), Huang, 1962,
str. 94, Gd granodiorit, Huang, 1962, str. 94, Km kremenov monzonit (ada-
mellit), Huang, 1962, str. 94, Gr granit, Huang, 1962, str. 93
•	Proben des Tiefengesteines von Pohorje, Kd Quarzdiorit (Tonalit) Huang,
1962, S. 94, Gd Granodiorit, Huang, 1962, S. 94, Km Quarzmonzonit (Adamel-
lit), Huang, 1962, S. 94, Gr Granit, Huang, 1962, S. 93
46
globočnine s sorazmerno majhnimi količinami ortoklaza, kjer bi prej
pričakovali katerikoli tip izofalne {al ^ fm), kremenovo dioritne magme.
V	klasifikaciji na modalni osnovi pa ne poznamo kamenine, ki bi
nedvomno ustrezala farsunditskemu tipu magme. Zato je za pohorsko
globočnino merodajnejša klasifikacija s pomočjo modalne sestave. Po tej
jo lahko imenujemo, seveda v širšem pomenu besede, tonalit. Toda preden
končamo poglavje o tonalitu, si oglejmo še adamelski tonalit in ga pri-
merjajmo s pohorsko kamenino.
Primerjava pohorske globočnine z adamelske
Adamelsko globočnino sestavljata v glavnem tonalit in granodiorit,
nekaj je gabra, v manjših količinah pa se pojavljata še diorit in granit.
Adamelski tonalit sestavljajo v glavnem plagioklazi, kremen, biotit in
rogovača, nekaj pa je tudi ortoklaza. Biotit in rogovača nastopata v pri-
bližno enakih količinah, navadno pa je biotita nekoliko več kot rogovače.
Povprečna sestava adamelskega tonalita je po Karlu (1966) nasled-
nja (v vol. ®/o): plagioklazi 43, ortoklaz 4, kremen 25 in femični minerali 28.
Plagioklazi adamelskega tonalita so navadno sestavljeni iz zelo bazičnega
korodiranega jedra, ki ga obdaja conarno zgrajen ovoj. Jedro nekako
ustreza labradoritu, conami ovoj pa menja svojo sestavo od 50 "/o an
v notranjih delih do 30 ®/o an na periferiji (Callegari, 1963).. Po-
vprečna sestava plagioklazov adamelskega tonalita znaša po Karlu
(1966) 45 »/oan.
Adamelski granodiorit, ki so ga kartografsko lahko ločili od tonalita,
ima po Karlu (1966) naslednjo modalno sestavo (v vol. ®/o): plagioklazi
39, ortoklaz 13, kremen 29 in femični minerali 19. Pri femičnih mineralih
biotit odločno prevladuje nad rogovačo, medtem ko zavzemajo bazična
jedra pri granodioritskih plagioklazih mnogo manjši obseg kot pri tona-
litnih. Povprečna sestava granodioritskih plagioklazov ustreza andezinu
s 30 "/o anortita.
V	kemičnem pogledu ustrezajo vzorci adamelskega tonalita kreme-
novim dioritnim magmam (Burri, Niggli, 1945), v glavnem tonalit-
nemu in peleeitnemu, v manjšem obsegu tudi normalnemu kremenovo-
dioritnemu tipu, za katere so v glavnem značilne izofalnost {al ~ fm) in
nizke vrednosti parametrov si in alk. Pra adamelskem granodioritu pa se
najpogosteje pojavlja normalni tip granodioritske magme, farsunditski tip
pa je sorazmerno redek. Nigglijeve parametre in ustrezne vrednosti za
grafični prikaz ekvivalentne norme vidimo na tabelah 9 in 10, grafični
prikaz sam pa na slikah 7, 8 in 9.
Med povprečno sestavo pohorske globočnine in adamelskim tonalitom
vidimo naslednje razlike:
1. Adamelski tonalit ima trikrat več femičnih mineralov kot pohorska
globočnina. Tudi v sestavi femičnih mineralov je razlika: v adamelski
kamenini nastopata biotit in rogovača v približno enakih količinah, v po-
horskih vzorcih pa biotit odločno prevladuje nad rogovačo, ki ponekod
celo manjka.
47
SI. 7. Adamelski tonalit in granodiorit v ekvivalentni normi, diagram QLM
Abb. 7. Tonalit und Granodiorit von Adamello in der Aquivalentnorm,
QLM-Diagramm
1 Tonalit, 2 Granodiorit
2.	Povprečna sestava plagioklazov adamelskega tonalita ustreza bazič-
nemu plagioklazu s 45 "/o an, povprečje plagioklazov pohorskega tonalita
pa kislemu andezinu s 35 ®/o an.
3.	Povprečna modalna sestava pohorske globočnine je nekoliko bo-
gatejša z ortoklazom kot adamelski tonalit.
4.	V kemičnem pogledu je glavna razlika v tem, da so vzorci pohorske
globočnine izrazito salični (al>/m), adamelskega tonalita pa izofalni
(al ^ fm).
Napram adamelskemu granodioritu so razlike naslednje:
1.	Adamelski granodiorit ima približno dvakrat več femičnih mine-
ralov kot pohorska globočnina, vendar je razmerje med biotitom in
rogovačo približno enako kot pri pohorski kamenini.
2.	Glede ortoklaza zavzema pohorska globočnina nekak vmesni položaj
med adamelskim tonalitom in granodioritom, vendar je mnogo bližja
tonalitu kot granodioritu.
48
SI. 8. Adamelski tonalit in granodiorit v ekvivalentni normi,
diagram (Fa, Fs) FoCs
Abb. 8. Tonalit und Granodiorit von Adamello in der Aquivalentnorm,
(Fa, Fs) FoCs-Diagramm
1 Tonalit, 2 Granodiorit
3. Razlika med pohorsko globočnino in adamelskim granodioritom je
tudi v kemični sestavi; za pohorsko globočnino je na splošno značilen
farsunditski tip granodioritske magme, za adamelski granodiorit pa nor-
malni tip granodioritske magme, farsunditski pa je pri njem izjemen.
Pohorska globočnnia se ne ujema niti z adamelskim tonalitom niti
s tamkajšnjim granodioritom, vendar se po modalni sestavi bolj približuje
adamelskemu tonalitu. Iz navedenega razloga bomo pohorsko globočnino
še naprej imenovali tonalit, vendar se bomo pri tem zavedali, da pred-
stavlja le njegov bolj levkokratni in bolj kisli različek. Adamelski tonalit
je v širšem (= sinonim za kremenov diorit) in ožjem (= sinonim za kre-
menov biotitno rogovačni diorit) pomenu besede tonalit, pohorski pa le
v širšem smislu, pri čemer kamenina že delno prehaja v granodiorit.
4 — Geologija 13
49
1 • 2 o
SI. 9. Adamelski tonalit in granodiorit v ekvivalentni normi, diagram KpNeCal
Abb. 9. Tonalit und Granodiorit von Adamello in der Aquivalentnorm,
KpNeCal-Diagramm
1 Tonalit, 2 Granodiorit
KISLI DIFERENCIATI POHORSKEGA TONALITA
Kisli diferenciati pohorskega tonalita so aplitne in pegmatitne žilnine,
ki prepletajo sam tonalit, ali pa segajo v sosednje kamenine. Ob robu
tonalitnega masiva so ponekod aplitne žile posebno močno razvite. Tako
imenovani »gnajsgranuliti« v okolici SI. Bistrice niso nič drugega kot gost
sistem aplitnih žilnin, nastalih pri diferenciaciji pohorskega tonalita, kar
sta dokazala že Benesch (1917) in Dolar-Mantuani (1935).
V cezlaškem kamnolomu razlikujemo dve vrsti aplitnopegmatitnih
žilnin. Prvo predstavlja dva do tri metre debela aplitna žilnina, ki v rav-
nih mejah preseka tonalit, drugo pa pegmatit, ki delno prehaja v zelo
drobnozrnati aplit.
Aplit v cezlaškem kamnolomu ima zrnato strukturo in paralelno raz-
poreditev femičnih mineralov. Glavne sestavine so plagioklazi, ortoklaz
50
in kremen, od femičnih mineralov pa so prisotni biotit, klorit, granat in
majhne količine neprosojnih mineralov. Kvantitativna modalna sestava
opisanega vzorca je naslednja (v vol. ®/o): plagioklazi 39,3, ortoklaz 30,3,
kremen 27,4, biotit s kloritom 2,9 in granat z neprosojnimi minerali 0,2.
Sestava plagioklazov niha od 29 "/o do 18 "/» an in njihova srednja vrednost
ustreza oligoklazu z 24Voan. Kot optični osi smo izmerili s pomočjo ene
osi pri dveh poedincih alkalijskih glinencev in ugotovili pri tem 2 Vx = 32"
oziroma 62®, kar ustreza ortoklazu z O oziroma 20 ®/o albitne komponente
(Troger, 1956). Kemično sestavo vzorca vidimo na tabeli 11.
Beli, debelozrnati pegmatit, ki lokalno prehaja v nekoliko mesnato
rdečkasti finozrnati aplit, sestavljajo v glavnem plagioklazi, ortoklaz in
kremen ter majhne količine klorita, granata in neprosojnih mineralov.
Sestava plagioklazov se spreminja med 17 ®/o in 8 "/o an s srednjo vred-
nostjo ll^-oan. Alkalijski glinenci ustrezajo ortoklazu; ker niha kot
optičnih osi 2 Vx med 49® in 65®, njihova srednja vrednost pa znaša
2 Vx = 54® (5 meritev), sklepamo, da vsebujejo v povprečju 25 ®/o albitne
komponente (Troger, 1956). Kemično sestavo opisane kamenine vidimo
na tabeli 12.
BAZIČNE KAMENINE, NASTALE V ZVEZI S POHORSKIM
TONALITOM
Bazične kamenine, ki se pojavljajo skupaj s tonalitom, so čizlakit in
številni vključki v tonalitu, dolgi nekaj dm.
Čizlakit se pojavlja pri Cezlaku v obliki leče v tonalitu, velike kakih
300m. Kamenino je podrobno opisal že Nikitin (1937 in 1939). Glavne
sestavine čizlakita so svetlo zeleni avgit, temno zelena rogovača in plagio-
klazi, ki vsebujejo 52 ®/o do 35 ®/o an; razen tega najdemo v kamenini
kremen, kalijeve glinence, sfen, apatit in vključke biotita v rogovači
(Nikitin, 1937). Kemično sestavo čizlakita vidimo na tabeli 13. Ni-
kitin si je razlagal nastanek čizlakita s pomočjo zgodnje gravitacijske
kristalizacijske diferenciacije v tonalitni magmi. Danes menimo, da je
čizlakit nastal s pomočjo reakcije med tonalitno magmo in vključkom
zelo bazične kamenine. Kot dokaz za to navajamo dejstvo, da so plagio-
klazi v čizlakitu le malo bolj bazični kot v tonalitu, da v čizlakitu količina
rogovače narašča proti meji s tonalitom in da se v kamenini pojavljata,
čeprav v majhnih količinah, tudi ortoklaz in biotit, ki v tako bazični
kamenini vsekakor govorita za vpliv bolj kisle magme. Da je osnova
čizlakita starejša od obdajočega tonalita, dokazujejo aplitne in delno
tudi tonalitne žilnine v čizlakitu.
Melanokratni vključki v tonalitu predstavljajo nakopičen j a istih femič-
nih mineralov, ki so značilni za sam tonalit. Meje melanokratnih vključ-
kov napram tonalitu so zelo ostre. Kvantitativna modalna sestava melano-
kratnega vključka iz cezlaškega kamnoloma je naslednja (v vol. ^/o): pla-
gioklazi 17,0, ortoklaz 14,0, kremen 7,4, biotit 60,8, sfen 0,2, magnetit 0,4
in apatit 0,2. Plagioklazi ustrezajo v povprečju andezinu s 34 ®/o anortita.
Kemično sestavo istega vzorca vidimo v tabeli 14. Nastanek melanokratnih
51
vključkov, ki se pojavljajo v vseh bolj kislih globočninah, še ni pojasnjen;
verjetno gre tudi za kose starejših bolj bazičnih kamenin, predelane od
tonalitne magme.
DACIT, TONALITNI PORFIRIT IN MALCHIT
V zahodnem delu Pohorja imamo namesto tonalita dacit v obliki večjih
čokov in tonalitni porfirit v obliki žilnin. Skupno s tonalitnim porfiritom
se ponekod pojavlja tudi malchit; med njima zasledimo številne prehode
(Eigel, 1894).
Starejši avtorji so porf irske kamenine zahodnega dela Pohorja identi-
ficirali z granitom. Šele Teller (1892 in 1898), ki pa se je sam naslonil
na Hussaka (1884), jih je izločil kot kremenove sljudne porfirite,
kakor je imenoval svetlejšo vrsto ne glede na način pojavljanja, in kot
rogovačne porfirite, h katerim je prišteval temnejše žilnine. Nadalje je
Teller ugotovil, da so s pohorskim kremenovim sljudnim pofiritom
identični številni izdanki magmatskih kamenin na ozemlju med Mežico in
Slovenj Gradcem, ki jim je določil postjursko starost (Teller, 1898).
Doelter (1894), Pont oni (1895) in Eigel (1884) so razlikovaU
pri porf irskih kameninah zahodnega dela Pohorja granitni porfir, granitni
porfirit in rogovačni porfirit, pri čemer se pojavlja granitni porfir kot
veliki čoki, granitni porfirit in rogovačni porfirit pa kot žilnine. Pozneje je
Heritsch (1913) dokazal, da granitnega porfir j a na Pohorju sploh ni,
saj se v njem ortoklaz ne pojavlja med vtrošniki, in ga je zato preimenoval
v dacit, Dolar-Mantuani (1938) pa je preifmenovala dotedanji gra-
nitni porfirit v tonalitni porfirit, rogovačni porfirit pa v malchit. Pohor-
skemu dacitu kot tudi delu tonalitnega porfirita sta Z u r g a (1926) in
Winkler (1928 in 1929) dokazala spodnjemiocensko starost.
Pohorski dacit je svetlo siva kamenina s porf irsko strukturo. Kot
vtrošniki v mikrokristalni do kriptokristalni osnovi nastopajo plagioklazi,
kremen in femični minerali, v glavnem klorit, ponekod pa tudi biotit ali
rogovača. Dacitu so podobne žilnine tonalitnega porfirita; glavna razlika,
poleg načina pojavljanja, je v tem, da je pri tonalitnem porfiritu kremen
sorazmerno redek med vtrošniki in da je osnova nekoliko bolj debelo-
zrnata. Od izdankov pohorskega dacita smo preiskali vzorce iz Troblja
in Legna pri Slovenj Gradcu, Trbonja in Vuzenice v dravski dolini ter
vzorec s Sv. Bolfenka jugozahodno od Ribnice na Pohorju. Od tonalitnega
porfirita smo pregledali vzorec iz Mislinjskega jarka in iz Fale v dravski
dolini. Oglejmo si sedaj posamezne primerke.
Dacit s Pohorja nad Trobljami pri Slovenj Gradcu ima porf irsko struk-
turo. Kot vtrošniki v mikrokristalni osnovi nastopajo plagioklazi, kremen
in klorit. Plagioklazovi vtrošniki ustrezajo visokotemperaturnim modifi-
kacijam. Pri štirih zrnih smo ugotovili naslednje sestave: 36 "/o, 36 "/o,
36 "/o in 31 °/o an; povprečje plagioklazovih vtrošnikov torej ustreza ande-
zinu s 35 °/o an kot pri tonalitu. Kemično sestavo dacita s Trobelj kaže
tabela 15; kamenina je na prehodu med farsunditskim in normalnim
tipom granodioritske magme.
52
Dacit z Legna pri Slovenj Gradcu je zelo podoben vzorcu iz Trobelj.
Siva kamenina ima porfirsko strukturo. Kot vtrošniki v mikrokristalni
osnovi nastopajo plagioklazi, kremen in klorit. Plagioklazi ustrezajo vi-
sokotemperaturnini modifikacijam, pri katerih smo izmerili naslednje
sestave: 33 »/o, 29 »/o, 31 »/o, 31 "/o, 30 Vo, 33 Vo in 30 »/o an; njihovo povprečje
ustreza potemtakem andezinu z 32 "/o an. Kemično sestavo opisane kame-
nine vidimo na tabeli 16. Vzorec z Legna je izrazito saličen (al>/m), se
pa razlikuje od farsunditskega kot tudi normalnega tipa granodioritske
magme po zelo nizki količini alkalij (alk).
Dacit s Trbonja je zaradi delne limonitizacije femičnih mineralov
nekoliko rjavkast. Kot vtrošniki v mikrokristalni osnovi nastopajo plagio-
klazi, kremen in biotit. Plagioklazi ustrezajo visokotemperaturnim mo-
difikacijam. Pri neconarnih zrnih smo izmerili 35 "/a, 31 ^/o, 29 "/o in
29 ®/o an, pri nekem conarnem zrnu pa v jedru 36 ®/o, na periferiji pa
33	"/o an; srednja vrednost plagioklazovih vtrošnikov torej ustreza andezinu
z 32 °/o an. Kemizem kamenine vidimo na tabeli 17.
Dacit iz bližine Vuzenice, pod hribčkom, na katerem stoji cerkev
Marija na Kamnu, ima prav tako porfirsko strukturo. V mikrokristalni
osnovi nastopajo kot vtrošniki plagioklazi, kremen in biotit, akcesorno se
jim pridruži še kalcit. Pri visokotemperaturnih modifikacijah plagiokla-
zovih vtrošnikov smo ugotovili 30 »/o, 35 "/o, 32 "/o, 29 "/o in 36 34 Vo an;
srednja vrednost znaša 32 "/o an. Kemizem vidimo na tabeli 18; tudi vzorec
iz bližine Vuzenice se odlikuje, kot vzorec dacita z Legna pri Slovenj
Gradcu, po nenavadno nizki količini alkalij.
Dacit s Sv. Bolfenka jugozahodno od Ribnice na Pohorju ima porfirsko
strukturo. Kot vtrošniki v mikrokristalni osnovi nastopajo plagioklazi,
kremen in klorit. Plagioklazovi vtrošniki še ustrezajo visokotemperaturnim
modifikacijam, pri katerih smo izmerih 27 »/o, 30«/», 28 »/o, 330/0 in
34	®/o an; njihova srednja vrednost ustreza potemtakem plagioklazu
s 30Voan. Kemično sestavo dacita s Sv. Bolfenka kaže tabela 19; kame-
nina ustreza farsunditskemu tipu granodioritske magme.
Tonalitni porfirit iz Mislinjskega jarka seka metamorfne kamenine
v obliki žilnin, debelih nekaj metrov. Kamenina ima porfiroidno struk-
turo. Kot vtrošniki v drobnozrnati osnovi se pojavljajo plagioklazi, biotit
in sorazmerno redka zrna kremena. Večina plagioklazovih vtrošnikov
ustreza visokotemperaturnim modifikacijam, nekaj je prehodnih oblik,
zelo redka zrna pa ustrezajo nizkotemperaturnim oblikam; povprečje vseh
plagioklazovih zrn ustreza andezinu s 37 "/oan. Osnovo sestavljajo glinenci,
kremen, biotit in klorit. Kemizem kamenine kaže na prehod med farsun-
ditskim in normalnim tipom granodioritske magme (tabela 20).
Po strukturi bi lahko k tonalitnemu porfiritu prištevali tudi zelenkasto
porfirsko kamenino pod železniškim mostom pri Fali. Kamenina ima
porfiroidno strukturo. Kot vtrošniki v drobnozrnati osnovi nastopajo
plagioklazi in biotit ter redka zrna kremena. Plagioklazovi vtrošniki ustre-
zajo visokotemperaturnim oblikam; v njihovi sestavi je 33 "/o do 28 "/o an
s srednjo vrednostjo 31 °/o an. Osnovo sestavljajo glinenci, kremen in
klorit. Kemizem kamenine (tabela 21) se zaradi nizkih količin alkalij lepo
ujema z vzorcema dacita z Legna pri Slovenjem Gradcu in iz Vuzenice.
53
SI. 10. Nigglijevi variacijski diagrami pohorskih magmatskih kamenin
tonalitne faze
Abb. 10. Nigglische Variationsdiagramme der mit der Tonalitphase verbundenen
Eruptivgesteine von Pohorje
1 bazične kamenine (čizlakit, melanokratni vključki, malchit), 2 tonalit, grano-
diorit, 3 dacit, tonalitni porfirit, 4 aplit, pegmatit
1 Basische Gesteine (Čizlakit, biotitreiche Schlieren, Malchit), 2 Tonalit, Grano-
diorit, 3 Dacit, Tonalitporphyrit, 4 Aplit, Pegmatit
Na koncu si oglejmo še malchit iz Mislinjskega jarka, ki ima po
podatkih Dolar-Mantuanijeve (1938) naslednjo modalno sestavo
(v vol. "/o): plagioklazi 58, rogovača 38, biotit 4, kremen 3 in apatit s piri-
tom 1. Plagioklazi ustrezajo delno labradoritu, delno bazičnemu andezinu.
Kemizem podajamo v tabeli 22.
Ce sedaj primerjamo pohorski dacit in tonalitni porfirit s tonalitom,
opazimo, da se kamenine v glavnem ujemajo glede sestave plagioklazov.
Tudi kremen lahko pričakujemo v vseh primerih v približno enakih
količinah, čeprav je pri tonalitnem porfiritu sorazmerno redek med
^'■trošniki, zato ga je pa tem več v osnovi. Ortoklaza pri porf irskih ka-
meninah sicer ni videti med vtrošniki, vendar iz kemičnih podatkov lahko
sklepamo, da je sestavni del osnove. In če primerjamo še kemično
sestavo, opazimo, da se porf irske kamenine Pohorja precej lepo ujemajo
s tistimi vzorci pohorske globočnine, ki so bogatejši s kalijem. Magma
porfirskih kamenin je bila torej v glavnem enaka magmi, iz katere je
nastal tonalit.
Po modalni in kemični sestavi se od pravkar obravnavanih kamenin
bistveno razlikuje malchit, ki vsebuje mnogo bolj bazične plagioklaze
in relativno velike količine femičnih mineralov, v glavnem rogovače. Ker
pa poznamo številne prehode med malchitom in tonalitnim porfiritom,
sklepamo, da je nastanek malchita v genetski zvezi z tonalitno fazo
magmatskega delovanja.
GENEZA POHORSKIH MAGMATSKIH KAMENIN V TONALITNI FAZI
Večji del Pohorja gradita dve vrsti kamenin: metamorfne in mag-
matske, nastale v tonalitni fazi, v glavnem tonalit in dacit. Usedlin in
starejših magmatskih kamenin je na Pohorju malo.
V terciarju je v globljih conah alpidskega orogena prišlo do taljenja
kamenin in tako do anatektičnega razvoja magme, ki je po prodoru
v višje dele zemeljske skorje skrepenela kot tonalit. Med ohlajevanjem sta
se kot kisla diferenciata tonalitne magme izločila še aplit in pegmatit. Mag-
matsko ognjišče tonalitne magme se ni takoj umirilo, temveč je še pozneje
dovajalo istovrstno magmo, iz katere je pri izlivih na zemeljsko površje
nastal dacit, kot nedifirencirana žilnina pa tonalitni porfirit. Nastanek
malchita v zadnjih fazah magmatskega delovanja potrjuje dejstvo, da
postaja anatektična magma proti koncu vedno bolj bazična.
Dokaz za anatektični razvoj tonalitne magme je v prvi vrsti njen
kemizem, kajti farsunditski tip magme ne nastaja pri diferenciaciji pri-
m.arne, bazaltne magme. Nadaljnji dokaz je tudi nesorazmerje med ba-
zičnimi kameninami v tonalitu in samim tonalitom: v pohorski globočnini
sploh ni bazične kamenine, na podlagi katere bi lahko sklepali, da bi se
tonalitna magma razvila kot diferenciat prvotno bolj bazične magme;
čizlakita je v tonalitu zanemarljivo malo nasproti dimenzijam tonalita.
Na diferenciacijskem diagramu (si. 10), narisanem s pomočjo Nigglijevih
parametrov, opazimo trojno grupacijo glede na vrednost parametra si;
56
prvo predstavljajo bazične kamenine (čizlakit, melanokratni vključki v to-
nalitu in malchit), drugo vzorci tonalita, dacita in tonalitnega porfirita,
tretjo pa kisla diferenciata aplit in pegmatit. Kljub skokovitemu poteku
diferenciacijske krivulje je na diagramu lepo vidno, da padejo projek-
cijske točke tonalita, dacita in tonalitnega porfirita na enotno področje,
kar kaže, da je magma v vseh treh primerih istovrstna; razlika med
naštetimi kameninami je le v obliki pojavljanja in delno tudi v starosti.
Ni nobenega dvoma, da predstavljata aplit in pegmatit kisla diferenciata
tonalitne magme. Pri bazičnih kameninah pa diferenciacijska krivulja
s smeri tonalita normalno poteka le do malchita (sž = 160). Iz tega skle-
pamo, da je malchitna magma nastala v istem magmatskem ognjišču
kot tonalitna. Po nenavadno skokovitem poteku diferenciacijske krivulje
med malchitom in melanokratnim vključkom (si = 137) moremo sklepati,
da izvirajo melanokratni vključki iz bolj bazične kamenine, ki jih je
predelala tonalitna magma. Na nekaj podobnega lahko sklepamo iz mi-
neralne parageneze tudi pri čizlakitu.
POHORSKE MAGMATSKE KAMENINE, KI NISO V GENETSKI ZVEZI
S TONALITNO FAZO
Na Pohorju se pojavljajo tudi magmatske kamenine, ki nimajo ničesar
skupnega s tonalitom. Tako najdemo ponekod v filitih manjše izdanke
diabazov in v serpentinitih ostanke harzburgitov (Germovšek, 1954),
vendar zavzemajo največji obseg pegmatitne in aplitne žile v metamorfnih
kameninah Pohorja; zanje trdi Kieslinger (1935), da nimajo ničesar
skupnega s tonalitom, temveč so mnogo starejše. Germovšek (1954)
jih imenuje milonitne pegmatite.
Petrografsko smo preiskali vzorec pegmatita s Pohorja nad Falo.
Kamenina ima porfiroblastično strukturo. Kot porfiroblasti nastopajo
kristali mikroklina, veliki do 1 cm, redkeje ortoklaza. Drobnozrnata osnova
pa vsebuje glinence, kremen in muskovit. Kremen se pojavlja tudi
v obliki tankih žilic. Kemično sestavo podajamo v tabeU 23.
Glavna razlika med pegmatitom tonalitne faze in opisanim vzorcem
starejšega pegmatita nad Falo je v strukturi in alkalijskih glinencih;
tonalitni pegmatit ima debelozrnato strukturo in vsebuje ortoklaz, starejši
pa kaže porfiroblastično strukturo in vsebuje mikroklin. Starejše peg-
matitne in aplitne žilnine so nastale pri metamorfozi v dobi variscične
orogeneze; zato nimajo ničesar skupnega s tonalitom.
PORFIRSKE KAMENINE MED MEŽICO IN SLOVENJ GRADCEM
Na ozemlju med Mežico in Slovenj Gradcem se na več krajih po-
javljajo porfirske kamenine, ki jim je Teller (1898) dokazal pojursko
starost in jih je istovetil s porfirskimi kameninami zahodnega Pohorja.
57
Vzorec z Leš nad Prevaljami ima porf irsko strukturo. Kot vtrošniki
v mikrokristalni osnovi nastopajo plagioklazi, kremen, rogovača in ploščice
že povsem spremenjenega biotita. Kamenina vsebuje tudi redka zrnca
granata in muskovita. Večina plagioklazov ustreza visokotemperaturnim
modifikacijam, manjši del pa nizkotemperaturnim ali pa vmesnim
oblikam; povprečje vseh plagioklazov ustreza andezinu s 48 ®/o an. Ke-
mizem kamenine, ki jo lahko imenujemo dacit, vidimo na tabeli 24.
PERIADRIATSKE MAGMATSKE KAMENINE V KARAVANKAH
Med Železno Kaplo in Zg. Razbor jem se raztezata dva pasova mag-
matskih kamenin, ki ju zopet loči ozko področje metamorfnih kamenin.
Južni pas je iz tonalita, severnega pa grade raznovrstne magmatske
kamenine, ki jih v glavnem delimo na granitni porfir, granodiorit in gabro.
Glede karavanškega tonalita danes nihče več ne dvomi, da pripada
periadriatskim globočninam. Glede magmatskih kamenin severnega pasu
pa se mnenja še zelo razlikujejo — eni jih imajo prav tako za peri-
adriatske (F r i t s c h , 1961), B e r c e (1961) pa je mišljenja, da gre
za granitit triadne starosti. Po lastnih raziskavah lahko s sigurnostjo
trdimo le to, da so magmatske kamenine obeh pasov starejše od srednjega
oligocena, kajti v srednjeoligocenskih soteških skladih južno od Hude
luknje smo našli prodnike karavanškega tonalita in granitnega porfirja.
Karavanški tonalit ima debelozrnato strukturo in paralelno razpo-
reditev femičnih mineralov. Kot je ugotovil že Teller (1896), je zelo
podoben adamelskemu tonalitu.
Petrografski opis karavanškega tonalita najdemo pri G r a b e r j u
(1898, 1929) in Dolar-Mantuanijevi (1935, 1939). Kamenino se-
stavljajo plagioklazi, kremen, biotit, rogovača, klorit in manjše količine
ortoklaza. Sestava plagioklazov niha od bitovnita/labradorita v jedrih do
andenzina/oligoklaza na periferijah.
Vzorec tonalita iz Bistre, ki smo ga mikroskopsko in kemično preiskali,
ima naslednjo modalno sestavo (v vol. Vo): plagioklazi 53,10, ortoklaz 0,83,
kremen 21,58, biotit 15,64, rogovača 7,88, klorit 0,94 in magnetit 0,04.
Plagioklazi vsebujejo 57 "/o do 45 "/o an, povprečje pa znaša 52 "/o an.
Kemično sestavo tonalitnega vzorca iz Bistre vidimo na tabeli 25. Ker
je kamenina izofalna {al ~ fm), ima sorazmerno nizke vrednosti para-
metrov si in k, ustreza peleeitnemu tipu kremenove diortitne magme,
ki je poleg tonalitnega zelo značilen tudi za adamelski tonalit. Ker se
tudi modalna sestava vzorca iz Bistre lepo ujema z adamelsko kamenino,
lahko trdimo da sta karavanški in adamelski tonalit v petrografskem
pogledu identična.
Vzorec tonalita, ki smo ga vzeli pod kmetijo Jedločnika ob poti na
Smrekovec jugovzhodno od Črne na Koroškem, ima prav tako debelo-
zrnato strukturo. Njegova kvantitativna modalna sestava je naslednja
(v vol. "/o): plagioklazi 45,06, ortoklaz 5,45, kremen 29,58, biotit 14,26, ro-
58
govača 3,95, klorit 0,62, magnetit 0,99 in apatit 0,09. V sestavi plagioklazov
je 56 do 36 "/o an; povprečje ustreza andezinu s 46 ®/o anortita. Kemizem
kamenine vidimo na tabeli 26.
Magmatske kamenine glavnega pasu delimo na granitni porfir, grano-
diorit in gabro. Kartografsko je posamezne tipe težko prikazati, ker se
kamenine močno menjavajo. V neki globeli jugovzhodno od Cme na
Koroškem smo zasledili celo magmatsko brečo, v kateri gabro nastopa
kot paleosom, granitni porfir pa kot neosom.
Preidimo k petrografskemu opisu posameznih kamenin severnega pasu.
Granitni porfir v dolini Tople je svetlo siv s porfiroidno strukturo.
Glavne sestavine so plagioklazi, ortoklaz, kremen in biotit, ki ga delno
nadomešča klorit. Za kamenino so značilni mesnato rjavi vtrošniki orto-
klaza, ki jih obroblja tanka bela plast plagioklaza; pojav je posebno
značilen za tiste primerke granitnega porfir j a, ki se dejansko kot žilnine
pojavljajo v bolj bazičnih kameninah — gabru, oziroma granodioritu.
Kvantitativna modalna sestava granitnega porfir j a iz Tople je naslednja
(v vol. «/o): plagioklazi 38,26, ortoklaz 23,09, kremen 32,17, biotit in klorit
6,04 ter magnetit 0,45. Povprečna sestava modalnih plagioklazov vsebuje
21 ®/o an. Kemizem kamenine podajamo v tabeli 27.
Granodiorit v bližini Črne na Koroškem ima zrnato strukturo. Glavne
sestavine so plagioklazi, ortoklaz, biotit in rogovača. Plagioklazova jedra
so močno razkroj ena in zapolnjena z nadomestno substanco, drugi deli
plagioklazov pa ustrezajo v povprečju oligoklazu z 21 "/o an. Za kamenino
so še značilne številne iglice apatita. Opisani vzorec ima naslednjo mo-
dalno sestavo (v vol. "/o): plagioklazi 52,66, ortoklaz 17,46, kremen 1,79,
biotit 10,50, rogovača 16,23, klorit 0,62 in neprosojni minerali 0,73. Ka-
menina vsebuje sorazmerno velike količine femičnih mineralov, a je
praktično brez kremena; zato bi lahko ustrezala dioritu, vendar jo zaradi
ortoklaza ne smemo tako imenovati. Glede razmerja med ortoklazom
in celotno količino glinencev bi lahko vzorec imenovali granodiorit, kar
pa zopet ne ustreza, ker je premalo kremena. Kamenina se je sigurno
v določeni meri spremenila med nastajanjem, kar je imelo za posledico
tako nenavadno razmerje med posameznimi sestavinami. Ker ji v sedaj
veljavni klasifikaciji ne najdemo primernejšega imena, jo bomo imenovali
granodiorit. Po novejšem predlogu klasifikacije (Streckeisen, 1967)
bi jo morali imenovati monzodiorit. Kemizem vidimo na tabeli 27.
Skupno z granodioritom se ponekod pojavlja tudi gabro. Vzorec, ki
smo ga vzeli nedaleč od pravkar opisanega granodiorita, ima naslednjo
modalno sestavo (v vol. "/o): plagioklazi 36,87, rogovača 49,54, klorit 8,65,
sfen 2,87, neprosojni minerali 1,34 in apatit 0,72. Plagioklazi vsebujejo
49,5 ®/o do 37,5 "/o an; povprečje ustreza andezinu s 43,5 ®/o an. Ce upo-
števamo barvni indeks, moramo kamenino prišteti v gabroidno skupino,
po sestavi plagioklazov pa med diorite. Ker vsebuje opisani vzorec več
femičnih mineralov kot povprečni gabro, smo se pri klasifikaciji odločili
za gabro. Njegovo kemično sestavo kaže tabela 29.
59
POVZETEK
Naša glavna naloga je bila, ponovno klasificirati pohorsko globočnino.
Po podatkih o njeni kvantitativni modalni sestavi in po Lindgrenovem
klasifikacijskem sistemu ustreza tri četrtine preiskanih vzorcev kreme-
novemu dioritu, drugi vzorci pa se ujemajo z granodioritom, oziroma
v enem izjemnem primeru celo s kremenovim monzonitom. Pohorska glo-
bočnina je torej kremenov diorit, ki delno prehaja v granodiorit. In ker
v njej biotit odločno prevladuje nad rogovačo, ki je ponekod sploh ni,
lahko za pohorsko globočnino uporabljamo ime tonalit le kot sinonim
za kremenov diorit.
Na starost pohorskega tonalita sklepamo po njegovih prodnikih, ki so
jih razni raziskovalci našli v miocenskih skladih mariborske okolice. Ti
prodniki dokazujejo, da je tonalit starejši od miocena in mlajši od krede,
s katero tvori pokontaktno metamorfozo pohorski dacit, ki je s tonalitom
v genetski zvezi.
V zahodnem delu Pohorja tonalit nadomeščata dacit in tonalitni porfirit.
Dacit in del tonalitnega porfirita sta miocenske starosti. Ker so tonalit,
dacit in tonalitni porfirit v kemičnem pogledu identični in ker so por-
firske kamenine ponekod predrle tonalit, sklepamo, da obstaja med po-
horskim tonalitom in ustreznimi porfirskimi kameninami določena, čeprav
majhna časovna razlika. Najprej je prišlo do intruzije tonalita in šele
po njegovi skrepenitvi do površinskih izlivov istovrstne magme, torej do
nastanka dacita. Tonalitni porfirit po vsej verjetnosti predstavlja kanale,
skozi katere je dacitna magma prodirala proti površju. Ker se malchitne
žilnine pojavljajo na krajih, kjer je pogosten tudi tonalitni porfirit in ker
zapažamo tudi prehode med enimi in drugimi kameninami, sklepamo, da
je tudi malchit nastal proti koncu magmatskega delovanja.
Glede geneze pohorskega tonalita, dacita, tonalitnega porfirita in
malchita danes menimo, da je njihova magma v vseh primerih nastajala
anatektično globoko v zemlji; tako nastala magma je prodrla med višje
ležeče plasti zemeljske skorje in se najprej strdila v obliki tonalita, se še
regenerirala naprej v istem magmatskem ognjišču in se pri predoru
na zemeljsko površje strdila kot dacit, oziroma pod površjem v obliki
nediferenciranih žilnin kot tonalitni porfirit. Ko je pri anateksi postala
magma nekoliko bolj bazična, so še nastale malchitne žilnine.
Apliti in pegmatiti, ki jih najdemo v tonalitu in delno tudi zunaj
njega, so posledica diferenciacije tonalitne magme. Pripomniti pa moramo,
da niso vse pegmatitno aplitne žilnine, ki jih srečujemo v metamorfnih
kameninah Pohorja, v genetski zvezi s tonalitno fazo, temveč so mnoge
starejše od nje; za vse starejše pegmatitno aplitne žile je značilna por-
firoblastična struktura s porfiroblasti mikroklina.
S primerjavo pohorske globočnine z adamelskim in karavanškim to-
nalitom smo ugotovili, da se pohorska globočnina razlikuje od adamel-
skega tonalita. Adamelski in karavanški tonalit pa se lepo ujemata.
O pohorski globočnini lahko trdimo, da predstavlja bolj levkokratni, bolj
kisli različek adamelskega tonalita, ki je v širšem in ožjem pomenu
besede tonalit.
60
Tabela 29.	Tabelle 29.
Kvantitativna modalna sestava pohorske globočnine
Quantitative niodalc Zusammensetzung des Tiefengesteines von Pohorje
1.	vzorec iz bližine koče nad Šumikom
Probe aus der Nahe der Hiitte Koča nad Sumikom
2.	vzorec iz kamnoloma ob Cmem potoku
Probe aus dem Steinbruch an dem Bach Črni potok
3.	vzorec iz Mislinjskega jarka
Probe aus der Schlucht Mislinjski žarek
4.	vzorec svetlejše (normalne) globočnine iz cezlaškega kamnoloma
Probe des helleren (normalen) Tiefengesteines aus dem Steinbruch in Cezlak
5.	vzorec temnejše vrste globočnine iz cezlaškega kamnoloma
Probe der dunkleren Art des Tiefengesteines aus dem Steinbruch in Cezlak
* Pri tem vzorcu so bili kloritu prišteti tudi epidot (1,88), ortit (0,08), apatit
(0,04) in kalcit (0,07).
Bei dieser Probe wurden beim Chlorit auch Epidot (1,88), Ortit (0,08), Apatit
(0,04) und Calcit (0,07) mitberechnet.
61
Tabela 29.
Tabelle 29.
Tonalit, Sumik
Tonalit, Sumik
a) Kemična analiza in sistem CIPW
Chemische Analyse und das System CIPW
Analitik: dr. ing. L. Guzelj
b) Niggli j evi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
62
Tabela 29.
Tabelle 29.
Granodiorit, kamnolom ob Črnem potoku
Granodiorit, Steinbruch am Črni potok
a) Kemična analiza in sistem CIPW
Chemische Analyse und das System CIPW
Analitiii: dr. ing. L. Guzelj
b) Niggli j evi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aguivalentnorm
63
Tabela 29.
Tabelle 29.
Granodiorit, Mislinjski jarek
Granodiorit, Mislinjski jarek
a) Kemična analiza in sistem C1PW
Chemische Analyse und das System CIPW
Analitik: dr. ing. L. Guzelj
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
64
Tabela 21.
Tabelle 21.
Granodiorit, Cezlak
Granodiorit, Cezlak
a) Kemična analiza in sistem CIPW
Chemische Analyse und das System CIPW
Analitik: dr. ing. S. Gomišček
b) Niggli j evi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
5 — Geologija 13
65
Tabela 29.
Tabelle 29.
Tonalit (temnejše vrste), Cezlak
Tonalit, die dunklere Art, Cezlak
a) Kemična analiza in sistem C1PW
Chemische Analyse und das System CIPW
Analitik: ing. N. Cerk
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
66
Tabela 29.
Tabelle 29.
Tonalit, Josipdol
Tonalit, Josipdol
a) Kemična analiza in sistem CIPW
Chemische Analyse und das System CIPW
Analitik: dr. L. Dolar-Mantuani
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
67
Primerjava kemične sestave pohorske globočnine s povprečno sestavo granita, kremenovega monzonita, granodiorita in
kremenovega diorita
Vergleich der chemischen Zusammensetzung des Eruptivgesteines von Pohorje mit einer durchschnittlichen Zusammen-
setzung von Granit, Quarzmonzonit, Granodiorit und Quarzdiorit
Tabela 8.
Tabelle 8.
1	tonalit, Koča nad Sumikom (Pohorje)
2	granodiorit, Cmi potok (Pohorje)
3	granodiorit, Mislinjski jarek (Pohorje)
4	granodiorit, Cezlak (Pohorje)
5	tonalit, Cezlak (Pohorje)
6	tonalit, Josipdol (Dolar-Mantuani, 1935)
a granit, Huang, 1962
Granit, Huang, 1962
b Icremenov monzonit (adamellit), Huang, 1962
Quarzmonzonit (Adamellit), Huang, 1962
C granodiorit, Huang, 1962
Granodiorit, Huang, 1962
d kremenov diorit (tonalit), Huang, 1962
Quarzdiorit (Tonalit), Huang, 1962
Tabela 9.
Tabelle 9.
Kemizem adamellskega tonalita podan z Nigglijevimi vrednostmi
Chemismus des Adamello Tonalites dargestellt durch die Niggli-Werte
Tabela lO.
Tabelle 10.
Kemizem adamellskega granodiorita podan z Nigglijevimi vrednostmi
Chemismus des Adamello Granodiorites dargestellt durch die Niggli-Werte
1	granodiorit, Piano d'Aviolo, Schiavinato, 1951	9
2	granodiorit, Foigard, M a 1 a r o d a , 1948	10
3	granodiorit, Valle Germanega, Colbertaldo, 1942	11
4	granodiorit, Monte Blumone, Colbertaldo, 1940	12
5	granodiorit, Monte Sabion, Ogniben, 1952, p. 10	13
6	granodiorit, Monte Sabion, Ogniben, 1952, p. 13	14
7	granodiorit, Monte Sabion, Ogniben, 1952, p. 15	15
8	granodiorit, Malga Cercena, Ogniben, 1952, p. 17
granodiorit, Sostimo, Ogniben, 1952, p. 44
granodiorit, Malga Retorti, C e v a 1 e s , 1952
granodiorit, Lago Nero, Ce v a 1 e s , 1952
granodiorit, Cima del Copi>etto, Z a n e 11 i n , 1956
granodiorit. Val di Fumo, Colbertaldo, 1950
granodiorit, Cima Uzza, Callegari, 1963
granodiorit, Corno Al to, Ogniben, 1952
Tabela 29.
Tabelle 29.
Aplit, Cezlak
Aplit, Cezlak
a) Kemična analiza in sistem CIPW
Chemische Analyse und das System CIPW
Analitik: dr. ing. L. Guzelj
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
71
Tabela 29.
Tabelle 29.
Pegmatit, Cezlak
Pegmatit, Cezlak
a) Kemična analiza in sistem CIPW
Chemische Analyse und das System CIPW
Analitik: ing. M. Treppo
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
72
Tabela 29.
Tabelle 29.
Čizlakit, Cezlak
Čizlakit, Cezlak
a) Kemična analiza in sistem CIPW
Chemische Analyse und das System CIPW
Analitik: R. Klemen
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
73
Tabela 29.
Tabelle 29.
Melanokratni vključek v tonalitu, Cezlak
Melanokrater Einschluss im Tonalit, Cezlak
a) Kemična analiza in sistem CIPW
Chemische Analyse und das System CIPW
Analitik: dr. ing. L. Guzelj
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
74
Tabela 29.
Tabelle 29.
Dacit, Troblje pri Slovenj Gradcu
Dacit, Troblje bei Slovenj Gradec
a) Kemična analiza in sistem CIPW
Chemische Analyse und das System CIPW
Analitik: ing. N. Cerk
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
75
Tabela 29.
Tabelle 29.
Dacit, Legen pri Slovenj Gradcu
Dacit, Legen bei Slovenj Gradec
a) Kemična analiza in sistem CIPW
Chemische Analyse und das System CIPW
Analitik: ing. N. Cerk
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-V/erte und die Aquivalentnorm
76
Tabela 29.
Tabelle 29.
Dacit, Trbonje
Dacit, Trbonje
a) Kemična analiza in sistem CIPW
• Chemische Analys€ und das System CIPW
Analitik: ing. N. Cerk
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
77
Tabela 29.
Tabelle 29.
Dacit, Vuzenica
Dacit, Vuzenica
a) Kemična analiza in sistem CIPW
Chemische Analyse und das System CIPW
Analitik: ing. N. Cerk
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
78
Tabela 29.
Tabelle 29.
Dacit, Sv. Bolfenk pri Ribnici na Pohorju
Dacit, Sv. Bolfenk pri Ribnici na Pohorju
a) Kemična analiza in sistem CIPW
Chemische Analyse und das System CIPW
Analitik: dr. ing. L. Guzelj
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
79
Tabela 29.
Tabelle 29.
Tonalitni porfirit, Mislinjski jarek
Tonalitporphyrit, Mislinjski jarek
a) Kemična analiza in sistem CIPW
Chemische Analyse und das System CIPW
Analitik; ing. N. Cerk
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
80
Tabela 21.
Tabelle 21.
Tonalitni porfirit, Fala
Tpnalitporphyrit, Fala
a) Kemična analiza in sistem C1PW
Chemische Anaiyse und das System C1PW
Analitik: ing. N. Cerk
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
6 — Geologija 13
81
Tabela 29.
Tabelle 29.
Malchit, Mislinjski jarek
Malchit, Mislinjski jarek
a) Kemična analiza in sistem CIPW
Chemische Analyse und das System CIPW
Analitik: dr. L. Dolar-Mantuani
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
82
Tabela 29.
Tabelle 29.
Pegmatit, Pohorje nad Falo
Pegmatit, Pohorje iiber der Ortschaft Fala
a) Kemična analiza in sistem CIPW
Chemische Analyse und das System C1PW
Analitik: dr. ing. L. Guzelj
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
83
Tabela 29.
Tabelle 29.
Dacit, Leše
Dacit, Leše
a) Kemična analiza in sistem CIPW
Chemische Analyse und das System CIPW
Analitik: ing. N. Cerk
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
84
Tabela 29.
Tabelle 29.
Tonalit, Bistra
Tonalit, Bistra
a) Kemična analiza in sistem C1PW
Chemische Analyse und das System C1PW
Analitik: dr. ing. L. Guzelj
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die AquivaIentnorm
85
Tabela 29.
Tabelle 29.
Tonalit, vzhodno od Črne
Tonalit, ostlich von Črna
a) Kemična analiza in sistem CIPW
Chemische Analyse und das System CIPW
Analitik: ing. N. Cerk
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
86
Tabela 29.
Tabelle 29.
Granitni porfir, Topla
Granitporphyr, Topla
a) Kemična analiza in sistem C1PW
Chemische Analyse und das System CIPW
Analitik: ing. N. Cerk
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
87
Tabela 29.
Tabelle 29.
Granodiorit, Cma
Granodiorit, Cma
a) Kemična analiza in sistem CIPW
Chemische Analj^se und das System CIPW
Analitik: ing. N. Cerk
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
88
Tabela 29.
Tabelle 29.
Gabro, Črna
Gabbro, Črna
a) Kemična analiza in sistem CIPW
Chemische Analyse und das System CIPW
Analitik: ing. N. Cerk
b) Nigglijevi parametri in ekvivalentna norma
Niggli-Werte und die Aquivalentnorm
89
TONALIT VON POHORJE UND SEINE DIFFERENTIATE
Ernest Faninger
Mit 10 Textabbildungen und 29 Tabellen
EINLEITUNG
Den Gegenstand unserer Betrachtungen bilden die jiingeren Eruptivge-
steine von Pohorje (Bachergebirge), hauptsachlich das machtige von kristal-
linen Schiefern umgebene Tiefenstein, das erst als Granit bezeichnet, spater
aber in Tonalit umbennant worden ist. Es werden noch weitere mit der-
selben magmatischen Phase im Zusammenhang entstandene Gesteine wie
etwa die Aplit- und Pegmatitgange, Dacite und biotitreiche Schlieren
im Tonalit beschrieben und auBerdem auch einige Pegmatitgange, die
weit alter als der dortige Tonalit sind und mit ihm gar nichts zu tun
haben. Wegen des Vergleiches mit dem Tonalit von Pohorje werden
auch einige in den Karawanken vorkommende Eruptivgesteine in unsere
Untersuchungen miteinbezogen.
TONALIT VON POHORJE
Das machtige heute als Tonalit bezeichnete Eruptivgestein von Po-
horje gehort nach S a 1 a m o n (1897) zu der langgestreckten Kette der
periadriatischen Intrusionen, die in Adamello beginnend sich iiber Monte
Ivigna (Iffinger), Vedrette di Ries (Rieserferner) und Karawanken bis
zu Pohorje erstreckt.
Wann genau die periadriatischen Intrusionen entstanden sind, konnte
ef; bisher mit den geologischen Mitteln nirgends festgestellt werden, denn
uberall traten nur mehr oder weniger breite Intervvalle in Erscheinung.
So konnte es beim Tonalit von Adamello nur festgestellt werden, daB
die dortige Intrusion im Zeitraum zwischen der Oberkreide bis Mitte
des Tertiars stattgefunden hat (Cornelius, 1928). Was 'des To-
nalites von Pohorje anbelangt, steht es nur sicher fest, daB er jiinger
ist als die ihn umgebenden hochstwahrscheinlich zur Zeit der variscischen
Orogenese entstandenen metamorphen Gesteine und alter als Miozan, denn
in miozanen Schichten der Umgebung von Maribor sind Gerolle des von
Pohorje stammenden Tonalites gefunden worden (Dolar-Mantuani,
1935). DaB aber trotz eines so groBen vom Palaozoikum bis Mitte des
Tertiars reichenden fiir die Intrusion in Frage kommenden Zeittraumes
der Tonalit von Pohorje als relativ jung angesehen wird, geht daraus
hervor, daB er mit den ihn im westlichen Teilen des Pohorje vertretenden
Daciten, die sicher im unteren Miozan entstanden sind (2 u r g a , 1926
und W i n k 1 e r , 1928, 1929), eng verwandt ist und mit ihnen in der-
selben magmatischen Phase entstanden ist. Und da der Tonalit am
Pohorje von Daciten und Tonalitporphyritgangen, von denen auch ein
Teil miozanen Alters ist (W i n k 1 e r , 1929), durchbrochen wird (K i e s -
90
linger, 1935, 1936), kann geschlossen werden, daß die magmatische
Tätigkeit zuerst mit der Tonalitintrusion begonnen hat; als der Tonalit
schon erstarrt ist, folgten bis zum unteren Miozän immer noch Nach-
schübe desselben Magmas, aus dem als Ganggestein Tonalitporphyrit,
als Ergußgestein aber Dacit entstanden sind. Jedenfalls wird das genaue
Alter der Tonalitintrusion von Pohorje erst nach den absoluten Alters-
bestimmungen bekannt werden; bisher sind solche Bestimmungen nur
beim Adamello-Tonalit angewendet worden, für welchen ein Alter von
S3 bis 45 Millionen Jahren mit einer Toleranz von 1,4 bis 1,6 Millionen
Jahren angegeben wird (Ferrara, 1962 — zitiert nach M o r t e a n i).
Dasselbe Alter, was dem Eozän und teilweise Oligozän entspricht, kann
auch bei anderen periadriatischen Intrusionen erwartet werden.
Das Tief engestein von Pohorje wurde von älteren Autoren (Anker,
1835; Mor lot, 1848 und Rolle, 1857) zuerst Granit genannt, zu
dem auch die porphyrartigen Gesteine des westlichen Teiles von Pohorje
mitgezählt worden sind. Später erfolgte von Teller (1893) auf Grund
der Strukturmerkmale die Trennung des bis dorthin als Granit bezeichneten
Gesteines in Granitgneis, der einen alten Gewölbekern darstellen sollte,
und Quarzglimmerporphyrit, der allein ein Eruptivgestein sein sollte.
Den Behauptungen von Teller widersetzten sich D o e 11 e r (1894)
und Pontoni (1895), die wieder die Ansicht der älteren Autoren be-
stätigt haben. Später hat auch Teller (1898) eingesehen, daß er sich
bezüglich des ^>Granitgneises« geirrt hat, doch er vertrat immer noch
die Meinung, daß die porphyrartigen Eruptivgesteine des westlichen
Pohorje mit dem dortigen Granit nichts Gemeinsames haben. B e n e s c h
(1917) nennt das Tiefengestein von Pohorje noch Granitit, rechnet es
aber schon zur tonalitischen Serie. Der Name Tonalit tritt beim Eruptiv-
gestein von Pohorje zugleich bei Dolar-Mantuani (1935) und
Kieslinger (1935, 1936) auf.
Das Tief engestein des Massives von Pohorje besteht hauptsächlich
aus Plagioklasen, Ortoklas, Quarz und Biotit, der teilweise von Chlorit
ersetzt wird. In geringen Mengen kommt in einigen Fällen auch Horn-
blende vor, doch sie kann auch gänzlich fehlen. Accesorisch sind Apatit,
Magnetit, Sphen. Ortit und Epidot festgestellt worden.
Das Verhältnis zwischen Ortoklas und Plagioklasen unterliegt im
Tief engestein von Pohorje großen Schwankungen; es kommen Fälle vor,
wo Ortoklas fast gänzlich fehlt, woanders ist dagegen seine Menge schon
so angewachsen, daß er unbedingt zu den Hauptbestandteilen gerechnet
werden muß.
Die Plagioklase des Tiefengesteines von Pohorje entsprechen im Durch-
schnitt einem sauren Andesin mit 35 "/o Anortitgehalt. In Fällen von
zonaren Plagioklasen wurde in deren Zusammensetzung eine Schwankung
von 48 "/o An im Kern bis 25,5 "/o An an der Peripherie festgestellt und
zwar weisen die Plagioklaskerne im Mittel 39 "/o An (Schwankungen in
den Grenzen zwischen 48 und 34 "/o An), die peripheren Teile dagegen
einen mittleren Gehalt von 32 "/o An (Schwankungen in den Grenzen von
37 bis 25,5 "/o An) auf. Die mittlere Zusammensetzung der nichtzonaren
Plagioklase entspricht genau so wie auch die mittlere Zusammensetzung
91
der zonaren Plagioklase einem sauren Andesin mit 35 "/o An, wobei sich
die Schwankungen der nichtzonaren Komer bewegen zwischen 39 und
31 "/oAn. Nach Messungen von Dolar-Mantuani (1935) enthalt die
mittlere Zusammensetzung der Plagioklase des Tonalites von Pohorje
34 o/o An.
Die Alkalifeldspate des Tiefengesteines von Pohorje wurden pro-
visorisch von Dolar-Mantuani (1935) als Kali-Anortoklas be-
zeichnet, doch spater stellte Karamata (1959) fest, daB es sich hier um
Ortoklas-Kryptopertit bzw. Ortoklas-Mikropertit handelt. Da der Winkel
der optischen Achsen niedere Werte aufweist — nach unseren Messungen
betragt 2 Vx im Mittel 50,5", nach Angaben von Dolar-Mantuani
(1935) 55,5" — so kann es auf einen verhaltnismaBig hohen Albitgehalt
in den Alkalifeldspaten — nach unseren Messungen 20 o/o Abgg Angj bzw.
25 "/o Abgg Ano^ nach Dolar-Mantuani — geschlossen werden
(Troger, 1956).
Quarz weist im Tiefengestein von Pohorje eine Mortelstruktur auf.
tJber die quantitative modale Zusammensetzung des Eruptivgesteines
von Pohorje gibt uns wertvolle Angaben Dolar-Mantuani (1935,
S. 111, Tabelle XIII), wo es deutlich ersichtlich ist, daB das Eruptivgestein
von Pohorje relativ arm an Kalifeldspat ist: von 22 Proben wurde bei
zwei iiberhaupt kein Ortoklas festgestellt, bei 10 Proben schwankt dessen
Gehalt zwischen 1 und 5 Vol. o/o, bei 9 Proben zwischen 6 und 12 Vol. "/o
und in einem Ausnahmefall erreicht die Ortoklasmenge 27 Vol. "/o. Nach
der Klassifikation von Lindgren, wo die Grenzen zwischen Quarz-
diorit (Tonalit), Granodiorit, Quarzmonzonit (Adamellit) und Granit auf
Grund des Feldspatverhaltnisses O — 133^ — 33^ bestimmt werden
(Johannsen, 1958, Vol. 2), und dieses Verhaltnis nach der Formel
/ = 100 . Ortoklas/(Ortoklas + Plagioklas) errechnet wird, entsprechen
von 22 Proben 18 dem Quarzdiorit, 3 dem Granodiorit und eine dem
Quarzmonzonit. Auch die folgende von Dolar-Mantuani (1935,
S. 111) errechnete mittlere Zusammensetzung des Tiefengesteines von
Pohorje (in Vol. "/o)
Plagioklas	62 %
Ortoklas	6 %
Quarz	22 K
Biotit	6 34
Hornblende	1
Chlorit	1 %
muB wegen des Feldspatverhaltnisses = 9,1 zum Quarzdiorit (Tonalit)
gerechnet werden. Nach Dolar-Mantuani (1935) ist also das Erup-
tivgestein von Pohorje im Mittel Quarzdiorit (Tonalit), der teilweise in
Granodiorit libergeht.
Bei unseren Untersuchungen errechneten wir die quantitative modale
Zusammensetzung von 5 Proben des Tiefengesteines von Pohorje, was in
der Tabelle 1 ersichtlich ist. Nach dem oben angegebenen Feldspatver-
haltnisse und nach der Klassifikation von Lindgre n entsprechen die
Proben von Koča pri Sumiku {f = 7,8) und die dunklere Art des Tiefen-
92
gesteines aus dem Steinbruch von Cezlak (f = 9,4) dem Quarzdiorit
(Tonalit), wahrend die hellere (normale) Art des Tiefengesteines von
Cezlak (/ = 17,2), ferner noch die Proben vom Steinbruch Črni potok
(f = 23,3) und aus Schlucht Mislinjski jarek (/ = 19,9) schon zum Grano-
diorit gezahlt werden miissen.
Werden jetzt unsere Messungen mit denen von Dolar-Mantuani
(1935, S. 111) vereingt, so kommt man zum folgenden Ergebnis: Von 27 der
nach quantitativer modaler Zusammensetzung untersuchten Proben des
Tiefengesteines von Pohorje entsprechen nach der Klassifikation von
Lindgren 20 dem Quarzdiorit (Tonalit), 6 dem Granodiorit und nur
eine Probe dem Quarzmonzonit (Adamellit), was auf der Abb. 2 deutlich
ersichtlich ist (Auf dem Diagramm entspricht Q dem modalen Quarzgehalt,
A dem Alkalifeldspatgehalt — in unserem Falle der Ortoklasmenge, und
der Buchstabe P dem Plagioklasgehalt, alles selbstverstandlich umgerech-
net auf die Summe 100). Auch die jetzt errechnete mittlere Zusammen-
setzung aller Proben
Plagioklas	61,1
Ortoklas	7,0
Quarz	22,5
Biotit	6,8
Hornblende	0,9
Chlorit	1,7
ergibt wegen des Feldspatverhaltnisses j = 10,3 nach der Klassifikation
von Lindgren einen Quarzdiorit (Tonalit). Das Tiefengestein von
Pohorje stellt also einen Quarzdiorit (Tonalit) vor, der teilweise Ubergange
in Granodiorit aufweist.
Zu etwas verandertem SchluB kommen wir bei der Beriicksichtigung
des neuesten Klassifikationsvorschlages, wo die Tiefengesteine nach dem
Feldspatverhaltnisse (/ wie oben berechnet!) O — 10 — 35 — 90 in Quarz-
diorit, Granodiorit und Granit unterteilt werden (Streckeisen, 1967).
In dieser Klassifikation entsprechen 17 von 27 Proben des Eruptivgesteines
von Pohorje dem Quarzdiorit (zwei Proben wurden trotz etwas zu geringen
Quarzgehaltes zum Quarzdiorit gezahlt), 9 dem Granodiorit und 1 dem
Granit, was auf der Abb. 3 ersichtlich ist. Obwohl die Mehrzahl der Proben
des Tiefengesteines von Pohorje in der neuesten Klassifikation dem Quarz-
diorit entspricht, ist es auf der Abbildung zugleich deutlich ersichtlich,
daB sich die meisten Projektionspunkte an der Grenze zwischen Quarz-
diorit und Granodiorit haufen, was bedeutet, daB das Eruptivgestein von
Pohorje einen Ubergang zwischen Quarzdiorit und Granodiorit darstellt.
Um noch zu entscheiden, ob man am Pohorje mit Quarzdiorit oder Grano-
diorit zu tun hat, miissen in der Zukunft noch weitere Modalbestimmun-
gen ausgefiihrt werden, besonders entlang zu diesem Zweck ausgesuchten
Profilen, da wegen groBen Schwankungen des Feldspatverhaltnisses nur
eine sinngemaB ausgefuhrte Bestimmung der mittleren Zusammensetzung
zu einem guten Ergebnis fiihren kann. Nach den heute zur Verfiigung
stehenden Angaben konnte man jedoch schlieBen, daB obwohl Schwan-
kungen im Feldspatverhaltnisse iiberall vorkommen, sind doch orto-
93
klasarmere Proben mehr im Osten und in den hoheren Lagen des Eruptiv-
massives konzentriert, wahrend dessen westlicher und unterer Teil
verhaltnismaBig ortoklasreich ist.
Was der Bezeichnung Tonalit bzw. Quarzdiorit anbelangt, soli es
hier bemerkt werden, daB der Name Tonalit verschiedene Bedeutung haben
kann — einmal kann er als Synonym fiir Quarzdiorit verwendet werden,
woanders tritt er aber wieder als Synonym fiir nur diejenige Art des
Quarzdiorites auf, bei der Biotit und Hornblende in ungefahr gleich groBen
Mengen vorkommen, gewohnlich aber iiberwiegt Biotit die Hornblende.
Und da beim Tiefengestein von Pohorje die Hornblende nur in auBerst
geringen Mengen, oder iiberhaupt nicht, vorkommt, so kann der Name
Tonalit nur im Sinne als Synonym fiir Quarzdiorit gebraucht werden,
sonst muB aber das Tiefengestein von Pohorje als Quarzbiotitdiorit be-
zeichnet werden.
Alle von uns auf modalen Bestand untersuchten und in der Tabelle 1
angefiihrten Proben sind auch chemisch untersucht worden; ihre Zu-
sammensetzungen befinden sich in den Tabellen 2 bis 6, wahrend in der
Tabelle 7 noch die chemische Zusammensetzung der von Dolar-Man-
tuani (1935, S. 111, Tabelle Xm, Probe 40a) untersuchten Probe des
Tiefengesteines von Pohorje hinzugefiigt ist. Der Vergleich mit typischen
Granit, Quarzmonzonit, Granodiorit und Quarzdiorit befindet sich in der
Tabelle 8, die entsprechenden graphischen Darstellungen in der Aquiva-
lentnorm aber auf den Abb. 4, 5 und 6.
Werden in der Tabelle 8 zanachst die Niggli-Werte miteinander ver-
glichen, so ist es gleich ersichtlich, daB sich das Mittel des si-Wertes des
Eruptivgesteines von Pohorje (si ^ 281) noch am meisten dem Granodiorit
nahert bzw. nimmt eine Zwischenstellung zwischen Granodiorit und
Quarzmonzonit ein, die aber naher dem erstgenannten als dem zweit-
genannten liegt. Was des Wertes fm anbelagt, entspricht sogar dessen
Mittel (fm ~ 18,5) dem Quarzmonzonit, doch der Mittelwert von /c (Jc =
= 0,23) riickt das Eruptivgestein von Pohorje noch am nahersten zum
Quarzdiorit. Auch auf den entsprechenden Abbildungen ist es deutlich
ersichtlich, daB sich der femischen Komponente nach die Mehrzahl der
Projektionspunkte der granitisch-granodioritischen Gesteinsgruppe nahert
(QLM-Diagramm, Abb. 4), wahrend sich die Projektionspunkte auf dem
den normativen Feldspaten entsprechenden Diagramm (Abb. 6) um dem
Quarzdiorit haufen oder eine Zwischenstellung zwischen Quarzdiorit und
Granodiorit einnehmen. Der Vergleich der chemischen Zusammensetzun-
gen bringt also fiir das Eruptivgestein von Pohorje keine deutliche
Entscheidung; der femischen Komponente nach ist das Mittel eher ein
Granit als ein Quarzdiorit, den normativen Feldspaten nach liegt es aber
zwischen Quarzdiorit und Granodiorit, doch naher dem Quarzdiorit als
dem Granodiorit.
Der Vergleich der Niggli-Werte mit den von Niggli (Burri,
Niggli, 1945) aufgestellten Magmatypen bringt uns eine neue Uber-
raschung; man mochte glauben, die an Ortoklas armen Proben des
Eruptivgesteines von Pohorje sollten den quarzdioritischen Magmen ent-
sprechen, was aber nicht der Fall ist — alle bisher analysierten Gesteins-
94
proben nahern sich noch am meisten dem farsunditischen Typus der
granodioritischen Magmen, welcher ausgesprochen saalisch {aly>fm) ist
und einen verhaltnismaBig niederen fc-Werte (k = 0,25) besitzt. Der Che-
mismus des Eruptivgesteines von Pohorje entspricht also im Durchschnitt
den granodioritischen Magmen, aber wohlgemerkt nicht dem normalen,
sondern dem farsunditischen Typus der granodioritischen Magmen. Man
wird sich jetzt wohl fragen, ob man noch berechtigt ist, das Eruptivgestein
von Pohorje zum Quarzdiorit (Tonalit) zu zahlen. Die entsprechende
Antvvort sei folgende: Weil bisher noch kein Gestein bekannt ist, das der
modalen Zusammensetzung nach eindeutig dem farsunditischen Typus
der granodioritischen Magmen zugeordnet werden kann, ist fiir die Klassi-
fikation der in Frage kommenden Gesteine ihre modale Zusammensetzung
immer noch die entscheidende, und dieser nach entspricht das Mittel des
Eruptivgesteines von Pohorje nach dem Klassifikationsprinzip von Lind-
gren noch eindeutig dem Quarzdiorit (Tonalit).
Der Vergleich des Eruptivgesteines von Pohorje mit dem Mittel der
modalen Zusammensetzung des Tonalites vom Adamello (Kari, 1966)
bringt einige Unterschiede zu Tage; es hat erstens der Tonalit von
Adamello dreimal mehr femische Bestandteile als das Gestein von Pohorje
und zweitens weist auch das Mittel der Plagioklase des Tonalites von
Adamello einen um ungefahr 10 °/o hoheren Anortitgehalt auf. Ferner
sieht man noch einen Unterschied in der Menge der Kalifeldspate, die bei
dem Adamello-Tonalit zweimal kleiner ist und zuletzt ist auch noch ein
Unterschied bei der Zusammensetzung der femischen Bestandteile wahr-
nehmbar, denn im Adamello-Tonalit sind Biotit und Hornblende ungefahr
gleich stark vertreten, wahrend im Tonalit von Pohorje die Hornblende
auch ganzlich fehlen kann. Auch chemisch stimmen die beiden Tonalit-
arten nicht iiberein: In Niggli-Werten ist der Adamello-Tonalit aus-
gesprochen isophal (al ~ fm) und seine Proben entsprechen zum groBen
Teil (Tabelle 9) dem tonalitischen oder peleeitischen Typus der quarz-
dioritischen Magmen, wahrend der Chemismus des Eruptivgesteines von
Pohorje einem farsunditischen Magma gleicht. Werden jetzt die mittleren
modalen Zusammensetzungen des Gesteines von Pohorje und des Gra-
nodiorites von Adamello (Kari, 1966) miteinander verglichen, so be-
merkt man gleich, daB der Granodiorit von Adamello eine zweimal
groBere Menge an Kalifeldspat aufweist und auch beim Magmatypus
besteht ein Unterschied, denn der Granodiorit von Adamello entspricht
einem normalen Typus der granodioritischen Magmen (Tabelle 10). Man
kommt also beim Vergleich mit den Eruptivgesteinen von Adamello zum
SchluB, daB das Eruptivgestein von Pohorje in petrographischer Hinsicht
weder mit dem Tonalit von Adamello noch mit dem dortigen Granodiorit
identisch ist, daB aber das Eruptivgestein von Pohorje eine mehr leuko-
krate und saure Abart des Tonalites von Adamello darstellt, wobei beim
Eruptivgestein von Pohorje der Name Tonalit nur im Sinne als Synonym
fiir die Quarzdioritgruppe gebraucht werden darf, wogegen der Tonalit
von Adamello im weiteren (als Synoym fiir Quarzdiorit) und im engeren
Sinne des Wortes (als Synonym fiir Quarzbiotithornblendediorit) ein
Tonalit ist. Die chemischen Eigenschaften der Tonalit- und Granodiorit-
95
proben von Adamello in der aquivalenten Norm werden in den Abb. 7, 8
und 9 gezeigt.
DIE SAUREN DIFFERENTIATE DES POHORJE-TONALITES
Zu den saueren Differentiaten des Tonalites werden viele Aplit- und
Pegmatitgange gezahlt, doch muB man gleich mit Kieslinger (1935,
1936) iibereinstimmen, daB nicht alle im Altkristallin vorkommenden
Aplite und Pegmatite als Differentiationsprodukte des Tonalites zu be-
trachten sind, sondern daB sie viel alter als dieser sind.
In diesem Abschnitt betrachten wir zwei Gange, die im Tonalit von
Cezlak vorkommen, also als Abspaltungsprodukte des Tonalitmagmas zu
betrachten sind. Es handelt sich um einen Aplit- und einen Pegmatitgang.
Der Aplit hat folgende modale Zusammensetzung (in Vol. "/o): Plagioklas
39,3, Ortoklas 30,3, Quarz 27,4, Biotit mit Chlorit 2,9 und Granat zusammen
mit Eržen 0,2. Die mittlere Zusammensetzung der Plagioklase enthalt
24 o/o An, die Schwankungen finden aber zwischen 29 und 18 "/o An statt.
Die chemische Zusammensetzung ist in der Tabelle 11 gegeben.
Der dickkornige Pegmatitgang, der auch auBerst feinkornige Aplitein-
schliisse enthalt, besteht auch hauptsachlich aus Plagioklas, Ortoklas und
Quarz, daneben treten noch in kleinen Mengen Granat, Chlorit und Erze
auf. Die mittlere Zusammensetzung der Plagioklase, bei denen Schwan-
kungen zwischen 17 und 8 ®/o An festgestellt worden sind, entspricht einem
Oligoklas mit ll°/oAn. Die chemische Zusammensetzung ist in der Ta-
belle 12 angefiihrt.
BASISCHE GESTEINE, DIE MIT DER TONALITINTRUSION
IN ZUSAMMENHANG STEHEN
Es handelt sich hier um den von B e n e s c h (1917) entdeckten »Horn-
blende-Augit-Dior it«, der spater von Nikitin (1937, 1939) in Diorit-
Pyroxenit bzw. Čizlakit umbenannt worden ist, und zweitens noch um
viele kleine biotitreiche Schlieren, die iiberall im Tonalit verteilt vor-
kommen.
Die genaue Beschreibung des Cizlakits von Pohorje befindet sich,
wie schon erwahnt, bei Nikitin (1937). Das Gestein besteht haupt-
sahlich aus griinem Augit, dunkler Hornblende und Plagioklas, wessen
Zusammensetzung nach Angaben von Nikitin zwischen 52 und
35 °/o An schwankt. Die chemische Zusammensetzung des Cizlakits be-
findet sich in der Tabelle 13. Das Gestein kann als Reaktionsprodukt
zwischen einem vorherbestehenden pyroxenreichen Gestein und dem
Tonalitmagma betrachtet werden.
Die dunklen Schlieren haben nach unseren Untersuchungen folgende
modale Zusammensetzung (in Vol. Vo): Plagioklas 17,0, Ortoklas 14,0,
Quarz 7,4, Biotit 60,8, Sphen 0,2, Magnetit 0,4 und Apatit 0,2. Die mittlere
Zusammensetzung der Plagioklase enthalt 34 o/o An. Die chemische Zu-
sammensetzung ist in der Tabelle 14 angegeben.
96
DACIT, TONALITPORPHYRIT UND MALCHIT
Im westlichen Teil des Pohorje-Gebirges wird der Tonalit durch Dacit
und vielen Tonalitporphyritgangen, denen sich hie und da noch Malchit-
gange anschlielSen, ersetzt. Fiir den Dacit und auch fiir einen groBen Teil
der Tonalitporphyritgange wurde eindeutig das untere miozane Alter fest-
gestellt (2 u r g a , 1926 und W i n k 1 e r , 1928, 1929), doch weil in den
miozanen Schichten der Umgebung von Maribor neben Tonalitgerollen
auch schon Tonalitporphyritger611e (Dolar-Mantuani, 1935) vor-
kommen, kann daraus geschlossen werden, daB ein Teil der Tonalitpor-
phyritgangen alteren Ursprungs ist und sich zugleich mit dem Tonalit
gebildet habe. Und weil viele der jiingeren Tonalitporphyritgangen als
Zufuhrkanalen des Magmas fiir die miozanen Dacitergiissen betrachtet
werden konnen und da Ubergange zwischen den Tonalitporphyriten und
dem vorher als Hornblendeporphyrit bezeichneten Malchit (Eigel, 1894)
vorhanden sind, kann daraus geschlossen werden, daB auch der Malchit
jiingeren Alters ist.
Die Dacite und Tonalitporphyrite des Pohorje-Gebirges sind meist hell-
graue, manchmal etwas braunliche oder griinliche und eine porphyrische
Struktur aufweisende Gesteine. Als Einsprenglinge kommen bei den Da-
citen Plagioklase, Quarz und femische Mineralien vor, wogegen bei den
Tonalitporphyriten Quarz als Einsprengling in geringeren Mengen auf-
tritt. Von den femischen Mineralien sind meist Chlorit, Biotit oder hie
und da auch Hornblende anwesend. Ein vvesentliches Unterscheidungs-
merkmal zwischen den Daciten und Tonalitporphyriten ist auBer der Art
ihres geologischen Auftretens auch der Krystallisationsgrad der Grund-
masse — wahrend die Dacite eine noch kaum krystalline bis mikrokrystal-
line Grundmasse aufweisen, ist sie bei den Tonalitporphyriten schon fein-
komig; selbverstandlich gibt es dabei viele Ubergange.
Die Plagioklase der Dacite treten noch in ihren Hochtemperaturformen
auf und ihre Zusammensetzung entspricht im Mittel einem Andesin mit
32 ®/o Anortitkomponente, was im Wesentlichen dasselbe ist als bei den
Tonalitplagioklasen. Die chemischen Zusammensetzungen einiger Dacit-
proben von Pohorje-Gebirge sind in den Tabellen 15 bis 19 angegeben.
Ihre Magmen stimmen teilweise mit den an Ortoklas reicheren Proben des
Tiefengesteines von Pohorje iiberein, teilweise zeigen sie einen "Obergangs-
charakter zwischen dem farsunditischen und normalen Typus der grano-
dioritischen Magmen, zum Teil ist aber wegen einer spiirbaren Erniedri-
gung des nigglischen si-Wertes eine Abweichung von beiden der ge-
nannten Typen feststellbar.
Auch bei den Tonalitporphyritgangen iiberwiegen die Hochtemperatur-
formen der Plagioklase, obwohl hier auch Ubergangs- und Niedertempe-
raturformen auftreten konnen. Bei einem typischen Tonalitporphyritgang
aus dem Mislinja-Tal, dessen chemische Zusammensetzung in der Ta-
belle 20 angegeben ist, treten Plagioklase mit einer durchschnittlicher
Zusammensetzung von 37 °/a An auf, wahrend im Tonalitporphyrit von
Fala, dessen chemische Zusammensetzung in der Tabelle 21 zu sehen ist,
Plagioklase mit einem Durchschnittsgehalt von 31 "/o An auftreten.
7 — Geologija 13	97
Ein Malchitgang aus dem Mislinja-Tal ist schon von Dolar-Man-
tuani (1938) beschrieben worden. Ihren Angaben nach ist die modale
Zusammensetzung (in Vol. "/o) folgende: Plagioklas 58, Biotit 4, Hornblende
38, Quarz 3 und Apatit mit Pyrit 1. Dem Anortitgehalt nach schwankt
die Zusammensetzung der Plagioklase zwischen Labradorit und basischen
Andesin. Die chemischen Angaben befinden sich in der Tabelle 22.
DIE GENESE DER ERUPTIVGESTEINE VON POHORJE
Der Differentiationsdiagramm in Niggli-Werten aller bisher behandelten
Gesteine befindet sich auf der Abb. 10, wo zuerst eine dreifache Gruppie-
rung zu sehen ist — die erste entspricht den basischeren bzw. si-armeren
Typen (Čizlakit, biotitreicher Schlieren und Malchit), die zweite den
Tonalit-, Dacit- und Tonalitporphyritproben, und die dritte den Aplit-
und Pegmatitgangen.
Da die Projektionspunkte der Tonalit-, Dacit- und Tonalitporphyrit-
proben im wesentlichen auf einem und demselben Feld liegen, kann daraus
geschlossen werden, daB ihnen allen dieselbe Magmaart zu Grunde liegt.
Aus dem weiteren Umstand, daB nirgends im Tonalitmassiv von Pohorje
ein entsprechend groBeres Massiv eines basischeren Eruptivgesteines, aus
dessen Magma sich das Tonalitmagma abspalten konnte, zu finden ist,
kann geschlossen werden, daB Tonalitmagma des Pohorje-Gebirges nicht
durch Differentiation eines primaren, basaltischen Magma entstanden ist,
sondern durch die Anatexis der tief liegenden Gesteine. Ein weiterer
Beweis fiir die anatexische Entstehung des Tonalitmagmas von Pohorje
ist sein farsunditischer Charakter, denn bei der Differentiation eines pri-
maren, basaltischen Magmas entsteht in der Regel kein farsunditischer,
sondern immer nur einer von den normalen Typen von Magmen. Die
Entstehung der mit der Tonalitphase verbundenen Eruptivgesteine des
Pohorje-Gebirges kann nun nach dem heutigen Standpunkt auf folgende
Weise gedeutet werden: Zur Zeit der alpidischen Orogenese, hochstwar-
scheinlich im Zusammenhang mit deren laramischen Phase, kam es in den
tiefen Erdschichten zur Aufschmelzung (Anatexis) der dort liegenden
Gesteine, wonach das so gebildete Magma zwischen hoher liegende
Schichten intrudiert hat und dort als Tonalit erstarrt ist bzw. beim
Abkiihlungsvorgang noch saure Abspaltungprodukte, die Aplit- und
Pegmatitgange, lieferte. Der Magmaherd, in dem zuerst das Tonalitmagma
entstanden ist, blieb noch langere Zeit in Tatigkeit und so wurden noch
weitere Mengen vom gleichartigen Magma fiir die Entstehung der
Tonalitporphyritgangen und fiir das Zustandekommen von Dacitaus-
briichen noch zum Zeitpunkt geliefert, als der Tonalit schon langst erstarrt
war. Die Malchitgange sind geologisch an die zum groBten Teil aus dem
Miozan stammenden Tona]itporphyritgangen gebunden und daneben gibt
es Ubergange zwischen dem Malchit und Tonalitporphyrit. Diese Tatsache
spricht dafiir, daB der Malchit jiinger ist als Tonalit von Pohorje, was im
Einklang mit der Beobachtung steht, daB das durch die Anatexis entste-
98
bende Magma gegen Ende der magmatischen Tatigkeit immer basischer
wird (B a r t h , 1962). Die Entstehung des Cizlakits und der biotitreichen
Schlieren muB durch Einwirkung des tonalitischen Magmas auf frem-
dartige Magmaeinschliisse gedeutet werden.
ERUPTIVGESTEINE VON POHORJE, DIE VOR DER TONALITPHASE
ENTSTANDEN SIND
AuBer einigen Diabasvorkommen und kleineren Uberreste von basi-
schen Eruptivgesteinen in Serpentinen kommen hier besonders einige den
Altkristallin durchtrankenden Aplit- und Pegmatitgange in Betracht, fiir
dene Kieslinger (1935, 1936) hervorhebt, daB sie viel Mter als der
Tonalit sind und mit ihm gar nichts zu tun haben. Die hier in Frage
kommenden Pegmatitgangen weisen im Unterschied zu den mit der
Tonalitphase im Zusammenhang stehenden Pegmatiten eine porphyrobla-
stische Struktur auf, wobei als Porphyroblaste schon gegitterte Mikrokline
auftauchen. Die chemische Zusammensetzung eines solchen Pegmatites
ist in der Tabelle 23 gegeben.
ERUPTIVGESTEINE ZWISCHEN MEŽICA UND SLOVENJ GRADEC
Zwischen Mežica und Slovenj Gradec westlich des Pohorje-Gebirges
kommen mehrere kleinere Vorkommen von Eruptivgesteinen vor, die von
Teller (1898) zu den Quarzglimmerporphyriten gezahlt und als identisch
mit den porphyrischen Gesteinen des westlichen Teiles des Pohorje ge-
halten worden sind. Ferner bewies Teller, daB die betrachteten Ge-
steine jiinger als Jura sein miissen. Heute werden alle zwischen Mežica
und Slovenj Gradec auftretenden ErguBgesteine als Dacit betrachtet.
Die von uns untersuchte Probe von Leše oberhalb Prevalje weist eine
porphyrische Struktur auf. Als Einsprenglinge treten Plagioklase, die im
Mittel 46 "/o An aufweisen, ferner Quarz, Hornblende und schon sehr
zersetzter Biotit auf. Vereinzelt kommen auch Muskovit und Granat vor.
Die chemische Analyse ist in der Tabelle 24 gegeben.
PERIADRIATISCHE ERUPTIVGESTEINE IN DEN KARAWANKEN
Auch in den Karawanken treten periadriatische Eruptivgesteine auf
und zwar in Form von zwei langsgestreckten Ziigen, die wiederum von
einem sehr schmalen aus metamorphen Gesteinen bestehenden Streifen
getrennt werden (Abb. 1). Wahrend der siidliche nur aus Tonalit beste-
hende Zug von Eruptivgesteinen heute wohl von allen Forschern als
periadriatisch angenommen wird, bestehen beziiglich der nordlichen aus
Granitporphyr, Granodiorit und Gabbro zusammengesetzten Streifen
immmer noch Meinungsunterschiedenheiten — einige betrachten die dort
vorhandenen Gesteine ebenso als periadriatisch (F r i t s c h , 1961), wo-
99
gegen das von B e r c e (1961) als Granitit bezeichnete Gestein als triadisch
bestimmt worden ist. Von uns wurde es nur sichergestellt, daB alle hier
besprochene Gesteine alter als Mitteloligozan sein miissen, denn in mittel-
oligozanen Sotzkaschichten siidlich von Huda Luknja konnten aus dem
Karawanken stammende Tonalit- und Granitporphyrgerolle gefunden
werden.
Der Karawankentonalit hat eine grobkornige Struktur und ein wenig
schiefriges Aussehen. Teller (1896) bezeichnete ihn schon im allen
Anfang als Tonalit und betonte zugleich seine groBe Ahnlichkeit mit dem
Tonalit von Adamello. Petrographisch wurde das Gestein bereits schon
von Graber (1898, 1929) und Dolar-Mantuani (1935, 1939) der
Untersuchung unterzogen, wahrend wir uns nur auf zwei Proben be-
schrankten — die eine nahmen wir aus dem Tonalitstreifen im Tal der
Bistra, die andere unter dem Bauernhof Jedločnik siidostlich von Črna.
Der Tonalit aus Bistra besteht (in Vol. "/o) aus Plagioklas 53,10, Orto-
klas 0,83, Quarz 21,58, Biotit 15,64, Hornblende 7,88, Chlorit 0,94 und
Magnetit 0,04. Die mittlere Zusammensetzung der Plagioklase enthalt
52 "/o An. Die chemische Zusammensetzung des Gesteines befindet sich
in der Tabelle 25. Der Vergleich mit dem schon vorher besprochenen
Adamello-Tonalit zeigt uns, daB die beiden Gesteine der modalen und
chemischen Zusammensetzung nach vollstandig identisch sind.
Die andere ostlich von Črna stammende Probe des Karawanken-
Tonalits besteht (in Vol. "/o) aus Plagioklas 45,06, Ortoklas 5,45, Quarz
29,58, Biotit 14,26, Hornblende 3,95, Chlorit 0,62, Magnetit 0,99 und Apatit
0,09. Die mittlere Zusammensetzung der Plagioklase enthalt 46 0/0 An, die
chemischen Angaben befinden sich aber in der Tabelle 26. Das Gestein
ist etwas mehr leukokrat als die vorherige Probe und weist auch einen
hoheren Ortoklasgehalt auf.
Die im nordlichen Zug auftretenden Eruptivgesteine konnen auf Gra-
nitporphyr, Granodiorit und Gabbro aufgeteilt werden.
Der Granitporphyr aus Topla in den Karawanken weist eine por-
phyroide Struktur auf. Die groBen fleischfarbigen Ortoklase werden
ofters von einem schmalen weiBen Plagioklasrand umsaumt. Die modale
Zusammensetzung des Granitporphyrs von Topla besteht (in Vol. ®/o) aus
Plagioklas 38,26, Ortoklas 23,09, Quarz 32,17, Biotit zusammen mit Chlorit
6,04, und Magnetit 0,45. Die Plagioklase enthalten im Durchschnitt
21 "/o An. Die chemischen Angaben des Gesteines befinden sich in der
Tabelle 27.
Der Granodiorit aus der Umgebung von Črna hat eine kornige Struk-
tur. Die modale Zusammensetzung (in Vol. o/o) des Gesteines besteht aus
Plagioklas 52,66, Ortoklas 17,46, Quarz 1,79, Biotit 10,50, Hornblende
16,23, Clorit 0,62 und undurchsichtige Minerale 0,73. Die Plagioklase sind
im Inneren vollstandig zersetzt, wahrend ihre frisch aussehende Teile im
Durchschnitt eine Zusammensetzung von 21 °/o An aufweisen. Auffallig
sind noch zahlreiche Apatitnadeln. Nach der relativ hohen Menge der
femischen Bestandteile und der vernachlassig kleinen Quarzmenge konnte
das Gestein im ersten Augenblick als Diorit betrachtet werden, wogegen
aber der relativ hohe Ortoklasgehalt spricht. Dem Verhaltnis zwischen
100
Ortoklas und der Gesammtmenge der Feldspate nach solite unseres
Gestein dem Granodiorit entsprechen, was aber wieder die geringe Quarz-
menge nicht zulaBt, doch weil kein besser entsprechender Name in der
heutigen Klassifikation gefunden werden kann, werden wir vorlaufig
das hier besprochene Gestein als Granodiorit bezeichnen. In der jetzt neu
vorgeschlagenen Klassifikation (Streckeisen, 1967) ist es als Monzo-
diorit zu bezeichnen. Die chemische Zusammensetzung des Gesteines
befindet sich in der Tabelle 28.
Zusammen mit dem Granodiorit kommt es in der Umgebung von Črna
auch Gabbro vor. Die modale Zusammensetzung (in Vol.Vo) besteht aus
Plagioklas 36,87, Hornblende 49,54, Chlorit 8,65, Sphen 2,87, Apatit 0,72
und undurchscheinenden Mineralen 1,34. Makroskopisch sind Pyritkristalle
sichtbar. Die Zusammensetzung der Plagioklase schwankt in Interwall
zwischen 49,5 und 37,5 An, wobei das Mittel einen Anortitgehalt von
43,5 "/o aufweist. Die chemische Zusammensetzung befindet sich in der
Tabelle 29.
Was die Beziehungen der im nordlichen Eruptivgesteinsstreifen auf-
tretender Gesteine anbelangt, konnte in der Umgebung von Črna fest-
gestellt werden, daB es dort magmatische Breccien gibt, wo das Gabbro
als Paleosom, der Granitporphyr dagegen als Neosom auftreten.
ERGEBNISSE DER BISHERIGEN UNTERSUCHUNGEN
Unsere Hauptaufmerksamkeit wurde an das Tiefengestein des Pohorje-
Gebirges gerichtet, das erst als Granit bezeichnet, spater aber in Tonalit
umbenannt wurde. Nach allen zur Verfiigung stehenden Angaben iiber
dessen modaler und chemischer Zusammensetzung konnte es festgestellt
werden, daB die mittlere Zusammensetzung des Eruptivgesteines von Po-
horje nach dem Klassificationsprinzip von Lindgren dem Quarzdiorit
bzw. Tonalit entspricht, daB aber auch zahlreiche Ubergange in Grano-
diorit vorhanden sind. Im Vergleich zum Tonalit von Adamello stellt der
Tonalit von Pohorje dessen mehr leukokrate und saure Abart dar, wobei
beim Eruptivgestein von Pohorje der Name Tonalit nur im weiteren
Sinne des Wortes als Synonym fiir Quarzdiorit verwendet werden darf,
wahrend beim Tonalit von Adamello diese Bezeichnung im weiteren wie
auch im engeren Sinne des Wortes — als Synonym fiir Quarzbiotithorn-
blendediorit angewendet werden darf. Die Untersuchung des in den Ka-
rawanken auftretenden Tonalites hat ergeben, daB dieses Eruptivgestein
im petrographischen Sinne mit dem Tonalit von Adamello identisch ist.
Was der Genese der periadriatischen Eruptivgesteine des Pohorje-
Gebirges anbelangt, kam man zu der Uberzeugung, daB die mit der
alpidischen Orogenese — hochstwahrscheinlich mit dessen laramischen
Phase — im Zusammenhang stehende magmatische Tatigkeit erst mit der
Tonalitintrusion begonnen habe und daB sich dessen Magma, bevor es
emporgehoben wurde, durch die Aufschmelzung der in groBen Tiefen
liegenden Gesteinsschichten (Anatexis) gebildet habe. Nach der Differen-
tiation entstanden noch zahlreiche Aplit- und Pegmatitgange. Der Magma-
101
herd, in dem das Tonalitmagma entstanden ist, befand sich noch langere
Zeit in Tatigkeit und so wurde es noch geniigend Magma fiir die Tonalit-
porphyritgange und Dacitausbriiche geliefert. Da die Malchitgange neben
den Tonalitporphyritgangen vorkommen und zwischen ihnen zahlreiche
Obergange vorhanden sind, kann daraus geschlossen werden, daB der
Malchit nicht einen Differentiationsprodukt des Tonalitmagmas darstellt,
sondern aus einer am SchluB der magmatischen Tatigkeit bei erhohter
Temperatur durch Anatexis mehr basisch gewordener Magma entstaden ist.
Zwischen dem Tonalit der Karawanken und des Pohorje besteht in
petrographischer Hinsicht ein genau solcher Unterschied wie zwischen
dem Tonalit von Pohorje und von Adamello; man kann daraus schlieBen,
daB beide Tonalitarten in verschiedenen Magmaherden entstanden sind.
Und was der Beziehung zwischen dem Karawankentonalit und der nord-
lich von ihm auftretenden Eruptivgesteine anbelangt, ist man wegen ihrer
so verschiedenen petrographischen Auspragung zu der Uberzeugung ge-
kommen, daB es sich hier um zwei ganz verschiedene magmatische Phasen
handelt.
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bruchs, Verh. d. Geol. Bundesanstalt, Wien.
104
RAZVOJ JURSKIH SKLADOV MED MEŽICO IN SLOVENJ GRADCEM
Anton Ramovš in Rado Rebek
Z 1 karto in s 4 tablami slik v prilogi
VSEBINA
Uvod...........................105
Biostratigrafski razvoj.....................106
Paleogeografski razvoj.....................109
Povzetek..........................110
Uvod
Najstarejše podatke o jurskih plasteh med Mežico in Slovenj Gradcem
najdemo pri L i p o 1 d u (1856, 193), ki poroča tudi o jurskem rdečem
apnencu z aptihi in o belem apnencu. Jurske plasti so v nenormalnem
položaju z dachsteinskimi in hallstattskimi skladi.
V istem letu omenja L i p o 1 d (1856, 335, 336) na severni strani Črnega
vrha rdeči apnenec, ki se vleče na severno stran Obirja. V apnencu so
krinoidi, le redki pa drugi fosili. Na Črnem vrhu in pri Predovniku je
dobil majhne nedoločljive amonite, na Črnem vrhu pa še majhne brahio-
pode. S pomočjo amonitov in aptihov je prišel do sklepa, da pripada
apnenec klauškim plastem. Očitno je imel L i p o 1 d za enako star tudi
svetel, večidel bel. pogostokrat brečast ali oolitni apnenec.
Takoj za Lipoldom je tam okoli raziskoval še Rolle (1857, 442),
in našel na severnem pobočju Uršlje deloma gosti dimnato sivi ali
rumenkasto rjavi, delno svetlo rdeči apnenec, vmes pa so posamične plasti
zrnatega apnenca. V apnencih je našel ostanke amonitov, nekaj školjk
(Orhis sp.) in členke morske lilije rodu Apiocrinus. Organski ostanki so
v kamenini precej pogosti, težko pa jih je dobiti iz nje. Apnenci ustrezajo
klauškim plastem (srednji in zgornji jura Švabske in Frankovske). Rolle
(1860, 275) je kasneje določil eno od školjk kot Cardium styriacum, S t u r
(1871, 481) pa je bil mnenja, da gre za doggersko vrsto Posidonia alpina.
Z jurskimi plastmi v tem delu Karavank se je podrobneje ukvarjal
Teller (1888) in tam ugotovil liasne, doggerske in malmske sklade.
Nekoliko pozneje (Teller 1896, 136) je ločil na geološki karti lista
Mozirje na podlagi facialnega razvoja liasni faciji krinoidnega apnenca in
105
marogastega laporja. Obe faciji sta po njegovih ugotovitvah stratigrafsko
analogni ustreznima razvojema v Severnih apneniških Alpah, Med liasnimi
skladi med Peco in Uršljo prevladuje krinoidni apnenec. Leži nad »zgor-
njim« dolomitom in dachsteinskim apnencem in iz okolice kmetij Gutovnik
in Aber prehaja proti severu in vzhodu v liasni marogasti lapor. Vzhodno
od Gutovnikove kmetije so le še posamični denudacijski ostanki krinoid-
nega apnenca, ki lahko delno pripadajo mlajšim jurskim skladom. Del
liasnega marogastega laporja na severni strani Urši je je po Tellerje-
V	e m mnenju (1896, 144, 145) zelo verjetno malmske starosti, vendar nje-
gova stratigrafska uvrstitev ni gotova. Doggerske plasti je Teller
dognal samo na ozemlju Riškogorskega sedla.
Heritsch in Kiihn (1951, 252, 253) navajata, da segata jurski
krinoidni in amonitni apnenec tudi v Karavanke. V okolici Urši je je
marogasti lapor. V Karavankah je v doggerju, prav tako kot v Lienških
Dolomitih, aptihni apnenec z roženčevimi polami.
Strucl (1961, 265) je bil najprej mnenja, da leži liasni rjavo rdeč-
kasti, zeleni in sivi marogasti apnenec severno od črte Uršlja gora—Jan-
kovec—Jesenikov vrh diskordantno na triadnih skladih. Pozneje (1965,
122) pa je napisal, da so v jurskem sistemu na širšem prostoru mežiških
rudnikov sivkasto zeleni in rdečkasto rjavi gomoljasti apnenec, laporni
apnenec in lapor. V spodnjem delu jurske skladovnice prevladuje sivi
in sivkasto zeleni apnenec, v zgornjem delu pa rdečkasto rjavi apnenec.
Jurske plasti, ki so po Struclovem mnenju globokomorske, omenja
z Gornje in Jesenikovega vrha, s Kava nad Lešami, iz Kota in z ozemlja
južno od Kotel j in Sel.
Biostratigrafski razvoj
V	podlagi liasnih skladov je retijski apnenec, ki leži diskordantno na
svetlo sivem, najverjetneje norijskem dolomitu. Retijski apnenec je gost,
v spodnjem delu zaradi primesi pirita večidel temno siv do črnkast,
v zgornjem delu pa postaja svetlejši in rjavkast. Večidel je masiven, le tu
in tam ploščast. Med ploščami so pogostni laporni vložki, debeli po nekaj
cm do nekaj dm. V laporju je v posameznih nivojih vse polno školjk
in brahiopodov. Med školjkami je najpomembnejša Pteria contorta Portl.,
med brahiopodi pa prav tako vodilni fosil Terebratula gregaria Suess.
V	retijski stopnji nahajamo tudi majhne koralne grebene z rodom The-
cosmilia. V vrhnjem delu stopnje je na vsem obravnavanem ozemlju
okoli 10 m masivnega rjavkastega apnenca.
Iz vrhnjega dela retijske stopnje se je sedimentacija neprekinjeno na-
daljevala v spodnji hettangij. Najprej se je usedalo pisano apneno blato,
ki je dalo različno rdečkast, rjavkast in modrikast masivni gosti apnenec.
Približno polovica tega je mikrit, druga polovica pa biomikrit. Apnenec
je večkrat marogast; mešanica rdečega in gorčično rjavega apnenca je
nastala po Rebekovem mnenju pri plazenju še plastičnih raznobarv-
nih plasti. Na to mu kažejo nagubane in potrgane tanke plasti v rdečem
apnencu, pa tudi drugod v pisanem apnencu so sledovi plazenja.
V	pisanem apnencu so značilni vložki krinoidnega (trohitnega) apnenca,
debeli nekaj metrov. Kjer je debelina pisanega apnenca večja, so vmes
106
tudi po nekaj metrov debeli skladi intraformacijske breče. Ostrorobi in
nesortirani drobci v breči so iz različnih pisanih apnencev. Vezivo med
njimi je gosti apnenec (mikrit) s krinoidnimi členki in različno mikro-
favno. Že konsolidirani apnenci so bili z nekoliko vzdignjenih delov
morskega dna preneseni v malo globlje dele. Takšno brečo spremlja
marogasti apnenec s sledovi plazenja.
Debelina spodnjega člena liasne skladovnice je edinole na Črnem vrhu
okoli 30 m, povsod drugje pa samo po nekaj metrov. Zahodno od Barbar-
skega potoka je v tem členu le 2 m enoličnega rdečega apnenca, ki više
prehaja v ploščasti laporni apnenec.
V	spodnjem pisanem apnencu na vzhodnem pobočju Ravnjakovega
vrha so v rdečkastem organogenem apnencu številni ostanki ehinodermov,
predvsem krinoidov, posamični juvenilni amoniti in zelo pogostne forami-
rifere. Med njimi so tudi Neoangulodiscus leischneri Kristan-Tollmann,
Involutina turgida Kristan, I. cf. liassica (Jones), Trocholina (Trocholina)
turris Frentzen, Frondicularia sp. in različni rodovi lagenid. V trohitnem
apnencu so večinoma sami ali skoraj sami ostanki drobnih morskih lilij.
Spet v drugem rdečkastem apnencu prevladujejo juvenilni amoniti (ta-
bla III, si. 1), zraven je precej krinoidnih ostankov, zelo redke pa so
nedoločljive foraminifere. V gorčično rjavkastem gostem apnencu najdemo
številne ostanke kremenastih organizmov in posamične preseke aptihov.
Pisani apnenci spodnjega litološkega člena navzgor in dekio tudi bočno
prehajajo v zelenkasto sivi ploščasti laporni apnenec, ki je ob spodnjem
kontaktu rdečkast. Kamenina je enakomerno ploščasta, plošče so debele
od 1 do 20 cm. V apnencu je do 10 "/o kremenice, ki je le redko zgoščena
v roženčeve gomolje in leče. V gomoljih in lečah je tudi pirit. V ka-
menini so običajne limonitne nodule. Debelina tega člena od zahoda proti
vzhodu pojenjuje in znaša na Kavu okoli 170 m, na Ravnjakovem vrhu
pa le okrog 50 m. Med fosilnimi ostanki karakterizirajo ta apnenec kre-
menasti organizmi, ponekod pa so vmes redke foraminifere in aptihi. Tako
različna debelina ploščastega lapornega apnenca je verjetno pogojena
predvsem s sedimentacijskim okoljem, delno pa je spreminjanje debeline
že na majhne razdalje lahko povzročil nariv Homa. Na stiku z bolj
kompaktnimi pisanimi apnenci je laporni apnenec namreč pogosto uskri-
Ijen. Sedimentacijski pogoji so se na vzhodnem koncu dosti prej menjali
kot na zahodu raziskovanega ozemlja. Globljemorske plasti je namreč na
vzhodu veliko prej kot na zahodu spet zamenjala sedimentacija pisanih
apnencev z intraformacijsko brečo in organogenim krinoidnim apnencem.
Te plasti so prav takšne, kot tiste pri dnu liasne skladovnice. Debelina
pisanih apnencev je največja na Ravnjakovem vrhu okoli 120 m, na Črnem
vrhu znaša le še blizu 50 m in se proti zahodu še bolj steni.
V	trohitnem apnencu so tudi v tem členu skoraj sami ostanki drobnih
krinoidov (tabla IV, si. 2), kjer pa je le-teh manj, so poleg tudi foramini-
fere. V več nivojih so v rdečkastem apnencu številne foraminifere (tabla I,
si. 1, 2), predvsem lagenide, razen teh pa še Neoangulodiscus leischneri
(tabla II, si. 4), Involutina liassica (tabla II, si. 1), L turgida, I. sp., Trocho-
lina turris (tabla II, si. 2, 3), T. sp. in druge. V drugih delih enako obarva-
nega apnenca pa dostikrat ni nobenih fosilnih ostankov, ali so le posamične
107
foraminifere, spet v drugih so pogostni ali redki kremenasti organizmi
(tabla IV, si. 1). Približno v sredini tega litološkega člena leži aptihni
apnenec, medtem ko juvenilni amoniti pogosto spremljajo krinoidni apne-
nec. Na pobočju Ravnjakovega vrha je bil pred leti najden tudi slabše
ohranjen amonit premera čez 25 cm. Skupaj z njim so številne foraminifere
zgoraj omenjenih vrst. V zgornjem delu zgornjega pisanega apnenca je
sivi gosti apnenec poln brahiopodnih lupin (tabla III, si. 2). Noben pri-
merek ni določljiv, skoraj gotovo pa pripadajo brahiopodi različnim vrstam
rodov Terebratula in Rhynchonella. Prav takšni brahiopodni apnenec
spremlja foraminiferni in trohitni apnenec tudi na Malem Stolu, kjer
je bilo določenih več vrst brahiopodov (cf. Ramovš & Kristan-
Tollmann 1967, 59).
Zgornji pisani apnenec više postopoma prehaja v enolični gosti svetlo
rjavi apnenec. V spodnjem delu je ta apnenec ponekod ploščast, v vrhnjem
delu pa masiven. V obeh apnencih so fosilni ostanki redki. To so posamične
foraminifere iz rodu Frondicularia in radiolarije. V zgornjem neplast-
natem apnencu je Rebek našel korale rodu Stylina; po njihovi pri-
mitivni zgradbi sklepa Turnškova, da niso mlajše od liasa.
Na ozemlju med Mežico in Slovenj Gradcem doggerske in malmske
plasti niso znane. Ce so bile odložene, so bile erodirane, ali pa so zaradi
tektonskih premikanj zginile z današnjega površja. Nariv Homa je gotovo
pokril na zahodnem koncu ozemlja precej mlajših liasnih skladov.
Po tej litološki razčlenitvi jurskih skladov na ozemlju med Mežico
in Slovenj Gradcem in po pregledu njihovih fosilnih ostankov skušajmo
odgovoriti na vprašanje, kako stare so te plasti. Spodnja meja nižjega
člena pisanih apnencev je razen malenkostne litološke razlike in jasne
barvne spremembe glede na sklade pod njimi karakterizirana s fosilnimi
ostanki vrst Neoangulodiscus leischneri, Trocholina (Trocholina) turris.
Involutina turgida, I. liassica in drugimi debelolupinastimi foraminife-
rami, predvsem z lagenidami. Neoangulodiscus leischneri je znan doslej
samo v liasu. V naših zbruskih precej pogostna Trocholina (Trocholina)
turris je prav tako liasna vrsta, ki je bila izjemoma najdena tudi že v re-
tijskem apnencu. Obe vrsti rodu Involutina segata od spodnjega dela
norijske stopnje do kraja liasne serije, vendar sta šele v zlambaškem
laporju in v liasnem apnencu zelo pogostni (Ramovš & Kristan-
Tollmann 1967, 60). Stratum typicum vrste N. leischneri je arietitesni
liasni apnenec (lias a.,). Tako nam tipična spodnjeliasna vrsta N. leischneri,
zelo pogostna Trocholina (Trocholina) turris, pa tudi z njima vred zelo
pogostni vrsti Involutina turgida in I. liassica dokazujejo liasno starost
spodnjih pisanih apnencev, N. leischneri pa še natančneje spodnji lias. Ker
v nobenem zbrusku retijskega apnenca še niso bile najdene navedene
foraminifere, mikrofavna tudi s tem kaže, da je na ozemlju med Mežico
in Slovenj Gradcem spodnja meja pisanega apnenca tudi meja med triadnim
in jurskim sistemom. Znano je, da se je v liasu favna menjala; v liasnih
plasteh so mikrofosili večji in imajo debelejše stene hišic kot v retijski
stopnji (F a b r i C i u s 1966, 109), kar razločno kaže tudi favna na obrav-
navanem ozemlju. Med paleontološko dokumentiranim retijskim apnencem
108
in spodnjeliasnim apnencem je samo okoli 10 m apnenca, ki je brez fosilnih
ostankov in po litološki sestavi pripada retijski stopnji.
Vrhnji del jurskih skladov je paleontološko manj natančno določen.
Redke mikroforaminifere niso karakteristične. Pač pa nam stopnja raz-
voja koralnega rodu Stylina pove, da plasti z njo niso mlajše od liasa.
Pri ugotavljanju starosti jurskih plasti nam nekoliko pomagajo tudi raz-
mere na Begunjščici, kjer so amoniti toarcijske starosti, enake mikrofavne
kot pisani apnenec pa sedimenti tam ne vsebujejo. To namiguje, da so
plasti med Mežico in Slovenj Gradcem starejše od plasti z amoniti na
Begunjščici in jih zaenkrat uvrščava v spodnji in srednji lias, to je od
spodnjega hettangija do kraja domerija in morda sežejo tudi še v toarcij.
Paleogeografski razvoj
Pri kraju triadne periode se je sklenila sedimentacija večidel neplast-
natega retijskega apnenca. Grebenska sedimentacija je bila že v sami
retijski dobi od časa do časa prekinjena in grebene je prekrilo laporno-
glineno blato, ugodno za življenje prebivalcev morskega dna, predvsem
školjk in brahiopodov.
V spodnjem liasu je bilo sprva vsepovsod na ozemlju med Mežico in
Slovenj Gradcem odprto, sorazmerno plitvo morje z izrednim bogastvom
foraminifer. V takšnem morju so rasle obsežne trate morskih lilij, manj
pa je bilo vmes drugih ehinodermov. Morske lilije so dale velikanske
množine organskega detritusa, ki so ga tokovi prenašali s trat v okolico.
Mikritska osnova v trohitnem apnencu ne govori za bližino obrežja, pa
tudi ne za posebno močno se premikajočo vodo. Tudi v foraminifernem
apnencu je zdaj več, zdaj manj ostankov ehinodermov, kar tudi kaže
na odprto in bolj mirno morje brez večjega vpliva terigene komponente.
Drugje je rdečkasti mikrit lahko tudi brez fosilnih ostankov ali pa so
v njem zelo redki. Sedimentacijski prostor se je v spodnjem hettangiju
zelo počasi pogrezal, bila je tam popolna oksidacija železa in razkrajanje
organske substance. Sedimentacija je morala biti zelo počasna, vršilo pa
se je tudi podmorsko preperevanje. Sedimente karakterizira oksidni in
hidroksidni pigment. V tem okolju je bilo bogato življenje, predvsem
foraminifer, morskih lilij in juvenilnih cefalopodov.
Na morskem dnu so bile večje in manjše globeli ali večji nižje ležeči
prostori. Vanje je polzel z višjih delov material, se drobno gubal in trgal.
Podmorska erozija je dala intraformacijsko brečo, ki je prav tako na-
stajala v kotanjastih prostorih med vzdignjenimi hrbti.
Pozneje se je začelo celotno ozemlje dosti hitreje pogrezati, sedimentiral
se je zelenkasto sivi ploščasti laporni apnenec, ki kaže na redukcijsko
okolje. Pigment je sulfidni. Debelina tega sedimenta je zato tudi dosti
večja kot spodnjega člena. Plošče so tanko plastnate. Fosilni ostanki
kažejo, da je bilo v tem okolju skromno in enolično življenje. Prevladovali
so kremenasti organizmi (radiolarije in silicispongije), foraminifere so
bile, kot kaže, le redke.
Nato so se povrnile sedimentacijske razmere z življenjskimi pogoji
kot v hettangiju, ki pa so sedaj trajale veliko dalje in zato je debelina
109
zgornjih pisanih apnencev veliko večja. Razmere pa se niso spremenile
povsod istočasno, marveč nekje prej, drugje pozneje.
Že v srednjem liasu ali morda še pozneje se je povečalo pogrezanje
morskega dna, rdečkaste sedimente je nadomestilo enolično svetlo rjavo
apneno blato. Življenjski pogoji tudi sedaj niso bili posebno ugodni. V tem
apnencu je še največ fosilov kremenastih organizmov, zelo redke so
foraminifere. Tedaj so nastale tudi majhne koralne trate, ki pa se zdaleč
niso mogle tako razbohotiti kot koralni grebeni v triadni periodi.
Vpogled v poznejša dogajanja v jurski periodi so nam na ozemlju
med Mežico in Slovenj Gradcem zakrila tektonska dogajanja in v pre-
cejšnji meri tudi erozija.
Povzetek
Jurske sklade v Karavankah med Mežico in Slovenj Gradcem so raz-
iskovali Lipold, Rolle, Stur, Teller, Heritsch & Kiihn
in Štrucl. V zadnjem času sta jih Ramovš in Rebek podrobno
obdelala in jih razčlenila v naslednje 4 litološke člene: 1. spodnji pisani
apnenec, 2. zelenkasto sivi laporni apnenec, 3. zgornji pisani apnenec in
4. svetlo rjavi gosti apnenec.
Med norijskimi in retijskimi plastmi je diskordanca. Konkordantno na
retijskem apnencu s Pteria contorta in Terebratula gregaria pa leži spodnji
pisani apnenec (rdečkast, rjavkast in modrikast, masiven in gost), debel
do 30 m, včasih z intraformacijskimi brečami. V tem litološkem členu so
značilni vložki fosilifernega apnenca, debeli do nekaj metrov. V rdeč-
kastem krinoidnem apnencu so skoraj samo krinoidni ostanki. V drugem
fosilifernem apnencu so razen krinoidnih ostankov številne foraminifere:
Neoangulodiscus leischneri, Trocholina (Trocholina) turris, Involutina tur-
gida, I. liassica, Lagenidae idr. ter redki juvenilni amoniti. V drugih
plasteh rdečkastih vložkov prevladujejo juvenilni amoniti (tabla IV, si. 1).
V gorčično rjavkastem gostem apnencu so številni ostanki kremenastih
organizmov in posamični aptihi.
Spodnji pisani apnenec navzgor in deloma tudi lateralno prehaja v ze-
lenkasto sivi ploščasti laporni apnenec (50 do 170 m debel). Vsebuje do
10 °/o kremenice, ki je včasih v lečah in gomoljih. Pirit je pogost, prav tako
limonitne nodule. Fosili tega litološkega člena so kremenasti organizmi
(radiolarije, silicispongije), zelo redki so foraminifere in aptihi.
Te globljemorske plasti ponovno prehajajo v fosiliferni zgornji pisani
apnenec, ki je litološko in favnistično enak kot spodnji pisani apnenec.
več nivojih vsebuje številne krinoide (tabla 4, si. 2), drugje številne
foraminifere (tabla 1, si. 1, 2; tabla 2, si. 1 do 4), toda druge plasti so
dostikrat brez fosilov ali so zelo redki. V sredini tega litološkega člena
je aptihni apnenec. V nekaterih plasteh so v krinoidnem apnencu precej
pogostni juvenilni amoniti (tabla 3, si. 1). V zgornjem delu zgornjega pisa-
nega apnenčevega člena je siv gost apnenec s številnimi brahiopodnimi
lupinami (tabela 3, si. 2).
Zgornji pisani apnenec više postopoma prehaja v enolični gosti svetlo
rjavi apnenec z redkimi radiolarijami in zelo redkimi foraminiferami
110
{Frondicularia sp.). V neplastnatem apnencu zgornjega dela tega apnenca
je bila najdena korala Stylina s primitivno zgradbo. Doggerske in malm-
ske plasti niso bile odkrite.
Spodnji pisani apnenec z liasno vrsto Neoangulodiscus leischneri, zelo
pogostno vrsto Trocholina (Trocholina) turris (je zelo redka v zgornji
triadi in pogostna v liasu) in pogostnima Involutina turgida in L liassica
je spodnjeliasne starosti. V zgornjetriadnih plasteh v Karavankah v šte-
vilnih zbruskih še ni bila najdena nobena oihenjena vrsta. Tudi to kaže,
da je spodnja meja spodnjega pisanega apnenca meja med triado in
juro v tem delu Karavank.
Vrhnji litološki člen (svetlo rjavi apneec) pa po razvojni stopnji korale
Stylina skoraj gotovo ni mlajši od liasa. Vse jurske sklade med Mežico
in Slovenj Gradcem uvrščata avtorja v spodnji in srednji lias, deloma
pa so verjetno še toarcijske starosti.
THE DEVELOPMENT OF THE JURASSIC BEDS BETWEEN ME2ICA
AND SLOVENJ GRADEC IN THE KARAVANKE MOUNTAINS
Anton Ramovš and Rado Rebek
The authors divided the Jurassic beds of the region between Mežica
and Slovenj Gradec in the following four lithological members: 1. thelower
variegated limestone, 2. the greenish grev marly limestone. 3. the upper
variegated limestone, and 4. the light brown dense limestone.	i
There is an unconformity between the Norian and the Rhaetian beds.
Conformably on the Rhaetian limestone with Pteria contorta and Tere-
bratula gregaria lies the lower variegated limestone (reddish, brownish
and bluish; massive and dense), up to 30 m thick, sometimes with intra-
formational breccia. In this lithological member there are characteristical
intercalations of the fossiliferous limestone, up to several meters thick.
In the reddish crinoid limestone there are almost only the remains of
crinoids to be found. In the other fossiliferous limestone there are besides
the crinoids numerous foraminifers: Neoangulodiscus leischneri, Trocholina
(Trocholina) turris, Involutina turgida, I. liassica, Lagenidae etc., and
rare juvenile ammonites. In other intercalations of the reddish limestone
ammonites prevail (Table III, fig. 1). In the mustard brounish dense
limestone there are numerous rests of siliceous organisms and isolated
aptyches.
The lower variegated limestone grades upwards and partly also laterally
into the greenish grey platy limestone (thickness 50—170 m). It contains
up to 10 "/o of quartz, sometimes in lenses and nodules. Pyrite is frequent,
as well as limonite nodules. The fossils in this lithological member are
the siliceous organisms (radiolaries, silicispongiae), very rare are the
foraminifers and the aptyches.
These sediments of the deeper sea pass again into upper variegated
limestone which is similar lithologically and faunistically to the lower
111
variegated limestone. In several horizons it contains numerous crinoids
(Table IV, fig. 2), in others numerous foraminifers (Table I, fig. 1, 2;
Table II, fig. 1—4), but other beds are often without fossils, or they are
extremely rare. In the middle part of this lithological unit there is the
aptychean limestone. In some beds of the crinoid limestone the juvenile
ammonites are rather abundant (Table III, fig. 1). In the top part of the
upper variegated limestone there is a grey dense limestone with numerous
brachiopod remains (Table III, fig. 2).
The upper variegated limestone gradually passes into the uniform dense
light brown limestone with rare radiolaria and very rare foraminifers
(Frondicularia sp.). In the non-stratified limestone of the upper part of
this member, the coral Stylina has been found, displaying a primitive
structure. Dogger and Malm beds have not been discovered.
The lower variegated limestone, with the species Neoangulodiscus
leischneri, with the very frequent species Trocholina (Trocholina) turris
(which is very rare in the Upper Triassic, and very frequent in the Lias),
and the frequent Involutina turgida and I. liassica, is of the Lower
Lias age. In the Upper Triassic beds in the Karavanke none of the
mentioned species has been found up to now in numerous thin sections.
This fact also indicates that the lower boundary-of the lower variegated
limestone represents the boundary between the Triassic and the Jurassic
in this part of the Karavanke Mountains.
The upper lithological member (the light brown limestone) according
to the development stage of the coral Stylina, almost certainly could not
be younger of the Lias. The authors range all the Jurassic beds in the
region between Mežica and Slovenj Gradec into the Lower and the
Middle Lias, and in part possibly also in the Toarcian.
Further, the palaeogeographic conditions in the Lias age in this part
of Karavanke are discussed in the paper.
LITERATURA
Heritsch,F. & Kühn,0.1941, Die Südalpen. V knjigi F. X. Schaffer,
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östlichen Kärnten. Jb. Geol. R. A. 7, 332—345, Wien.
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Weitenstein, Windisch-Gratz, Cilli und Oberburg in Untersteiermark Jb. Geol.
R. A. 8, 403—465, Wien.
112
TABLA III
PLATE III
1
2
GEOI^OGIJA 13
A. Ramovš in R. Rebek: Razvoj jurskih skladov
TABLA III
PLATE III
1
2
3
A
GEOI^OGIJA 13
A. Ramovš in R. Rebek: Razvoj jurskih skladov
TABLA III
PLATE III
1
2
GEOI^OGIJA 13
A. Ramovš in R. Rebek: Razvoj jurskih skladov
TABLA III
PLATE III
1
2
GEOI^OGIJA 13
A. Ramovš in R. Rebek: Razvoj jurskih skladov
1	Beli dolomit
White dolomite
2	Temno sivi in rjavi apnenec, delno ploščast
Dark gray and brown limestone, partly platty
35RdeCkasti in rjavkasti apnenec z vložki krino-
' idnega apnenca in vmesne breče
Reddish and brownish limestone with inter-
calations of crinoidal limestone and breccia
4	Zelenkasto sivi ploščasti laporni apnenec
Greenish gray marly limestone, platty
5	Svetlo rjavi apnenec
Light brovi/n limestone
7 Terciarni konglomerat
Tertiary conglomerate
RETIJSKI IN LIASNI SKLADI MED MEŽICO IN SLOVENJGRADCEM
RHETIAN AND LIASSIC STRATA BETWEEN MEŽICA AND SLOVENJ GRADEC
Rolle, F. 1860, Ueber einige neue oder wenig bekarmte Molluskenarten
aus secundaren Ablagerungen, S. B. Akad. Wiss. 40, Wien.
Stur, D. 1871, Geologie der Steiermark. Graz.
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Auslaufer der Karnischen und Julischen Alpen (Ostkarawanken und Steiner
Alpen). Geol, R. A., 262 S., Wien.
Besedilo k slikam
ExpIanation of Figures
TABLA I — PLATE I
SI. 1 in 2. Rdečkasti organogeni apnenec s številnimi foraminiferami (Involutina
liassica (Jones), I. turgida Kristan-Tollmann, I. sp,, Trocholina (Trocholina)
turris Frentzen, Lagenidae), ostanki iglokožcev in posamičnimi p>olžki. Srednji
lias, med Ravnjakovim in Črnim vrhom. Zbirka katedre za geol, in paleontol,
univ, v Ljubljani, si. 1: zbrusek št. 61/6, si. 2: zbrusek št. 61/4. 10 X
Fig. 1 and 2. Reddish micro-fossiliferous limestone with very common Fora-
minifera (Involutina liassica (Jones), I. turgida Kristan-Tollmann, I. sp.,
Trocholina (Trocholina) turris Frentzen, Lagenidae) and echinoderms. Juvenile
smails and other fossils are not so common. Middle Liassic. Locality: Between
Ravnjak and Cmi vrh mounts. CoU. Inst. Geol. Paleontol. Univ. Ljubljana,
Fig. 1: thin section n. 61/6, Fig, 2: thin section n, 61/4. 10 X
TABLA II — PLATE II
Mikrofosili iz liasnih plasti med Ravnjakovim in Cmim vrhom.
SI. 1. Involutina liassica (Jones). Zbrusek št. 61/6, 110 X
SI. 2. Trocholina (Trocholina) turris Frentzen, lagenide in ostanki ehinodermov.
Zbrusek št. 61/4, 50 X
SI. 3. Trocholina (Trocholina) turris Frentzen, Involutina sp., lagenide in ostanki
ehinodermov. Zbrusek št. 61/2, 50 X
SI. 4. Neoangulodiscus leischneri Kristan-Tollmann in ostanki ehinodermov.
Zbrusek št. 61/1, 125 X
Vsi zbruski so v zbirki katedre za geol. in i>aleontol. univ. v Ljubljani
Microfossils found in Liassic strata between Ravnjak and Črni vrh mounts.
Fig. 1. Involutina liassica (Jones). Thin section n. 61/6, 110 X
Fig. 2. Trocholina (Trocholina) turris Frentzen, Lagenidae and echinoderm
remains. Thin section n. 61/4, 50 X
Fig. 3. Trocholina (Trocholina) turris Frentzen, Involutina sp., Lagenidae and
echonoderm remains. Thin section n. 61/2, 50 X
Fig. 4. Neoangulodiscus leischneri Kristan-Tollmann and echinoderm remains.
Thin section n. 61/1, 125 X
Coll. Inst. Geol. Paleontol. Univ. Ljubljana
TABLA III — PLATE III
SI. 1. Rdečkasti organogeni apnenec s številnimi juvenilnimi amoniti in ostanki
iglokožcev. Spodnji lias, na cesti severozahodno od Cmega vrha
Zbirka katedre za geol, in paleontol. univ, v Ljubljani, zbrusek št. 79/2. 10 X
8 — Geologija 13	113
SI. 2. Rumenkasto sivi organogeni apnenec s številnimi brahiopodnimi ostanki.
Srednji lias, na cesti južno vzhodno od Ravnjakovega vrha. Zbirka katedre za
geol. in paleontol. univerze v Ljubljani, zbrusek št. 226e/l. 10/X
Fig. 1. Reddish fossiliferous limestone with numerous juvenile ammonoids and
echinoderm remains. Lower Liassic, on the way NW from Črni vrh mount.
Coll. Inst. Geol. Paleontol. Univ. Ljubljana, n. 79/2. 10 X
Fig. 2. Yellowish-grey fossiliferous limestone with numerous brachiopod remains.
Middle Liassic, on the way SE from Ravnjakov vrh mount. Coll. Inst. Geol.
Paleontol. Univ. Ljubljana, n. 226e/l. 10 X
TABLA IV — PLATE IV
SI. 1. Rožnati gosti apnenec s številnimi ostanki radiolarij, z redkimi ostanki
iglokožcev in lagenid. Srednji lias, zahodno od Homa. Zbirka katedre za geol.
in paleontol. univ. v Ljubljani, zbrusek št. 712/1. 10 X
SI. 2. Rdečkasti trohitni apnenec s številnimi ostanki krinoidov in posamičnimi
juvenilnimi amoniti. Srednji lias, pod cesto južnovzhodno od Ravnjakovega
vrha. Zbirka katedre za geol. in paleontol. univ. v Ljubljani, zbrusek št. 226. 10 X
Fig. 1. Rosy Radiolaria limestone. Echinoderm remains and Lagenidae are rare.
Middle Liassic, W from Hom mount. Coll. Inst. Geol. Paleontol. Univ. Ljubljana,
thin section n. 712/1, 10 X
Fig. 2. Reddish crinoidal limestone. Juvenile ammonoids are not so common.
Middle Liassic, bellow the way SE from Ravnjakov vrh mount. Coll. Inst Geol.
Paleontol. Univ. Ljubljana, thin section n. 226. 10 X
114
STRATIGRAPHISCHE UND TEKTONISCHE PROBLEME IM BEREICH
DES OSTERREICHISCHEN ANTEILES DER WESTKARAWANKEN
ZWISCHEN ROSENBACH UND THdRL UNTER BERUCKSICHTIGUNG
DER ALPINEN OROGENESE
von Nikolaus Anderle
Vortrag gehalten am 23. Mai 1969 beim II. Symposium uber die Geologie
der Karawanlten in Ljubljana
INHALT
I. Allgemeines.......................116
II. Zur Stratigraphie der Westkarawanken............118
1.	Die Schichtglieder des variszischen Unterbaues........118
a)	Das Silur......................118
b)	Das Devon.....................119
c)	Das Unterkarbon...................119
2.	Die Schichtglieder der alpinen Orogenese...........121
a)	Die Grodener Sandsteine................122
b)	Die Bellerophon-Dolomite................122
c)	Das Skyt......................123
d)	Das Anis......................123
e)	Das Ladin......................124
f)	Das Karn......................125
g)	Das Nor.......................125
3.	Die Ablagerungen des Jungtertiars.............125
a)	Die Rosenbacher-Kohlenschichten............126
b)	Die Sattnitzkonglomerate................126
c)	Das Barentalkonglomerat................126
d)	Die Vinza-Nagelfluh..................127
III. Zur Tektonik und Orogenese der Westkarawanken........128
L ALLGEMEINES
Der zwischen Thorl (Gailitz-Durchbruch) und Rosenbach gelegene
Anteil der Westkarawanken umfaBt die Hauptkette des Karawankenge-
hirges. Orographisch bildet die Karawankenkette die Fortsetzung der
Karnischen Alpen. Erst ostlich von Rosenbach beginnt im Bereich des
Singerberges die auf osterreichischem Gebiet gelegene Nordkette der
Karawanken, welche besonders durch die Berghohen des Schwarzen
116
Gupf, des Hoch Obir und der Petzen einen zusammenhangenden Gebirgs-
zug darstellen und durch die Eisenkappler Aufbruchszone von der Siid-
kette (Grenzkamm) der Karawanken getrennt ist. Es handelt sich um die
ostliche Fortsetzung der Gailtaler Alpen (des Dobratschzuges).
Wahrend die palaozoischen Bauelemente der Karnischen Alpen in den
Westkarawanken ihre Forsetzung finden, setzen sich umgekehrt die
mesozoischen Bauelemente der Westkarawanken in den Karnischen Alpen
nach Westen fort, so daB fiir diese beiden Gebirgseinheiten eine Verzah-
nung der variszischen und der alpinen Orogenese kennzeichnend ist. West-
lich von Rosenbach sind also vor allem die siidalpinen Schichtelemente
(Perm, Trias) am geologischen Aufbau des Karawanken-Grenzkammes
beteiligt. Der auf der osterreichschen Seite zwischen Thorl und Rosenbach
befindliche Anteil der Westkarawanken war an den orogenetischen Vor-
gangen sowohl der variszischen als auch der alpinen Phase beteiligt.
Es muBen daher entstehungsgeschichtlich zwei tektonische Baueinheiten
unterschieden werden. Der Sockel des Karawankenzuges wird von den
ostlichen Auslaufern der variszischen Baueinheiten des Palaozoikums,
welche besonders in den Karnischen Alpen ihre Hauptverbreitung haben
und noch in den Westkarawanken bis zum Gr. Mittagskogel verfolgt
werden konnen, aufgebaut.
Im Westen erreicht zwischen dem Gailitz-Durchbruch und dem ostlich
davon gelegenen Cabingipfel das Mesozoikum der Koschuta-Einheit das
osterreichische Gebiet. Zwischen Ofen und Plekowa erreicht der variszi-
sche Anteil des Karawankengebirges die jugoslawische Grenze. Die Grenze
zwischen den variszischen und den diskordant darubergelagerten alpinen
Bauelementen der Koschuta-Einheit befindet sich in diesem Abschnitt
auf italienischem, bzw. auf 3Ugoslawischem Gebiet. Erst ostlich des
Wurzenpasses dringen die alpinen Schichtglieder der Koschuta-Einheit
wieder auf das osterreichische Gebiet iiber. Sie bilden zwischen der
P]ekowa und dem Gr. Mittagskogel den Grenzkamm.
Die Bauelemente der Koschuta-Einheit nehmen ostlich des Gr. Mittags-
kogel eine wesentlich andere Gestalt an. Es schaltet sich nordlich des
ostlich des Gr. Mittagskogel verlaufenden Grenzkammes ein neuer Ge-
birgsriicken ein, welcher durch die Berghohen des Tiirkenkopfes, der
Gratschiitzen und des Kapellenberges gekennzeichnet ist. Dieser ist eben-
falls aus mesozoischen Schichtgliedern aufgebaut, die dem siidalpinen Typ
der Koschuta-Einheit angehoren. Es ergibt sich also eine Verbreiterung
der Bauelemente der Koschuta-Einheit gegen Osten, so daB im Gebiet
ostlich des Gr. Mittagskogel und Rosenbach die Gesamtbreite des Kara-
wankengebirges nur mehr von Triasablagerungen eingenommen wird.
Nur gelegentlich sind am Nordrand des Gratschiitzenzuges oder am Nord-
rand des Radisch-Grabens vereinzelt variszische Schichtglieder mit
geringer Ausdehnung verbreitet, welche auch in diesem Abschnitt die
Basis der Koschuta-Einheit darstellen. Das zwischen dem Gr. Mittags-
kogel und dem Kahlkogel gelegene Gebiet weist einen sehr komplizierten
tektonischen Gebirgsbau auf, welcher besonders zwischen dem Grat-
schiitzenzug und dem Kapellenbergzug und dem Grenzkamm im Siiden
117
durch eine steil nach Norden gerichtete Uberschiebungstektonik gekenn-
zeichnet ist. Darauf wird im Abschnitt Tektonik noch eingegangen
werden.
II. ZUR STRATIGRAPHIE DER WESTKARAWANKEN
Wie schon hervorgehoben wurde, sind am Aufbau der Westkarawanken
sowohl die Schichtelemente der variszischen als auch der alpinen Oroge-
nese beteiligt. Die der variszischen Sedimentation angehorenden Schicht-
glieder reichen vom Silur bis zum Unterkarbon. Die alpine Sedimentation
beginnt mit dem Oberkarbon und umfasst vor allem das Perm und die
Trias. Im Folgenden sollen beide Sedimentationsreihen getrennt zusammen-
gefasst werden.
1. Die Schichtglieder des variszischen Unterbaues
Das Altpalaeozoikum der Westkarawanken beinhaltet sowohl kalkige
als auch schiefrige und klastische Elemente. Wahrend die Schieferfazies
(Hochwipfelschichten) nicht in allen Fallen stratigraphisch gegliedert
v.^erden kann, konnten die kalkigen Elemente besonders durch die Arbeiten
von Fr. Heritsch stratigraphisch sehr gut erfaBt werden. Es konnte
in den Karnischen Alpen sowohl Silur als auch Devon nachgewiesen
v/erden. Dazwischen schalten sich meist die Hochwipfelschichten ein, die
sowohl Silur als auch Karbon umfassen konnen. Es war daher auf Grund"
der stratigraphischen und faziellen Verhaltnisse des Altpalaeozoikums in
den Karnischen Alpen moglich, eine entsprechende tektonische Gliederung
vorzunehmen, die auch fiir die altpalaeozoischen Schichtglieder der West-
karawanken die gleiche Giiltigkeit haben. Jedoch sind im Bereich der
Westkarawanken nicht alle Baueinheiten der Karnischen Alpen vor-
handen. Es dominieren hauptsachlich jene Schichtreihen des Altpalaeozoi-
kums, welche eine starkere Metamorphose mitgemacht haben und nur
vereinzelt liegen Fragmente der Cellon-Einheit vor, deren Schichtglieder
eine kaum in Erscheinung tretende Metamorphose mitgemacht haben.
Am reichhaltigsten ist das Palaeozoikum im Feistritz-Graben siidlich
von Finkenstein aufgeschlossen. Es konnten bei den Aufnahmsarbeiten
folgende Schichtglieder festgestellt werden.
a) Das Silur
Das Silur umfaBt vor allem die Hiillschiefer (Schieferhornfels) der
Tonalitaufbriiche siidlich von Finkenstein, dann Kieselschiefer und Lydite,
dunkelgraue bis graue Kalkschiefer, dunkelgraue Schiefer, rote und graue
geflaserte Kalke, geflaserte Orthocerenkalke, schwarze Kokkalke. Graptho-
litenschiefer konnten im Bereich der Westkarawanken bisher nicht fest-
gestellt werden. Dagegen sind unweit westlich des Gailitz-Durchbruches
noch im Bereich der ostlichen Auslaufer der Karnischen Alpen bei Pres-
sendellach sparliche Kieselschiefer und Graptholiten (Heritsch) be-
kannt geworden.
118
Alle Schichtglieder des Silurs weisen eine geringe Machtigkeit auf.
Auf Grund des ausgepragten steilgestellten Schuppenbaues der variszi-
schen Baueinheiten ergibt sich haufig eine Wiederholung der Schicht-
gruppen, Die groBte Machtigkeit (100 bis 150 m) weisen die mehrfach
auftretenden schwarzen bis ockerbraunen geflaserten Orthocerenkalke
auf. Beim Vergleich der einzelnen Querprofile zeigt sich, daB in der
Streichrichtung sehr haufig Teile der silurischen Schichtelemente ver-
loren gehen oder obertags nicht aufgeschlossen sind oder durch Storungs-
zonen in der Streichrichtung ihren Zusammenhalt verlieren.
b) Das Devon
Das zeigt verschiedene Phasen der Metamorphose. Es ist vertreten
durch Banderkalke, dann durch gebanderte Kalke und schlieBlich durch
wenig metamorphe Riffkalke, die etwa den Riffkalken der Cellon-Einheit
entsprechen. SchlieBlich finden sich auch bunte Flaser- und Netzkalke, so
daB man oft auf Schwierigkeiten stoBt, wenn die Unterscheidung zwischen
den silurischen und devonischen Flaserkalken getroffen werden soli. Im
Allgemeinen kommt man der Sache naher, wenn man in diesem Zu-
sammenhang den gesamten Schichtkomplex, in welchen die Flaserkalke
auftreten, ins Auge faBt und gewisse Leitschichten fiir die Beurteilung
dieser Frage die entsprechenden Anhaltspunkte liefern. In Verbindung mit
Kalkschiefern oder mit geflaserten Orthocerenkalke auftretende Flaser-
kalke sind im Allgemeinen in das Silur zu stellen. Dagegen sind jene Netz-
und Flaserkalke, welche in Verbindung mit Banderkalken oder Riffkalken
auftreten, Vertreter des Unter-, bzw. des Mittel-Devons. Trotzdem ist eine
auf diese Basis aufgestellte Einstufung der Flaserkalke mit triigerischen
Unsicherheiten verbunden, so daB nicht in allen Fallen eine sichere Ein-
stufung moglich ist, so lange dies nicht von palaeontologischer Seite geklart
werden kann.
c) Das Unterkarbon
Das Unterkarbon wird ahnlich wie in den Karnischen Alpen durch
die Hochwipfelschichten vertreten. Sie bestehen aus dunklen Tonschiefern,
Sandsteinen und brecciosen Konglomeraten. Im Bereich der Westkara-
wanken sind alle Typen vertreten. Jedoch ist das Hochwipfelkarbon in
den verschiedenen Baueinheiten sehr unterschiedlich entwickelt. So kon-
nen einmal die dunklen Schiefer vorherrschen (Hochwipfelkarbon der
Eder- und Mauthener Almdecke). Oder es iiberwiegen grauwackenartige
Sandsteine, die haufig in Breccien oder Konglomeraten iibergehen. Haufig
sind alle drei Typen der Hochwipfelschichten vertreten, so daB auf Grund
der tektonischen Strukturen Schichtwiederholungen feststellbar sind. Im
Gebiet Maglern-Gailitz weist das Hochwipfelkarbon auch kalkige Ein-
lagerungen auf. Es handelt sich um dunkle, geschichtete oder auch
ungeschichtete Kalke, die in die hangenden und liegenden Tonschiefer
iibergehen.
Die Hochwipfelschichten bilden im Allgemeinen die Grenzflachen der
variszichen Baueinheiten, so daB man sowohl auf Grund der Fazies des
Hochwipfelkarbons als auch auf Grund der stratigraphischen Schicht-
119
gruppen des Silurs und des Devons eine Gliederung der tektonischen
Baueinheiten des variszischen Anteiles der Westkarawanken vorzunehmen
in der Lage ist.
Das Palaeozoikum ist im Feistritz- und Goritscher-Graben, sowie an
den Nordhangen des Techantinger- und Mallestiger Mittagskogel (Tafel I,
Profil IV bis VI) am besten aufgeschlossen. Im Feistritz-Graben konnen
vier iibereinandergelagerte Schichtserien auseinandergehalten werden.
Jede Einheit zeigt eine vom Obersilur bis zum Unterkarbon reichende
Schichtfolge an. Bemerkenswert sind die Vorkommen von roten und
grauen Flaserkalken, sowie das zweimalige Auftreten von braunen Ortho-
cerenkalken, in welchen bei Kote 800 im Feistritz-Graben schlecht erhal-
tene Orthoceren vorkommen. Diese Horizonte geben wichtige Anhalts-
punkte fur die stratigraphische Gliederung und fiir die fazielle Zuordnung
der Schichtserien in das von Heritsch in den Karnischen Alpen auf-
gestellte Deckensystem. Die im Feistritz-Graben relativ gut aufgeschlos-
senen Schichtfolgen lassen sich nur schlecht sowohl nach Westen als auch
nach Osten verfolgen. Immerhin wurden vom Verfasser an der Nordseite
der Illitschhohe neue, bisher noch nicht bekannte Aufschliisse der roten
Flaserkalke festgestellt. Auf diese Weise ist dann die Moglichkeit der
Identifizierung gleicher tektonischer Einheiten zwischen dem Feistritz-
Graben, dem Goritscher-Graben und dem ostlich davon gelegenen
Rauscher-Graben moglich.
Der iiberwiegende Teil der palaeozoischen Schichtglieder fallt mit
einem Einfallswinkel von 60 Grad nach Siiden ein. Sie zeigen aber auch
ein von West nach Ost gerichtetes axiales Gefalle, wahrend die Streich-
richtung fast W—O verlauft und erst weiter ostlich im Gebiet des Gr.
Mittagskogel in eine nordostliche Richtung abgedrangt wird.
Der Fossilgehalt dieser palaeozoischen Schichtglieder ist sehr gering.
Es lassen sich gelegentlich gut erhaltene Orthoceren feststellen. Es miifien
daher Vergleiche mit den in den Karnischen Alpen sowohl in palaeontolo-
gischer als auch in stratigraphischer Hinsicht gut bekannten Profilen
durchgefiihrt werden, so daB dadurch eine Festlegung der im Feistritz-
Graben beteiligten variszischen Einheiten vorgeschlagen werden kann.
Die interessanteste Position zeigt der Feistritz-Graben siidlich von
Finkenstein. Am Nordeingang des Feistritz-Grabens sind die schon durch
F r e C h und Teller bekannt gewordenen Tonalite von Susalitsch auf-
geschlossen. Im Siiden wird der Tonalit von einem Kalkzug begrenzt,
wahrend an der Nordseite als Begleitgestein die auch im Eisenkappler-
Gebiet im Schichtverband mit dem Tonalit verbreiteten Schieferhornstein-
fels-Gesteine in einem Bachbett auf eine Strecke von etwa 100 m aufge-
schlossen sind und im Gegensatz zum Tonalit wieder steiles Siidfallen
zeigen.
Im Bachbett westlich der Ortschaft Untertechanting sind auf eine
Strecke von fast 300 m dunkelgraue bis schwarzgefarbte Tonschiefer und
Sandsteine aufgeschlossen, die haufig von Quarzgangen durchzogen sind.
AuBerdem sind an der Westseite des Bachbettes am Weg zum Stiegerhof
im Bereich der Tonschieferzone zwei Aufschliisse von griinen Gesteinen
(Diabase ?) an der Oberflache sichtbar. Diese Aufschliisse erinnern an
120
bekannte, schon von Teller beschriebene Aufschliisse in den Ost-
karawanken und der Verfasser ist geneigt die in diesem Bereich auftre-
tenden dunkelgrauen Tonschiefer und Sandsteine als Untersilur anzu-
sprechen. Jedenfalls gehoren diese Schichtgruppen noch dem Ablagerungs-
bereich der Karnischen Alpen an und es handelt sich um das nordlichste
Vorkommen des den Karnischen Alpen angehorenden Palaeozoikums,
welches auch gleichzeitig dem Dobratsch-Gebiet am nachsten liegt. Mit
den Glimmerschiefern und den Phylliten des Gailtaler-Kristallins konnen
diese Gesteine nicht verglichen werden. Damit ware der Nachweis einer
noch weiteren existierenden fiinften palaeozoischen Einheit der variszischen
Orogenese in diesem Raum erbracht, wobei aber die entsprechenden
Aufschliisse nur auf diesem kleinen Raum begrenzt liegen und beider-
seitig in der Streichrichtung vom Glazial oder von jiingeren Ablagerungen
bedeckt sind. Dieser Zone mieBt der Verfasser eine erhohte Bedeutung zu,
\veil in diesem Raum unter den jiingeren Ablagerungen dasselbe Profil
zwischen dem Dobratsch im Norden und den Karawanken im Siiden zum
Vorschein kommt, wie im Osten bei Eisenkappel zwischen der Hoch-
Obirzone und der Koschuta-Einheit.
Das Palaeozoikum erleidet im Bereich des Gr. Mittagskogel eine sehr
starke Reduktion, so daB die palaeozoischen Schichtglieder ostlich des
Worounitza-Grabens nur mit Unterbrechungen bis siidlich von Tscherme-
nitzen verfolgt werden konnen. Ein kleineres Vorkommen des von der
variszischen Orogenese betroffenen Palaeozoikums kommt noch nord-
ostlich des Diirrkogels zum Vorschein. Dieser Teil wird in diesem Raum
von machtigen Triaseinheiten iiberfahren, wobei auch im Gebiet des Gr.
Mittagskogel, ahnlich wie im Gebiet des Gartnerkofel und seiner ostlichen
Fortsetzung durch das starke Vordrangen der siidalpinen Elemente auf
das variszisch gefaltete Palaeozoikum wesentliche Schichtbestandteile ver-
loren gegangen sind.
2. Die Schichtglieder der alpinen Orogenese
Die Sedimentation der alpinen Orogenese beginnt im Oberkarbon. Das
Jungpalaeozoikum zeigt im Bereich der Karnischen Alpen und der
Karawanken eine typisch marine Entwicklung. So ist das Jungpalaeozoi-
kum (Auernigschichten, Rattendorfer Schichten, Trogkofelkalke, Belle-
rophonschichten usw.) vom Gartnerkofel beginnend, in den Julischen
Alpen, im Karst bis nach Montenegro verfolgbar, so daB daher im Jung-
palaeozoikum die Sedimentation dieses Raumes eine gemeinsame Ge-
schichte aufweist. Diese marinen Sedimente des Jungpalaeozoikums fehlen
nordlich der alpin-dinarischen Grenzlinie vollkommen. Sie fehlen aber
auch in den nordlich dieser Linie gelagerten Gailtaler Alpen. Auch in der
Trias finden sich vollkommene fazielle Ahnlichkeiten und Gleichheiten
zwischen der Siidkette der Karawanken, den Julischen Alpen und dem
Hochkarst der Dinariden.
Im Bereich der Westkarawanken sind die Auernigschichten haupt-
sachlich auf der jugoslawischen Seite vertreten. An der italienisch-
osterreichischen Grenze bei Thorl sind auf der italienischen Seite schmale
121
Zonen der Auernigschichten vertreten. Dagegen konnte im Klausgraben
etwas ostlich des Gailitz-Durchbruches auf der osterreichischen Seite
Vertreter der Rattendorfer Schichten festgestellt werden. Es handelt sich um
Fusulinenkalke, die raumlich aber keine weite Verbreitung aufweisen.
Besondere Bedeutung kommt den jungpalaeozoischen Ablagerungen
der sogenannten Vorbergzone zwischen St. Kanzian und Untergreuth zu.
Es handelt sich um alpine Schichtenelemente, denn schon von Fr. K a hier
wurden die Kalke des St. Kanzianiberges und der Ruine Finkenstein als
Trogkofelkalke angesprochen. Schwierigkeiten bereitet in diesem Gebiet
die Trennung der Bellerophon-Dolomite von den Trogkofelkalken, wah-
rend die Trias (Schlerndolomit) in die jungpalaeozoischen Kalke einge-
schuppt ist. Gleichzeitig ist die Trias mit den jungtertiaren Konglomerat-
bildungen verschuppt, so daB hier eine ganz junge Tektonik vorliegt.
Wir sehen sowohl im Norden als auch im Siiden der Trogkofelkalke
Schlerndolomit eingeschaltet, der sehr stark mylonitisiert und zermiirbt
ist und an verschiedenen Punkten durch das Vorhandensein eines fiir
den Schlerndolomit eigentiimlichen Verwitterungsproduktes, namlich des
Dolomitsandsteines auffallt.
Wenn wir nun die alpine Sedimentationsfolge des Grenzkammes der
Westkarawanken von Westen nach Osten in Betracht ziehen, so konnen
folgende Verhaltnisse festgehalten werden. Ostlich des Gailitz-Durch-
bruches, we]che die geographische Westgrenze der Karawanken bildet,
finden sich im Klausgraben iiber den Hochwipfelschichten Aufschliisse der
Fusulinenkalke. Dariiber folgen Grodener Sandsteine und Bellerophon-
dolomite mit einer Gesamtmachtigkeit von 250 m. SchlieBlich konnten alle
Schichtelemente des Skyt festgestellt werden, die den Seiser- und Cam-
pilerschichten Siidtirols gleichzustellen sind. Diese weisen im Cabin-Gebiet
eine Machtigkeit von 200 m auf. Die Muschelkalke des Anis mit einer
Machtigkeit von 200 m bilden in diesem Bereich die italienisch-osterrei-
chische Grenze.
In dem zwischen Plekowa—Gr. Mittagskogel und Kahlkogel gelegenen
Gebietsanteil der Westkarawanken sind folgende Schichtgruppen am geo-
logischen Aufbau beteiligt.
a) Die Grodener Sandsteine
Sie bilden besonders westlich des Gr. Mittagskogel zwischen Plekowa
und Schwarzkogel die Basis der Triasablagerungen. Sie weisen eine Mach-
tigkeit von 50 bis 100 m auf. Ostlich des Gr. Mittagskogel fehlen auf
osterreichischem Gebiet die Grodener Sandsteine. Sie sind in diesem
Bereich nur im jugoslawischen Gebiet oder in der Sudhalfte des Kara-
wankentunnels vertreten.
b) Die Bellerophon-Dolomite
Die Bellerophon-Dolomite sind auf osterreichischem Gebiet ebenfalls
nur westlich des Gr. Mittagskogel verbreitet. Die Machtigkeit betragt
150 m. Sie treten im Allgemeinen im Schichtverband mit den Grodener
Sandsteinen auf. Es zeigt sich also, daB im obersten Perm in diesem Raum
122
eine marine Entwicklung der Ablagerungen eingesetzt hat, denn in den
nordlich der Gailtallinie gelegenen Gailtaler Alpen sind die zwischen
den Grodener Sandsteinen und den Werfener Schichten gelagerten Belle-
rophon-Dolomite nicht vorhanden.
c)	Das Skyt
Die Ablagerungen des Skyt weisen vollkommen typische siidalpine
Merkmale auf. Es sind Quarzglimmersandsteine, dann Schiefer und schief-
rige Mergel von bunter Farbung; im oberen Teil finden sich rote Sand-
steine und eisenschiilSige Kalkoolithe. Westlich des Gr. Mittagskogel
schwankt die Machtigkeit der Skytablagerungen zwischen 150 bis 200 m.
Dagegen betragt im Rosenbacher-Gebiet die Machtigkeit der Skytstufen
circa 400 bis 500 m. Teller hat auf Grund der AufschliiBe des Kara-
\vankentunnels vom Liegenden in das Hangende folgendes Profil (Tafel II,
Saulenprofil I) beschrieben.
Das Unterskyt umfaBt an der Perm/Sky t grenze dickbankige Gesteine
mit groberen Korn und reichlichem Glimmergehalt (schiefrige Sandsteine,
teils dickschichtige sandige Schiefer mit einer Machtigkeit von 80 m).
Dariiber folgen feingeschlammte Schiefertone (dunkelviolett bis braun-
gefarbt), gipsfiihrend mit geringmachtigen Einlagerungen von schwarzen
Plattenkalken und Mergelschieferzwischenlagen (Machtigkeit 150 m). Dann
folgen als Ubergang zum Oberskyt gipsfiihrende Schiefergesteine (kalkfreie
Schiefertone mit Schiippchen von Muskovit (Machtigkeit 40 m). Dariiber
folgen, das Oberskyt vertretend, gut gebankte, dunkelaschgraue Kalke mit
Einlagerungen von plattigen, glimmerfiihrenden Mergeln, dann rotlich bis
fleischrote Kalksteine mit Oolithstruktur, dariiber Naticella fiihrende
mergelige Kalkbanke und schlieBlich im obersten Skyt schwarze diinn-
plattige Kalksteine mit tonreicheren glimmerfiihrenden Zwischenschichten.
Die Gesamtmachtigkeit des Oberskyt betragt etwa 200 m.
In dem zwischen dem Techantinger Mittagskogel und dem Schwarz-
kogel gelegenen Gebiet zeigen die Grodener Sandsteine, Bellerophon-
schichten und Werfener Schiefer eine wesentlich flachere Lagerung als
das tiefer gelegene Palaeozoikum. Die Schichten fallen mit einem Winkel
von 30 bis 50 Grad nach Siiden ein. Immerhin konnen bei guten Auf-
schliissen in den siidlichen Grabenverzweigungen des Feistritz-, Go-
ritscher- und Rohica-Grabens Transgression und Diskordanz zwischen
alpiner und variszischer Orogenese schon beobachtet werden.
d)	Das A n i s
Das Anis ist in zwei Fazies entwickelt, und zwar als Dolomit des
Mendola-Niveaus (mit Knollenmergeln, dolomitischen Kalken und gyps-
fuhrenden Kalken) und als Konglomerat in Begleitung von Mergeln und
Dolomiten. Die Machtigkeit dieser Schichten betragt 300 bis 500 m. Sie
ist im Gebiet von Rosenbach am groBten. Sie treten sowohl am Grenz-
kamm des Cabin ostlich des Gailitz-Durchbruches als auch am Grenzkamm
zwischen Plekowa und dem Gr. Mittagskogel auf. Im Gebiet zwischen
Gr. Mittagskogel und Rosenbach sind die Muschelkalke vor allem auf
123
osterreichischem Gebiet verbreitet. Im Gebiet von Rosenbach liegt das
klassische Gebiet der "VVerfener-Muschelkalkzone. Die Lagerungsverhalt-
nisse sind besonders schon im Gratschiitzen-, Ardezica- und Barengraben,
sowie auf der Quardia-Alm aufgeschlossen.
Die Vertreter der Muschelkalkzone liefern im Rosfenbacher-Gebiet sehr
gute Anhaltspunkte fiir die Tektonik dieses Gebietes. Zwischen dem Nord-
Portal des Karawankentunnels und dem hinteren Barengraben ist der
Muschelkalk in drei verschiedenen Zonen anzutreffen. Sie werden entweder
durch die Werfener Schiefer oder durch den Schlerndolomit der Grat-
schiitzen getrennt. Die nordlichste Zone bildet die Basis der Gratschiitzen-
Trias. Siidlich des Gratschiitzen-Grabens sind die Muschelkalke am Aus-
gange des Ardezica-Grabens und des Rosenbaches ostlich der Kote 784 m
auf groBere Strecken aufgeschlossen. Das siidlichste Vorkommen baut die
Bergkuppen siidlich des Alten Barentales auf. Bemerkenswert sind die
in den Muschelkalk-Horizonten haufig verbreiteten Porphyr- und Tuff-
vorkommen, die besonders am Nordrand des Gratschiitzenzuges mehrfach
aufgeschlossen anzutreffen sind.
Auf Grund der Aufschliisse des Karawankentunnels kann nach Tel-
ler fiir das Anis folgendes Profil (Tafel II, Saulenprofil II und III)
vom Liegenden in das Hangende rekonstruiert werden. Das Unteranis
beginnt mit dunklen dolomitischen Kalken, welche mit gelblichen Dolo-
miten mit bituminosen Einlagerungen (etwa 100 m machtig) wechsellagern.
Dann folgen nach oben dunkelgefarbte Kalksteine (60 m machtig), die nach
oben in gelblichgraue, tonreiche Mergelschiefer iibergehen (etwa 40 m
machtig). Den obersten Teil des Unteranis bilden dunkle kalkige Gesteins-
banke, die mit Kalkspatadern durchzogen sind. Als Grenze Unter/Oberanis
konnen die Rauhwackenlagen angesehen werden.
Das Ober-Anis besteht vorwiegend aus rauchgrauen, weiBaderigen
Kalksteinen, die mit schwarzen bituminosen Schiefertonen wechsellagern
(Machtigkeit etwa 150 m). Im obersten Teil finden sich Banke von
dunklem, sandigem Dolomit und rote eisenschiiBige Kalktonschiefer.
e) Das Ladin
Das Ladin liegt teils in der tonig-sandigen und hornsteinfiihrenden
Kalkfazies (Buchensteiner-Wengener Schichten), teils aber auch in Diplo-
poren-Riffazies des Schlerndolomits vor. Die Riffazies des Ladins besitzt
eine Machtigkeit von 700 bis 1000 m (Schlerndolomit). Die Stratigraphie
des Schlerndolomits ist sehr wechselvoll, teilweise wird bereits das obere
Anis vertreten. teilweise ein Teil oder das ganze Ladin und zum Teil
auch noch das Karn.
Der Schlerndolomit hat seine Hauptverbreitung im Gebiet zwischen
Plekowa und dem Gr. Mittagskogel und baut vor allem die Grenzspitzen
des Techantinger-, Mallestiger-Mittagskogel und des Schwarzkopfes auf.
Ostlich des Gr. Mittagskogel wird das Gebiet des KI. Mittagskogel, des
Tiirkenkopfes, des Gratschiitzenzuges und des Kapellenberges von den
Schlerndolomiten aufgebaut. Der Schlerndolomit tritt auch in verschie-
denen Positionen innerhalb der Vorbergzone zwischen Untergreuth und
124
der Ruine Finkenstein auf. Dagegen ist im siidlichen Rosenbach-Gebiet
die Buchensteiner-Wengener-Fazies vertreten, welche in diesem Gebiet
groBe Teile des Ladins aufbaut.
Nach Teller kann im Rosenbacher-Gebiet fiir das Ladin folgendes
Profil (Tafel II, Saulenprofil IV) festgehalten werden. Die Basis des Unter-
Ladins bilden 100 m machtige Schlerndolomite. Diese gehen nach oben in
scharfkantige, kliiftige Banke von dunklen, dolomitischen Kalken iiber
(150 m machtig). Dann folgen Rauhwackenlagen etwa 100 m machtig.
Dariiber folgen Dolomitbanke (120 m machtig). Dann folgen nach oben
schwarze bituminose Schiefertone in Wechsellagerung mit Dolomitbanken
und Rauhwackenlagen. Den obersten Teil des Ladins bilden stark auf-
gefaltete schwarze Plattenkalke, bituminose plattige Kalksteine und
schwarze Kalkschiefer der Wengenerschichten mit Posidonomya wen-
gensis.
Die hier bezeichneten Schichtgruppen konnen auch im obersten Rosen-
tal nordlich des Rosenbacher-Sattels verfolgt werden.
f)	Das Karn
Das Karn ist in den Westkarawanken wahrscheinlich durch die Horn-
steinkalke vertreten. Die stratigraphische Einstufung der Hornsteinkalke
ist noch nicht gesichert. Da auch die schvvarzen Plattenkalke der Wen-
generschichten zum Teil schon hornsteinfiihrend sind, kann zwischen dem
Ladin und den vermutlich ins Karn zu stellenden Hornsteinkalken sehr
schwer eine stratigraphische Grenze gezogen werden. Das gilt vor allem
fiir die Profile des oberen Barentales und des Ardezica-Grabens siidlich
Rosenbach.
Das Verbreitungsgebiet der Hornsteinkalke reicht vom KI. Mittagskogel
bis zur Golica. Sie bilden die Basis der Hauptdolomite und der Dachstein-
kalke und weisen eine Machtigkeit von 400 bis 500 m auf.
g)	Das Nor
Das Nor ist im Bereich der Westkarawanken durch den Hauptdolomit
und den Dachsteinkalk vertreten, die sich faziell vertreten konnen. Die
Verbreitung der Dachsteinkalke ist besonders auf den Gr. Mittagskogel,
auf die Tennspitze und auf den ReBmannkogel beschrankt. Hauptdolomit
und Dachsteinkalke weisen eine Gesamtmachtigkeit von 600 bis 700 m auf.
3. Die Ablagerungen des Jungtertiars
Im Zusammenhang mit der alpinen Orogenese des Karawanken-
Gebirges sollen noch kurz die am Nordrand der Westkarawanken verbrei-
teten Ablagerungsprodukte des Jungtertiars und des Quartars hervor-
gehoben werden. Es handelt sich um Ablagerungen, die wahrend der Ka-
rawankenhebung durch Abtragung und Ausraumung der Karawanken-
taler am Nordrand entstanden sind. Sie liefem wichtige Hinweise fiir
das Alter der Bewegungs- und Hebungsvorgange des Karawankengebirges.
125
a) Die Rosenbacher-Kohlenschichten
Auf Grund der von W. K1 a u s erfolgten pollenanalytischen Unter-
suchungen sind die Rosenbacher Kohlenschichten dem Sarmat zuzuordnen.
Die nicht verfestigten Schotterablagerungen sind aus kalkigen und
kristallinen Gerollmassen zusammengesetzt. In diesen Ablagerungen sind
besonders bei Rosenbach und auch im Worounitza-Graben haufig schmale
Streifen von Kohlenschmitzen anzutreffen. Die Rosenbacher Kohlen-
schichten sind besonders bei Rosenbach, dann im Worounitza-Graben, siid-
lich von Latschach und schlieBlich bei Mallestig verbreitet. Uber den nicht
verfestigten Schotterablagerungen der Rosenbacher Kohlenschichten liegen
die Kalkkonglomerate von St. Jakob, iiber deren Alter noch Unklarheit
besteht.
b)	Die Sattnitzkonglomerate
Auf Grund der neueren Stratifizierung werden die Sattnitzkonglome-
rate des nordlich des Rosentales gelegenen Sattnitzzuges ins Pliozan ge-
stellt. Das Sattnitzkonglomerat verdankt seine Entstehung und seine
Gerollzusammensetzung vonviegend der Ausraumung der Karawanken.
Die Machtigkeit der Sattnitzkonglomerate schwankt zwischen 150 und
200 m. Die Schichten fallen flach nach Siiden ein. Sandsteinzwischen-
lagen weisen auf einen Sedimentationsrythmus hin. Von dem Sattnitz-
konglomerat sind vor allem die nordlich des Faakerseetales gelegenen
Hohenziige des Tabor, Bleiberg und des Petelin aufgebaut. Nordlich des
Rosentales besteht der 40 km lange Sattnitzzug aus diesen Ablagerungen.
Der Sattnitzzug und auch die Hohen Tabor- und Petelinzug stehen
nicht direkt in einem tektonischen Kontakt mit dem Karawanken-
Gebirge. Sie weisen eine von den tektonischen Vorgangen der Karawanken
losgeloste tektonische Eigenstandigkeit auf; lassen aber auf Grund ihrer
Ablagerungen die zeitlichen Vorgange der Karawankenhebung gut er-
kennen.
c)	Das Barentalkonglomerat
Die besonders zwischen Rosenbach und Bleiberg verbreiteten Barental-
konglomerate bestehen, ahnlich wie die Sattnitzkonglomerate, vorwiegend
aus Ausraumungsprodukten der Karavvanken. Es handelt sich um aus
Kalkgerollen bestehenden Konglomeraten, deren Gerollbestande erheblich
groBere Kubaturen aufweisen als die aus Kalkgerollen bestehenden Satt-
nitzkonglomerate und dadurch erkennbare Unterschiede gegeniiber den
Sattnitzkonglomeraten sichtbar werden. Sie stehen in Verbindung mit den
miozanen Rosenbacher Kohlenschichten und sind auch von dem Nord-
schub der Karawanken erfasst, bzw. tektonisch in Mitleidenschaft gezogen
v/orden. Besonders ostlich von Rosenbach lassen sich groBartige Auf-
schiebungen der Karawankentrias auf das Barentalkonglomerat im Bereich
der Talmiindungen feststellen, auf die auch Fr. K a h 1 e r 1931 hinge-
wiesen hat. Uber das Alter der am NordfuB der Karawanken, also siidlich
der Drau abgelagerten Barentalkonglomerate besteht noch Unklarheit.
Teller stellt sie in das Obermiozan. Das wiirde bedeuten, daB ein stra-
tigraphischer Zusammenhang zwischen den Rosenbacher Kohlenschichten
und den Barentalkonglomeraten vorhanden ware. Sie waren dann alter
126
als die nordlich des Rosentales abgelagerten Sattnitzkonglomerate. Man
kdnnte auch vermuten, daB die Sattnitz- und die Barentalkonglomerate
gleich alt sind, also beide Ablagerungstypen ins Pliozan zu stellen sind.
In diesem Fall konnte dies durch eine entsprechende Kornsortierung
erklart werden, in dem die weiter nach Norden transportierten Kalkgerolle
der Sattnitzkonglomerate einen weiteren Transportweg zuriickgelegt ha-
ben, weil die Gerollbestandteile im Allgemeinen eine kleinere Kubatur
aufweisen, als die Gerollbestandteile der Barentalkonglomerate, die infolge
ihres wesentlich groBeren Kubikinhaltes nur kleinere Wegstrecken be-
waltigen konnten. Dieser Vorstellung haften aber gewisse Schwierig-
keiten an, weil doch beide Ablagerungstypen eine sehr verschiedene
tektonische Geschichte aufweisen. Wahrend die siidlich der Drau verbrei-
teten Barentalkonglomerate fast in allen Fallen von dem Nordschub der
Karawankentrias erfaBt wurden und die Triasgesteine der Karawanken
sogar mit nicht unerheblichen Schubweiten auf das Barentalkonglomerat
aufgefahren sind, weisen die Sattnitzkonglomerate bereits eine selbstan-
dige Geschichte des tektonischen Geschehens auf. Der Sattnitzzug hat als
Ganzes einen Nordschub erfahren, wobei sich sogar der kristalline Unter-
grund in die Bewegungsvorgange eingeschaltet hat (Profil von Rupertiberg
nach Fr. K a h 1 e r , 1931). Auch die mit der Anlage des Rosentales ver-
bundenen Liingsstorungen am Siidrand des Sattnitzzuges haben die im
Bereich des Sattnitzzuges vollzogenen tektonischen Vorgange nach Siiden
begrenzt, so daB kein Zusammenhang mit den letzten tektonischen Vor-
gangen des Karawankengebirges besteht.
Die dritte Moglichkeit der Alterdeutung ware, daB die Barentalkonglo-
merate jiinger sind als die Sattnitzkonglomerate. Sie wiirden dann entwe-
der ein Praglazial oder ein altestes Interglazial darstellen. Bei dieser
Version waren dann die letzten Aufschubtendenzen der Karawankentrias
auf das Barentalkonglomerat in diese Zeit einzuordnen. Im j eden Fall
miiBen die iiber den Rosenbacher Kohlenschichten liegenden Kalkkonglo-
merate von St. Jakob mit den Barentalkonglomeraten identifiziert werden.
d) Die Vinza-Nagelfluh
Die Vinza-Nagelfluh — oder auch Faakerseekonglomerate gennant —,
welche besonders in der Umgebung des Faakersees (Faakerseeinsel, Ober-
eichwald usw.) ihre Verbreitung haben, konnen allerdings nicht mit den
Barentalkonglomeraten verglichen werden. Nach meiner Meinung stellen
sie ein alteres Interglazial dar, SchlieBlich ist der Faakersee ein Relikt
der Eiszeit und die Orientierung und Anlage, sowie das flachgeneigte
Nordfallen der Vinza-Nagelfluhablagerungen und die in der Streich-
richtung glazial erfolgte Zerfurchung dieser Ablagerungen liefern deut-
liche Hinweise fiir die Einstufung in das altere Interglazial. Sie bestehen
ebenfalls aus Kalkgerollen, die ihre Herkunft der Karawankenerosion zu
verdanken haben. Zu diesem Ablagerungstypus gehoren auch die nord-
ostlich von Arnoldstein im Bereich der Dobrawa vorkommenden inter-
glazialen Nagelfluhkonglomerate.
Auf die weiteren in diesem Raum erfolgten Vorgange des Quartars
soli in diesem Rahmen nicht weiter eingegangen werden.
127
III. ZUR TEKTONIK UND OROGENESE DER WESTKARAWANKEN
Es wurde schon im stratigraphischen Abschnitt mehrfach hingewiesen,
daB die Westkarawanken sowohl an der variszischen als auch an der
alpinen Orogenese beteiligt waren. Hier sollen nur einige Grundsatze iiber
die tektonische Position und uber die orogenetischen Vorgange dieses
Gebirgsanteiles hervorgehoben werden. Details iiber die Tektonik der
Westkarawanken konnen aus den beigelegten Profilen 1 bis VI entnommen
werden (Tafel I).
Die Aufgliederung der palaeozoischen Bauelemente kann im gleichen
Sinne wie in den Karnischen Alpen durchgefiihrt werden. Auf Grund der
detaillierten Aufschliisse des Palaeozoikums im Feistritzgraben siidlich
Finkenstein ist es moglich eine Gliederung der variszischen Baueinheiten
fiir dieses Gebiet vorzunehmen. Demnach sind im Feistritzgraben die Bau-
einheiten der Eder-Decke, der Mauthener-Alm-Decke, der Rauchkofel-
Decke und der Cellon-Decke vertreten. In den westlich und ostlich des
Feistritzgrabens gelegenen Graben und Profilen konnten nicht die gleichen
Strukturen erkannt werden, sondern es sind nur Fragmente oder liicken-
hafte Bestandteile der im Feistritzgraben festgestellten Baueinheiten vor-
handen, so daB die Streichrichtung und auch das axiale Gefalle der Bau-
einheiten stark schwankt oder durch Querdislokationen unterbrochen ist.
Diese Erscheinung ist fiir das gesamte tektonische Strukturbild der West-
karawanken kennzeichnend. Der fiir diese Baueinheiten eingesetzte Begriff
Dečke stammt von Fr. Heritsch. Ich mochte aber in diesem Fall
lieber von Schuppenstrukturen sprechen, wenngleich die faziellen Unter-
schiede der genannten Baueinheiten die Anwendung des Begriffes Dečke
besser fundieren. Nur konnen im Bereich der Westkarawanken fiir die
palaeozoischen Baueinheiten keine weiten Uberschiebungsbahnen fest-
gestellt werden, da alles steil gestellt ist, bzw. der Einfallswinkel der
tektonischen Bahnen 60 Grad Siid betragt.
Auch in der Zeit der variszischen Orogenese hat die alpin-dinarische
Grenzlinie, welche am Nordrand der Karnischen Alpen die Tektonik des
Gailtales pragt und ihre Fortsetzung im Bereich der Karawanken durch
die Eisenkappler-Aufbruchszone das Nordalpin der Karawanken Nordkette
von dem Siidalpin der Koschuta-Einheit trennt, einen wesentlichen Ein-
fluB auf die damaligen tektonischen Vorgange genommen. So laBt sich
sehr deutlich erkennen, daB sowohl die Streichrichtung der tektonischen
Baueinheiten der Karnischen Alpen und der Westkarawanken, als auch
die Streichrichtung des Gailtaler Kristallins, bzw. der Baueinheiten der
Gailtaler Alpen von der alpin-dinarischen Grenzlinie transversal ange-
schnitten sind und dadurch die Baueinheiten in der Streichrichtung unter-
brochen oder auch beendet werden. Davon sind auch haufig die West-Ost
verlaufenden Talrichtungen in den Karnischen Alpen bei der Einmiindung
in das Gailtal betroffen.
Auf die wahrend der variszischen Orogenese stattgefundenen Gebirgs-
bildungsphasen in den Westkarawanken soli hier nicht eingegangen
werden. Ich verweise in diesem Zusammenhang auf die Monographie der
Karnischen Alpen von Fr. Heritsch, Graz 1936.
128
Die alpinen Sedimente (Perm, Trias) der Westkarawanken iiberlagern
im Allgemeinen mit einer Winkeldiskordanz den variszischen Unterbau.
Inwieweit Transgression oder Tektonik dabei mitgewirkt haben, kann
nicht immer klar erkannt werden. Auf jeden Fall wurden in den meisten
Fallen die Transgressions-Verhaltnisse durch die Tektonik iiberpragt, so
daB die heute in den Karawanken erkennbaren tektonischen Verhaltnisse
ein Abbild der alpinen Orogenese darstellen. So sind wahrend der alpinen
Orogenese Streichrichtungen geandert oder zerstort worden. Die auf dem
variszischen Unterbau auflagernden alpinen Bauelemente muBten sich
nach dem Untergrund richten. AuBerdem spielen eine Reihe von regional-
tektonischen Faktoren mit, die an der heutigen Gestaltung des Kara-
wankengebirges beteiligt waren.
Am Nordrand des Karawankengebirges kann fast iiberall Nordbe-
wegung festgestellt werden. So ist sowohl die Karawanken Nordkette
zwischen Singerberg und Petzen als auch das Altpalaeozoikum und die
Trias der Westkarawanken zwischen Rosenbach und Finkenstein auf
jungtertiare Ablagerungen aufgeschoben. Da auf der jugoslawischen Seite
iiberall Siidiiberschiebungen feststellbar sind, zeigt das Karawankenge-
birge einen Facherbau mit zwei Schubrichtungen. Das ganze stand unter
dem Zeichen einer gewaltigen Einengung im Rahmen der alpinen Oro-
genese, die regionale Bedeutung hat.
Es ist nicht moglich alle zwischen Trias und Tertiar stattgefundenen
Faltungs- und Hebungsvorgange zu rekonstruieren, weil im Bereich der
Westkarawanken weder Jura noch Kreide vorhanden ist. Aber gewisse
Anzeichen der am Nordrand der Karawanken abgelagerten jungtertiaren
Sedimente lassen erkennen, daB die Hauptbewegungen und Hebungen
des Karawankengebirges erst im Jungtertiar erfolgt sind und das heutige
Gestaltungsbild dieses Gebirgszuges ein Ergebnis der im Jungtertiar
und Quartar stattgefundenen tektonischen Vorgange sein muB. An der
Bildung der Rosenbacher Kohlenschichten (Sarmat) waren sowohl ein
aus Kristallingesteinen als auch ein aus Kalkgesteinen bestehendes Ein-
zugsgebiet beteiligt. Es kann daher der EinfluB des Karawankengebirges
an der Bildung der Rosenbacher Kohlenschichten noch nicht sehr groB
gewesen sein. Dagegen fiihren die Ablagerungsverhaltnisse der Sattnitz-
und der Barentalkonglomerate zu der Annahme, daB an der Ablagerung
dieser Sedimente nur mehr das Karawankengebirge beteiligt war. Es
waren also im Obermiozan und im Pliozan starke Hebungen und Uber-
schiebungen des Karawankengebirges im Gange, die das Gebirge erst
in dieser Zeit geformt haben. Dabei haben sich folgende Ereignisse
abgespielt:
Die auf der osterreichischen Seite erkennbaren Nordschiibe der Ka-
ra wanken sind sehr jung. Auch wahrend der alpinen Orogenese wurde
der variszische Unterbau von der Gebirgsbildung noch einmal erfaBt und
mitbewegt. Die Zerlegung der Rauchkofel-Decke in mehrere Schuppen,
die sowohl im Gailitz-Gebiet, als auch im Feistritz-Graben sudlich Finken-
stein festgestellt werden kann, ist auf alpine Bewegungsvorgange zuriick-
zufiihren. AuBerdem ist an verschiedenen Stellen der ostlichen Kara-
wanken im Feistritz-Graben siidlich Feistritz im Rosental, nordlich und
9 — Geologija 13
129
nordostlich der Ortschaft Barental und siidostUch des Deutschen Peter
im Loibltal Silur im alpinen Gebirgsbau mitbeteiligt, so daB der palae-
ozoische Untergrund auch von den alpinen Bewegungsvorgangen erfaBt
v/urde. Es ist nicht denkbar, daB im Rahmen der alpinen Orogenese
einzelne Gebirgsgruppen — etwa das Palaeozoikum der Karnischen
Alpen — von den tektonischen Vorgangen nicht erfaBt wurden. Selbst
das Gestaltungsbild der Zentral-Karnischen Alpen im Wolajersee-Gebiet
muB zum Teil auf alpine Bewegungsvorgange zuriickgefiihrt werden.
Besonders interessant ist das Verhaltnis der Vorbergzone zwischen
dem St. Kanzianiberg und Untergreuth zum Karawanken-Hauptkamm.
Diese aus jungpalaeozoischen Ablagerungen (Trogkofelkalken, Grodener
Sandsteinen, Bellerophonschichten und Schlerndolomiten) bestehende Vor-
bergzone ist im Siiden von dem Altapalaeozoikum der Westkarawanken
iiberschoben. Diese Vorbergzone diirfte wahrend der zur Zeit der alpinen
Orogenese erfolgten Auffaltung der Karawanken von seinem urspriing-
lichen Gesteinsverband abgesplittert worden sein und dabei eine selbst-
andige Tektonik erfahren haben, wobei Schichtiiberkippungen und Ver-
schuppungen zustande gekommen sind. Die der Vorbergzone eigentiimliche
jiingste Tektonik ist nicht aktiv, sondern passiv erfolgt, indem der ganze
Karawankenkomplex inklusive das Palaeozoikum, welches schon wahrend
der variszischen Orogenese jene geschlossene Deckentektonik erhalten hat,
noch wahrend der jiingsten alpinen Orogenese (Pliozan) einen betracht-
lichen Nordschub erfahren hat.
Die alpinen Schichten (Perm, Trias) der Koschuta-Einheit fallen im
Allgemeinen 30 bis 50 Grad nach Siiden ein. Immerhin konnen bei guten
Aufschliissen in den siidlichen Grabenverzweigungen des Feistritz-, Go-
ritscher- und Rohica-Grabens Transgression und Diskordanz zwischen
alpiner und variszischer Orogenese schon beobachtet werden. Im Streichen
sind die Lagerungsverhaltnisse haufig durch Querdislokationen gestort,
denn die Alpin-Tektonik muBte sich sowohl an den variszischen Unter-
grund anpassen als auch waren sehr verschiedene Krafte, die mit dem
Bewegungsmechanismus der siidlich der Karawanken gelegenen Siidalpen
(Julische Alpen, Steiner Alpen) zusammenhangen, im Spiel, durch welche
die Bewegungstektonik der Karavvanken maBgeblich beeinfluBt wurde.
Diese Tektonik auBert sich nicht nur an den in verschiedenen Graben-
verzweigungen an der Nordseite des Karawankenkammes feststellbaren
Querdislokationen, sondern auch an der Anderung der Streichrichtung
der alpidischen Schichtglieder, die mit jener der variszischen Schicht-
glieder keinesvi^egs parallel und identisch verlauft. Wir sehen also im
ganzen Triaszug nach Norden vorgedrangte Vorposten (Mallestiger Mit-
tagskogel, Tiirkenkopf und Gratschiitzen) und zuruckgebliebene Teile
(Techantinger Mittagskogel, Schvv^arzkogel).
Besonders das zwischen dem Gr. Mittagskogel und Kahlkogel — Ro-
senbach gelegene Gebiet vv^eist einen sehr komplizierten tektonischen Bau
auf, da das ganze Gebiet im Spannungsfeld der alpidischen und dina-
rischen Bewegungsvorgange liegt. Es sind daher nicht nur N—S orien-
tierte Uberschiebungsbahnen, welche durch Schichtvv^iederholungen und
-antiklinalen gekennzeichnet sind, feststellbar, sondern es konnen auch
130
groB angelegte Westuberschiebungen beobachtet werden, welche auf di-
narische Bewegungsvorgange zuriickzufiihren sind. Die haufig in den
Westkarawanken NW—SO verlaufende Streichrichtung von tektonischen
Einheiten und Schichtgliedern sind auf dinarische Bewegungsvorgange
zuriickzufiihren. Sie sind im Allgemeinen jiinger als die alpinen Struk-
turen und haben vor allem wahrend der jungtertiaren Gebirgsbildungs-
phasen den groBten EinfluB gehabt. Die Drautal- und die Gegendtallinie
zeigen sehr deutlich, daB die im Bereich der Dinariden wirkenden Krafte
bis tief in den Alpenraum ausgestrahlt haben. Sogar in den Hohen Tauern
\vurde die Streichrichtung dadurch beeinfluBt. Auch die NW—SO ver-
laufende Streichrichtung des Tabor—Petelinzuges nordlich des Faaker-
seetales ist ein Ergebnis des dinarischen Krafteeinflusses auf den alpinen
Raum. Ebenso zeigt die NW—SO verlaufende Streichrichtung des nordlich
des St. Kanzianiberg gelagerten Jungtertiars und des Hiigels (Kote 567)
sudlich der Karawankenbahn zwischen Finkenstein und Mallestig, daB
noch in dieser Zeit eine starke Uberpragung der alpidischen Strukturen
durch die dinarischen Krafte erfolgt ist. Im Spannnungsfeld der Dina-
riden-Tektonik lag auch das aus Hornsteinschichten, Hauptdolomit und
Dachtsteinkalken bestehende Gebiet zwischen dem Gr. Mittagskogel und
der Golica. Diese Schichtgruppe (Karn, Nor) lagert auf verschiedenen
tektonischen Einheiten der Unter- und Mitteltrias. Es besteht kein strati-
graphischer Zusammenhang zwischen der Mitteltrias des Tiirkenkopfes
imd der Obertrias des Gr. Mittagskogels, sondern die obertriadischen
Bauelemente haben eine selbstandige Tektonik erfahren, die mit den
dinarisch beeinfluBten Bewegungsvorgangen in Zusammenhang gebracht
werden konnen. Diese Strukturen konnen bis in die Gegend des Loibl-
passes verfolgt werden.
Das Zusammentreffen der in den Karawanken feststellbaren alpinen
und dinarischen Strukturen hat eine groBe regional-tektonische Bedeu-
tung. Es handelt sich um Strukturen, die auf Grund eines bogenformigen
Verlaufes von Gebirgseinheiten zustande kommen. Da j a die Erde eine
Kugel ist, strahlen die Spannungskrafte der Erdkrustenbewegungen nach
allen Richtungen aus. Es ist das eine natiirliche Erscheinung, denn der
Karawankenraum steht j a nicht nur im Kraftespiel der Einengungs-
vorgange des Ablagerungsraumes, sondern auch die nach SW verlaufenden
gegen die Adria orientierten Bewegungsrichtungen der Dinariden im
jugoslawischen Bereich und die nach NO gegen die Adria orientierten
Bewegungsvorgange des Apennins im italienischen Bereich haben EinfluB
auf die Bewegungsvorgange der Karawanken. Sie wurden im Rahmen
der Bogenstruktur des Dinariden- oder Siidalpenstammes nach Norden
gedrangt, bzw. zum Ausweichen gezwungen. Dies ist vielleicht eine Er-
klarung dafiir, daB die Karawanken ein so junges Gebirge darstellen und
die im Norden vorhandene Anlage des Klagenfurter Beckens die ent-
sprechende Vortiefe geliefert hat.
Anderseits war sowohl in den Karawanken als auch im Klagenfurter
Becken die karpatische Richtung von entscheidendem EinfluB fiir die
Entstehung der SW—NO verlaufenden Storungszonen (Ossiacherseefurche,
die Storungslinien bei Arriach und bei KI. Kirchheim oder das Glantal
131
usw.), die im Rahmen der durch die Karpaten-Strukturen auf den Alpen-
korper sich auswirkenden Krafte verursacht wurden. Wir konnen in
diesem Fall von einer Virgationstektonik im Sinne S t a u b sprechen,
unter deren Zeichen sich die tektonischen Vorgange im Klagenfurter
Becken und des Karawankenraumes abgespielt haben. Die im ostlichen
Alpenraum entstandenen Einbruchs-Becken (Klagenfurter Becken, Lavant-
taler Becken, das Becken von Judenburg-Knittelfeld oder das siidost-
steirische Becken) sind schlieBlich die Folge der durch den Karpatenbogen
und dem Dinaridenstamm sich auswirkenden Virgationsstrukturen der
Erdkruste. So sind also die in den Karawanken feststellbaren orogene-
tischen Vorgange eine Folge der in diesem Raum sich auswirkenden
groBraumigen regionalbedingten Energiestrahlungen des alpinen Orogens.
AbschlieBend soli der Hinweis nicht unterlassen bleiben, daB die
Karawankengeologie noch viele ungeklarte Probleme aufweist und im
Rahmen dieses Vortrages nicht ein abschlieBendes Ergebnis gezeigt wer-
den konnte, sondern nur der Weg skiziert und angedeutet werden kann,
der in Zukunft im Hinblick auf die Erforschung dieses so vielgestaltigen
und reizvollen Gebirgszuges noch zu gehen sein wird.
132
TEKTONISCHE PROBLEME DER OSTLICHEN SUDALPEN
von R. W. van Bemmelen (Utrecht)
mit 3 Tabellen und 4 Abbildungen
Vortrag gehalten am 23. Mai 1969 beim II. Symposium iiber die Geologie
der Karawanken in-Ljubljana
INHALT
Zusammenfasung.......................133
I. Einleitung.......................134
II. Relativistische Strukturanalyse...............135
III.	Gravitationstektonik sensu lato...............136
IV.	Rotationsenergie als Faktor in der Geodynamik........136
V. Tektogenetische Erscheinungen in den ostlichen Sudalpen.....137
VI. Klasse V (Megatektonik) wahrend der Phasen c und e bis gf . . . .	141
VII. Klasse IV (Geotektonik) wahrend der Phase c.........142
VIII. Klasse III (Mesotektonik) wahrend der Phasen d und f......143
IX. Klasse II und I (Minor- und Lokaltektonik) wahrend der Phasen
f und g........................147
X. Die Košuta-Au£wolbung..................148
Die Nordkarawanken...................149
Die Siidkarawanken...................152
Die Kamniker Alpen...................154
XI. Ergebnisse der relativistischen Strukturanalyse........155
XII. Literaturangaben....................156
Zusammenfassung
Die Vorstellungen vom Werden der Alpen, von denen die ostlichen
Siidalpen nur ein Teilelement sind, sind im allgemeinen ziemlich unikausal
entstanden. Man dachte an eine N—S gerichtete Zusammenpressung einer
mobilen Zone (Tethys) zwischen dem europaischen Vorland und dem
afrikanischen Riickland. Aus diesem einzigen, supraregionalen Spannungs-
zustand versuchte man dann alle tektogenetische Erscheinungen abzuleiten.
Die schnelle Zunahme der »geonomischen« Beobachtungstatsachen (der
geologischen, geophysischen, geochemischen und anderen Zweigen der
Erdwissenschaften) zwingen uns jedoch, nach realistischeren, der Wirk-
lichkeit besser angepafiten Erklarungsmodellen zu suchen.
133
Diese Modelle sollen auf der Grundlage einer relativistischen Struktur-
analyse entworfen werden. Das heiBt, daB man einen Unterschied machen
muB zwischen Strukturen, die durch geodynamische Prozesse verschie-
dener AusmaBe entstanden sind, welche nacheinander oder zur selben
Zeit in einem Gebiete stattgefunden haben, und deren tektogenetischen
superponierten Ergebnissen. In dieser Weise kommt man zu einer Syn-
these zwischen supraregionalen, mobilistischen Vorstellungen und regi-
nalen, mehr lokal gebundenen, fixistischen Erklarungsversuchen der
beobachteten Strukturen (Siehe Tabellen I und II).
Die lokale und regionale Strukturbildung kann die Folge sein von
fiinf GroBenordnungen (Kategorien, Klassen) der geodynamischen Pro-
zesse: (I) Lokal-, (II) Minor-, (III) Meso-, (IV) Geo-, und (V) Megatektonik.
Diese fiinf Klassen spielten alle mit in der Entstehungsgeschichte der
ostlichen Sudalpen (Siehe Tabelle III).
I. Einleitung
Es freut mich, hier sprechen zu konnen und an diesem Gedanken-
austausch beziiglich unserer Kenntnisse der Karawanken teilnehnen zu
diirfen.
Vor allem mochte ich jedoch betonen, daB ich hier nicht als ein
Geologe stehe der Ihnen etwas iiber die regionalgeologischen Tatsachen
der Karawanken erzahlen kann, da Sie dariiber doch viel besser in-
formiert sind als ich; sondern im Gegenteil, ich hoffe von Ihnen in dieser
Hinsicht zu lernen. Jedoch habe ich als Gelandegeologe nach vielen
Jahren eingesehen, daB man nie zu einer funktionell richtigen Vorstellung
der strukturellen Entwicklung eines Gebietes kommen kann, wenn man
nicht auch Einfliisse von auBerhalb des regionalen Rahmens mit in Be-
tracht zieht. Und in dieser Hinsicht hoffe ich hier etwas beitragen zu
konnen.
Nach meinen indonesischen Jahren vor dem Kriege habe ich jetzt
fast zwanzig Jahre in Europa, und zwar speziell in den siidlichen Alpen
gearbeitet. Ein Ergebnis davon war, daB ich nachtraglich auch meine
Vorstellungen in Bezug auf das indonesische Inselreich korrigieren muBte.
Dazu hat naturlich die stiirmische Entwicklung der Erdwissenschaften
nach dem zweiten Weltkriege beigetragen. Z. B. ergaben Palaomagne-
tismus, Ozeanographie, Seismik, Geochemie vollig neue Daten und
Einsichten.
Eigentlich sind die mehr als vierzig Jahre meiner beruflichen Tatig-
keit ein fortwahrendes Suchen gewesen nach einem synthetischen, all-
gemein giiltigen Modeli der geologischen Entwicklung. Das ist mir aber
erst in den letzten Jahren nach m. E. befriedigend gelungen.
Zuerst war ich in meiner Doktorarbeit (1927) ein Nachfolger von
A r g a n d (1924) und S t a u b (1924). Ich war also zuerst ein Mobilist,
der Afrika auf den Rucken Europa's (die betische Kordillere Siidspaniens)
schob. Dann fiihrten mich die Gelandeerfahrungen in Indonesien und
der EinfluB der Theorien von Charles Schuchert (1928) und E r i c h
Haarmann (1930) zu einem fixistischen Standpunkt.
134
Die Tatsachen bezügUch der strukturellen Entwicklung dieses Insel-
reiches ließen sich auch ohne Kontinentverschiebungen erklären, wie ich
in meinem Buche »The Geology of Indonesia« (1949) darzulegen ver-
suchte. Nach dem Kriege brachte speziell die Geophysik viele neue
Daten und wir Geologen konnten etwas nuancierter die tieferen Prozesse
im Erdmantel mit in Betracht ziehen.
Das machte, daß ich nach einer Synthese zwischen den fixistischen
und mobilistischen Modellen der Erdgeschichte suchen konnte. Erste
Andeutungen zu einer relativistischen Synthese gab ich z. B. in meinen
Arbeiten über das Karaibische Gebiet (1958), über die Alpen (1960) und
über geotektonische Stockwerke (1962).
Eine ausführlichere Beschreibung dieses relativistischen Prinzips der
Struktur-Analyse finden Sie in den Studien über Mega-Undationen in
»Tectonophysics« (1964, 1965, 1966), auch in »Geologie« (1968, S. 497—517)
und in der »Geologischen Rundschau« (1968, S. 657—705). SchUeßlich
werden schon im nächsten Monat die Beiträge zu einem Symposium
über die Entstehung des Mittelmeeres erscheinen.
II, Relativistische Strukturanalyse
Das Prinzip der relativistischen Strukturanalyse bedeutet einfach, daß
man bei der Erklärung der strukturellen Verhältnisse eines Gebietes
damit rechnen muß, daß der strukturelle »Status quo« das Ergebnis von
geodynamischen Prozessen verschiedener Ausmaße ist, die zu verschie-
denen Zeiten in der geologischen Vergangenheit stattgefunden haben,
und deren Wirkungen superponiert worden sind.
Wenn wir also die gegenwärtigen tektonischen Verhältnisse eines
Gebietes studieren, ist es nicht richtig, dabei nur ein einziges mentales
Modell anzuwenden, z. B. die allgemein übliche Vorstellung der alpinen
Deckenbildung durch S—N Zusammenschub der Tethys Geosynklinale.
Das wäre, als ob man nur einen Schlüssel zur Erklärung aller Strukturen,
von großen bis kleinen hätte.
Auf den Alpenstrang haben Spannungsfelder von verschiedensten Aus-
maßen eingewirkt, und zwar zu verschiedenen oder einander überlagern-
den Zeiten. Diese geomechanischen Spannungsfelder werden gekenn-
zeichnet durch Ausdehnung, Teufe, Größe der Gradienten in den
Trajektorien der Spannungen.
Die mechanischen Ursachen der regionalen tektonischen Deformationen
befinden sich zum Teil weit außerhalb des Rahmens des Gebietes, das
der Geländegeologe untersucht und zum Teil innerhalb seines Blickfeldes.
Im ersten Fall ist er geneigt, einen mobilistischen Erklärungsschlüssel
anzuwenden, z. B. Verschiebungen größerer Krustenteile in Bezug auf
sein Kartengebiet; im zweiten Fall sieht er eher die tektogenetischen
Folgen der lokalen Energie der Lage und gebraucht dann den fixistischen
Erklärungsschlüssel der Gleittektonik. Aber der Unterschied zwischen
beiden Vorstellungen, Mobilismus und Fixismus, besteht nur in der re-
lativen Größenordung der geodynamischen Prozesse. Der Gegensatz zwi-
schen beiden Modellen ist nur scheinbar. Es ist nicht ein Fall von ent-
weder-oder, sondern von und-und ...
135
III. Gravitationstektonik sensu lato
Wenn man diese Gegensatze iiberblicken und in einem synthetischen
Erklarungsmodell der strukturellen Entwicklung der Erde vereinigen will,
ist es notig, daB man sich zu erst klar macht, was die mechanischen
Grundprinzipien der Geodynamik sind. Die Paragraphen III und IV
konnen jedoch von jenen iiberschlagen werden, die sich nur fiir die mehr
regionalen Strukturprobleme interessieren.
Alle Massenverlagerungen im Erdkorper (also die ganze Geomechanik)
sind die Folge von Kraften die auf diese Massen einwirken. Und welche
Krafte konnen das sein? Nur zwei Kategorien treten im makroskopischen
Bereich der Erde hervor: Die Energie der Lage und die kinetische Energie.
Die Energie der Lage hat eine Masse, wenn sie in Bezug auf ihre Umgebung
entweder zu leicht oder zu schwer ist. Sie versucht dann aufzusteigen oder
abzusinken; dabei verursacht sie einen Massenkreislauf, der entweder primar
aufwarts gerichtet ist (diapire Kreislaufe, »buoyant circuits«) oder primar
absinkend ist (Einsenkungskreislaufe, »foundering circuits«).
Diese Kreislaufe finden im Schwerkraftfeld der Erde statt. Sie streben
nach Ausgleich von anomalen Massenverteilungen in diesem Schwerkraftfelde;
diese geodynamischen Prozesse sind deshalb AuBerungen der Gravitations-
tektonik sensu lato. Die Grundbedingung dieser Kreislaufe (welche ein zu-
sammenhangendes geomechanisches System darstellen), ist, daB das End-
ergebnis eine Anpassung an das gravitative Gleichgewicht der Erde sein
soli. Massendefizite sollen sich auffiillen und Massenuberschiisse sollen abge-
baut werden. In der Totalitat des Systems ist es natiirlich moglich, daB
Teilmassen im Kreislauf mehr Energie der Lage bekommen als sie nach
ihrer Position haben diirften. Solche Massen werden nach Stellen gedriickt
oder gezogen, die ihnen, gravitativ betrachtet, nicht zukommen. Aber solche
lokale Abweichungen im System sind im Ganzen betrachtet immer unter-
geordnet, gemessen am Gewinn in der gravitativen Anpassung des Systems.
Diese allgemeinen Betrachtungen iiber geodynamische Prozesse im Schwer-
kraftfelde der Erde gelten fiir alle GroBenordnungen. Die Gravitation ist
eine iiberall anwesende Kraft; in jedem Massenpartikelchen verursacht sie
eine potentielle Energie, »Wegefahigkeit«, infolge ihrer Energie der Lage.
Faltungen infolge Schrumpfung der Erde, groBerer und kleinerer Massen-
kreislaufe im Mantel, Kontinentalverschiebungen, Deckeniiberschiebungen im
groBeren und kleineren Mafistab, Gleitungserscheinungen aller GroBen hangen,
wenn sie tatsachlich stattfinden, zusammen mit differentiellen Vertikalbe-
wegungen, von der potentiellen Energie der Lage ab. Das ist das Konzept der
Gravitationstektonik sensu lato, wovon das Konzept der Gleittektonik als
Gravitationstektonik sensu stricto nur ein Teil ist.
IV. Rotationsenergie als Faktor in der Geodynamik
Hier muB noch vollstandigkeitshalber kurz eine andere Energiequelle der
Geodynamik envahnt werden, obschon diese Energie in den tektonischen
Prozessen der SO-Alpen nicht erkennbar hervortritt.
Nicht nur primar radiale Bewegungen spielen in der Geodynamik eine
Rolle. Die Rotation der Erde liefert eine kinetische Energie der Massen,
welche Ursache dafiir ist, das absinkende Massen einen UberschuB an Ro-
tationsenergie haben, wahrend aufsteigende Massen zu wenig Rotationsenergie
im Vergleich zu ihrer Umgebung haben. Das bewirkt, daB absinkende Massen
die Neigung haben voranzueilen und aufsteigende Massen zuriick bleiben.
Auch Bewegungen von hoherer nach niedriger Breitenlage oder umgekehrt
haben solche Effekte.
In dem atmospherischen Kreislauf spricht man von »Coriolis-Kraften«.
Auch in den geodynamischen Kreislaufen des Erdmantels spielen solche Ro-
tntionskrafte eine Rolle. Der Gegensatz zwischen dem geotektonischen Patron
136
der Westseite des Pazifiks (ost-asiatische und ost-australische Inselguirlanden)
und der Ostseite (das amerikanische Kordillerensystem) ist z. B. das Ergebnis
dieser Art von Coriolis-Kraften.
Der Zusammenhang zwischen der Erdrotation und den geodynamischen
Erscheinungen folgt auch aus der Abhangigkeit der Erdbeben von den Va-
riationen der Rotationsachse,* Lieber (1968) sieht in der Erdrotation die
universelle Ursache von Erdbeben, welche die geodynamischen Prozesse be-
gleiten. Wir betrachten jedoch die kinetische Rotationsenergie nur als eine
Kategorie von Spannungen, welche Erdbeben verursachen konnen, wahrend
die primare Anderungen der Energie der Lage eine andere Kategorie von
Spannungen darstellt, die auch Erdbeben verursachen konnen.
Primare Anderungen der Energie der Lage sind die Folge von entweder
unregelmaCig verteilten thermischen Prozessen welche die Dichte andem
(Heizung, Kiihlung), oder unregelmaBig verteilten geochemischen Prozessen,
welche die Dichte mittels Anderungen der Zusammensetzung des Materiales
beinflussen (Chemische Differenziationen mittels ionare und atomare Dif-
fusionen).
In der Geodynamik mufi man beider Kategorien von Spannungsfeldem
Rechnung tragen.
V. Tektogenetische Erscheinungen in den ostlichen Siidalpen
Nach diesen einleitenden Betrachtungen kommen wir jetzt zur Frage
welche Typen von tektogenetischen Erscheinungen man in den ostlichen
Siidalpen unterscheiden kann und die Anteil haben am Strukturbild, das
wir jetzt als Gelandegeologen studieren konnen.
Zuerst muB ein Unterschied gemacht werden zwischen supra-regio-
nalen und intra-regionalen tektogenetischen Prozessen, da diese mobili-
stische bzw. fixistische Betrachtungsweisen zur Folge haben.
GroBere Spannungsfelder, deren Ausdehnungen weit iiber das vom
Gelandegeologen studierten Gebiet hinaus reichen, hangen zusammen
mit primaren, das heiBt endogenen Storungen des gravitativen Gleich-
gewichtes in der Geoide (Mega-, Geo-, und groBere Meso-Undationen).
Dagegen hangen die kleineren Spannungsfelder, deren Reichweiten durch
den Rahmen des Gebietes beschrankt sind, das vom Gelandegeologen
regional iiberblickt wird, mit primaren Storungen des gravitativen Gleich-
gewichtes zusammen, die von den kleineren Meso-Undationen, sowie
von Minor- und Lokalundationen verursacht werden.
Diese verschiedenen Kategorien der geodynamischen Prozesse, welche
in den Tabellen I und II unterschieden worden sind, verursachten in den
ostlichen Siidalpen zu verschiedenen Zeiten regional-tektonische Er-
scheinungen. Dadurch findet eine Strukturentwicklung statt, die sich in
sukzessive Phasen einteilen laBt (Tabelle III).
In den folgenden Paragraphen wird zu erlautern versucht, wie die
verschiedene Kategorien der geodynamischen Prozessen in der geo-
* Als Folge der sogenannten Chandler-Prazession beschreibt die Erdachse
in ungefahr 14 Monaten einen unregelmaBigen Kreis in Bezug auf die Fixier-
punkte am Himmel. Genaue Untersuchungen haben gezeigt, daB die Iden-
tionen in diesen Kreisen von schweren Erdbeben irgendwo auf der Welt
begleitet werden. Die elastischen Spannungen im Maxwellschen Endkorper
erreichen durch diese Variationen der Rotation anscheinend Hohen. die zu
bruchartigen Entspannungen AnlaB geben. Die Form des Prazessionskreises
ist nach diesen Entspannungen etwas anders als zuvor.
137
Das Prinzip der relativistischen Strukturanalyse wird am Werdegang der
Košuta-Einheit erlautert, welche als eine Teilgeantiklinale der Alpen be-
trachtet wird CNordflanke- Nordkarawanken; Scheitel- Siidkarawanken; Siid-
flanke- Kamniker Alpen).
logischen Entwicklungsgeschichte der ostlichen Siidalpen mitgespielt
haben.
Selbstverstandlich ist das hier gegebene Modeli nur eine Andeutung,
wie das Prinzip der relativistischen Strukturanalyse auf regional-tek-
tonische Verhaltnisse angewendet werden konnte.
In der Zukunft werden wahrscheinlich noch andere Modelle entworfen
werden, oder es wird dieses Modeli der Undations Theorie auf dem
Grunde neuerer Erkentnisse der Tatsachen weiter ausgebaut. Betont sei
hier nur, daB in allen Fallen die Methode der Strukturanalyse relativi-
stisch sein soli; das heiBt, man soli bei der Erklarung der tektonischen
Verhaltnissen immer mit Spannungsfeldern verschiedener GroBen Rech-
nung tragen, die zu verschiedenen Zeiten wirkten und deren geodyna-
mische Folgen superponiert worden sind.
140
VI. Klase V (Megatektonik) wahrend der Phasen c und e bis g
Phase c: (Permo-Triadische O—W Seitenverschiebungen)
Wahrend des alpinen Zykluses der Orogenese haben Kontinentver-
schiebungen stattgefunden, wobei die sialische Kruste an der Nordseite
des Afrikanischen Kontinentes relative laterale Bewegungen in Bezug
auf Europa ausfiihrte. Palaomagnetische Untersuchungen, sowie faziell-
stratigraphische Uberlegungen bestatigen diese These. Speziell im Perm
fanden groBe O—W gerichtete relative Verlagerungen an Seitenverschie-
bungen statt. Dabei entstand in erster Anlage das Peri-Adriatische
Lineament, das im Strukturbild der Gegenwart die Grenze bildet zwischen
den Ostalpen und Siidalpen. In den ostlichen Siidalpen sind die O—W
verlaufende Gailstorung und die O—W gerichtete Storungszone zwischen
den Nord-Karawanken und den Kamniker Alpen Teilstiicke dieses Permo-
Triadischen GroBlineamentes. Submarine, mineralfiihrende Thermen, die
an diese groBen Seitenverschiebungen gebunden waren, lieferten die syn-
sedimentare Anlage des Blei-Zink Erzzuges der Karnischen Alpen und
der Nord-Karawanken. Diese Permo-Triadische Megatektonik hangt nach
Van Bemmelen (1965) mit der Bildung einer Mega-Undation unter
dem alten Gondwanaland zusammen, deren Zentrum im Anfang etwa
siidlich von Madagaskar lag, wo auch die damalige Sudpollage war.
Phasen e bis g: (Neozoische NW—SO Seitenverschiebungen)
Das Periadriatische Lineament wurde im Neozoikum wieder von dex-
tralen Seitenverschiebungen versetzt, diesmal mit NW—SO Streichen;
und zwar zwischen den Gailtaler Alpen und Nordkarawanken von der
Moll-Drau-Storung (Van Bemmelen und Meulenkamp, 1965)
und am Ostende des Košuta-Gew61bes von der Lavanttaler Storung
(Kieslinger, 1928). Die jiingeren Seitenverschiebungen machen aber
zum Teil auch von den alteren O—W Schwachezonen des Periadriatischen
Lineamentes Gebrauch. So biegt die Moll-Drau-Storung siidlich von Vil-
lach und Rosenbach teilweise in die O—W gestreckte zentrale Zone des
Košuta-Gewolbes ein. Teilweise quert sie die Karnische Zone in gestaf-
felter Anordnung zwischen Rosenbach und Jesenice und schlieBt dann
an die Sava-Storung an. Letztgenante Storung hat eine dextrale Lateral-
komponente an der Nordseite des Kranj er Beckens, die sich z. B. in der
V7est-Verschiebung der Smrekovec Tuffe in der Kranj er Beckenfiillung
(um etwa 25 km, nach Hinterlechner-Ravnik und P1 e n i č a r ,
1967)* zeigt. Die Sava-Storung laBt sich in ostliche Richtung zwischen
den Kamniker Alpen und den Trojaner Horst bei Celje verfolgen und
schlieBt dann an die Lavanttaler-Storungzone an, von der sie eine Ab-
zweigung ist.
* Hinterlechner und P1 e n i č a r schreiben, daB die nordliche Ein-
heit (die Kamniker Alpen) entlang der Sava-Storung um 25 km (sixd)o&twarts
verlagert wurde. Das Prinzip der relativistischen Strukturanalyse und ein
Blick auf die Strukturkarte Zentral Europas (Abb. 1) bringen uns jedoch zur
Einsicht, dafi es mit Bezug auf den strukturellen Rahmen richtiger ist, zu
sagen, daC die sudlichen Einheiten entlang der Sava-Storung 25 km (nord)-
westwarts verlagert wurden.
141
Die Sava-St5rung verlauft an der Nordseite des Kranj er Beckens in
NW—SO Richtung. Westwarts verzweigt sie sich in die obengenannte
Moll-Drau-Storung und andere, in der Umgebung von Tarvisio mehr
O—W gerichtete Storungen. Von dem O—W gerichteten Tarvisio-Paularo
Graben zweigt sich bei Malborghetto-Ugovizza ein weiterer Teilgraben
in NW-Richtung ab, welcher den Hochwipfel-Gartnerkoffel Komplex
umfaBt (Kahler & Prey, 1964; Van Bemmelen & Meulen-
k a m p , 1965, Abb. 3 auf S. 253 und Abb. 4 auf S. 257).
Die groBe laterale Komponente der Sava-Storung im Bereich des
Kranj er Beckens wird (via Moll-Drau-Storung) im Tauern-Fenster und
(via Hochwipfel-St6rung und Gail-Storung) in den Lienzer Dolomiten
amortisiert. Im zentralen Zweig des Pontebba-Paularo Grabens sind keine
lateralen Verlagerungskomponenten mehr zu erkennen.
Diese jiingeren Verschiebungen gehoren zu einem System von NW—SO
verlaufenden rechten Seitenverschiebungen in Siidost Europa, zu denen
auch die Idrija Seitenverschiebung, die Vardar Zone und andere rezente,
seismisch noch aktive rechte Seitenverschiebungen an der Ostseite des
Adriatischen Meer gehoren (Van Bemmelen, 1969a und b;
Ritsema, 1969; Gospodaric, 1969).
Diese Seitenverschiebungen im Neozoikum sind Begleiterscheinungen
lateraler Verlagerungen der sialischen Kriistenteile im Gebiet des Mittel-
meeres und seines Rahmens. Letztgenannte Schollenverlagerungen hangen
mit der Entwicklung der Afro-Arabischen Mega-Undation (Van Bem-
melen, 1966) zusammen. Sie begannen schon wahrend der Wendezeit
zwischen Kreide und Neozoikum (Bildung der Gailtalergraben wegen
der gestaffelten Anordnung), dauerten aber (vielleicht ruckartig) bis in
die Gegenwart (Skopje-Erdbeben) an. Es sind megatektonische Prozesse,
die groBere Dimensionen haben als die Alpine Orogenese im engeren
Sinne und von ihr unabhangig sind. Deshalb iiberschneiden und/oder
deformieren sie die Alpinen Strukturen. Die jiingeren NW—SO Ver-
schiebungen sind typische Transformierungsstorungen (»Transform faults«
im Sinne von Tuzo Wilson, 1965). Sie verursachen Dehnungen an
ihrer Riickseite oder bei gestaffelter Anordnung und Kompressionen dort
wo sie enden: Die Moll-Drau Seitenverschiebung wird amortisiert im
Gewolbe des Tauernfensters und die Lavanttaler Zone in den nordlichen
Kalkalpen.
VII. Klasse IV (Geotektonik) vvahrend der Phase c
Kontinentverlagerungen sind Begleiterscheinungen des VerflieBens von
mega-undatorischen Deformationen der Geoide. Die lateralen Bewegungen
sind von dem aufsteigenden Gebiete der Megabeulen nach den absinken-
den Regionen gerichtet, damit die endogenen Zunahmen und Abnahmen
der Energie der Lage wieder ausgeglichen werden. Bei diesen Verlage-
rungen der Krustenteile hat jedes Massenpartikelchen seine eigene Weg-
fahigkeit, weil es sich im Schwerkraftfeld der Erde befindet und eine
Lage anstrebt, wo die freie Energie ein Minimum hat. Es sind also aktive
Driftbewegungen.
142
Dieses mechanische Bild des Prozesses der Kontinentwanderungen auf
Grunde der Gravitationstektonik sensu lato — aktive Drift — ist anders
als die bisher ubliche Vorstellung der passiven Drift, wobei Krustenteile
von Konvektionsstromungen im Untergrunde mitgeschleppt, bzw. gedriickt
und/oder gezogen werden (Friktionskuppelungen und -entkuppelungen).
Bei der aktiven Bildung von GroBgleitbrettern im oberen Mantel und
der Kruste finden in den Gebieten von Defizit an Energie der Lage durch
zentropetales ZuflieBen Steigerungen des Druckes statt. Auch an Stellen,
wo die lateralen Verlagerungen durch irgendeine megatektonische Ursache
abgebremst wird, konnen Druckhohungen erwartet werden. Diese Druck-
hohungen haben Ubergange zu Mineralphasen hoherer Packungsdichte
zur Folge (Ringwood, 1969). Das morphogenetische Ergebnis ist ein
langsames, epeirogenes Absinken der Lithosphare. Solche Zonen geo-
synklinaler Absenkung, die mehr als 100 Millionen Jahre anhalten konnen,
treten speziell unter den frontalen Teilen der wandernden Kontinente
auf. Die Tethys ist so eine geotektonische Absenkungszone (von mehr
als 1000 km Breite) zwischen Laurasia und den Indico-fugal auseinander-
treibenden Fragmenten des alten Gondwanalandes. Es ist verstandlich,
daB diese geosynklinalen Absenkungszonen, die eine Reaktion auf Mega-
Undationen der Klasse V sind, eine Kategorie kleiner sind und zu der
geotektonischen Kategorie (Klasse IV) gehoren.
VIII. Klasse III (Mesotektonik) v^^ahrend der Phasen d und /
Nach einer langeren Periode der geosynklinalen Absenkungen (etwa
100—200 Millionen Jahre) sind die absinkenden Massen im oberen
Mantel (wobei die Geoisothermen mit zur Tiefe abgebogen wurden) wieder
so weit aufgewarmt, daB Segregationen von basaltischen Eutektika statt-
finden (Van Bemmelen, 1968). Diese eutektischen magmatischen
Ausscheidungen steigen auf, weil sie ein niedrigeres spezifisches Gewicht
haben als die »Pyrolite«, »Eklogite«, oder »Peridotite« des oberen Mantels.
Dieses diapirartige Aufsteigen von Mantelmaterial, reich an magmatischem
Material, sammelt sich beim Erreichen der Moho an, da der dariiber
gelegene Sial ein noch niedrigeres spezifisches Gewicht hat. Unter giin-
stigen Umstanden, wobei das seitliche AbflieBen dieser aufsteigenden
Strome entlang der Basis der Sialkruste gehindert (beintrachtigt) wird
(z. B. durch ein unregelmaBigen Moho-Relief) kann sich eine Blase von
basaltischen Magmen anhaufen, welche im Stande ist, ihr sialisches Dach
aufzuw61ben (Van Bemmelen, 1969a).
Das morphogene Ergebnis ist eine Beulung oder Schwellung im geo-
synklinalen Gebiet, umgeben von 'Ringsynklinen. In den peripheren
Trogen werden Flysch Sedimente abgelagert und unter giinstigen Um-
standen konnen an Storungen Basaltmagmen emporsteigen und sub-
marine Ergiisse von Ophioliten liefern.
Die Blasen von Basaltmagmen an der Basis der Sialkruste sind
Asthenolite der ersten Generation und die von ihr verursachten Beulungen
des geosynklinalen Untergrundes sind orogene Storungszentren mit
Durchmessern von einigen hundert Kilometern. Sie haben die GroBen-
143
ordnung von groBen Meso-Undationen und gehoren schon zur dritten
Kategorie geodynamischer Erscheinungen (Klasse III).
Das Adriatische Storungszentrum entstand schon in der unteren
Kreidezeit. Die Sialkruste oberhalb der Base basaltischer Magmen mit
hoherer Temperatur (etva 1000" bis 1200® C) wurde an ihrer Unterseite
mobilisiert (Migmatisation und Anatexis mit Bildung palingener sialischer
Magmen). Dieses bathydermale Material wurde zuerst vom verflieBenden
Gipfel in einem Kreislauf im oberen Mantel abgefiihrt; dabei wurden die
sialischen Komponenten mit in die Tiefe abgeschleppt und fanden dort
chemo-physikalische Gleichgewichtszustande in der Form von Hochdruck-
Hochtemperatur Mineralphasen.
SchlieBlich war jedoch die obenliegende Sialkruste durch diesen
ProzeB so korrodiert und diinn geworden, daB nicht nur die mobilisierte
Derma subkrustal abfloB, sondern auch das kristalline Grundgebirge
(Derma) seitwarts mitverlagert wurde. Dabei entstanden die GroBdecken
des Ostalpinen Systems, die in den nordlichen Trog des Kreide Flysches
hineinglitten (Siehe auch: Van Bemmelen, 1969b).
Der kristalline Unterbau dieser Decken, wie das Silvretta- und Otztal-
Kristallin, war also vom Anfang an nur wenige Kilometer machtig und
trug auf ihrem Riicken die Alpine Sedimenthaut (Epiderma) passiv mit
nordwarts (Van Bemmelen, 1966, Abb. 6, S. 37).
In einer finalen Subphase dieses Hauptaktes der Alpinen Deckenbil-
dung glitten Gleitbretter der Sedimenthaut noch weiter voran in den
Flyschtrog und bildeten so eine erste Anlage der nordlichen Kalkalpen
(Clar, 1965).
Die alte Schwachelinie des Periadriatischen Lineamentes wurde bei
diesem Pi'ozeB auch passiv mit nach Norden verfrachtet. Es ist moglich,
daB diese Linie schon im Bereich der Karawanken eine vertikale kompo-
nente hatte, wodurch die Alpine Sedimentserie siidlich dieser Linie tiefer
lag als an der Nordseite. Bei obengenanntem Dekollement der Sediment-
haut zum nordlichen Flyschtrog blieb das Mesozoikum siidlich der peri-
adriatischen Linie zuriick. Nordlich davon wurde das Grundgebirge entbloBt,
abgesehen von den Nord-Karawanken, Lienzer Dolomiten, Gailtaler Alpen
und den isolierten Resten, die wir jetzt noch in den Zentral-Alpen finden.
Dieser Zyklus der Orogenese des Adria-Zentrums, welcher die groBen
ostalpinen Deckeniiberschiebungen wahrend der Flyschphase verursachte,
v.-urde durch die transgressive Bildung der Gosau-Schichten abgeschlossen.
Es miissen hier noch einige Beti'achtungen mit Bezug auf die Dimensionen
der Geodynamik in den Alpen wahrend der Flyschphase eingefiigt werden.
Schon seit 1933 hat Verfasser von einem Adria Zentrum der Orogenese
gesprochen, das sich innerhalb des Bereiches der Tethys Zone zu dieser Zeit
entwickelt hat. Dieses Zentrum war alter (untere Kreide) als die Štoru ngs-
zentren in den "vvestlichen mediterranen und pannonischen Gebieten, welche die
O—W Ausdehnung des Adria-Gebietes spater quer einengten (Van Bemme-
len, 1969a).
Es stellten sich jedoch zwei Fragen:
a.	Was war die urspriingliche O—W Ausdehnung dieses Adria-Gebietes und
b.	konnen wir diesem Gebiet dasselbe geodynamische Modeli zumessen wie
den jiingeren Storungszentren im westlichen mediterranen Gebiet und in der
pannonischen Senke?
144
Abb. 1. Geotektonische Karte Zentral Europas.
Legende: I Gebiete, wo das Grundgebirge aes europaischen Vorlandes zu Tage tritt. II Ozeanisierte Gebiete des
afrikanischen Hinterlandes. III Faltenziige des alpinen Gebirgssystems.
Die O—W Leitlinien des alpinen Systems zvvischen Gibraltar und dem
niesoptotamischen Abschnitt werden von dem NW-gerichteten Vorspringen des
Alpen-Karpathen Bogens unterbrochen. A r g a n d (1924) hat diesen Vorsprung
»promontoire africain« genannt.
Verfasser zeigte, daC dieser alpine Vorsprung an seiner linken Seite
(Backbord) von der groBen transatlantischen, sinistralen Seitenverschiebung
>;Reyk!janess Lineament« genannt und an der rechten Seite (Steuerbord) von
einem anderen transatlantischen Lineament, dem »Jan Mayen Lineament«
begrenzt wird. Zwischen diesen beiden Leitspuren ist das europaische Vorland
NW-warts ausgedehnt und an ihren Riickseite dringt das afrikanische Hinter-
land lobenartig iiber eine Breite von mehr als 1500 km ungefahr 1000 km weit
\-orwarts (zwischen den Betischen Kordilleren und dem Anatolischen Abschnitt
des alpinen Systems).
Diese altbekannte Deformation der alpinen Leitlinien hat eine geotekto-
nische Dimension. Sie ist vergleichbar mit einem ahnlichen Vorsprung der
alpinen Leitlinien in dem Himalaya-Abschnitt, wo iiber eine mehr als 2500 km
breite Front die alpinen Ketten mehr als 1000 km nordw^arts verlagert wurden
(zwischen Indus und Bramaputra).
Diese jiingere Deformation der O—W Leitlinien der Tethys laBt sich direkt
mit der neozoischen Norddrift des indischen Subkontinentes in Verbindung
bringen. Das ist also ein megatektonisches Modeli (Van Bemmelen, 1965).
Aber die Deformation der O—W Leitlinien der Tethys in dem europaischen
Vorsprung des Alpensystems laI3t sich nicht unvermittelt durch die nordwarts
gerichteten Verlagerungen des afrikanischen Hinterlandes erklaren. Wenn die
Nordverlagerung Afrikas im Abschnitt der Alpen-Karawanken-Schlinge mehr
als 1000 km betragen hat, muB auch ein gleich groBer Zusammenschub in den
O—W streichenden anschlieBenden Teilen des alpinen Systems angenommen
werden (Betische Kordillere und Ketten des alpinen Systems in Anatolien).
Der Betische Abschnitt laBt sich jedoch auch fixistisch erklaren (Klasse III),
wie Verfasser gezeigt hat (Van Bemmelen, 1952).
Wenn der Zusammenschub dieses Abschnittes mit einer Nordverlagerung
Afrikas von mehr als 1000 km in Verbindung stande (entsprechend einem
mobilistischen Modeli der Klasse V), dann miiBte hier viel sialisches Material
vorher durch mediterrane Ozeanisation (Van Bemmelen, 1969a) ver-
schwunden sein. Das Hinterland der alpinen Schlinge w^ird vom ostmediter-
ranen Gebiet gebildet, v^o sialisches Krustenmaterial nach geophysischen Daten
zwar wohl noch anwesend ist, aber doch diinner ist als im alten Kontinent
selber. Es hat hier eine Dehnung des Schildes vom Typus der atlantischen
Ozeanisation oder eine Korrosion der Sialkruste vom mediterranen Typus
stattgefunden. In beiden Fallen hat sich hier die sialische Kruste unter der
Tethys autonom weiter vonvarts verlagert als das afrikanische Hinterland,
wie auch A r g a n d (1924) schon in seinem Profil angedeutet hat. Diese
Autonomie ist sogar jetzt noch in einem zentralen Keil seismisch nachweisbar.
Zwischen den dextralen Seitenverschiebungen der Vardar Zone und der davon
in der Richtung des Adria- und Po-Becken abzweigenden Erdbebenzone mit
sinistralen Seitenverschiebungen bewegt sich der dinarische-adriatische Keil
NW-warts. Wo er die Ostalpen erreicht, verursacht er dextrale Verschiebungen
an Steuerbordseite (Lavanttaler-Sava Zone) und sinistrale an Backbordseite
(Vicenza-Storung, Engadin-Storung). Im Ostalpenkorper und ihrem Vorland
verursacht er Kompresionserdbeben (Ritsema, 1969).
Diese autonomen Nordverlagerungen im Bereich der Tethyszone hat Ver-
fasser mit Hilfe von Massenkreislaufen im oberen Teil des Obermantels und
aufsteigenden und nordwarts abflieBenden Stromungen ophiolitischer Magmen
(Van Bemmelen, 1966, Abb. 5, Flyschphase und Abb. 6) erklart. Wahrend
dieser Kreislaufe der ophiolitischen Magmen, wurde die aufliegende Sialkruste
schon weitgehend (bis auf wenige Kilometer Machtigkeit) korrodiert, bevor die
magmatischen Unterstromungen im Stande waren, die Sialkruste und ihre
Sedimenthaut mit zu verfrachten.
Die Bildung der Alpenschlinge wurde wahrscheinlich durch Dehnungs-
erscheinungen im europaischen Vorland ausgelost, aber die Verlagerungen der
10 — Geologija 13	145
residualen Kruste des afrikanischen Hinterlandes waren viel groBer und ge-
schahen durch einen passiven Transport auf magmatischen Unterstromungen,
deren Ausdehnung auf die Tethyszone beschrankt war. Die Dimensionen dieser
geodynamischen Prozese liegen im Grenzbereich der Klassen IV (Geotektonik)
und III (Mesotektonik). Die Durchmesser des Adria Zentrums der alpinen
Orogenese waren jedenfalls viel groBer als die der jiingeren orogenen Storungs-
zentren des westlichen mediterranen Gebietes und des pannonischen Beckens.
Die Geodynamik des Adria-Zentrums (samt der ostalpinen Deckenbildung)
braucht ein mobilistisches Erklarungsmodell; dagegen lassen sich die anderen
Storungszentren im mediterranen Teil der Tethys fixistisch deuten (siehe die
Entvvichlung des Tyrrhenischen Zentrums in Van Bemmelen, 1969a,
Abb. 9 und 10 und Van Bemmelen, 1969b).
Die nachste Phase der Strukturbildung der Ostalpen wurde gekenn-
zeichnet durch eine Wiederbelebung der groBen Seitenverschiebungen, die
zur Kategorie V gehoren. Diese intermediare Dehnungsphase gehort zur
Phase e der Entwicklungsgeschichte (Tabelle III) und hangt wahrscheinlich
mit der Bildung der Afro-Arabischen Mega-Undation (Van Bemme-
len, 1966; Ga s s and Gib s on, 1969) zusammen, sie wurde deshalb
schon im Kapittel VI besprochen.
Nach der Flyschphase d folgt dann die Molassephase wobei die Alpen
als groBe Geantiklinale emporgewolbt wurden.
Das Adriazentrum hatte einen Durchmesser von vielen hunderten
Kilometern und gehort deshalb wenigstens zu den groBeren Meso-Undatio-
nen (Klasse III a) wenn nicht schon zur Geotektonik (IV). Die alpine
Geantiklinale in der Molassephase ist zwar lang, aber der Breite nach ist
sie kleiner, namlich nur etwa 150 km im Ostalpen Sektor. Sie gehort daher
zur Mesotektonik der Klasse III b. Diese alpine Meso-Undation verursachte
ein bivergentes Abgleiten der Sedimenthaut weiter nordwarts in die
Molasse-Senke von Miinchen und siidwarts (das heiBt riickwarts) in die
Po-Senke (Van Bemmelen, 1966).
Die Siidgrenze der siidvergenten Abgleitungen streicht O—W, von den
Randketten der Bergamasker Alpen (De J o n g , 1969) iiber die Vizen-
tinischen Alpen (De Boer, 1963) und die Siidkarnischen Alpen
(V i n k , 1968) zu der Linie Tolmin—Ljubljana—Krško, welche etwa die
Grenze zwischen den O—W streichenden alpinen Strukturen und den
NW—SO streichenden Dinariden (Gospodaric, 1969) bildet.
IX. Klasse II und I (Minor- und Lokaltektonik) wahrend der Phasen / vmd g
Minortektonik
Die ostlichen Siidalpen, die wir in dieser Arbeit betrachten, bilden ein
Teilelement der alpinen Geantiklinale, das sich zwischen dem Klagen-
furter Becken und Pohorje-Gebirge im Norden und der Tolmin—Ljub-
ljana—Krško Linie im Siiden befindet.
Abb. 2. Schematische Karte der ostlichen Sudalj>en (V e 11 e r' sche Karte 1930
als Unterlage).
Legende: 1 Palaozoische, intrusive, metamorphe Gesteine, 2 Mesozoische Ge-
steine, 3 Tertiare Ablagerungen, 4 Pra-Mesozoikum in den Siidalpen, 5 Meso-
zoikum; a) U & M Trias (+ lokales Perm), b) O Trias, c) Jura und Kreide,
6 Tertiare Ablagerungen. Kamniker Alpen: B: Bistrica Stock, K: Kokra Stock,
G: Grintavec, O: Ojstrica.
147
Dieser Teil der Alpen besteht aus den folgenden Einheiten:
a)	die Julischen Alpen,
b)	das Kranj er Becken,
c)	die Nordkarawanken,
d)	die Siidkarawanken,
e)	die Kamniker (Steiner-) Alpen,
f)	die Sava Faltenziige und der Poljane Dom.
Die Julischen Alpen bilden das Ostende der siidlichen Kalkalpen. Sie
gehoren zur Siid-Abdachung der Alpen siidlich der periadriatischen Linie.
Die Schichten fallen im allgemeinen siidwarts. Wichtige Falten und tJber-
schiebungen existieren nur am Siidrande dieses Alpenteils. Das groBe
AusmaB der Uberschiebungen in Grenzbereich der Venetianischen-
Julischen Alpen ist erst im letzten Jahrzehnt als Ergebnis der Bohrungen
fiir die Erdolforschung (Martinis, 1966) bekannt geworden. Um diese
wichtige siidvergente Uberschiebungen erklaren zu konnen, ist es not-
\vendig, eine Abscherung von mindenstens 5 bis 10 km der jiingeren Teile
des Mesozoikums von dem tektonischen Sockel zu postulieren (D e
Jong, 1967).	^
Auch im Bereich der Julischen Alpen ermoglichte die Abscherung von
mitteltriadischen und jiingeren Schichtpaketen die Bildung von Falten
und tiberschiebungen am Siidrande. Dort wo die Gesteinspakete unter-
schiedlich weit siidwarts verlagert wurden, bildeten sich transversale
Blattverschiebungen wie die Mangart-, Mojstrovka- und Kanjavec Ver-
schiebungen. Die zwei erstgenanten Briiche existierten schon vvahrend der
Jurazeit als Faziesgrenzen (Winkler, 1923, Selli, 1953).
Die Einheiten c, d und e bilden zusammen eine Teilgeantiklinale, die
wir (nach der hochsten Kette) die Košuta-Aufwolbung nennen.
Die Košuta-Kette im engeren Sinne gehort zu der zentralen Zone der
Siidkarawanken, welche die Scheitelzone dieser Aufwolbung bilden. Die
Nordkarawanken bilden die Nordflanke, welche an das Klagenfurter
Becken grenzt, und die Kamniker Alpen die Siidflanke, welche an das
Kranj er Becken grenzt.
X. Die Košuta-Aufwolbung
Hier wird jetzt versucht, ein Bild der Tektogenese der Košuta-Aufvv^ol-
bung nach dem Prinzip der relativistischen Strukturanalyse zu skizzieren.
Die Košuta-Teilgeantiklinale ist an ihrer Ostseite bei Jesenice nur
etwa 10 km breit und hat die groBte Breite in Querschnitt des alttertiaren
Smrekovec-Vulkans (35 km). Sie hat eine ziemlich symmetrische Struktur.
Nord- und Siidflanke bestehen zum groBten Teil aus permo-mesozoischen
Sedimenten, v^elche nord- hzw. siidvv^arts abgeglitten sind, wahrend in
der zentralen Zone das Palaozoikum mit plutonischen Intrusionen zu
Tage tritt.
148
Die N o r d k a r a w a n k e n
Die nordvergente Uberschiebung der Nordkarawanken ist speziell
durch die Arbeiten von K a hier (1953, 1962), Prey und K a hier
(1958) und Štrucl (1962, 1965) eine gut bekannte Tatsache. Nur die
geomechanische Erklarung ist noch umstritten. Ist diese nordvergente Uber-
schiebung das Ergebnis von Spannungsfeldem groBeren AusmaBes (Klas-
sen IV oder VI), welche eine allgemeine Siid—Nord Zusammenpressung
des Alpenkorpers zufolge haben? Oder ist sie eine tektonische Erscheinung
beschrankter Bedeutung, das heiBt nur die Folge der endogenen, primaren
Bildung des Košuta-Gewolbes (Tektogenese der Klasse II)?
Der westliche Teil der Nordkaraivanken
Das Profil des Ferlacher Horns im westlichen Teil der Nordkarawanken
wurde 1958 von P r e y publiziert (in P r e y und K a h 1 e r , 1958),
und als Ergebnis groBerer Kompression gedeutet.
In diesem Profil kommen jedoch Abschiebungsbriiche (das sind
Dehnungserscheinungen) vor, die schwer mit einer solchen allgemeinen
Zusammenpressung zu erklaren sind (siehe Storungen (4) und (7) in
Abbildung 3).
Eine Umdeutung des Prey sehen Profil es als Ergebnis kleinerer Span-
nungsfelder (Klassen II und I) ware jedoch sehr wohl moglich. Wahrend
der Flyschphase d glitt schon die Sedimenthiille der ostalpinen Decken
vorwarts, wobei das kristalline Grundgebirge der zentralen Alpenzone
entbloBt wurde (Clar, 1965).
Das siid alpine Permo-Mesozoikum blieb dabei zuriick, hauptsachlich
siidlich des Periadriatischen Lineamentes. Nordlich des zuriickgebliebenen
Teiles der Sedimenthaut entstand eine Art Abbručhzone des Schichten-
paketes (Abb. 3a). Vom Gewicht des aufruhenden Mesozoikum befreit stieg
das denudierte Grundgebirge aufwarts. Nachtraglich werden Grund-
gebirge und Mesozoikum der Nordkarawanken vom Tertiar iiberdeckt
(Abb. 3b). Nach dem Miozan kamen die Nordkarawanken als Nordflanke
der Košuta-Einheit wieder empor (Abb. 3c). Dieser Gebirgsteil hat also
zvVeimal eine Vertikalbewegung in Bezug auf ihr Vorland durchgemacht.
Die erste, relative Senkung der Nordkarawanken war groBer als die
zweite, relative Hebung.
Bei der Aufwolbung der Košuta im Jungtertiar traten die alten
Schwachelinien der O—W Seitenverschiebung wieder in Erscheinung.
so daB nicht eine Geantiklinale entstand, sondern eine Struktur, die aus
schmalen- Grundgebirgsstreifen bestand, getrennt von normalen OW
Storungen.
An der Grenze zwischen den mesozoischen Horsten und dem Kla-
genfurter Becken verursachten die Verwerfungsstufen zuerst Abstiirze
von jiingeren mesozoischen Schichten. Diese Verwerfungsstufen wurden
anschlieBend durch Gleitbretterbildung in den mesozoischen Schichten der
gehobenen Scholle iiberkippt. Die Absturzmassen am FuBe der Verwer-
fungsstufe wurden dabei zerqvietscht und bilden jetzt'die von K a hier
149
unterschiedene »Sockeldecke« (zwischen la und Ib in Abbildung 3).
Nachtragliche Abstiirze der Nordkarawankenfront fiillten das Drautal mit
groben Breccien, die P r e y »abgesessene Massen« nennt.
Die Tektogenese des westlichen Teils der Nordkarawanken ware in
diesem Sinne fixistisch als Erscheinungen lokaler Schwerkrafttektonik zu
deuten. Die »Nordkarawanken-Uberschiebung« (1 b in Abb. 3) gehort zur
Klasse II, und die Abrutschungen der »Sockeldecke« la gehoren zur
Klasse I.
Der zentrale Teil der Nordkaratoanken
wird vom Eisenkappler Abschnitt gebildet. Hier haben allmahlich lokale
Abstiirze und Gleitbrettbildungen in Zusammenhang mit der Heraus-
hebung der Košuta-Einheit stattgefunden. Das kohlenfiihrende Tertiar des
Klagenfurter Beckens wurde dabei bis fast 1200 m. ii. M. gehoben (Pre-
vernik).
B. Bollegraaf aus Utrecht arbeitete im Eisenkappler Gebiet nach
Absprache mit Kahler und unter Fiihrung Van Bemmelen's
wahrend der Sommer von 1963 und 1964. Er kam dabei zu einem ahnlichen
Bild wie hier oben fiir den Querschnitt des Ferlacher Horns skizziert
wurde. Nachher fiihrte auch Dr. F. B a u e r von der Geologischen Bun-
desanstalt Wien Gelandeuntersuchungen im zentralen Teil der Nord-
karawanken durch. Auch seine Karten und Profile, die er uns 1968 zeigte,
konnen in ahnlicher Weise gedeutet werden, wie wahrend einer gemein-
samen Exkursion im Juli 1968 festgestellt werden konnte (siehe auch
Bauer, 1968).
Die nordlichen Karawanken bilden eine O—W Stufe des Grundgebirges
zvvischen dem abgesunkenen Klagenfurter Becken und dem hoch empor-
gewolbten O—W Zug der siidlichen Karawanken (Košuta). Diese Nord-
karawanken-Scholle ist dabei in Teilschollen zerbrochen und das permo-
mesozoische Schichtenpaket hat sich nordwarts in die Klagenfurter Tiefe
ausgedehnt. Dabei ist die Kombination von Teilhorsten und Teilgraben
entstanden, deren Bruchstufe sich an der Nordseite iiber das Pliozan des
Vorlandes legte und jetzt als Karawanken-Nordiiberschiebung ausstreicht.
Abgeglittene hohere Schichten werden dabei zum Teil iiberfahren
(Sittersdorf) und zum Teil breiteten sie sich kilometerweit in total breccio-
sem Zustand iiber das Vorland aus. Die glaziale Erosion hat noch einen
Schwarm von Klippen zuriickgelassen (Hemma, St. Stephan, u. a.).
Abb. 3. Profil des Ferlacher Horns (Nach Kahler & Prey, 1959).
3abc: Schematische Darstelluing der Bewegungen der Nordkarawanken.
3 a. Die N.-Karawanken blieben zuriick, wahrend die mesozoische Bedeckung
des Nordkarawankenvorlandes nordwarts abglitt, wobei die Deckeniiberschiie-
bungen der nordlichen Kalkalpen erfolgten (im Kreide?).
3b. Das tektonisch denudierte Vorland der N.-Karawanken kam wahrend der
Absenkung des N.-Karawankenstreifens empor; beiden wurden nachtraglich
vom Tertiar iiberdeckt.
3 c. Die Hebungen und Senkungen der vorigen Phase fanden in der entgegen-
gesetzten Richtung wahrend des Jung-Miozan und Pliozan statt.
150
Der ostliche Teil der Nordkaraivanken
Ostlich der Peca andert sich aber das Bild einigermassen. Das Kla-
genfurter Becken im Vorland wird an der Ostseite von einer NW—SO
streichenden Storung begrenzt, die vom Krappfeld iiber Bleiburg verlauft
und im Rischbachtal, nahe der slowenischen Grenze, bis an die Peri-
adriatische Linie zu verfolgen ist.
Die zerbrochene Grundgebirgsscholle die unterhalb der ostlichen und
zentralen Karavvanken als Stufe zwischen Klagenfurter Becken und
Siidkarawanken auftritt, hort wahrscheinlich an dieser Bleiburgstorung
auf. Die ostliche Fortsetzung wird von einem abgesunkenen Grund-
gebirgsstreifen gebildet, der sich zvvischen dem Palaozoikum der Magda-
lensberg-Serie bei Bleiburg und j enem der Siidkarawanken befindet.
Dieser abgesunkene Untergrundsstreifen der ostlichen Nordkarawanken
uurd von marinen bis kohlefiihrenden tertiaren Schichten bedeckt, die
schon im Rischbachtal ausstreichen und die mesozoische Gornja-Deck-
schole an der Staatsgrenze unterlagern (Abb. 4). Der ostliche Teil der
Nordkarawanken ist weit iiber das Kohlentertiar nach Norden iiber-
schoben, wie von Kieslinger (1929) und Strucl (1962, 1965) gezeigt
wurde.
Der iiberschobene Streifen von Trias und Jura ist etwa 3 km breit;
er-vvird an der Siidseite von einer komplexen Grabeneinsenkung begrenzt
die zwischen Polena und Črna etwa 4 km breit ist. Letztgenannte Gra-
benstruktur ist die ostliche Fortsetzung ahnlicher Grabeneinsenkungen in
den westlichen und zentralen Teilen der Nordkarawanken. Die Sudgrenze
wird von der Periadriatischen Storungslinie gebildet, die zwischen den
Nord- und Siidkarawanken ausstreicht.
Der Dehnungscharakter dieser Grabenzone ist klar erkenntlich im
schonen Tektonogramm das Strucl vom Mežica Blei-Zink Bergwerk
zeichnete (Štrucl, 1962, Abb. 6 an d. S. 51; siehe auch die Profile
gegenuber S. 128 in Strucl, 1965).
Diese Dehnungen kompensieren den gleitbrettartigen Vorschub des
nordlichen Streifens. An der Sudseite der Grabenzone streichen steile
untertriadische Schichten aus, die an der Periadriatischen Storung
(= Eisenkappler Storung oder Javorski Prelom) emporgeschleppt worden
sind.
In diesem ostlichen Abschnitt der Nordkarawanken sind die Verhalt-
nisse anders. Der 2 Vi km breite Crna-Block tragt Relikte von Perm, welche
nach der Abgleitung der Nordkarawanken in situ zuriickblieben. Zu den
moglichen Herkunftsgebieten konnen auBer dem Crna-Block auch die etwa
2 % km breiten Ausbisse herzynischer und alpiner Plutonite des zentralen
Horstes gerechnet werden. Diese etwa 5 km breite zentrale Zone (Siid-
karawanken) kann das Herkunftsgebiet der ostlichen Nordkarawanken
gewesen sein.
Die S ii d k a r a w a n k e n
Der zentrale Teil der Košuta-Einheit wird von den Siidkarawanken
gebildet. Sie bestehen aus zahlreichen O—W streichenden schmalen
Linsen, die durch subvertikale Storungen voneinander getrennt sind. Der
152
Abb. 4. Profil der Gornja Deckscholle (ostliche Nordkarawanken). Nach I. Strucl
1 Obermiozane Konglomerate und Breccien, 2 Obermiozane Tonschichten, 3 Hauptdolomit (Nor), 4
Raibler Schichten (Karn), 5 Wettersteinkalk (Ladin), 6 Wettersteindolomit (Ladin), 7 Partnachschichten
(Ladin), 8 Anisschichten, 9 Permo-skytische Sedimenten, 10 palaozoische Schiefer (Silur ?), 11 Grano-
diorit (variszisch), V3 Tiefbohrung,
Ljubelj-Querschnitt ist etwa 8 km breit und in viele Teilblocke zer-
brochen (Kahler in Prey & Kahler, 1958). Dieser Teil ist die
Košuta-Kette im engeren Sinne, welche aus Oberkarbon und Perm-Trias-
Jura besteht. In westnordwestlicher Richtung wird die zentrale Zone
schmaler und erreicht zwischen Rosenbach und Mittagskogel den jungen
Grabeneinbruch von Villach. Diese sogenannte »Vorberg Zone« der Siid-
karawanken besteht aus einer Garbe (einem Schwarm) rechter Seiten-
verschiebungen, von denen auch tertiare Schichten (Braunkohlenfiihrende
Rosenbach-Schichten) betroffen wurden. Diese Seitenverschiebungen
(welche hier etwa 60" SW einfallen) schlieBen sich der rechten Moll-
Drau-Transversalstorung; an dieser Storung sind die Gailtaler Alpen in
Bezug auf die Karawanken dextral um etwa 20 km versetzt. Die jiingeren
rechten Seitenverschiebungen der zentralen Zone und der Sava-Storung
treten vereinigt bei Rosenbach hervor. Sie werden via Moll-Drau-Storung
weiter geleitet, um schlieBlich im Tauernfenster amortisiert zu werden
(siehe VI, siehe auch Fig. 5 in Van Bemmelen und Meulen-
kamp, 1965).
Die ostliche Fortsetzung der Košuta-Kette sensu stricto wird an ihrer
Nordseite durch zwei schmale O—W Linsen begrenzt; nach Štrucl
(1965) besteht die nordliche, welche durch die Periadriatische Linie von
den Nordkarawanken getrennt ist, aus herzynischen Graniten (Eisen-
kappler Graniten) und kontaktmetamorphen Schiefern. Siidlich der Peca
betragt die maximale Breite etwa 3 km. Die zweite Linse, siidlich der
herzynischen Granite, besteht aus alpinen Tonaliten, welche siidlich von
Črna etwa 2 km breit sind und an ihrer Siidseite mittels einer subverti-
kalen O—W Storung von dem oligo-miozanen Smrekovec-Vulkan getrennt
werden.
Die Eisenkappler Linse, mit ihren herzynischen Graniten, Diabasen
und Schiefern, keilt ostwarts aus und ist NE vom Orlov (1043 m) nur
noch etwa 100 m breit. Sie wird dann abgelost von einer anderen Linse.
die sich nach Štrucl zwischen der Eisenkappler Linse und der Javorje-
Storung einschaltet. Diese Linse besteht aus Schiefern, welche den Magda-
lensberg-Schiefern (Silur?) sehr ahnlich sind. Es ist jene, etwa 2 K' km
breite Einheit, welche noch Relikte der permo-triadischen Sedimenthaut
tragt, und die vvahrscheinlich das Herkunftsgebiet ist, von dem der ostliche
Teil der Nordkarawanken abgeglitten ist.
Die Siidkarawanken sind im Neozoikum von dextralen Seitenverschie-
bungen der Lange nach in schmale Linsen zerteilt worden. Der Siidkara-
wankenzug biegt ostwarts in ESE Richtung ab, bis die Seitenverschie-
bungen die Lavanttaler-Zone erreichen. Durch diese SE—NW Seitenver-
schiebungen wurden die Siidkarawanken in der E—W Richtung aus-
gedehnt.
Die Kamniker Alpen
(Kamniške Alpe = Steiner Alpen = Savinjske Alpe = Sanntaler Alpen)
Die Kamniker Alpen bilden die Siidflanke der Košuta-Teilantiklinale.
Sie bestehen aus einem Grundgebirge (»Derma«), das aus palaozoischen
154
Schichten zusammengesetzt ist, und einer Haut (»Epiderma«) alpiner
Ablagerungen.
Diese Sedimenthaut hat Siidneigung und bildet an der Siidgrenze eine
asymetrische Antiklinale mit siidvergenter Uberschiebung auf die tertiaren
Sedimente des Kranj er Beckens. Diese Uberschiebungen sind ein Beispiel
fiir die Gleittektonik, wobei die alteren triadischen Mergel- und Schiefer
Horizonte als schmierende Unterlage dienten. Die basale Perm-Trias
Schichten der alpinen Sedimenthaut nahmen nicht an der Abgleitung teil,
weil sie von den ladinischen Porphyrst6cken sozusagen am Grundgebirge
verankert oder festgenagelt wurde. Der groBte ist der Kokra-Stock.
Nordlich von Kamnik befindet sich der Bistrica-Stock, der das dolomitische
Plateau beim Abgleiten in zwei Halften teilte, die an dieser Verankerung
vorbeigeglitten sind. Der westliche Teil (Grintavec-Masse) glitt siidwarts
(Aufschiebungen von Štefan j a gora und Šenturška gora) und der ostliche
Teil (Ojstrica-Masse) SSO bis SO-warts (Aufschiebungen bei Rudnik Črna).
Durch diese Gabelung der Abgleitungsrichtung entstand oberhalb vom
Eistrica-Porphyr eine Querdehnung mit grabenartiger Einsenkung. In
diesem Graben findet man auf etwa 500 m Hohe marine oligozane Tegel
von denen Erosionsreste im angrenzenden Velika Planina-Plateau um
tausend Meter hoher liegen. Diese differentiellen Vertikalbewegungen
fanden also im jiingeren Neozoikum statt und sind eine Begleiterscheinung
bei der Abgleitung des obertriadischen Dolomites der Kamniker Alpen.
XI. Ergebnisse der relativistischen Strukturanalyse
Die vorangehende Analyse der Entstehungsgeschichte der Košuta-
Einheit hat gezeigt, daB hier geodynamische Prozesse ganz verschiedener
AusmaBe mitgewirkt haben. Zum Teil reichten diese Deformationen bis
\veit iiber die Grenze des Košuta-Gebietes hinaus, wie die groBe Ver-
lagerungen des Grundgebirges wahrend der ostalpinen Deckeniiberschie-
bungen und der groBen Seitenverschiebungen, die vorher und nachher
stattfanden. Solche geodynamischen Prozesse konnen vom Gelandegeo-
logen (Regionalgeologen) nicht oder nur ganz unvollkommen studiert
werden. Zum Verstandnis dieser Tektogenese sind mobilistische Erkla-
rungsmodelle notig.
Dagegen ist dieses Gebiet im jiingeren Neozoikum auch von regional
beschrankten Vertikalbewegungen betroffen worden, wodurch die Košuta-
Einheit als komplexe Aufwolbung (mit streichenden Storungen) entstand.
Diese regionalen Vertikalbewegungen verursachten mehr lokale Span-
nungsfelder der Energie der Lage, welche bivergente Abgleitungen zur
Folge hatten (zum Klagenfurter Becken in den Nordkarawanken und zum
Kranjer Becken in den Kamniker Alpen). Diese Tektogenese laBt sich also
durch das fixistische Modeli der regionalen Gleittektonik erklaren. Diese
beschranktere Gravitationstektonik (Gleittektonik sensu stricto) ist —
mechanisch gesprochen — jedoch nicht verschieden von der Gravitations-
tektonik sensu lato, welche auch die groBeren geodynamischen Prozesse
umfaBt.
155
Die relativistische Strukturanalyse fiihrt also zu einer Synthese der
mobilistischen und fixistischen Betrachtungsweisen mit Bezug auf die
Entstehungsgeschichte der ostlichen Siidalpen. Das alpine System ist nicht
aus einem GuB durch Anschub des afrikanischen Kontinentes (Mobilismus)
entstanden. Es ist auch nicht nur die Folge von primaren Auf- und
Abbewegungen des Untergrundes (wie z. B. Haarmann und B e I o -
u s s o v mit ihren fixistischen Erklarungsmodellen meinten). Es hangt nur
von der relativen GroBe des Rahmens ab, welche Betrachtungsweise in den
Vordergrund tritt.
Anerkennung: Der Verfasser dankt seinem wissenschaftlichen
Mitarbeiter, Dr. K. A. d e J o n g , fiir seine Hilfe bei der Vorbereitung
dieser Arbeit und seine kritischen Bemerkungen.
AuBerdem hat Dr. de Jong den Vortrag am 23. Mai 1969 in Ljub-
ljana fiir ihn gehalten, weil er wegen einer Krankheit nicht im Stande
war personlich dort hinzufahren.
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158
STRATIGRAFSKI IN TEKTONSKI PROBLEMI TRIASA V SLOVENIJI
Anton Ramovš
Z 1 sliko med tekstom
Predavanje na 11. posvetovanju o geologiji Karavank v Ljubljani dne 23. maja 1969
Stratigrafski problemi
V Sloveniji so triasni skladi po razširjenosti in gospodarski pomemb-
nosti rudnih nahajališč od vseh sistemov najpomembnejši. V njih na-
hajamo pomembna rudišča svinca in cinka ter živega srebra. Rudarske
raziskave v teh rudiščih bi mnogo laže usmerjali, če bi bili že prej
odgovorili na številna geološka vprašanja.
S prvim problemom se srečamo že na meji perm-trias. Splošna težava
v alpskem prostoru je meja med paleozoikom in mezozoikom, ki pri
nas doslej nikjer ne temelji na ortokronologiji in niti ne na parakro-
nologiji. Spodnjetriasni fosili se pojavljajo precej nad litološko mejo, ki
pa ni povsod enaka. V zahodnih Karavankah še ni jasno, kje naj bo
permsko-triasna meja v dolomitni skladovnici brez fosilnih ostankov.
Nekateri geologi (B u s e r , 1968) uvrščajo velik del Tellerjevih zgornje-
permskih dolomitov v spodnji trias, vendar brez paleontoloških dokazov.
Gotovo je le, da v zahodnih Karavankah med permom in triasom ni bilo
sedimentacijske vrzeli. Sistematična mikropaleontološka raziskovanja bodo
morda le prinesla rešitev glede razmejitve dolomitne skladovnice na
zgornjepermski in spodnjetriasni del. Problem permsko-triasne meje pa
obstaja tudi v severnem delu Karavank in na Pohorju, kjer klastični
rdečkasti skladi grodenskega tipa sežejo iz različnih dob perma nepre-
kinjeno v spodnji trias (Teller, 1896,82,83; Germovšek, 1954,199
in pregledna petrografska karta; Placer, 1968). Tako se srečamo tudi
že z dvema sedimentacijskima prostoroma in različnimi tektonskimi do-
gajanji permskih in spodnjetriasnih časov. Drugod v Sloveniji leže spod-
njetriasni skladi deloma konkordantno (Ramovš, 1956), ponekod s pre-
hodnimi plastmi (Mlakar, 1959, 164), deloma diskordantno (B u s e r
& Ramovš, 1968, 33) na zgornjepermskih ali starejših permskih pla-
steh. Meja še ni nikjer favnistično ugotovljena (cf. Ramovš, 1962 a, 27).
159
Meja med seisko in campilsko podstopnjo je zelo neenotna, napravljena
bolj ali manj po občutku. Manjkajo še sistematična paleontološka raz-
iskovanja večjega števila popolnih profilov na raznih koncih Karavank
in drugje po Sloveniji. Sicer slabo ohranjen paleontološki material ni
niti redek. Najdba vodilne male foraminifere Meandrospira iulia za cam-
pilsko podstopnjo bo morda lahko pomemben mejnik. Poskusi razčlenitve
spodnjega triasa s pomočjo konodontov še niso uspeli.
Največ problemov nam hrani srednjetriasna serija. Najprej želim
opozoriti na neustrezno nomenklaturo. Gre za imena lokalnih razvojev
v različnih krajih Južnih Alp in celo epikontinentalne germanske facije,
npr. mendolski dolomit, muschelkalk ali školjkoviti apnenec ter buchen-
steinske, wengenske, cassianske in rabeljske plasti. Najbolj očiten je
primer grebenskega apnenca cordevolske podstopnje. V Južnih Tirolah
ga imenujejo esinski apnenec (= zgornji del marmoladskega apnenca),
pri nas pa kasijanski apnenec. V. J. Tirolah so cassianski skladi plastnate,
povečini laporne kamenine z bogato favno. Tudi imena mendolski dolomit
v Dolomitih, od koder je prišlo, ne uporabljajo več; ni se moglo uveljaviti
niti kot nomen conservandum. Na klasičnem ozemlju so ga nadomestili
z novim imenom serlski dolomit.
Mislim, da o školjkovitem apnencu ni treba izgubljati besedi.
Napačno je tudi istovetiti lokalno razvite litološke enote s krono-
stratigrafskimi enotami. Naj omenim le nekaj takšnih: Lipoldovi
velikotrnski in krški skladi ter skonca plasti, Kossmatovi škofjeloški
ploščasti apnenci z roženci, železniški apnenci, zaliloški skrilavci, T e 1 -
1 e r j e v i psevdoziljski skladi, šenturski skladi, ponikvanski apnenci in
še cela kopica drugih.
V	območju posameznih sistemov, serij ali stopenj je treba kameninske
enote (litološke enote) poimenovati z lokalnimi imeni; če je mogoče, jih
pa še naprej deliti. S tem bi dali ogrodje za nadaljnje biostratigrafske in
paleontološke študije in za korelacije. S takšnim delom se dosti ukvarjajo
tudi v Severni Ameriki (ZDA), posebno za permijski sistem (C o o p e r
& G r a n t, 1966, 1964). Enote so formacija, manjša je člen, ki sestoji
iz podobnih plasti različne debeline. Vsaki formaciji oziroma členu je
treba razen imena določiti tipični standardni profil, v njem opisati plasti,
navesti njihovo debelino in talnino ter krovnino. Pred nami je nato
nadaljnja naloga, izvesti korelacije in litološke enote razvrstiti v krono-
stratigrafske enote s pomočjo fosilnega materiala, in sicer v čim večji
meri takšnega, ki omogoča ortokronološko razčlenitev. Za prej označene
enote pa je treba popisati standardne profile in revidirati njihove starosti,
npr. za ponikvanski apnenec, škofjeloški ploščasti apnenec z roženci,
drnovski apnenec, železniški apnenec, in do neke mere tudi za psevdo-
ziljske, krške in velikotrnske sklade.
V	srednjetriasni in zgornjetriasni seriji kličejo k reševanju še naslednji
najvažnejši problemi. Zelo daleč smo še od ugotovitev, kaj spada v Ka-
ravankah in v ostali Sloveniji v hidaspijsko, kaj v pelsonsko in kaj
160
v ilirsko podstopnjo.* Pri tem dela težavo pretežno dolomitni razvoj brez
fosilov ali skoraj brez njih. Novejše ugotovitve sicer kažejo, da v ilirski
podstopnji prevladuje apnenčevo laporni razvoj. Ze znani apnenci cone
z amonitom Paraceratites trinodosus na južnem pobočju Pece (Z 1 e b n i k ,
1955, 216) in pri Selih, severovzhodno od Novega mesta (Kiihn & Ra-
movš, 1965) in enako stari pisani kremenasti apnenci in laporni skri-
lavci v okolici Ljubljane (Šmarna gora, Polhograjska Grmada z redkimi
amoniti, foraminifero Meandrospira dinarica in drugo mikrofavno in pe-
lagičnimi školjkami), reiflinškim apnencem podobni skladi Vintgarja
(Ampferer, 1918, 420) in temni ploščasti apnenci Zgornje Krme
(Teller, 1910, 15) kažejo, da je imela ilirska podstopnja v pelagični
faciji na Slovenskem precejšen obseg, vendar smo doslej te plasti uvrščali
drugam.
Razen prevladujočega dolomita v nižjem aniziju ali v celem aniziju
(cf. še Teller, 1896, 94) in pelagične facije v višjem aniziju je v Južnih
Karavankah in Kamniških Alpah v aniziju še facija temnejših grebenskih
apnencev (diploporni apnenci) (Huda peč, Strelceva peč, obe sta severno
od Solčave, in ozemlje južno od Solčave) (Teller, 1896, 94, 95), ponekod
z vmesnimi plastmi lumakel, ki zavzema morda cel anizij, ali pa pripadajo
ilirski podstopnji že temni ploščasti apnenci in skrilavci, ki so tik pod
njimi. Lahko pa predstavljajo, kot meni Teller (1896, 95, 96), ploščasti
apnenci in skrilavci že ladin. Enak grebenski razvoj je pričakovati tudi
še na drugih krajih. Potrebna bo temeljita obdelava čim številnejšega
paleontološkega materiala.
Razen grebenskega razvoja je v severnem delu vzhodnih Karavank
cel anizij razvit kot temni ploščasti apnenec, večinoma z interkalacijami
glinastega skrilavca, in dolomit (Placer, 1968), Takšne globljemorske
kamenine omenja Teller (1896, 93) iz doline Bele severno od Železne
Kaple. Nadalje je ugotovil, da deloma zamenjajo grebenski anizijski
apnenec v dolini Kokre in pri Solčavi temni ploščasti apnenci in apnenčevi
skrilavci, ki so značilni za »zgornji muschelkalk« Karavank. So predvsem
na obeh straneh Igle ob cesti proti Solčavi, v Logarski dolini in dolini
Jeserija, v spodnji dolini Kokre in na severni strani Storžiča.
Na nekaj krajih je bila že omenjena Spiriferina (Mentzelia) mentzeli
in sicer v temnem diplopornem apnencu nad Suhadolnikom južnovzhodno
od Solčave (Teller, 1896, 95), v črnem apnencu pri Slopniku severno
od Dobrne (Teller, 1896, 99) in Tetractinella trigonella na Kuclju in
Sobračah (Buser & Ramovš, 1968, 34) in podobne oblike na se-
vernovzhodnem pobočju Šmarne gore (našel M. F a j g e 1), ki vsi kažejo
na pelsonsko podstopnjo.
* Zavedam se pomanjkljivosti pri razčlenitvi posameznih stopenj na pod-
stopnje, vendar jih kljub temu uporabljam, kot jih tudi mnogi drugi raz-
iskovalci triasnega sistema. Razčlenitve na spodnji, srednji in zgornji del
anizijske stopnje, ali pa na SEK>dnji in zgornji del ladinske stopnje, ali na
spodnji, srednji in zgornji del karnijske stopnje ne FK>vedo prav nič več kot
hidaspijska, pelsonska in ilirska podstopnja v aniziju, ali fassanska in lango-
bardska podstopnja v ladinu, ali cordevolska, julijska in tuvalijska podstopnja
v karniju. Conski fosili so v tako ali drugače imenovanih enotah isti.
n — Geologija 13	161
Tudi spodnji ladin (fassanska podstopnja) je v Sloveniji še skoraj
neznan. Na južni strani Bohinjskega jezera so po Tellerju (1909,
14, 15) buchensteinski skladi (diabazom podobne predornine in tuf i, ki
jih prekrivajo temni ploščasti apnenci z roženci in plastmi pietra ver de,
nad njimi pa schlernski dolomit). Ploščasti apnenci s pietra verde pa-
leontološko niso dokazani. Ploščasti apnenci s pietra verde in pisanim
apnenčevim konglomeratom so tik pod schlernskim dolomitom tudi
v Zgornji Krmi (Teller, 1909, 15), pietri verde podobne kamenine
omenja nadalje Bittner (1884, 477) iz okolice Trbovelj. Ploščaste
apnence s pietra verde sem ugotovil ob poti s planine Javornik na
Storžič. Mogoče so enako stare plasti s pietra verde blizu koče na Ko-
rošici, ki leže pod langobardskim plastnatim apnencem s Protrachyceras
archelaus, Monophyllites loengensis, Daonella lommeli etc. (Teller,
1885, 356, 357). Ce predstavljajo pietra verde in gomoljasti apnenci iz-
ključno facijalna tipa livinalongške (buchensteinske) formacije, ki je iz
fassanske podstopnje (Leonardi, 1967, 185—160, 166), potem imamo
v rokah vsaj litološki kriterij za ločitev fassanske podstopnje od lango-
bardske. Čaka pa nas še petrološka preiskava teh kamenin pri nas in
primerjava s pietro verde v Južnih Tirolah.
Južno od Lok pri Zagorju govorita Hungarites mojsisovicsi in H. sa-
gorensis za fassansko starost umazano sivih ploščastih lapornih apnencev
s školjkami, brahiopodi, polži in amoniti (Bittner, 1884, 470).
Že znani podatki kažejo, da so bile skoraj gotovo na večjem delu
Slovenije odložene plasti fassanske podstopnje, združujemo pa jih ve-
činoma z langobardskimi plastmi. Podrobna biostratigrafska raziskavanja
in biološko utemeljena ortokronologija še niso niti začeti.
Nadalje obstaja v srednjem triasu zelo neenotno obravnavanje psevdo-
ziljskih skladov (sensu Teller, 1889, sensu Kossmat, 1913, sensu
R a k o v e C , 1950, glej tam podroben opis in problematiko, sensu K u -
ščer, 1958, 241, 1967, 15, 71). Treba bi bilo natanko preiskati profil
Tellerjevih psevdoziljskih plasti na pobočju Celjskega gradu (cf.
K u š č e r , 1967, 16), kjer je Teller tudi dobil dokaze za langobardsko
podstopnjo. Na tej lokaliteti ali še v bližnji soseščini naj bi bil opisan
standardni profil psevdoziljskih skladov, vse drugače razvite in starostno
različno obsegajoče plasti, čeprav morda podobne psevdoziljskim skladom,
pa bo treba na novo poimenovati in jim določiti standardne profile. Zato
je Rakovec (1950, 196) upravičeno poudaril, da amfiklinskih skladov
nikakor ne smemo prištevati k psevdoziljskim skladom. Za istovetenje
je seveda potrebna podrobna biološka in sedimentološka analiza, ki je prav
pri amfiklinskih skladih pokazala bistveno razliko s psevdoziljskim!
plastmi. Ne glede na to pa gre tudi za starostno različne plasti z različno
paleontološko vsebino in morale so biti tudi sedimentacijske razmere
različne.
Zgornji del amfiklinskih skladov tudi kaže dosti večjo litološko so-
rodnost z zgornjimi karnijskimi plastmi med D. Trebušo in Cepovanom
kot s psevdoziljskimi. V psevdoziljskih skladih ni nikjer takšnih sedi-
mentoloških značilnosti.
162
Tudi drugi facijalni različki langobardske podstopnje še niso zado-
voljivo preiskani. Manjkajo še korelacije. Fosilni ostanki, tudi za orto-
kronološko razčlenitev pomembni amoniti, nikakor niso tako redki, da ne
bi mogli teh plasti še s pomočjo parakronologije ločiti od fassanskih
in cordevolskih.
Grebenski apnenec in dolomit ladinske stopnje in cordevolske pod-
stopnje se v severnem delu vzhodnih Karavank deloma nadaljujeta
še v julijsko podstopnjo ter dosežeta velike debeline in se drug z drugim
brez zakonitosti prepletata. Značilna gastropodska favna na južni strani
Obirja (zahodnosevernozahodno od Železne Kaple) in v rudniku Podpeca
(severozahodno od Črne) spominja na favno esinskega apnenca, torej
na južnoalpski razvoj. Še pomembnejši so seveda amoniti, ki pripadajo
v vrhnjih belih apnencih coni s Trachyceras aonoides. Apnenčevo-dolo-
mitni kompleks se prek Obirja, Pece in Plešivca vleče na južni rob
Slovenjegraške kotline (Teller, 1896, 103—107).
Južni karavanški apnenčev pas obsega predvsem v cordevolski pod-
stopnji obsežen dolomitni kompleks, ki ga ima Teller (1896, 109) za
ekvivalent schlernskega dolomita oziroma rudonosnega apnenca severno-
karavanškega apnenčevega pasu. V Kamniških Alpah pa obsegajo mo-
gočne mase grebenskega diplopornega apnenca in dolomita deloma še
ostalo karnijsko stopnjo in nivo dachsteinskega apnenca (Teller, 1896,
110). S severnih strmin Grintovca je bil blok s fosili {Arcestes aff. esi-
nensis), analognimi esinski favni pri novi šoli na Jezerskem (Teller,
1885, 359—361). Bogata cefalopodna favna s Storžiča še ni preiskana.
Tudi v vzhodnih Julijskih Alpah obsega vsaj spodnji del karnijske dobe
mogočna grebenska sedimentacija, kamnotvorne so bile apnenčeve alge
{Diplopora annulata). V Loških in Polhograjskih hribih, v idrijski okolici
na ljubljanskem prostoru in na Dolenjskem prevladuje v cordevolski
podstopnji grebenski razvoj svetlega diplopornega apnenca in dolomita,
ponekod s favno esinskega apnenca. Razen tega pa nahajamo med Idrijo
in Hudim koncem še razvoj temnih ploščastih apnencev s favno cassi-
anskega apnenca in vrstami, ki so bile doslej najdene samo na tem
ozemlju (K o s s m a t, 1905, 23, 1910, 39). Enake črne apnenčeve plasti
nahajamo pri Leskovici pod Blegošem s koralo Thecosmilia hadiottica
(Kolosvary, 1967, 159, 160) in velikimi cidarisnimi bodicami, pri
Dolenji vasi s koralami in ostanki iglokožcev. V Sloveniji je bil v corde-
volski dobi večinoma grebenski razvoj, oziroma obširna ozemlja trat
z apnenimi algami, vmes pa so bili nekoliko globlji morski deli, ki so
imeli zvezo s St. Cassianom. Zveza nam danes še ni znana, ker so bile
ali plasti te starosti odstranjene s površja, ali jih pokrivajo mlajši skladi,
ali pa se skrivajo v drugih kronostratigrafskih enotah. Endemično favno
v smislu D i e n e r j a oziroma Bittnerja je treba razumeti s takšno
razlago.
Ladinsko-karnijska meja
Slovenski geologi so pri ladinsko-karnijski meji sledili avstrijskim in
nemškim geologom. Prav v Sloveniji pa je najdišče Hudi konec (po
Kossmatu Hudi klanec), kjer je P i a skušal pokazati, da tamkajšnja
163
favna predstavlja postopen prehod med wengensko in cassiansko favno.
Cefalopodi naj bi spadali po D i e n e r j u (1901, 28—32) v celoti v lango-
bard, med 12 vrstami školjk pa je Bittner (1901, 232) določil 8 novih
in samo ena je enaka kot v cassianski favni. V1 a j (1969) je v novem
najdišču Medvedje brdo nabral v enakem črnem spodnjecordevolskem
ploščastem apnencu kot je pri Hudem koncu, številnejšo amonitno favno:
Trachyceras aon, T. cf. aon, Arpadites sp. (cf. manzonii), Celtites cf. buo-
narotti, Badiotites eryx, Arcestes bicarinatus, Arcestes sp., Juvavites (Ana-
tomites) cf. obliterans, Protrachyceras cf. basileus, Polycyclus sp. in
Buchites sp. To je značilna favna cone aon. Rod Polycyclus je bil doslej
znan samo v karnijski stopnji in ena vrsta v norijski. Amonitna favna
Medvedjega brda je identična s cassiansko favno Dolomitov in kaže torej
veliko večjo sorodnost s karnijsko kot z langobardsko cefalopodno favno.
Jakobshagen (1961, 481) meni, da bi bilo treba v nemški literaturi
spet postaviti mejo med ladinsko in karnijsko stopnjo pod cordevolsko
podstopnjo.
Rezultati V1 a j e v i h raziskovanj v okolici Idrije opravičujejo takšno
razdelitev tudi pri nas. Karnijska stopnja obsega torej cordevolsko, ju-
lijsko in tuvalijsko podstopnjo. Takšno mejo postavljajo tudi italijanski
geologi. Leonardi (1967, 296) v svojem obsežnem delu o Dolomitih
poudarja, da meja, ki jo uporabljajo mnogi nemški geologi, ni veljavna.
Enako razčlenitev imajo tudi geologi v anglosaških deželah. V okolici
Idrije (Hudi konec, Medvedje brdo idr.), nad Leskovico pod Blegošem,
pri Brelhovem v zgornji Selški dolini in pri Dolenji vasi bo treba nabrati
čimveč amonitov, ki bodo gotovo še bolj potrdili pravilnost ladinsko-
karnijske meje na bazi cordevolske podstopnje.
Ne želim se tu spuščati v zgodovino okoli ladinsko-karnijske meje.
Omenim naj le, da so Mojsisovics, Waagen in Diener (1895)
v svoji razčlenitvi pelagičnega triasa uvrstili v karnijsko stopnjo cone
s Trachyceras aon, T. aonoides in Tropites subbulatus z utemeljitvijo, ki
sloni na Mojsisovicsevi ugotovitvi (1893, 816), da ima cassianska
cefalopodna favna 17 vrst skupnih z amonitno favno cone aonoides in
samo tri vrste skupne z wengensko cefalopodno favno. Bittner (1894,
377)1 pa je cassianske plasti uvrstil v ladinsko stopnjo, ki jo je bil tudi
uvedel v geološko literaturo, vendar ne zavoljo sorodnosti cefalopodne
favne, marveč zato, ker se v Alpah cordevol facijalno bolj približuje
kameninam,' ležečim pod njim, kot pa tistim, ki leže nad njim. V okolici
Hudega konca in Medvedjega brda je tudi litološka meja med corde-
volskimi in julijskimi plastmi prehodna in težko opazna, meja med
cordevolsko podstopnjo in langobardsko pa je jasna in ostra (si. 1). Tudi
razmere v Karavankah so marsikje enake.
Različni srednjekarnijski in zgornjekarnijski skladi na raznih koncih
Slovenije čakajo korelacije, potrebne pa so nam nove litološke enote.
Po reviziji kliče kar bogata favna julijske podstopnje. Treba bo več
prizadevanja za ugotovitev tuvalijske podstopnje na čim več krajih kar-
nijske skladovnice. Tudi precej pogostna karnijska mikrofavna prav tako
še čaka obdelave. Po mojem prepričanju se vse preveč poudarja razlika
med karditskimi plastmi severnokaravanškega razvoja (severnoalpskega)
164
SI. 1. Razvoj cordevolskih plasti med Osojami in Planino južnovzhodno od
Idrije. Nekoliko spremenjeno i>o B. V1 a j u
Abb. 1. Entwicklung der Cordevol-Schichten zwischen Osoje und Planina,
siidostlich von Idrija. Etwas verandert nach B. Vlaj
in številnimi facijalnimi razvoji v ostali Sloveniji: amfiklinskimi skladi,
razvojem v okolici Idrije in Ljubljane, na Kočevskem in dolomitnim
razvojem v vzhodnih Julijskih Alpah, in se skuša po vsej sili zagovarjati
dva med seboj ločena sedimentacijska prostora prvega reda. Razlike
v južnoalpskem razvoju samem so navadno večje, kot so med njim in
severnoalpskim razvojem. Res pa je bila različna paleozojska podlaga
najnižjemu delu triasnih plasti.
Meja med karnijsko in retijsko stopnjo paleontološko še čaka uteme-
ljitve, večinoma jo postavljamo na litološko mejo, ki pa ni pri vseh
raziskovalcih enaka. Kuščerju (1958, 241) se zdi možno, da je spodnji
del dachsteinskega apnenca ekvivalent »rabeljskih plasti«. Tudi za to
domnevo ni paleontološke utemeljitve.
Razčlenitve norijske in retijske stopnje se še nismo lotili in obeh
stopenj večinoma še ne moremo ločiti med seboj. Vsebujeta skoraj povsod
megalodontidne školjke, ponekod celo veliko, vendar z njihovo pomočjo
še nihče ni poskušal razčleniti zgornjekarnijskih, norijskih in retijskih
plasti, kot so to storili na Madžarskem (Vegh-Neubrandt, 1968).
V teh plasteh je tudi precej mikrofosilov, ki pa so v glavnem še neobdelani.
V zadnjem desetletju smo ugotovili na več krajih v Karavankah in
Julijskih Alpah, npr. na Begunjščici (Fliigel & Ramovš, 1961),
južnovzhodnem pobočju Stola (Ramovš, 1966), Jelovici (Ramovš,
1963), v Bohinjski Bistrici (H a r t e 1 1920, Ramovš je našel tam še
Cheilosporites tirolensis) in na Košuti (ustni podatek S, B u s e r j a)
retijske oziroma zgornjeretijske grebenske apnence z zelo številnimi fosil-
nimi ostanki, ki ustrezajo fosilom in mikrofacijam retijskih grebenskih
165
apnencev v Severnih apneniških Alpah. Celotni obseg grebenov še ni znan.
Kot kaže, jih ni nikjer južno od Južnih apneniških Alp.
Masivnemu retijskemu apnencu s ploščastimi apnenčevimi in lapornimi
vložki s Pteria contorta, Terebratula gregaria vzhodnih Karavank (Ra-
movš & Rebek, 1969) še ne poznamo celotne razširjenosti. Majhnih
koralnih grebenov s koralo Thecosmilia sp. ne moremo v celoti vzporediti
z retijskimi grebeni zahodnih Karavank. Medtem ko je v vzhodnih Ka-
ravankah postopen prehod iz vrhnjega triasa v najnižji lias (Ramovš &
Rebek, 1969), je v zahodnih Karavankah ta meja vsaj deloma transgre-
sijska (cf. Mihajlovič & Ramovš, 1965, 420). V Julijskih Alpah
kaže, da je vsaj deloma postopna.
Tudi obsega hallstattske facije v zgornjem triasu Slovenije ne poznamo
in ni nam še znana zveza na sever in proti jugovzhodu.
Razen navedenih je še cela kopica drugih nerešenih stratigrafskih in
paleontoloških problemov. Se veliko dela je pred nami, preden bomo
triasni sistem razdelili na cenocone, saj s tem delom sistematično sploh še
nismo začeli. Prizadevati si moramo predvsem, da pridemo s pomočjo
amonitov čim prej do paleontološko podprte kronologije. Najdišča amoni-
tov, kot vse kaže, niso redka. Paleontološka obdelava celih favnističnih in
florističnih skupin še ni niti začeta.
Tektonski problemi
Kossmatova ladinska ali predkarnijska orogenetska faza (1936,
143) kaže v luči novih raziskovanj drugačen značaj. V okolici Idrije
(Mlakar, 1967; Car, 1968) so bila v ladinu le prelamljanja in pri
ugrezanju grud so se oblikovali tektonski jarki z zelo naglo sedimentacijo
debelih klastitov. Nikjer ni bilo mogoče ugotoviti kotne diskordance
oziroma nagubane podlage pod konglomerati. Manjše kotne diskordance
bi seveda lahko dala tvorba tektonskih poljarkov. Ugotovljeni so bili
subvertikalni prelomi v srednjem triasu, ki so postajali še kdaj pozneje
aktivni (Mlakar, 1967 in ustno izročilo). Potemtakem so predvsem
epirogenetska premikanja pogojevala takratne paleogeografske spremembe
in seveda tudi sedimentacijo. Do enakega tipa tektonskih dogajanj je
prišel tudi Placer (1968) za anizijsko dobo v vzhodnih Karavankah.
Bercetova (1963, 141—151) predladinska orogeneza iz širše okolice
Idrije ni dobila potrditve in prav tako ne njegova domneva, da »buchen-
steinski horizont« v Sloveniji verjetno ni razvit. Ladinska tektonska do-
gajanja (prelamljanja in vzdigovanja oz. pogrezanja posameznih grud)
so najbrž zajela večino ozemlja Slovenije, kar dokazujejo konglomerati
širom po Sloveniji. V zgornji Krmi leže pisani konglomerati na fassanskih
plasteh in tik pod schlernskim dolomitom (Teller, 1910, 15). Pisani
apnenčev konglomerat na bazi schlernskega dolomita se nadaljuje tudi na
Mežakljo (1. c., 15, 16). Pri planini Konjščica je Kossmat (1913, 430)
ugotovil konglomeratični razvoj »zgornjega muschelkalka« in wengenske
tufske peščenjake, v okolici Bohinjske Bele pa s tuf i in porfir j i strati-
grafsko povezane konglomerate, celo z belimi permokarbonskimi (= neo-
schwagerinskimi) prodniki, ki imajo enak položaj kot konglomerati pri
166
Rablju. Na bazi schlernskega dolomita je posebno debel pisan konglo-
merat, breča, peščenjak in skrilavec v Belci in na pobočjih nad Dovjem,
je pa tudi na severni strani Karavank (Teller, 1910, 154). Med konglo-
meratom in schlernskim dolomitom leže v zahodnih Karavankah temen
ploščasti apnenec, zelen porfir in pisani tufi. Ta cona ustreza nivoju felsit-
skega porfirja in pisanih tuf o v Mrzle vode pri Rablju, ki so bili s pomočjo
fosilnih ostankov v spremljajočih temnih apnencih vzporejeni z »buchen-
steinskimi« skladi. Pisani konglomerati s spremljajočimi klastiti pred-
stavljajo po Tellerju (1. c. 154) že visok nivo v anizijski stopnji.
V	okolici Slovenskega Javornika je na več krajih med bituminoznim
apnencem ali med sivim dolomitom siva breča z apnenčevimi in dolomit-
nimi kosi, velikimi do otroške glave. Med materialom so že kosi bituminoz-
nega apnenca, ki ga najdemo na več krajih med kameninami langobardske
podstopnje (Ramovš, 1966). Teller (1903, 23—25) je ugotovil pisan
debeloskladast konglomerat nad lapornimi skrilavci in sljudnimi pešče-
njaki in pod diplopornim dolomitom. Ta konglomerat ima isti položaj kot
porfirji in njihovi tufi na Kukovnici in ob cesti proti Begunjam. Konglo-
merat se spodaj menjava s skrilavo-peščenimi plastmi, ki se pojavljajo
tudi v samem konglomeratu kot manjši vložki.
V	okolici Ljubelja nahajamo »buchensteinske aglomerate« (Kahler,
1953, 47, 53).
Debela konglomeratna skladovnica v Idriji leži precej pod vulkaniti in
njihovimi tufi. V konglomeratu so že prodniki ilirske podstopnje. Mla-
kar (1967, 91) in C a r (1968) uvrščata vse konglomerate v langobardsko
podstopnjo.
V	Podutiku sem ugotovil konglomerat v neposredni bližini langobard-
skih tufov in spremljajočih črnih ploščastih apnencev s Posidonia wen-
gensis, v dolini Ločnice pa v nejasnem tektonskem položaju ladinski kon-
glomerat s pogostnimi prodniki različno rdečkastega ali sivkastega apnenca
ilirske podstopnje (cf. De Costa-Grum, 1968).
Na Kuclju pri Butaj novi se začno »wengenske plasti« šele z bazalnim
konglomeratom (Kossmat, 1905, 35). Pri Stopniku v dolini Idrijce pa
nahajamo pisane apnenčeve konglomerate s tufskim vezivom. Vmes so
vložki apnenca in apnenčevega skrilavca (pri Reki in Jageršah z Daonella
lommeli). V tufih in tufskih peščenjakih so še pole z apnenčevimi prod-
niki (Kossmat, 1905, 34).
Pri Podtaboru (Buser & Ramovš, 1968, 35) je v spodnjem delu
ladina dolomitni konglomerat s tufskim vezivom, nad njim pa tuf, plo-
ščasti apnenec in dolomit z roženci.
Na podlagi dosedanjih ugotovitev moremo skleniti, da so se začela
obširnejša tektonska dogajanja (prelamljanja in vertikalna premikanja)
ob koncu fassanske podstopnje ali celo še malo pozneje. Konglomerati leže
povsod tam, kjer so pietra verde, že na njih, kar tudi kaže, da je nastopilo
tektonsko delovanje šele po odložitvi fassanskih plasti ali vsaj dela le-teh.
Tudi tu bodo potrebna še podrobna raziskovanja.
Prav tako še ne poznamo v celoti obsega in vrste tektonskih dogajanj,
ki jih kažejo konglomerati in breče v anizijskem dolomitu na Dolenjskem
(Buser & Ramovš, 1968, 34), konglomerati v Storžičevi verigi, breča
167
med anizijskim dolomitom in apnencem z apnenimi algami, debela do 10 m
(Buser, ustno), konglomerati, ponekod tudi med drobnejšimi klastiti (npr.
pri Borovnici, Ramovš, 1953, 96) v srednjih karnijskih plasteh (julijska
podstopnja), in breče v zgornjem delu retijske stopnje. Treba bo razisko-
vati še erozijske diskordance v različnih dobah in jih korelirati.
Velika diferenciacija facij v vsem slovenskem triasu, posebno v ladinu
in karniju, še čaka na ugotavljanje vzrokov. Nedvomno so bila takrat
živahna tektonska dogajanja, ki so oblikovala na sedimentacijskem pro-
storu današnjega slovenskega ozemlja celo vrsto večjih in manjših sedi-
mentacijskih področij. Samo guban j a takšnih razmer ne bi mogla povzro-
čiti. Epirogenetska premikanja so ustvarjala prage in kotanje in od anizij a
do konca triasa so bili ugodni pogoji za rast bioherm in biostrom. Epiro-
genetska dogajanja so tudi po daljši ali krajši dobi sklenila takšno rast
in kotanje med grebeni so se zapolnile s plastnatimi sedimenti. Kot vse
kaže, so bila med orogenetskimi procesi v triasu večidel prelamljanja, ob
sub vertikalnih prelomih pa pogrezanja in vzdigovanja.
Problematika severnoalpske in južnoalpske facije v Karavankah je bila
motrena doslej preveč širokopotezno. Podrobne biostratigrafske in mikro-
facijalne raziskave pa kažejo, da se razlike manjšajo in bi mogle biti le
posledica razgibanega reliefa znotraj enotne sedimentacijske kadunje (geo-
sinklinale). Ce naj bi že bila po sredi Karavank tekla pomembna tektonska
meja, še obstoječe facijalne razlike mene ne prepričujejo o dveh ločenih
sedimentacijskih prostorih. Glede severnoalpske in južnoalpske facije v
Karavankah se pridružujem mnenju K a hier j a (1953, 69), da ležijo
Karavanke na mejnem ozemlju dveh facijalnih področij, ki ležita na
enaki podlagi. Južna stran enotnega prostora pa se je kmalu začela po-
grezati in na pogrezajoče ozemlje je vdrlo zgornjekarbonsko morje Pa-
leotetide. Še v triasu se niso mogle zavoljo tega v celoti izravnati fadjalne
razlike v obeh prostorih.
Tudi triasni vulkanizem na Slovenskem še ni dovolj raziskan. K dobro
obdelanemu »wengenskemu« vulkanizmu (Rakovec, 1950) bodo po-
trebna še nova raziskovanja spodnjetriasnega, fassanskega, cordevolskega
in karnijskega vulkanizma. Na spodnjetriasnega je v Karavankah opozoril
Kahler (1953, 53), pozneje Buser in Hinterlechner-Ravnik
(1966). Na cordevolskega kažejo ugotovitve V1 a j a (1969). V apnencih je
našel idiomorfne conarne plagioklaze in pogostna nezaobljena kremenova
zrna s pravo potemnit vi j o.
O sledovih karnijskega vulkanizma vemo precej z ozemlja južne
Slovenije (Buser & Hinterlechner-Ravnik, 1968, 50, 51), in
nekaj iz bližine Ljubljane (Ramovš 1962 b), ničesar pa od drugod. Tudi
po Kahlerju (1953, 53) karnijska stopnja glede tufov še ni raziskana.
Nadalje bo treba še naprej intenzivno raziskovati, kaj leži še na
prvotnem kraju in kaj je pri različnih mladih tektonskih dogajanjih prišlo
v današnji položaj. Zato bo seveda potrebna predvsem podrobna bio-
facijalna analiza sedimentov.
Šele, ko bomo rešili večji del nakazanih problemov, bomo lahko začeli
z izdelavo paleogeografskih kartic za posamične triasne kronostratigrafske
enote. Do tja je pa še dolga pot.
168
STRATIGRAPHISCHE UND TEKTONISCHE PROBLEME DER TRIAS
IN SLOWENIEN
Anton Ramovš
Mit 1 Textabbildung
Vortrag gehalten am 23. Mai 1969 beim II. Symposium uber die Geologie
der Karawanken in Ljubljana
Obwohl die Trias-Schichten in Slowenien der Verbreitung und wirt-
schaftlicher Bedeutung nach von allen Systemen die wichtigsten sind,
sind sie noch immer wenig untersucht. Nicht geklarte Probleme beginnen
schon mit der Perm-Trias-Grenze, welche in Slowenien palaontologisch
nirgends festgesetzt ist. Die altesten Untertrias-Fossilien erscheinen ziem-
lich hoch oberhalb der lithologischen Grenze. Im slowenischen Teil des
Vortrages wurden die wichtigsten chronostratigraphischen Probleme der
Trias angedeutet. Die einzelnen Unterstufen des Anis und Ladin sowie
der Obertrias sind kaum bekannt bzw. palaontologisch bewiesen. In
letzter Zeit konnten wir in mehreren, weit auseinander liegenden Fund-
orten das Illyr biologisch nachweisen. Auch Unterladin stellt ein schweres
Problem dar. Tuvalische Unterstufe konnte bisher nur an zwei Stellen
nachgewiesen werden. Nor und Rhat sind noch iiberhaupt nicht unter-
gegliedert. Der biologisch fundierten orthochronologischen Gliederung
wird man bei weiteren Untersuchungen volle Sorge widmen miissen.
Systematisch miiBte man mit den Untersuchungen der wichtigeren Grup-
pen der Fossilien, besonders Ammoniten, beginnen. Es liegt vor uns noch
viel Arbeit, bevor wir in der Trias die Coenozonen werden ausschieden
konnen.
Eine besondere Aufmerksamkeit gilt den lithologischen Einheiten,
welche viel zu oft mit den chronostratigraphischen Einheiten gleich-
gestellt werden. Man miiBte sie regelrecht definieren, ihre Standardprofile
feststellen und sie mit lokalen Namen benennen. Hier sollen nur die
Wengener Pseudogailtaler Schichten Tellers genannt werden. Die Be-
deutung dieses Begriffes ist recht verschieden (sensu Teller, 1889,
sensu Kossmat, 1913, sensu Rakovec, 1950, sensu K u š č e r ,
1958, 241, 1967, 15, 71). Chronostratigraphisch konnen die Pseudogailtaler
Schichten nach den genannten Geologen nur Langobard, oder ganzes La-
din, oder aber Ladin und Karn umfassen. Oft werden sogar die vollig
anders ausgebildeten karnischen Amphiclinenschichten als oberer Teil
der Pseudogailtaler Schichten gedeutet.
Die Losung solcher Probleme wiirde einen Schritt weiter zu den
schwierigen biostratigraphischen und palaontologischen Studien bedeuten
und es wiirde Moglichkeit geben, eine griindliche Korrelation durch-
zufiihren.
Weiterhin ist in Slowenien die nicht entsprechende Nomenklatur, wie
Mendeldolomit, Muschelkalk, Buchensteiner, Wengener, Cassianer, Raibler
Schichten usw. noch immer im Gebrauch. Der Name Mendeldolomit ist
fiir die Anis-Dolomite von italienischen und osterreichischen Forschern
der Siidalpen schon vor langerer Zeit aufgegeben und nach P i a s Vor-
169
schlag mit dem Begriff Sarldolomit (Dolomia del Serla) ersetzt worden.
Es ist nicht zu bezweifeln, daB der Name Mendeldolomit auch als nomen
conservandum nicht berechtigt ist, er soli auch in Slowenien mit einem
anderen Namen ersetzt werden.
Die Ladin-Karn-Grenze solite auch in slowenischer Geologie zwischen
Langobard und Cordevol und nicht zwischen Cordevol und Jul sein, denn
sie ist nur hier biologisch begriindet. Bei diesem Problem mochte ich
mich etwas langer aufhalten.
Im bekannten Fundort Hudi konec (Hudi klanec nach Kossmat),
siidostlich von Ljubljana, hat D i e n e r durchwegs langobardische Cepha-
lopodenfauna beschrieben. P i a versuchte die Fauna von Hudi konec als
ein Beispiel des flieBenden tJberganges zwischen Wengener und Cassianer
Fauna zu deuten. Bei der neuesten Bearbeitung der Cordevol-Schichten
in der Umgebung von Idrija konnte mein Diplomant B. V1 a j bei Hudi
konec keine Cephalopoden wiederfinden. Er entdeckte jedoch in den litho-
logisch gleichen, gut gebankten schwarzen Kalken am Medvedje brdo
(auch von Kossmat, 1905, 22, erwahnt) eine reiche Cephalopoden-
Fauna. Sie lieferte folgende Gattungen und Arten: Trachyceras aon, T. cf.
aon, Arpadites sp. (cf. manzonii), Celtites cf. buonarotti, Badiotites eryx,
Arcestes hicarinatus, Arcestes sp., Juvavites (Anatomites) cf. ohliterans,
Protrachyceras cf. basileus, Polycyclus sp. und Buchites sp. Das ist die
typische Fauna der aon-Zone. Die bisher nur im Karn und Nor bekannte
Gattung Polycyclus, sowie die der Cassianer-Fauna identischen Arten
von Medvedje brdo, stehen der julischen Fauna viel naher als derjenigen
der Langobard-Unterstufe. Auch die reiche Muscheln- und Schnecken-
Fauna mehrerer Fundorte in der Umgebung von Idrija, Dolenja vas und
Brelhovo zeigt vollige Ubereinstimmung mit der Cassianer Fauna Siid-
tirols. Schon Kossmat (1905, 25, 26) hat betont, daB zwischen Cassianer
und Raibler Schichten keine scharfe Grenze besteht. Im oberen Teil der
stratigraphisch einheitlichen Cassianer Kalke und Dolomite beginnt be-
reits die Raibler Fauna {Myophoria kefersteini, Hoernesia bipartita). Auch
faziell schlieBen sich die Cordevol-Kalke in der Umgebung von Idrija
sehr eng an das Hangende, mit dem Cordevol-Liegenden ist jedoch eine
scharfe Grenze (siehe Abb. 1). Anders sind die faziellen Verhaltnisse im
Alpengebiet, wo Langobard, Cordevol und manchmal noch Jul in Riff-
Entwicklung vorkommen. Die Ammoniten-Fauna der aonoides-Zone im
obersten Kalkteil und die Schnecken-Fauna des Esinokalkes in ostlichen
Karawanken sprechen jedoch nicht gegen die Grenze zwischen Ladin und
Karn unter dem Cordevol. Es ist zu empfehlen das Suchen der Cephalo-
podenfaunen des Cordevols in der Umgebung von Idrija und in anderen
Gebieten Sloweniens noch zu intensivieren.
Eine Menge tektonischer Probleme ist doch nicht geklart. Ladinische
bzw. vorkarnische orogenetische Phase Kossmats zeigt im Lichte
neuer Untersuchungen einen anderen Charakter. Offensichtlich spielten
in der Trias-Periode die epirogenetischen Bewegungen die bedeutendste
Rolle. Diese Bewegungen hatten die Bildung betrachtlicher Riffkalk-
Massen im Anis und Ladin, teilweise auch im Karn und Rhat zur Folge.
Zeitweise wirkte sich auch die Bruchtektonik aus.
170
Die lebhaften tektonischen Ereignisse bedingten eine groBe Fazies-
Differenzierung, besonders noch in der Ladin- und Karnzeit. Die genauen
biostratigraphischen und mikrofaziellen Untersuchungen versprechen der
Klarung der Problematik der Nordalpin- und Siidalpir^-Fazies in den
Karawanken naherzukommen. Die Ansichten verschiedener Stratigraphen
und Tektoniker stehen weit auseinander. Ich mochte mich der Auffassung
von Kahler anschlieBen (1953, 69), daB die Karawanken im Grenz-
bereich zweier Faziesbereiche auf einem durchgehenden, gleichartigen
Untergrund stehen. der aber im Siiden bald einer Senkung und damit der
Oberkarbon-Transgression der Palaotethys unterlag.
AuBer des schon ziemlich gut untersuchten Mittelladin-Vulkanismus
wird es notwendig sein noch die vulkanische Tatigkeit in den iibrigen
Trias-Epochen zu untersuchen. Nach Kahler scheint die Neigung zu
Eruptionen und Intrusionen in der Siidkette der Karawanken von der
skythischen bis zur ladinischen Stufe gedauert zu haben. Im oberen Anis
sind Tuffe bisher aus der Umgebung von Novo mesto bekannt. Vulkanische
Tatigkeit in der Cordevol-Unterstufe wurde neulich von V1 a j nach-
gewiesen. Karnischer Vulkanismus wurde in Siidslowenien besonders von
Buser und Hinterlechner-Ravnik untersucht. Es fehlen
jedoch Untersuchungen auf karnische Tuffe in den Karawanken, Julischen
Alpen und Savefalten.
Auch konnen wir von den sedimentologischen Untersuchungen noch
manches erwarten. Erst wenn der groBte Teil der vor uns stehenden Pro-
blemen gelost wird, werden wir mit der Ausarbeitung palaogeographischer
Karten fiir die einzelnen Trias-Epochen beginnen diirfen. Der Weg bis
dahin ist aber noch weit.
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173
PERMSKI MIKROFOSILI ZAHODNIH KARAVANK
Vanda Kochansky-Devide
S 26 tablami slik in 5 tabelami
VSEBINA
Uvod...........................175
O mikrofosilnih združbah...................176
O vodilnih mikrofosilih javomiških, rotnoveških in trogkofelskih sedi-
mentov .........................177
A.	Apnene alge......................177
B.	Mikroforaminifera....................178
C.	Fusulinida.......................178
Primerjava permskih mikrofosilov iz Karavank z drugimi najdišči ....	179
Pregled najdišč........................180
Taksonomski del.......................180
Foraminifera.......................180
Apnene alge.......................209
Problematica.......................219
Pregled rezultatov......................221
UVOD
Perniski fuzulinski apnenci so že dolgo znani in geologi jih v svojih
delih pogosto omenjajo. Nadrobno pa do sedaj niso bili raziskani in tudi
rnikrofosili zahodnih Karavank še niso bili obdelani. Karbonski mikrofosili
so opisani kot prvi del večletnih sistematičnih raziskav (Kochansky-
Devide & Ramovš, 1966). Je pa nekaj razprav, ki zajemajo sosednja
območja in jih je bilo treba upoštevati zaradi primerjave razvoja. Najprej
moram omeniti izvrstno, čeprav že zastarelo delo Schellwiena (1898),
ki opisuje foraminifere Karnijskih Alp in Dolžanove soteske, potem raz-
prave F. & G. K a h 1 e r (1937, 1938, 1941 in dr.) za isto območje ter novejši
deli P a s i n i j a (1963) o fuzulinidah in Praturlona (1963) o apne-
nih algah italijanskih Alp. Možnosti za primerjavo s sosednjimi ozemlji
175
je bilo torej malo, če izvzamemo obdelave ekvivalentnih mikrofosilnih
združb v Jugoslaviji: rotnoveških (Kochansky-Devide, 1956a,
1956 b, 1959) in trogkofelskih. Še leta 1962 je veljalo, da so trogkofelski
apnenci glede mikrofosilov v Jugoslaviji najslabše raziskani (K o c h a n -
sky-Devide, 1962, 17). Od takrat dalje pa niso bili obdelani le
trogkofelski mikrofosili Ortneka (Ramovš & Kochansky-Devide,
1965),	temveč lahko tudi nekatere starostno ekvivalentne sklade z mikro-
fosili enostavno imenujemo trogkofelske kot npr. tiste na Tari v Črni
Gori (Kochansky-Devide & Milanovič, 1962) in v Zahodni
Srbiji (Kochansky-Devide, 1966). To je mogoče, ker so Ramov-
ševe raziskave (Ramovš & Kochansky-Devide, 1965, Ramovš,
1966)	pokazale, da lahko facijo, enako alpskemu trogkofelskemu razvoju,
zasledimo tudi v Posavskih gubah, na Dolenjskem in dalje v Dinaridih.
Posamezne liste mikrofosilov rotnoveških in trogkofeskih skladov so
prikazane v delih Ramovša (1954, 1960) in Kochansky-Devide
1962, 1964). Pred zaključkom rokopisa je izšla še razprava E. Fliigela
(1966) o permskih algah Karnijskih Alp.
Že v začetku naj poudarim, da je favna in flora v starostnih ekviva-
lentih zgornje trogkofelske stopnje na Velebitu (Kochansky-Devide,
1965) popolnoma drugačna, medtem ko je ugotovljeno zelo veliko istih ali
sorodnih vrst v zgornjem karbonu Karavank in tudi v drugih raziskanih
krajih.
Tehniškemu muzeju železarne na Jesenicah in svojemu večletnemu
sodelavcu prof. dr. A. Ramovšu se zahvaljujem za zanimivi mikrofosilni
material in za zaupanje, da mi je bil prepuščen v obdelavo. Moja zahvala
gre tudi jeseniški železarni in skladu »Boris Kidrič«, ki sta raziskovanja
gmotno podprla. Material sta zbrala A. Ramovš in asistent J. Pohar na
območju med Kranjsko goro in Prevalom pod Begunjščico ter avstrijsko
mejo. Na voljo mi je bilo 490 zbruskov iz 110 najdišč; 12 najdišč je izlo-
čenih, ker so karbonska, triadna ali brez fosilov. Zbruske in vzorce hrani
tehniški muzej na Jesenicah, le tipi novih vrst in podvrst so v paleonto-
loški zbirki katedre za geologijo in paleontologijo univerze v Ljubljani.
O MIKROFOSILNIH ZDRUŽBAH
Pri raziskanem materialu, tj. v brečastih apnencih, v peščenjakih
7. Oguljenimi fosili, v detritičnih apnencih (kalciruditih in kalkarenitih),
oolitnih in psevdooolitnih, se nam upira beseda »združba«, ki je v navadi.
Redko moremo govoriti o biocenozah tudi v najširšem pomenu, zadovoljni
smo že s tafocenozo, mislim pa, da imamo pogosto primešane tudi pre-
ložene fosile iz starejših, karbonskih plasti.
Druga težava je, da je število vrst, najdenih v rotnoveških in trog-
kofelskih skladih, sorazmereno veliko, medtem ko so sicer te vrste redke
in le nekoliko jih najdemo v mnogih najdiščih. Precej vrst je odvisnih
od facij, te pa so, kot je bilo že poudarjeno, zelo različne. Med najizrazi-
tejše facije štejemo glineno peščeni apnenec srednjih rotnoveških (obmejnih)
plasti, biokalcirudit zgornjih rotnoveških skladov, nadalje trogkofelski
176
temen brečasti apnenec z velikimi »švagerinami« (v najstarejšem po-
menu) in svetle psevdooolite in biokalkarenite z rodovoma Darvasites in
Reichelina ter algami. Druge facije so: gosti mesno rdeči ali drap sivi
apnenec z rodom Paratriticites, svetli oolitni apnenec, skrilavi glinasti
apnenec, kalcilutit, grebenski apnenec izključno iz alg, stromatolitni apne-
nec in drugi, ki niso tako pogostni.
O VODILNIH MIKROFOSILIH JAVORNIŠKIH, ROTNOVEŠKIH
IN TROGKOFELSKIH SEDIMENTOV
V literaturi je bilo že večkrat omenjeno, da razlike med asociacijami,
rodovi in vrstami mikrofosilov zgornjega karbona in spodnjega perma
niso izrazite. Zadeva gre tako daleč, da niti vsi faktorji niso enotni glede
meje med karbonom in permom. V novejšem času so Naoumova&
Rauzer-Cernousova (1964) in K o n i s h i (1960) pisali, kako je
večkrat težko razločiti perm od karbona ter da je večja podobnost med
floro alg in favno fuzulinid zgornjega karbona in spodnjega perma kot
med spodnjim in zgornjim permom. Tudi moja opazovanja so enaka.
Na podlagi izkušenj ob mikrofosilnih favnah in florah zgornjega
paleozoika Jugoslavije, med katerimi so posebno enolične tiste z alpskega
območja, je potrebno vsaj poizkusiti izluščiti nekaj oblik, ki naj bi bile
vodilne, in nakazati številne probleme pri določanju starosti karbona in
starejšega dela perma. Žalostna je ugotovitev, da včasih niti pri listi z 10
do 20 vrstami mikrofosilov ne moremo z gotovostjo povedati, ali gre za
javoiniške ali za rotnoveške ali pa za trogkofelske sklade. Še bolj je
stvar komplicirana zaradi naslednjih, delno že nakazanih razlogov:
V permu, posebno v trogkofelski stopnji, so zelo pogostni brečasti ali
drobne je klastični apnenci, večkrat tudi z velikimi kosi fosilifernega
karbona. Zato.lahko v zbruskih enega vzorca nahajamo po starosti in faciji
različne sedimente, kar pa ni vedno lahko ugotoviti in bi moglo privesti do
pomote pri določitvi stratigrafskega razpona posameznih vrst in rodov.
Na ozemlju Slovenije je ugotovljena fragmentarnost fosilifernih apnencev
zgornjega paleozoika, ki so jih odkrili Ramovš in deloma Grad in
P o h a r v stotinah golic od Kranjske gore do Maclja in od ljubljanske
okolice prek Ortneka do Gorskega kotara, a nikjer ni z gotovostjo dokazan
kontinuirani profil od karbona do trogkofelske stopnje. Material je redko
kje bogato fosiliferen in zbruski, izdelani na slepo, ne morejo povsod
vsebovati orientiranih prerezov fuzulinid, tako da specifična določitev ni
mogoča.
A. Apnene alge
Pred 30 leti je P i a zapisal (1937, 810), da ostankov vrste Anthracopo-
rella spectahilis iz trogkofelskih skladov ni mogoče razlikovati od tistih
iz karbona. Ta ugotovitev popolnoma drži. V karbonu je Anthracoporella
navadno razvita v večjem številu, kamenotvorna, in izriva iz svojega
območja druge rastlinske in živalske vrste, v trogkofelskih apnencih pa
jo najdemo le bolj posamično. Zanimivo je, da ni — vsaj v Jugoslaviji
12 — Geologija 13
177
in kolikor mi je znano, tudi drugod — najdena nikjer v dokazanih rotno-
veških plasteh. A. vidna, ki se nahaja redkeje v karbonu, je sedaj prvič
določena v trogkofelskih usedlinah. Gyroporella, ki je dolgo veljala za
značilni triadni rod, ima sedaj v permu že več vrst kot v triadi. V rotno-
veških in javorniških plasteh ni bila najdena. Ker pa na Velebitu prihaja
več vrst v moško vi ju, je seveda malo verjetno, da se ne bi ohranila nekje
tudi v zgornjem karbonu in v najnižjem permu. Gyroporella je pogostna
v rožnatih in svetlih biokalkarenitih trogkofelske stopnje. Prve micije,
Mizzia yabei in M. cornuta, res nastopajo šele v trogkofelskih skladih.
So redke in jih zasledimo le tu in tam v svetlem detritičnem apnencu,
navadno skupaj z giroporelami. Epimastopore najdemo od javorniških
do vključno trogkofelskih plasti, toda pogostne, celo kamenotvorne so le
ponekod v zgornjih rotnoveških skladih. Druge dasikladaceje zasledimo
le sporadično. Srednjepermski novi velebitski rodovi (Velebitella, Lika-
nella, Salopekiella in Eogoniolina) niso bili najdeni nikjer.
Rodova skupine Codiaceae Eugonophyllum in Anchicodium sta ugotov-
ljena v Karavankah zagotovo samo v permu, zelo pogostna pa sta v breča-
stem trogkofelskem apnencu. Eugonophyllum magnum moremo skupaj
s problematično algo Tubiphytes obscurus šteti za najbolj pogostni mikro-
fosil trogkofelske stopnje. Te ugotovitve veljajo samo za Slovenijo. V Ve-
lebitu nahajamo Eugonophyllum in Anchicodium skupaj z giroporelami
v moskovijskih apnencih, ki po algah dobijo trogkofelski videz; fuzulinide
so v njih vse stare, še brez razvite kerioteke. Kodiaceja Neoanchicodium
catenoides je značilna za trogkofelsko stopnjo. Posebno je pogostna v
svetlih apnencih. Ortonella morikavoai, ki je bila prvič določena v istih
apnencih, bi tudi mogla biti značilna, ker v starejših plasteh ni bila
najdena, ugotovljena pa je bila tudi v rožnatem apnencu Dolžanove
soteske.
Od gimnokodiacej sem našla Permocalculus v trogkofelskem apnencu,
poznam ga pa tudi iz mejnih plasti Črne Gore; doslej v karbonskih plasteh
ni omenjen.
Od cianoficej veljajo veliki stromatoliti za »značilne« fosile zgornjih
rotnoveških plasti. V Karavankah so usedline z »velikimi ooliti« tj. stro-
matoliti, redke.
B. Mikroforaminifera
Med najdenimi malimi foraminiferami so živele Pachyphloia, Lasio-
discus in Lasiotrochus samo v permu; tudi v Karavankah ugotovljeni
rodovi Hemidiscus, Cribrostomum, Glyphostomella in Pseudobradyina so
samo iz karbona; vse ostale najdene rodove imamo v karbonu in permu.
C. Fusulinida
Ze dolgo postavljamo začetek perma sočasno s pojavom velikih krogla-
stih rodov subfamilije Schwagerininae {Schvoagerina, Pseudoschtvagerina,
Zellia, Paraschvoagerina, Robustoschvoagerina so rodovi, najdeni v Kara-
vankah). F. & G. K a h 1 e r sta detajlno raziskala te oblike v materialu
iz Karnijskih Alp in deloma iz Dolžanove soteske. Njune ugotovitve še
178
danes držijo in se popolnoma skladajo z opazovanji v Karavankah. Tu
lahko pustimo ob strani vprašanje, ali naj še vedno velja spodnja meja
sferičnih švagerin kot meja karbon/perm, ker obstajajo tudi resni razlogi,
ki postavljajo mejo više, kakor menijo npr. mnogi raziskovalci v Sovjetski
zvezi. Za sedaj naj ostanem pri razdelitvi, kot je v navadi v srednji
Evropi, kjer štejemo rotnoveške plasti v najnižji perm. Posamezne vrste,
deloma tudi rodovi, so značilni za določene stopnje spodnjega dela perma.
Tudi v Karavankah moremo slediti njihovi razdelitvi po vrstah. Manjka
edino vrsta Pseudoschwagerina alpina Kahler & Kahler, edina značilna
vrsta spodnjih rotnoveških skladov Karnijskih Alp, in zato tudi nikjer ni
bilo mogoče ugotoviti spodnjih rotnoveških plasti. Zelo dobro so karakte-
rizirane srednje rotnoveške (obmejne) plasti z nekaterimi debelofuziform-
nimi vrstami, ki jih najdemo tudi v Karavankah. Zgornje rotnoveške
plasti imajo značilen rod Zellia, po katerem sem ločila rotnoveška naj-
dišča od trogkofelskih. Za trogkofelske sklade so značilne Paraschwage-
rina, Robustoschwagerina, ponekod tudi Acervoschivagerina (Macelj, Dol-
žanova soteska) kot tudi precej razširjena Schwagerina citriformis.
Samo v permskih usedlinah so najdeni fuzulinidski rodovi: Reichelina,
Bivoaella, Darvasites, Rugosochusenella, Paratriticites, Pseudofusulina
(v Karavankah), Staffella in Nankinella. Tako v karbonu kot tudi v permu
Karavank nahajamo najpogosteje rodove Schubertella, Quasifusulina, Ru-
gosofusulina in Boultonia.
PRIMERJAVA PERMSKIH MIKROFOSILOV IZ KARAVANK
Z DRUGIMI NAJDIŠČI
Mikrofavna obmejnih plasti se zelo dobro ujema z do sedaj znanimi fo-
sili iz Jugoslavije, posebno z Velebita. V Karnijskih Alpah so bile doslej
raziskane samo Schwagerininae iz kroga rodov, ki so jih okoli 1. 1940
označevali z imenom Pseudoschwagerina. Od teh so vse 4 karavanške
oblike opisane iz Karnijskih Alp.
Mikrofosilno združbo zgornjih rotnoveških plasti zopet lahko primer-
jamo z velebitskimi. Rodovi se povečini ujemajo, posebno vodilni in naj-
bolj pogostni {Zellia, Quasifusulina, Schubertella, Epimastopora), vrste
foraminifer pa ne.
Karavanške trogkofelske vrste kažejo 12 istih fuzulinidnih vrst kot pri
Ortneku, skupnih je 9 rodov mikroforaminifer in 7 vrst alg. Ce upošte-
vamo, da dosega skupno število specifično določenih vrst alg in fuzulinid
v Ortneku število 18, vidimo, da je razlika v 4 vrstah, nekatere nedoločene
oblike (npr. Teutloporella n. sp. in Darvasites sp. A) pa so tudi enake.
Trogkofelski skladi območja Tare se ujemajo po mikroflori, v favni je le
malo vrst skupnih. Na Tari ni schwagerin, robustoschwagerin in darvasi-
tov, pač pa velike psevdofuzuline, posebno iz kroga P. vulgaris. Razvoj
trogkofelskih mikrofosilov v Alpah zunaj Jugoslavije, kolikor je obdelan,
kaže veliko podobnost (alge, Pseudoschvoagerina, Paraschivagerina). Ce
primerjamo mikrofosile karavanških trogkofelskih skladov s tistimi
v ekvivalentnih plasteh drugje v Evraziji, vidimo, da nahajamo najbolj
179
podobno mikrofavno in mikrofloro v Darvasu v kavkazo-sinijski biogeo-
grafski oblasti (Licharev & Miklukho-Maclay 1964). Moramo
pa poudariti, da Evropa v razvoju zaostaja, ker v Evropo tedaj jugo-
vzhodnoazijske fuzulinide še niso imigrirale in tu živijo še nekatere vrste
iz nižjega perma (Schubertella australis, S. sphaerica, alga Eugonophyllum).
Tem se tu in tam pridruži bogat razvoj rodu Darvasites. Prve oblike iz
širokega kroga vrste Pseudofusulina vulgaris, karakteristične za darvasko
stopnjo (Vlasov, Licharev & Miklukho-Maclay 1962), ki je ekvivalent spod-
njega dela trogkofelske stopnje, bi kazale, da imamo na Tari spodnji del
trogkofelske stopnje. Od grupe vulgaris je v Karavanke dospela le ena
mala podvrsta (P. vulgaris rugosa n. subsp.), in sicer že v zgornjih rotno-
veških plasteh. Svetli apnenci z rodom Darvasites bi naj bili po sovjetskih
avtorjih ekvivalentni spodnjemu delu trogkofelske stopnje, kar bi se
ujemalo z ugotovitvijo, da v brečastem apnencu pogosto nahajamo kose
svetlih apnencev z Darvasites, torej morajo biti starejši, četudi spominjajo
habitus in rodovi alg, ohranjenost in male foraminifere na mlajši perm.
PREGLED NAJDIŠČ
(Po podatkih A. Ramovša)
Zaradi velikega števila najdišč (111), ki so povečini precej blizu skupaj,
združujem vsa najdišča v 5 bolj ali manj zaključenih območij. Tako so
tudi omenjena pri opisih posameznih vrst, le izjemoma so nahajališča
označena s toponimi.
1.	Javorniški rovt z okolico (npr. pod Kladnikom, za Pristavo, v grapi
za Pristavo, nad potjo pod Pristavo, golica za Lenčkino hišo, pobočje pod
Bonclo, za Zimovčevo hišo itd.),
2.	Črni vrh in Jeseniški rovti (npr. kota 1148, jugozahodno od koče
na Črnem vrhu, na Pečeh, ob seniku pod žičnico),
3.	Planina pod Golico — Prihodi — Plavški rovt,
4.	med Zabreško in Doslovško planino pod Stolom,
5.	med Kranjsko goro in Hrušico,
6.	Dobrča, južno pobočje (sekundarno najdišče).
TAKSONOMSKI DEL
Foraminifera
Ordo Ammodiscida Vološinova, Dain & Reitlinger, 1959
Familia Ammodiscidae Reuss, 1862
Genus Ammodiscus Reuss, 1862
Ammodiscus? sp.
Tab. I, si. 1, 2
Prerezi rodu Ammodiscus so tako malo karakteristični, da jih lahko
zamenjamo s podobnima rodovoma Hemidiscus in Lasiodiscus, če na
površju ni ohranjen še kak skeletni del. Vendar je verjetno, da ta razšir-
180
jeni rod evolutno spiralne aglutinirane hišice nahajamo tudi v permu
Karavank.
Najdišča: Javorniški rovt (trogkofel s kosi karbonskih kamenin), za-
hodna stran Kepe (karbon-perm?).
Genus Glomospira Rzehak, 1885
Glomospira sp. div.
Tab. V, si. 14, 15
V nepravilni klobčič navita cevka z deloma aglutinirano hišico je zna-
čilna za rod Glomospira. Mali primerki so najdeni posamično v plasteh
zgornjih rotnoveških in trogkofelskih skladov.
Najdišča: Javorniški rovt, Planina pod Golico, zgornji rotnoveški in
trogkofelski skladi.
Genus Ammovertella Cushman, 1928
Ammovertella inversa (Schellwien)
Tab. IV, si. 17, 18
1898 Psammophis inversus n. sp., Schellwien, str. 266, tab. XXIII, si. 10
1966 Ammovertella inversa (Schellwien), Kochansky & Ramovš, str. 307, tab. I,
si. 4
Velikemu prolokulu premera 0,07 mm sledi drugi, cevasti prekat, ki se
naglo širi (premer 0,02 do 0,06 mm) in je tesno spiralno evolutno ovit
v treh navojih, nato pa sledi cikcakasti del, v katerem se vijuge dotikajo.
Cela hišica je do 0,8 mm dolga. Pri vseh primerkih, kaže, ni vijugasti del
tako pravilen kot na Schellwienovi sliki, saj gre za sesilni skelet.
Stene so aglutinirane, vidijo se prosojna kremenova zrna. V permskih
plasteh je vrsta nekaj večja kot originalni karbonski primerki.
Najdišča: Planina pod Golico (zgornji rotnoveški skladi); Bela peč (trog-
kofelski skladi).
Ordo Lituolida de Blainville, 1825
Familia Textulariidae Ehrenberg, 1838
Četudi so prave Textulariidae že živele v zgornjem paleozoiku, v bo-
gatem materialu Karavank Textularia s. str., za katero je značilna enojna
aglutinirana stena, ni najdena. Cummings (1956) misli, da je Schell-
wienova (1898, tab. XXIII, si. 14) Textularia cf. hradyi Moli. iz Dolžanove
soteske prava Textularia.
Genus Spiroplectammina Cushman, 1927
Spiroplectammina sp.
Tab. I, si. 5, 11
Začetni stadij hišice je spiralno navit, obsega 1 do 1,5 navoja, nakar
sledi kitast dvoredni stadij, 2- do 4-krat daljši od spiralnega. Velikost
prekatov počasi narašča. Vseh prekatov je 16 do 22. Stene so poudarjeno
aglutinirane. Razširjena je v karbonu in permu Karavank, posebno po-
gostna je v trogkofelski stopnji. Večja in širša vrsta je najdena tudi
v trogkofelskih plasteh pri Ortneku.
Najdišča: Črni vrh in Jeseniški rovti, zahodno od Črnega vrha —
zahodno od Kepe, med Kranjsko goro in Hrušico (severozahodno od Frta-
181
leža, Železnica), Planina pod Golico in Plavški rovt. Bela peč (trogkofelski
skladi), Javorniški rovt z okolico (mogoče zgornje rotnoveške plasti).
Ordo Endothyrida Brady, 1884
Familia Nodosinellidae Rhumbler, 1895
Genus Tuheritina Galloway & Harlton, 1928
Tuberitina bulhacea Galloway & Harlton
Tab. I, si. 6
1958 Tuberitina bulhacea Gailloway & Harlton, Lys & Serre, str. 892, tab. I, fig. 4
1965	Tuberitina bulhacea Galloway & Harlton, Croneis & Toomey, tab. 3, fig. 1—4
1966	Tuheritina hulhacea Galloway & Harlton, Kochansky & Ramovš, str. 306,
tab. I, si. 2—3
Sesilna hišica ima polkroglasto, sferoidno do lagenidno obliko premera
cjo 0,5 mm; raste zadružno, tako da obsega 1 do 5 »prekatov«, katerih oblika
je odvisna od podlage oziroma velikosti in bujnosti rasti. Stene so eno-
p^lastne, perforirane, na bazalni celici tenke, na celicah, ki so na njej
prirasle, pa več kot še enkrat tako debele (do 0,02 mm). Vrsta je zelo
razširjena v karbonu in permu Karavank.
Obmejne plasti: Robe pri Kranjski gori, Javorniški rovt (?).
Zgornje rotnoveške plasti: Črni vrh (?), ob poti za Zimovčevo hišo,
Javorniški rovt.
Trogkofelske plasti: 22 najdišč med Kranjsko goro in Javorniškim
rovtom.
Tuberitina sp. A.
Tab. I, si. 3—5
1966 Tuheritina sp. Kochansky & Ramovš, str. 306, tab. I, si. 1.
Polkroglaste do subsferične ali jajčaste celice imajo debelo steno, ki
je znotraj temna; srednja plast je prosojna, zunanja, najširša plast pa
grobo perforirana. Premer posameznih celic je do 0,026 mm, debelina
stene do 0,035 mm.
Trogkofelska najdišča in verjetno tudi zgornje rotnoveške plasti: 5 naj-
dišč med Kranjsko goro in Javorniškim rovtom.
Genus Nodosinella Brady, 1876
Nodosinella sp.
Tab. X, si. 7
Malo zakrivljena hišica s prekati v eni vrsti je 0,65 mm dolga, maksi-
malno 0,18 mm široka in sestoji iz 11 počasi priraščajočih kamric. Prolo-
kulum ima premer 0,065 mm, zadnji prekat je visok 0,1 mm. Ustja so na
izbočenih delih polkroglastih sept, začenjajo se enojno, nato pa so zložena
iz nekoliko tenkih por. Priročniki navajajo različno obliko ustja:
Rauzer-Cernousova & Fursenko (1959, 174) okroglo, torej enoj-
no; Loeblich & Tappan (1964, 323) tudi omenjata okroglo ustje,
toda pokažeta, da ima septum zgoraj na prelomljenem paratipu več majh-
nih odprtin. Te ugotovitve bi mogoče medsebojno uskladilo sestavljeno
ustje našega lepo ohranjenega primerka. Ustja leže v mlajših prekatih
ekscentrično in so bliže konkavni strani hišice. Stena je bela, kalcitna,
struktura ni vidna.
182
Najdišče Črni vrh in Jeseniški rovti, trogkofelski apnenec.
Genus Pachyphloia Lande, 1925
Pachyphloia sp. indet.
Tab. I, si. 10, Tab. VI, si. 15, 16
M. I. S o s n i n a (1960, 80 do 119) je dokazala, da predstavljajo različni
prerezi hišic s prekati v eni vrsti nekaj »rodov« permskih malih foramini-
fer, predvsem Pachyphloia in Geinitzina. Hišice so sploščene, tako da
kažejo v osnih prerezih različno obliko. Pachyphloia je pogostna in raz-
širjena v neošvagerinskih plasteh Jugoslavije, medtem ko v spodnjem
permu do sedaj ni z gotovostjo ugotovljena niti pri nas niti drugje
(Loeblich & Tappan, 1964, C 326). Pri Ortneku je najden le en
primerek. Prerezi v permskih zbruskih iz Karavank kažejo majhne vrste,
ki jih po tako redkih primerkih ni mogoče določiti.
Trogkofelska stopnja, 7 najdišč med Kranjsko goro in Javorniškim
rovtom.
Zgornje rotnoveške plasti: Javorniški rovt (več prerezov), ob poti nad
Zimovčevo hišo. V obmejnih plasteh in v karbonu ni najdena.
Familia Palaeotextulariidae Galloway, 1933
Palaeotextulariidae so zelo razširjene v zgornjem paleozoiku. Karakte-
rizira jih stena, ki je zgrajena iz dveh plasti: zunanja plast je granulirana,
kalcitna, z redkimi aglutiniranimi zrnci; notranja plast je fibrozna ali
prosojna, tudi kalcitna (tab. I, si. 7). Palaeotextulariidae se torej po zgradbi
stene razlikujejo od hišic družine Textulariidae z enojnimi, gosto in bolj
grobo aglutiniranimi stenami.
Genus Palaeotextularia Schubert. 1921
Palaeotextularia sp. div.
Tab. I, si. 14, 15; tab. VI, si. 13, 14
Hišica s prekati v dveh vrstah, podobna kiti, je ploščato konusne
oblike in enostavnega ustja. Dolga je do 0,8 mm. Najdemo pa tudi manjše
primerke z bolj gostimi prekati, torej obstaja verjetno več vrst. Večja
vrsta ima izrazito fibrozno notranjo plast, dočim ima manjša vrsta hialini
notranji ovoj prekatov, ki se le težko razloči od prekristaljene notranjosti
hišice. Tip s tako naglo priraščajočimi prekati, kot je Schellwienova
Textularia textulariformis Moller (= Palaeotextularia schellioieni Gallo-
way & Ryniker po Cummingsu 1956), ni ugotovljen.
Že v karbonu Karavank razširjeni rod je ugotovljen tudi v obmejnih
plasteh pri Planini pod Golico, a posebno v trogkofelskih apnencih, kjer
poznamo 8 najdišč.
Genus Deckerella Cushmann & Waters, 1928
Deckerella sp.
Tab. I, si. 8, 9
Tekstularioidna, podolgasta oblika se razlikuje od podobnih oblik po
zadnjih enotnih prekatih z dvemi ustji. Razširjena je od kasimovija Ka-
ravank do trogkofelskih plasti.
183
Genus Climacammina Brady, 1873
Climacammina elegans (Moeller)
Tab. I, si. 12, 13
1898 Bigenerina elegans Moller sp., Schellwien, str. 270, tab. XXIV, si. 1-^
Pogostna vrsta se po velikosti, obliki in razporedu prekatov ujema
s Schellwienovim opisom. Seveda vsi prerezi niso specifično določljivi,
verjetno je pa oblika ista od orenburgijskih in prek obmejnih (Planina pod
Golico), do trogkofelskih plasti (14 najdišč).
Podoben, toda manjši rod Cribrostomum, ki ima le na zadnjem pre-
katu sitasto ustje, je ugotovljen samo v karbonu, kar se ujema z navedbo
starosti po Cummingsu (1956, 234).
FamiHa Tetrataxidae Galloway, 1933
Genus Tetrataxis Ehrenberg, 1854
Do nedavnega je veljal Tetrataxis za svobodno gibljivo foraminifero,
vendar že Brady (1876, 84) piše: »Test free or adherent.« Croneis
& T o o m e y (1965, 4) uvrščata Tetrataocis med »encrusting calcareous
tubular forms«, Balahmatova & Reitlinger v Osnovy paleont.
(Rauzer-Cernousova & Fursenko 1959, 230) pišeta, da je »rakovina svo-
bodnaja, redko prikreplenaja«. V zbruskih trogkofelskih kamenin, kjer je
veliko alg, posebno cianoficej in različnih sesilnih foraminifer, so po-
samezni primerki priraščeni za podlago tudi z nekoliko konkavno bazo.
Tetrataxis sp. div.
Tab. VII, si. 1—3; Tab. VIII, si. 8, 9
Bolj konične in bolj sploščene, večje in manjše hišice nahajamo na
okoli 20 trogkofelskih najdiščih. Večinoma so hišice zajete v poševnih
prerezih in so seveda vse značilnosti s tem zabrisane. Trije prerezi so
horizontalni, tako da je vidno štirikrako ustje.
V literaturi obstaja več deset vrst, večina žal brez vrednosti, ker so
opisane po posameznih poševnih prerezih. Potrebna bi bila temeljita
revizija vseh vrst ter študija izoliranih in orientirano brušenih primerkov.
Mislim, da je skoraj nemogoče določiti vrsto po prerezu, če nimamo
idealnega osnega prereza, pa še tu nismo gotovi, če ni zajet sicer čez vrh,
veiidar poševno.
Genus Polytaxis Cushman & Waters, 1928
Polytaxis maxima (Schellwien)
Tab. VI, si. 4
1898 Tetrataxis maxinui n. sp., Schellwien, str. 274, tab. XXIV, si. 5, 6, 10.
1959 Polytaxis maxima (Schellwien), Deleau & Marie, str. 97, tab. XI, si. 4.
1966 Polytaxis maxima (Schellwien, Kochansky-Devide & Ramovš, str. 312,
tab. IV, si. 7.
Schellwien je zasledil to veliko vrsto v zgornjem karbonu Kar-
nijskih Alp. Tudi v Karavankah jo najdemo v karbonskih plasteh, medtem
ko je najdišče pri Javorniškem rovtu iz trogkofelske stopnje. V zadnjem
primeru bi bil karbonski rod Polytaxis prvič odkrit v permu, je pa zelo
184
lahko mogoče, da se nahaja v kosu karbonskega apnenca, sprijetega
s trogkofelsko brečo.
Primerek je 3,1 mm širok, okoli 1,35 mm visok, ima nesimetrično
obliko, kar večkrat vidimo pri velikem politaksisu. Na eni strani ima
okoli 12 prekatov, večjih in manjših, kar pomeni, da je bilo okoli
9 navojev, kolikor je pač prerezov večjih kamric. Stene so kalcitno gra-
nulirane in imajo karakteristično zgradbo. Naš primerek je večji od do
sedaj najdenih, kar bi namigovalo na njegovo permsko starost.
Familia Biseriamminidae Cerniševa, 1941
Genus Globivalvulina Schubert, 1921
Globivalvulina bulloides (Brady)
Tab. XII, si. 6
1965 Globivalvulina bulloides (Brady), Croneis & Toomey, tab. 2, si. 32—38
(brez opisa).
1965 Globivalvulina bulloides (Brady). Premoli Silva, str. 110, tab. 14, si. 2, 4,
5, 9, tab. 15, si. 1—5, 20 (sinon.).
1965 Globivalvulina bulloides (Brady), Pantič, str. 186, tab. VI, si. 4.
Hišica ima največji premer 0,33 mm in zelo naglo prirašča, tako da ima
le po šest subsferičnih prekatov z zažetimi suturami v polovici zavojnice,
t. j. v paramedialnem prerezu. Zadnji dve kamrici po velikosti znatno pre-
kašata ostale. Stene so fino porozne in do 0,014 mm debele. Ta vrsta, ki je
znana v karbonu in permu, je najdena v zgornjem rotnoveškem apnencu
nad Zimovčevo hišo v Javorniškem rovtu.
Globivalvulina graeca Reichel
Tab. IX, si. 6, tab. XVIII, si. 1, 2
1945 Globivalvulina graeca n. sp., Reichel, str. 550—553, si. 36, 38, tab. 19, fig.
15—17.
1960 Globivalvulina graeca Reichel, Lorlga, str. 54—55, tab. 3, fig. 7, 8, si. v
tekstu 8.
1965 Globivalvulina graeca Reichel, Pantič, str. 186, tab. 4, si. 5.
V	ekvatorialnem prerezu je merjena do 0,66 mm visoka hišica; kaže,
da so možni tudi večji primerki, ker znaša širina blizu osi v nekem
drugem prerezu 0,63 mm. Hišica ima okoli 22 prekatov, ki zmerno pri-
raščajo v velikosti. Zadnja dva para prekatov sta nekaj večja. Suture so
le malo vdolbene. Stene so debele do 0,023 mm.
Trogkofelski skladi: Javorniški rovt, Planina pod Golico med Kranjsko
goro in Hrušico.
V	kosih obmejnih plasti: Planina pod Golico.
Globivalvulina sp. div. indet.
Tab. XIII, si. 6, 7
V	trogkofelskih in rotnoveških skladih (in tudi v karbonu) ostanki
globivalvulin niso pogosti, toda najdeni so bili v okoli 25 najdiščih. Na-
hajamo tudi manjše vrste od opisanih, vendar ni dovolj dobrih prerezov
za natančnejšo določitev. Največ očitno različnih vrst je v enem izmed
najdišč v okolici Planine pod Golico (P 179).
185
Familia Endothyridae Brady, 1884
Genus Endothyra Phillips, 1846
Endothyra sp.
Tab. XIV, si. 6, 8
Evolutna hišica ima prvi zavoj za 90" drugače usmerjen kot ostale.
Vseh zavojev je 3,5. Medialna širina hišice je 0,56 mm, širina zadnjega
navoja pa 0,23 mm. Verjetno pripada isti vrsti tudi medialni prerez, velik
0,7 mm v premeru, z razmeroma debelo steno (do 0,023 mm), v kateri se
vidi poroznost.
Zgornji rotnoveški skladi: Planina pod Golico, Javorniški rovt.
Subfamilia Bradyininae Reitlinger, 1950
Genus Plectogyra Zeller, 1950
Plectogyra sp.
Tab. XIV, si. 4, 5, 9, 10
Hišica je nautiloidna s tipično menjavo smeri navijanja. Medialna
širina je 0,3 do 0,62 mm, dolžina, tj. debelina zadnjega navoja, je merjena
le na dveh primerkih in znaša 0,15 do 0,19 mm. Hišica ima največ 4,5 na-
vojev. V zadnjem navoju je 7 ali 8 prekatov, poslednji je navadno večji
od rednega prirastka. Suture so vdolbene, septa ravna. Prolokulum ima
premer 0,023 do 0,024 mm. Stene so mikrogranulirane, poroznost ni vidna.
Od sekundarnih odlag na steni je le v zadnjem prekatu viden po en
zobasti prerez.
Loeblich & Tappan (1964, C 343) štejeta rod Plectogyra za si-
nonim .starejšega rodu Endothyra. Sovjetski avtorji, ki so največ raz-
iskovali številne Endothyridae, pa ločijo celo subfamilijo Plectogyrinae.
Ker so naši primerki v celi zavoj niči plektogiroidno naviti, bo bolje, da
jih označimo z ožjim rodovnim imenom.
Slike in opisi Schellwienove vrste Endothyra cf. parva Moli. (1898, 263,
tab. 23, si. 5, 6) se ujemajo z najdenimi primerki. On omenja isto vrsto iz
javorniških plasti in iz Dolžanove soteske. Podoba je, da nahajamo isto
vrsto plektogire kot v permu tudi v karbonu. Zal nam manjka obsežna
literatura za Endothyridae.
Obmejne plasti (Planina pod Golico), zgornji rotnoveški skladi? Črni
vrh in Jeseniški rovti.
Trogkofelski skladi (12 najdišč).
Subfamilia Bradyininae Reitlinger, 1950
Genus Bradyina Moeller, 1878
Bradyina sp.
Tab. XIV, si. 7
Od maloštevilnih rodov sf. Bradyininae nahajamo v karbonu Karavank
rodove Bradyina, Glyphostomella in Pseudohradyina, ki so ponekod precej
pogostni, medtem ko najdemo v permu le ostanke rodu Bradyina. Samo
dva primerka v najdiščih med Kranjsko goro in Hrušico bi naj bila pri-
marna, zdrobljeni kosi v trogkofelski breči so pa verjetno karbonski.
Prerezi so neorientirani in le po debelini porozne stene sklepamo na
rod Bradyina.
186
Familia Archaediscidae Cushman, 1928
Neodiscus ? sp.
Tab. VII, si. 5
Nepravilno subsferična hišica je zgrajena iz 6 navojev v sigmoidnem
zaporedju. Stene so rjavo črne, popolnoma neprosojne, le mestoma imajo
plast drobnih belih zrnc; stene imajo torej deloma aglutinirano prevleko
čez glavno imperforatno kalcitno maso. Ta masa je v zunanjem navoju
zelo debela, posebno na polih. Hišica je dolga in široka 0,58 mm, embrio-
nalni prekat meri 0,08 mm v premeru, lumen zadnjega navoja je 0,05 mm
visok.
Rod Neodiscus A. M. Maclay, 1953 je iz zgornjega perma Kavkaza.
Generično je primerek določila, sicer s pridržkom, dr. E. A. R e i t -
1 i n g e r (Geol. inst. A. N., Moskva), za kar ji najlepša hvala.
Familia Lasiodiscidae Reitlinger, 1956
Genus Lasiodiscus Reichel, 1945
Lasiodiscus tenuis Reichel
Tab. XVI, si. 7, 8
1945 Lasiodiscus tenuis n. sp., Reichel, str. 530, si. 3, tab. XIX, fig. 3.
1954 Lasiodiscus tenuis Reichel, K. V. Miklukho-Maclay, str. 15, tab. 1, si. 3.
1965 Lasiodiscus tenuis Reichel, Premoli Silva, str. 117, si. 1 g.
Hišica je diskoidna, spiralno evolutno navita. Premer znaša 0,32 do
0,46 mm. Sploščeni prolokul (0,015 X 0,023 mm) je, kot kaže, pomaknjen
na zgornjo stran, medtem ko prvi navoji potekajo še pod njim. Ima 12
navojev, ki se širijo (višajo) navzven, tako da je prerez zadnjega 0,03 X 0,05
milimetra. Pri zunanjem robu, oziroma na eni strani spire, je po en
prerez nepravilnega navoja, podobno kot pri rodu Hemidiscus. Na tej
strani je do 0,04 mm debela plast navpično fibrozne prosojne mase. Na
spodnji strani so med posameznimi navoji bele ostre izbokline, ki v pre-
rezih kažejo k osi konvergirajoče zobce. Reichel navaja za ta del
skeleta, da gre za pomožne prekate, M. M a c 1 a y govori o kratkih ce-
vastih nastavkih, Premoli Silva pa omenja, da so adventivni prekati
pomanjkljivo razviti.
Trogkofelski apnenec: Javorniški rovt, med Kranjsko goro in Hrušico.
Lasiodiscus minor Reichel
Tab. XVII, si. 5, 6
1945 Lasiodiscus minor n. sp., Reichel, str. 530, si. v tekstu 4, 6.
1945 Lasiodiscus minor Reichel, K. V. Miklukho-Maclay, str. 14, tab. I, si. 1.
Spiralno diskoidna majhna hišica premera okoli 0,3 mm je na zgornjem
površju granulirana. Granula so, gledana od zgoraj, subkvadratična in
široka kot posamezni navoji. Cevke spodnje strani so zelo kratke.
Najdišča: Med Kranjsko goro in Hrušico; pod vrhom Kepe — na za-
hodni strani (4 primerki), trogkofelski skladi.
Genus Lasiotrochus Reichel, 1945
Lasiotrochus tatoiensis Reichel
Tab. XVI, si. 6
1945 Lasiotrochus tatoiensis n. sp., Reichel, str. 531, si. 11, tab. 19, fig. 5.
187
Hišice tega redkega rodu so zelo značilne oblike. Naš primerek se
ujema s holotipom vrste v velikosti (širina 0,42 mm), številu navojev in
drugih značilnostih. Razlikuje pa se po tem, da ima začetni prekat premer
0,047 mm, medtem ko Reichel omenja premer 0,01 mm, kar bo menda,
sodeč po sliki, pomota. Sekundarni prekati pri karavanškem primerku
niso dobro ohranjeni. Zadnji navoj je odvit in na koncu deloma prosto
stoječ, kar je značilnost, ki je Reichel ne omenja.
L. hajnehajensis Pantič je bolj polkrožnega prereza, ker so navoji
v začetku v eni ravnini.
Lasiotrochus je opisan po najdbah v okolici Aten in v južni Črni gori
iz zgornjega perma ter iz spodnjega perma v Azerbajdžanu. Zal dela
o azijskih najdbah nimam.
Najdišče: Trogkofelski apnenec s Paraschivagerina stachei. Javorniški
rovt.
Ordo Fusulinida Fursenko, 1958
Superfamilia Fusulinacea Moeller, 1878
Familia Ozawainellidae Thompson & Foster, 1937
Subfamilia Ozawainellinae Thompson & Foster, 1937
Genus Reichelina Erk, 1941
Reichelina slovenica Kochansky-Devide
Tab. II, si. 1—12
1966 Reichelina slovenica n. sp., Kochansky, str. 42, tab. I, si. 1 do 9.
Originalnemu opisu vrste iz rožnatih trogkofelskih apnencev v naj-
dišču 108 (pod koto 1015, severozahodno od Frtaleža pri Srednjem vrhu
nad Martuljkom) je treba dodati le to, da se ista vrsta, toda redko, nahaja
tudi v najdiščih sivega trogkofelskega apnenca ali biokalcirudita v 2 naj-
diščih v Javorniškem rovtu, Presušnikov graben v višini 900 m med
Hrušico in Dovjem in na Pečeh pri Jeseniških rovtih. Povsod jo sprem-
ljajo rod Darvasites in številne alge.
Reichelina sp.
Tab. II, si. 14—15
V istem najdišču pri Frtaležu, kjer je tipična R. slovenica, nahajamo
tudi večje primerke brez razvitega dela. Prav zato, ker so večji (0,48 X 0,86
milimetra), se pojavlja vprašanje, ali ne gre morda za drugo vrsto. Oblika
je odebeljeno lečasta s 4,5 navoja; notranji navoji so nautiloidni, zunanji
lentikularni.
Familia Fusulinidae Moeller, 1878
Subfamilia Fusulininae Moeller, 1878
Genus Quasifusulina Chen, 1934
Quasifusulina tenuissima (Schellwien)
Tab. II, si. 16—19. tab. III, si. 1—2
1898 Fusulina tenuissima n. sp., Schellwien, str. 255, tab. XIX, si. 7—9.
1912 Fusulina tenuissima —, Schellwien & Staff, tab. XIX—XX, si. 3.
? 1965 Quasifusulina tenuissima (Schellwien), Kanmera & Mikami, str. 281,
tab. 44, si. 1—5 (sinon.).
188
Schellwienova vrsta iz trogkofelskega apnenca v Dolžanovi soteski in
iz apnencev s Schwagerina princeps iz Karnijskih Alp je navzlic obsež-
nemu opisu slabo znana, ker nimamo slik popolnih primerkov. Foto-
grafija iz leta 1912 vendarle kaže nekatere značilnosti in zato ni treba
dvomiti, da gre v Karavankah za isto vrsto. Novi primerki pa pričajo,
da je razlika med vrsto Q. tenuissima in skupino Q. longissima manjša, kot
so v začetku mislili.
Cilindrična hišica je okoli 10 mm dolga; noben opazovani primerek,
ki gotovo pripada tej vrsti, ne presega znatneje te dolžine. Razen tega
imamo iz perma Karavank še nekaj neorientiranih večjih primerkov, ki
so mogoče mikrosferični. Širina 10 mm dolgih primerkov je 1,9 do 2,4 mm.
Os je večinoma neravna. Hišica ima 6 do 7 navojev, ki so ozko naviti in
kažejo zelo počasen prirastek. Višina posameznih navojev od 1. do 7. na-
voja znaša: 0,05, 0,12, 0,14, 0,16, 0,17, 0,18 in 0,21 mm. Kot eno glavnih
značilnosti vrste omenjajo sploščenost polov. Po novih ugotovitvah sta
pola pravilno zaokrožena, izjemoma tudi koničasta. Schellwienov primerek
je očitno nekoliko poškodovan na polu.
Veliki prolokul je nepravilen, navadno nekoliko razvlečen v dolžino;
pogosto je tudi zelo sploščen v medialni smeri (npr. 0,78 X 0,22 mm) in
to zadeva tudi končno obliko hišice, ki je pri takih hišicah sploščeno
cilindrična. Isti pojav opažamo tudi pri rodu Polydiexodina. Zato tudi
nastopa pri enako dolgih primerkih tako velika razlika v njih širini. Ve-
likost prolokula nekaterih primerkov je takale: 0,44 X 0,32, 0,41 X 0,28,
0,57 X 0,25, 0,54 X 0,47 mm. Stena začetnega prekata je vidno perforirana.
Septa so tenka, pravilno nagubana. Ponekod kažejo kunikule. Aksialni
izpolnitvi segata od prvega do predzadnjega navoja. Navadno sta omejeni
bolj na osno regijo, le redko sta tako široki kot pri Schellwienovi sliki
iz leta 1912. Tunel in homi so zakrneli.
Stena je tenka in finejše porozna kot prolokul, raste pa zelo malo
v debelino, tako da dosega v predzadnjem ali zadnjem navoju največ
0,026 do 0,034 mm.
Od karavanške karbonske podvrste Q. longissima ultima Kanniera se
razlikuje predvsem po bolj enostavni cilindrični obliki, medtem ko je
karbonska podvrsta elegantnejša; v osnovi je sicer tudi cilindrična, vendar
medialno neznatno stisnjena, pola pa sta zaobljeno koničasta. Večji pri-
merki po velikosti presegajo vrsto Q. tenuissima in tudi stena karbonske
podvrste je lahko debelejša. Aksialni izpolnitvi sta pri karbonski pod-
vrsti manjši in bolj porozni.
Q. longissima (Moeller) s str, je manjša, ima manj navojev, ki so bolj
ozko naviti.
Q. tenuissima Kanmera & Mikami (1965) ima enaki aksialni izpolnitvi
kot vrsta Q. cayeuxi, zato sta jo avtorja tudi pritegnila v sinonimijo. Naša
vrsta se ne ujema z japonskimi primerki, toda glede na obsežno naj-
novejšo obdelavo je navedena v sinonimiji.
Zgornje rotnoveške plasti: Planina pod Golico, Javorniški rovt —
pogosta, Robe — Kranjska gora. Posamezni primerki rodu Quasifusulina
so tudi v 12 drugih permskih najdiščih, toda so preredki, da bi jih lahko
specifično določili.
189
Quasifusulina sp. (juv.)
Tab. III, si. 3, 4
Primerki s 2,5 do 4,5 navoja so verjetno mladi individui, ki še niso
dosegli tako podolgaste oblike kot odrastli. Ker so iz trogkofelskih (med
Kranjsko goro in Hrušico) in zgornjih rotnoveških skladov (Javorniški
rovt), lahko pripadajo vrsti Q. tenuissima (Schellwien).
Familia Schubertellidae Skinner, 1931
Subfamilia Schubertellinae Skinner, 1931
Genus Schubertella Staff & Wedekind, 1910
Schubertella australis Thompson & Miller
Tab. III, si. 5—15
1965	Schubertella australis Thompson & Miller, Ramovš & Kochansky. str. 8,
tab. II, si. 1—9.
1966	Schubertella australis Thompson & Miller, 1949; Kahler F. & G., I, str. 202
(sinon.).
Zelo majhna, pogostna, variabilna vrsta ima subsferične, ovoidne, de-
belo nautiloidne ali kratko fuziformne hišice, dolge 0,17 do 0,38 mm,
široke 0,14 do 0,32 mm, z razmerjem dolžina: širina je 0,9 do 1,4. Mikro-
sferični primerki s prolokulom 0,032 do 0,046 mm imajo po 3 navoje,
makrosferični primerki pa samo 1,5 do 2 navoja, ker ima začetni prekat
premer 0,05 do 0,11 mm. Os je skoraj vedno premaknjena, seveda bolj
močno ali celo dvakrat pri mikrosferičnih primerkih. Nekateri primerki
imajo udrta pola. Homi, tunel in septa so večinoma slabo opazni.
Opisana vrsta je navzoča v vseh rotnoveških in trogkofelskih ob-
močjih Jugoslavije, posebno pogostna je pri Ortneku in v obmejnih plasteh
na Velebitu. V Karavankah je zabeležena v kosih obmejnih in zgornjih
rotnoveških plasti in v 11 najdiščih trogkofelskih breč in apnencev.
Schubertella kingi Dunbar & Skinner
Tab. III, si. 16—18
1965	Schubertella kingi Dunbar & Skinner, Skinner & Wilde, str. 25, tab. 27,
si. 4—11.
1966	Schubertella kingi Dunbar & Skinner, 1937, Kahler F. & G., I, str. 205
(sinon.).
Fuziformna hišica je blizu 1 mm dolga, 0,35 do 0,44 mm široka, ima
večinoma 4,5 navoja, ki hitro priraščajo, posebno v polih. Juvenarij (1,5
navoja) je nautiloiden in ima premaknjeno os. Tenka septa so skoraj
ravna. Homi in tunel so v zunanjih navojih pravilno razviti.
Ta spodnjepermska vrsta je zelo razširjena v Ameriki, na Japonskem
in kot varieteta tudi v Sovjetski zvezi. Precej pogostna je v obmejnih
plasteh Velebita. V Karavankah je ugotovljena v najdiščih: Robe pri
Kranjski gori v obmejnih plasteh, kot tudi Planina pod Golico in med
Kranjsko goro in Hrušico v trogkofelskih skladih.
Schubertella ex gr. paramelonica Sulejmanov
Tab. IV, si. 1—5
1949 Schubertella paramelonica Sulejmanov, str. 31, tab. I, si. 5.
190
1965	Schubertella ex gr. paramelonica Sulejmanov, Ramovš & Kochansky,
str. 327, tab. II, si. 10—14.
Značilnosti in dimenzije najdenih primerkov so navedene v tabeli, ki
kaže veliko podobnost elipsoidnih »vrst« simplex Lange (zelo pomanj-
kljivo prvič opisane) in S. melonica Dunb. & Skinn. (ki pri prvem opisu
ni primerjana s podobno S.simplex in S. paramelonica)] razlike med na-
šimi primerki in omenjenima vrstama so zelo majhne. Ce upoštevamo še
opisane varietete, vidimo, da obstajajo različni prehodi in kombinacije
med tako imenovanimi specifičnimi lastnostmi: v velikosti, razmerju dol-
žine in širine, hitrosti oz. enakomernosti prirastka, velikosti prolokula in
debelini spiroteke.
F. & G. Kahler (1966, str. 207) uvrščata vrsto S. paramelonica in
njeno podvrsto minor v sinonimijo vrste S. melonica. Po mojem mnenju bi
morali pritegniti sem tudi vrsto S*. simplex. Ime v naslovu dajem zaradi
iste oblike v ortneških trogkofelskih plasteh, kjer nahajamo isto varia-
bilno obliko, označeno kot S. ex gr. paramelonica, ker je, ozko vzeto,
najbolj podobna podvrsti S. paramelonica minor, je pa večja od nje.
7 najdišč med Kranjsko goro in Javorniškim rovtom. Trogkofelski
skladi, apnenec z rodom Darvasites, redkeje v brečastem apnencu.
Schubertella sp. A.
Tab. III, si. 20
Majhna subsferična hišica (0,37 X 0,30 mm, L/D = 1,2, 4 navoji, prolo-
kulum 0,05 mm) je prevelika za subsferično vrsto S. australis, ki je po-
gosta, ima pa tudi preveč navojev. Mogoče gre za varieteto iz kroga S. me-
lonica. Zelo je pa podobna srednjekarbonski vrsti 5". obscura Lee & Chen.
Javorniški rovt.
Schubertella sp. B
Tab. III, si. 21
Kratko fuziformna majhna hišica z zelo poudarjenima poloma. Me-
ritve: 0,47 X 0,24 mm, L/D = 1,9; 2,5 navoja. Nekaj podobnosti kaže z vr-
sto S. pseudogiraudi Sheng, vendar je bolj enostavna. Med Kranjsko goro
in Hrušico.
Schubertella sp. C
Tab. III, si. 22, 23
Zelo majhna subsferična vrsta z gigantskim začetnim prekatom, ki ima
premer 0,10 do 0,11 mm. Razviti sta močni homi. Ima samo 2 navoja.
Stene so debele do 0,02 mm. Trogkofelski apnenec: Črni vrh, med Kranj-
sko goro in Hrušico.
Genus Neofusulinella Deprat, 1912
Neofusulinella cf. giraudi Deprat
Tab. III, si. 19
1966	Neofusulinella giraudi Deprat, 1915, Kahler F. & G., str.226 (siinon.).
Najdeni aksialni prerez se dobro ujema z vrsto v naslovu, posebno
z Depratovimi slikami, le da je naš primerek veliko manjši: 0,64 X 0,40
milimetra, L/D ^ 1,6; 4,5 navoja, prolokulum 0,025, močni homi. Javor-
niški rovt.
191
Meritve, oblike in prirastek liišic vrst Schubertella ex. gr. melonica — simplex po primerkih in podatkih iz literature.
Abmessungen, Formen und Zuwachs der Gehause der Arten Schubertella ex gr. melonica — simplex, nach dem Exemplaren
und den Literaturangaben.
Tabela I	Tabelle 1
Genus Fusiella Lee & Chen, 1930
Fusiella schubertellinoides Sulejmanov	j
Tab. IV, si. 6
1949 Fusiella schubertellinoides n. sp., Sulejmanov, str. 40, tab. I, si. 17.
Podolgaste fuziformna hišica (1,33 X 0,34 mm) s 3,5 navoja ima veliko
razmerje med dolžino in širino: 3,9. Prvi navoj je sferičen, drugi kratko
ovoiden, naslednji pa že zelo raztegnjeno fuziformen. Septa so le malo
nagubana. Homi sta nizki, polkrožni v prerezu. Stena je maksimalno de-
bela 0,023 mm, sestoji iz tektuma, dosti debelega notranjega in tenkega
zunanjega tektorija.
Vrsta je znana od švagerinskega do sterlitamakskega horizonta Baškir-
skega Priuralja. V rožnatem trogkofelskem apnencu pri Frtaležu nad
Martuljkom je najden en primerek.
Subfamilia Boultoniinae Skinner & Wilde, 1954
Genus Boultonia Lee, 1927
Boultonia willsi Lee
Tab. IV, si. 7—16
1906 Fusulina carnica Gortani (partim, teste Renz & Reichel 1945, str. 269);
Gortani, str. 11, tab. I, si. 14.
1966 Boultonia willsi Lee, 1927, Kahler F. & G., str. 229 (sinon.).
Vitko fuziformna hišica koničastih polov je okoli 1 mm dolga, izje-
moma do 1,3 mm, 0,2 do 0,35 mm široka, ima 2 diskoidna navoja v juve-
nariju in 2 do 3 fuziformne zunanje navoje. Prolokul meri 0,025 do 0,035
milimetra, tunel je pravilen, homi kar dobro razviti, septa posebno tenka
in drobno nagubana, močneje v polih. Spiroteka je debela do 0,008 mm,
pod tektumom je dosti svetlejši tektorij.
Čeprav je rod Boultonia razširjen od Azije do Alp in tudi v Ameriki,
ga vendar ne najdemo v vseh spodnjepermskih, čeprav natančno raz-
iskanih najdiščih. Za nas je zanimivo, da je že dolgo znan iz Karnijskih
Alp (Trogkofel), Velebita in Grčije. Podoba je, da gre v vseh omenjenih
področjih za isto vrsto, to je B. voillsi, toda ponekod s tendenco prehoda
v progresivnejši rod Minojapanella z gosteje nagubanimi septi. Zanimivo
je, da v trogkofelskih skladih pri Ortneku ni bila najdena, pa tudi v Ka-
ravankah se nahaja večinoma v kosih zgornjih rotnoveških plasti: Javor-
niški rovt. Planina pod Golico in med Kranjsko goro in Hrušico. Na
zadnjem področju se nahaja tudi v trogkofelskih plasteh.
Familia Schwagerinidae Dunbar & Henbest, 1930
Genus Biwaella Morikawa & Isomi, 1960
Rod Biioaella Morikawa & Isomi, 1960 je ozko soroden z rodom Oketaella
Thompson, 1951. Bivoaella je večja, bolj podolgovata in ima znatno manjši
prolokul. Imela naj bi tudi endotiroidni juvenarij. Po mojih ugotovitvah
nimajo vsi primerki naših treh najdišč {europaea iz Črne gore, inopinata
z Velebita in cf. europaea iz Karavank) premaknjene osi v juvenariju.
Tudi Skinner & Wilde, 1965a, omenjata pri svoji vrsti B. omiensis
»first whorl commonly askew to the outer volutions« (str. 97) in pri
194
B. americana (str. 99) »first volution often coiled askew to the outer
whorls«. Vsi kriteriji se torej stopnjujejo, kar dela težave pri razloče-
vanju rodov. Nejasnost v diferenciran ju vidimo posebno po tem, da eden
od avtorjev rodu Biwaella (Morikawa & Kobayashi, 1960) na drugem
mestu opisuje dve vrsti rodu Oketaella z nekaterimi primerki, ki imajo
pomaknjene osi juvenarija in majhen prolokul. Zato mislim, da bi tudi
vrsti Oketaella takahashii Morikawa & Kobayashi in O. shiroishiensis Mo-
rik. & Kobay. morali prišteti k rodu Biivaella. Genus Oketaella je treba
vzeti ozko, v Thompsonovem smislu, z res velikim prolokulom, majhno
in kratko fuziformno hišico, ali pa rod Bivoaella kot novejše ime opustiti.
Biivaella cf. europaea Kochansky & Milanovič
Tab. V, si. 1—5
1962 Biwaella europaea, n. sp., Kochansky-Devide & Milanovič, str. 206, tab. I,
si. 7—12.
Vrsta iz Karavank je subcilindrična z oblo priostrenima poloma. Me-
ritve: 2,5 X 0,9 mm; L/D = 2,4 do 2,9; do 5,5 navoja. Prolukul enega pri-
merka meri 0,067 X 0,080 mm. Septa so le v polih malo nagubana, zelo na
široko postavljena in z globokimi suturami. V zunanjih navojih je le 10
do 12 sept. Tunel je dobro viden, homi precej veliki. Spiroteka kaže v zu-
nanjih navojih fino, izrazito keriotekalno zgradbo, njena največja debelina
je pri posamezih primerkih 0,036 do 0,053 mm.
Bivaella europaea Kochansky-Devide & Milanovič je zelo podobna
opisani vrsti, verjetno celo ista, le homi ima slabši od karavanške, kar
je lahko fenotipska značilnost. B. inopinata (Kochansky-Devide) je bolj
cilindrična in bolj podolgovata (L/D = 3,25 do 3,37). Genoholotip B.
omiensis Morikawa & Isomi je ožja (L/D = do 4,2) in ima gosteje naviti
juvenarij. B. americana Skinner & Wilde je zelo variabilna, kot so vse
vrste tega rodu, in se odlikuje po hitrem prirastku zunanjih navojev,
česar B. europaea nima.
Najdišča: Javorniški rovt. Planina pod Golico, severozahodno od Frtaleža
pri Martuljku. Trogkofelski apnenci z rodom Darvasites.
Genus Darvasites A. M.-Maclay, 1959
Darvasites citrus Ramovš & Kochansky
Tab. V, si. 6
1965 Darvasites citrus n. sp., Ramovš & Kochansky-Devide, str. 10, 11, 72—73,
tab. III, si. 1—10.
Elipsoidna hišica s koničasto izbočenima poloma se precej ujema z ort-
neško vrsto, le v Karavankah je manj razširjena. Meritve: 2,45 X 1,05 mm,
L/D = 2,3; 4,5 navoja, prolokul 0,13 X 0,15 mm, največja debelina spiro-
teke 0,08 mm. Kerioteka je precej groba, homi štirioglatih prerezov sta
močni, tunel neraven. Septa so precej tanjša od spiroteke, malo nagubana,
in to v debelih gubah. Edini orientirani prerez je precej bolj podolgovat
od tipičnih prerezov z Ortneka, ima večji začetni prekat in temu ustrezno
manj navojev. V drugih značilnostih se ujema.
Najdišče: Med Kranjsko goro in Hrušico, trogkofelski apnenec.
195
Darvasites contractus (Schellwien)
Tab. V, si. 9—11
1939 Triticites contractus (Scheillwien & Dyhrenfurth, 1909; Ldcharew, str. 36,
tab. I, si. 25, 26.
1949 Triticites contractus (Schellwien & Dyhrenfurth), A. D. M.-Maclay, str. 67,
tab. II, si. 7.
1965 Darvasites ex gr. contractus (Schellwien), Ramovš & Kochansky, str. 13,
tab. IV, si. 1 (sinon.).
Pravilna podolgasto elipsoidna hišica je 3 do 4 mm dolga, 1,38 do
1,64 mm široka, (L/D = 2,2 do 2,4) ter ima 7 do 8,5 ozko in enakomerno
navitih navojev. Tenka septa so pravilno, vendar malo in nizko nagubana.
Tunel je pravilen in širok, homi močni, prisotni do predzadnje polovice
zavoja. Prolokul je nepravilen; merjeni prolokuli nihajo v dimenzijah:
0,11X0,10; 0,14X0,16; 0,13; 0,12 mm. Spiroteka je tenka in zelo
počasi prirašča v debelino do 0,060 mm.
Ze Schellwien je našel (1909, 160—162) v ukovski breči fuzuli-
nido, ki jo je z vprašajem prištel vrsti Fusulina contracta. Pri originalnem
primerku je L/D 2,1; primerek iz Darvasa (Maclay 1949) ima L/D 2,5;
naši primerki torej niso izjemno podolgovati.
Najbolj pogostna je ta vrsta v najdišču Javorniški rovt, od koder so
slike prerezov, medtem ko v drugih treh najdiščih v Karavankah ni bila
z gotovostjo določena, ker nismo uspeli orientirano zbrusiti redkih dar-
vasitov.
Darvasites aff. fornicatus (Kanmera)
Tab. V, si. 7, 8
1958 Triticites fornicatus n. sp. Kanmera, str, 171—173, tab. 24, si. 9—17.
1965 Darvasites aff. fornicatus (Kanmera), Ramovš & Kochansky, str, 13,
tab, III, si, 11—13,
Primerki se ujemajo z dosedanjimi opisi, posebno z opisom primerkov
iz Ortneka, kjer pa so malo bolj podolgovati od japonskih. Način pri-
raščanja, značilnosti spiroteke, sept, hom in tunela so enake, V Karavan-
kah dobimo tudi manjše primerke (1,84 X 1,1 mm, L/D = 1,7; 6 navojev,
prolokul 0,04 mm) od ortneških in japonskih,
Trogkofelski apnenec v Javorniškem rovtu in v okolici Črnega vrha.
Darvasites sp. A
Tab. V, si. 12, 13
Veliki Darvasites podolgasto elipsoidne hišice (6,6 do 7,2 X 2,55 do
3 mm; L/D = ca. 2,5, 7 navojev, začetni prekat 0,25 mm). Septa so tenka,
precej močno nagubana, toda le proti poloma; tunel pravilen, homi sta
močni v notranjih navojih, slabi v zunanjih dveh navojih. Spiroteka se
postopoma odebeli do 0,1 mm.
Izjemno velika vrsta; največja vrsta darvasitov je do sedaj D. daroni
A. M.-Maclay (ki je genoholotypus) z dolžino do 6 mm, ni pa tako po-
dolgovata, kot je karavanška oblika, in ima močnejši homi.
Trogkofelski apnenec na Pečeh pri Jeseniških rovtih. Zgornji rotnoveški
apnenec: nad Zimovčevo hišo.
196
Darvasites ? sp.
Tab. XI, si. 7
Majhna hišica z veliko sfero, močnimi homami in s precej močno na-
gubanimi septami. Ima tri navoje, dolžina 2,25 mm, širina 1,02 mm.
Trogkofelski apnenec, severozahodno od Frtaleža pri Martuljku.
Genus Paratriticites Kochansky-Devide, 1969
Rod subfamilije Schwagerininae, s srednje velikimi, podolgastimi fuzi-
formnimi hišicami. V medialnem delu so septa slabo nagubana, v polih
nekoliko bolj, toda s kunikuli v zunanjih navojih. Septa so grobo porozna.
Prolokul je srednje velik. Tunel se zelo širi navzven. Chomata so vedno
prisotna, le v zadnjih dveh navojih so večkrat zelo majhna ali pomanj-
kljiva. Spiroteka je precej debela, z dobro razvito kerioteko (notranjo in
zunanjo) finih alveol.
Genoholotypus: Paratriticites jesenicensis Kochansky-Devide.
Starost: Perm, trogkofelska stopnja.
Predstavniki rodu zelo spominjajo na napredni Triticites, in sicer po
gubanju sept, obliki hišice, razvojnem tipu hom, večjem prolokulu in po
zgradbi spiroteke. Mogli bi jih primerjati z bolj podolgovatimi vrstami
podroda Rauserites Rozovskaja, 1950, ali s primitivnimi oblikami rodu
Schwagerina ameriških avtorjev, toda po razvoju prvih kunikul se novi
rod razlikuje od omenjenih. Verjetno se je Paratriticites razvil iz roda
Triticites.
Paratriticites kaže določene podobnosti s podrodom Parafusulina
{Eoparafusulina) Coogan, 1960, emend. Skinner & Wilde, 1965. Čeprav je
mogoče, da gre pri podrodu Eoparafusulina za dva različna pojma, ker
Coogan in Skinner & Wilde ne obravnavajo istega subgenoholotipa in ob-
stajata po mnenju F. Kahlerja (sporočeno v pismu), strogo vzeto, dva
taksona (Eoparafusulina sensu Coogan in Eoparafusulina sensu Skinner &
Wilde), ki sta si vendarle toliko podobna, da ju lahko primerjamo samo
z obsežnejšim opisom Skinner & Wildea (1965b, str. 75). Eoparafusulina ima
drugačno obliko hišice (od subcilindrične do subglobularne). Prolokul je
manjši (navadno manj od 0,15 mm v premeru, a nikoli ne presega 0,25 mm).
Septa so zelo nagubana od pola do pola, tako da tvorijo sekundarne pre-
kate v vsakem primarnem prekatu. Homi sta slabše razviti, vedno sta na
prolokulu, vendar so home ali psevdohome na vseh navojih, razen na
drugem in tretjem zunanjem.
Subgenus Triticites (Leptotriticites) Skinner & Wilde (1965a) iz wolf-
campa Amerike se razlikuje po zelo tenki spiroteki, močnejših homah,
ozkem tunelu in močno nagubanih septih brez kunikul.
Praeparafusulina Toumanskaya ima kunikule v vseh navojih. Večja je,
bolj podolgovata, ima močno nagubana septa in psevdohomi samo v no-
tranjih navojih.
Paratriticites jesenicensis Kochansky-Devide
Tab. VI, si. 1—7; tab. VIII, si. 1—3
1969 Paratriticites jesenicensis, Kochansky-Devide, str. 298, si. 1.
197
Meritve primerkov vrste Paratriticites jesenicensis Kochansky-Devide.
Abmessungen der Exemplare der Art Paratriticites jesenicensis Kochansky-Devide.
Hišica je dolga okoli 9 mm, nazveč tudi čez 10 mm; med preiskanim
materialom je tudi veliko manjših in nedoraslih primerkov. Širina hišice
je okoli 2,4 mm. redko do 2,6 mm, kar da razmerje med dolžino in
širino 3,7 do 4,1. Oblika je podolgovato fuziformna z naglim priraščanjem
na polih. Hišica ima 5,5 do 6, izjemoma 6,5 navoja. Prolokul je srednje
velik. Dimenzije zelo variirajo: od 0,13 do 0,32 mm pri 27 merjenih pri-
merkih, največ jih ima premer embrionalnega prekata okoli 0,23 mm.
Zanimiva so septa, ki so tenka, perforirana z razmeroma velikimi
porami kakor pri triticitih, so kratka in niso gosta, posebno ne v zunanjih
navojih. Od 1. do 6. navoja je naslednje število sept: 7—11, 11—13, 11—17,
16—20, 17—22, 19—21. V medialnem delu so septa malo nagubana. Tudi
na straneh imajo večinoma nizke pentlje, pletivo v polih je sorazmerno
ledko, tako da dajo triticitni videz, medtem pa v zunanjih navojih tvorijo
kunikule.
Tunel je kar dobro razvit, navzven se močno širi; majhni polkrožni
homi prihajata do predzadnjega navoja, v zadnjem pa sta navadno
psevdohomi. Spiroteka je precej debela, posebno v zadnjih treh navojih
(okoli 0,10 do 0,13 mm); poznamo pa tudi odrastle primerke in najdišča,
kjer spiroteke ne presegajo 0,38 mm. Kerioteka je dobro vidna, tudi
zunanja, je pa finejša kot pri visoko evoluiranih triticitih.
Vrsta je variabilna. Omenila sem že tanjšo spiroteko. Primerki
z večjim številom navojev (6) so pogostnejši v rdečem trogkofelskem
apnencu, niso pa veliki, kar je morda tudi v zvezi s skrilavost j o kamenine,
saj so večinoma stisnjeni; verjetno je bilo tudi okolje manj prikladno, ker
je v rdečem apnencu veliko majhnih primerkov z 1 do 2 zavojema.
Ker se pri teh primerkih, ki so najverjetneje iz iste populacije, nahajajo
vsi prolokuli od maksimalnega do minimalnega, verjetno ne gre za
dimorfizem, temveč je to variabilnost v isti generaciji.
Od znanih vrst je med Schellwienovimi opisani vrsti najbolj podobna
Fusulina regularis, je pa manj podolgovata (L/D = 2,8). Homi nista ome-
njeni, medtem ko sta pri karavanških primerkih dobro razviti.
Najdišči: 650 m vzhodno od Zabreške planine pod Stolom. Razen tega
je še v Presušnikovem grabnu v viš. 900 m (med Dovjem in Hrušico) in
v Javorniškem rovtu. Perm, trogkofelski sivi apnenec. Pojavlja se tudi
v mesnato rdečem apnencu.
Genus Pseudofusulina Dunbar & Skinner, 1931
Pseudofusulina rakoveci Ramovš & Kochansky, 1965
Tab. IX, si. 3—5
1965 Pseudofusulina rakoveci n. sp., Ramovš & Kochansky-Devide, str. 15,
tab. V, si. 1—5.
Hišica je 12,5 do 10,6 mm dolga, 3,8 do 3 mm široka, razmerje med
dolžino in širino je 3,3: 3,5. Je subcilindrična; koničasta pola in neznatna
zoženost v sredini dajejo hišici eleganten videz. Taki so zunanji trije
navoji, medtem ko so notranji (2,5) fuziformni z zelo ostro poudarjenimi
poli. Septa so globoko cikcakasto in gosto nagubana. Gosto so nagubana
in debela v notranjih navojih, v zunanjih so tanjša. Frenoteke so ugotov-
ljene le pri enem manjšem primerku. Tunel je zelo nepravilen, toda ohra-
199
njen v vseh navojih, homi pa le v prvih dveh. Prolokul meri 0,27 oz.
0,30 mm v premeru in je nekoliko nepravilen. Spiroteka z gosto kerio-
tekalno zgradbo prirašča naglo in dosega do 0,13 mm.
Vrsta, opisana prvič v Ortneku, je ugotovljena v trogkofelskih skladih
v najdišču pod Spodnjimi počivalami, in sicer v apnencu s sideritom, in
v brečastem apnencu Javorniškega rovta. Mogoče se pojavlja še kje
drugod, posebno pri Javorniškem rovtu, toda po neorientiranih prerezih
je ni mogoče zanesljivo določiti. Novi veliki primerki nekoliko razširjajo
variacijsko amplitudo glede na prej ugotovljene podatke.
Pseudofusulina fusiformis (Schellwien) em. Igo
Tab. X, si. 1—3
1909 Fusulina vulgaris var. fusiformis Schellwien mskr., Schellwien & Diihren-
furth, str. 165, tab. 15, si. 1—4.
1933 Leeina vulgaris var. fusiformis (Schellwien), str. 406. (Non vidi, teste
Thompson 1948, str. 52).
1948 Pseudofusulina fusiformis (Schellwien & Dyhrenfurth), Thompson, tab. 12,
si. 3.
1959 Pseudofusulina fusiformis (Schellwien) emend.. Igo, str. 246, tab. 3, si. 5.
1962 Pseudofusulina fusiformis (Schellwien em. Igo), Kochansky & Milanovič,
str. 213, tab. 5, si. 3—4.
1965 Pseudofusulina fusiformis (Schellwien & Dyhrenfurth), 1909, Kalmykova,
str. 122, tab. III, si. 1—4.
Fuziformna hišica je okoli 10 mm dolga, 4 do 5 mm široka, ima enako-
merno navite zavojnice z okoli 6 navojev. Septa so številna, gosto na-
gubana. Prostor tunela je poškodovan, homi prihajata samo v notranjih
navojih, frenoteka vedno obstaja, prolokul pa ni ohranjen.
Za vrsto je posebno značilna debela spiroteka, ki ima v zunanjih dveh
navojih kerioteko razdeljeno na dve plasti z vmesno prosojno plastjo.
Ta značilnost, o kateri je razpravljal Igo (1956), je do sedaj znana le še
pri vrsti duplithecata Igo, ki pa je bolj podolgovata in cilindrična, večja
in ima bolj globoko nagubana septa. Drobnozrnati kalcit, ki tvori prosojno
plast, je enak tistemu, ki je izpolnil votline, iz katerih je pri fosilizaciji
izginilo telo živali; zato je mogoče, da je kalcit dospel istočasno v medplast
kerioteke, ki naj bi bila poprej izpolnjena z organskim materialom. Ce pa
predpostavimo, da je ta plast nastala šele pri fosilizaciji, tako da se je
spiroteka mestoma razklala paralelno s tektumom, moramo dojeti zgradbo
take kerioteke kot značilno, ker je ta pojav opažen pri istih vrstah na
Japonskem in v Jugoslaviji; omenjeni vrsti sta torej vsebovali bolj krhko
cono v kerioteki, česar pri drugih fuzulinidah ne poznamo.
Starost najdišča iz Črne gore primerjajo s spodnjim trogkofelskim
apnencem. V Karavankah nahajamo vrsto v trogkofelskem brečastem
apnencu v Javorniškem rovtu.
Pseudofusulina cf. duplithecata Igo
Tab.X, si. 4
1959 Pseudofusulina duplithecata Igo, n. sp.. Igo, str. 297, tab. XVIII, si. 1—10,
tab. XIX, si. 1—3, 6.
200
Velika hišica je cilindrično elipsoidna, okoli 10 mm dolga in 4,1 mm
široka, L/D ima 2,4. Prirastek je zelo enakomeren, že notranji navoji so
podolgasti, tako da v polih navoji niso veliko širši kot v medialnem delu.
Hišica ima približno 7 navojev. Septa so gosto in globoko nagubana, freno-
teke so zelo dobro razvite. Najbolj poudarjena značilnost je debela spiro-
teka z zelo finimi alveolami v kerioteki, sorazmerno debelim tektumom
in ponekod z malo svetlejšimi conami, vzporednimi s površjem. Izrazita
dvojnost kerioteke, kot je pri vrsti P. fusiformis, tu ni izoblikovana.
Debelina spiroteke od 2. navoja naprej je: 0,05, 0,077, 0,11, 0,19, 0,20 in
0,13 mm.
Ohranjen je le en tangencialni prerez, toda ravno v značilnih lastnostih
se le-ta razlikuje od podobne P. fusiformis.
Trogkofelski apnenec, pobočje pod Bonclo pri Javorniškem rovtu.
Pseudofusulina vulgaris rugosa n. subsp.
Tab. XI, si. 1—5, 9
Diagnosis: Majhna Pseudofusulina iz grupe velike vrste P. vulgaris
z malo navoji, zelo velikim prolokulom in drobno rugoznimi stenami.
Holotypus: Aksialni prerez v zbrusku J 114, tab. XI, si. 1.
Starost: Perm, zgornje rotnoveške plasti. Detritični, ponekod krinoidni
apnenec z Quasifusulina tenuissima, Boultonia, Rug oso fusulina in Pseudo-
schvoagerina.
Locus typicus: Hribček zahodno od Pristave v Javorniškem rovtu.
Razen tega jo najdemo še okoli 300 m zahodno od domačije Kokošič
v Plavškem rovtu in v Robeh pri Kranjski gori.
Majhna, kratko vretenasta hišica je precej variabilna v razmerju
dolžine in širine: pri holotipu 2,13, pri drugih primerkih do 1,52. Hišica
je 2,7 do 3,5 mm dolga, 1,4 do 1,8 mm široka. Prirastek je nagel, število
navojev je za rod Pseudofusulina zelo majhno: 2 do 3,5. Začetni prekat
je ogromen in meri v premeru 0,25 do 0,45 mm. Septa so tenka, zelo
globoko in nepravilno cikcakasto nagubana. Redko vidimo kak ostanek
tunela in psevdohom, frenoteke niso zanesljivo ugotovljene, male aksialne
izpolnitve zasledimo le izjemoma.
Stena je tenka, v medialnem delu debelejša kot proti poloma. Kerio-
teka je dobro vidna in je enostavna. Stene so precej pravilno zakrivljene,
rugozen je le tektum, in sicer zelo drobno, tako da v aksialnem prerezu
prihajajo 2 do 4 alveole na en »zobček«. Debelina sten je: 1. navoj 0,02
do 0,025, 2. navoj 0,04 do 0,057, 3. navoj 0,04 do 0,08 mm.
Med znanimi oblikami je opisana podvrsta najbližja variabilnim
oblikam iz skupine P. vulgaris. Od tipične podvrste in drugih podvrst se
ssp. rugosa razlikuje po rugozni spiroteki in po zelo majhni rasti z malo
navoji. Enaka je velikost prolokula (ki se pri naši drobni podvrsti zdi
večji), osnovna oblika, način gubanja sept, zakrnelost tunela in hom.
P. vulgaris nana A. M.-Maclay ima manjši prolokul in dobro razvite
frenoteke. V velikosti se obe precej ujemata. P. vulgaris globosa (Schell-
wien) in P. v. megaspherica Toriyama sta večji, bolj široki in z več navoji.
P. globosa (Deprat) in posebno P. globosa exilis Toriyama sta zelo po-
dobni in verjetno tudi sorodni s skupino vulgaris. P. globosa exilis je
201
večja, ima več navojev, tanjša septa in še ostanke tunela. Nogami
(1961) misli, da je to mogoče sinonim z vrstama P. vulgaris in P. vulgaris
glohosa. P. firma Shamova ima več navojev, manjši prolokul in močneje
nagubana septa. Pri nobeni od omenjenih oblik ni navedena rugoznost
tektuma, v rodu Rug oso fusulina pa ni niti ene podobne vrste po obliki,
gubanju sept, pa tudi ne po tako velikem začetnem prekatu.
Paraschivagerina stachei Kahler & Kahler — gigantosferična genera-
cija iz Gogaua v Karnijskih Alpah kaže podobnost v obliki, prirastku,
številu navojev, velikem embrionalnem prekatu in močni naguban osti
sept. Razlikuje pa se po tem, da je večja, začetni prekat je večji in septa
še močneje nagubana. Avtorja ne omenjata rugoznosti.
Pseudofusulina vulgaris horiguchii Morikavva, 1955 je od vseh podvrst
oz. variant vrste vulgaris najbolj podobna karavanški podvrsti po velikosti
hišice in prolokula, ima pa manj nagubana septa, rudimente hom in je
menda brez rugoznosti.
Pseudofusulina aff. vulgaris rug osa n. subsp.
Tab. XI, si. 6
1966 Pseudofusulina sp. Kochansky & Ramovš, str. 311, tab. IV, si. 3.
Manjša, bolj ovalna hišica z izvlečenima poloma, 4 navoji,
2,34 X 1,30 mm velika, z močno nagubanimi septi, brez tunela in hom,
ima tudi rugozni tektum na tenki (do 0,045 mm) spiroteki. Verjetno je
to podvrsta vrste P. vulgaris, sorodna podvrsti rugosa, je pa redka, dru-
gačne oblike in prirastka. En primerek je bil najden skupno s presedimen-
tiranimi karbonskimi fuzulinidami in je opisan skupno s karbonskimi
mikrofosili.
Zanimivo je, da najdemo v Timanu v spodnjem permu paralelni razvoj
vrste P. sphaerica s podobno formo timanica Grozdilova & Lebedeva, ki
ima pri bolj elipsoidni obliki posebno globoko nagubana septa.
Najdišče: vzhodseverovzhodno od Mojstrane (109); peščenjak z rodom
Nankinella in s presedimentiranimi triticiti. Verjetno perm.
Pseudofusulina sp. A
Tab. X, si. 6
Velika, široko subcilindrična vrsta (11 X 3,3 mm); 5,5 navoja, spiroteka
debela do 0,14 mm in tenka, močno nagubana septa precej spominjajo na
vrsto P. multiseptata (Schellwien), znano iz trogkofelskih plasti Grabna
pri Ortneku. Črni vrh in Jeseniški rovti.
Pseudofusulina sp. B
Tab.X, si. 5
Majhna hišica je podolgasto fuziformna, 6,5 mm dolga, 2,1 mm široka,
L/D je 3,1, število navojev 6,5, prolokulum meri 0,3 mm. Prvi navoji so
precej tesno naviti, zadnja dva priraščata veliko hitreje. Septa so globoko
nagubana, razen v medialnem delu. Vidne so slabe frenoteke, homi sta
nizki in slabi, tunel se naglo širi. Spiroteka se naglo odebeljuje in končno
doseže 0,11 mm. Skromni aksialni izpolnitvi sta v 2. do 3. navoju.
202
Pseudofusulina sp. B. se približuje krogu vrste P. fusiformis (Schell-
wien), je pa veliko manjša in ima bolje ohranjeni homi. Severozahodno
od Frtaleža pri Martuljku, trogkofelski skladi.
Genus Rugosochusenella Skinner & Wilde, 1965 (b)
Rugosochusenella ? sp. A
Tab. XI, si. 8
Hišica te redke vrste je podolgovato fuziformna, ohranjeni pol je pri-
sekan. Dolga je (rekonstruirano) 6,8, široka 2,14 mm, L/D je 3,17. Ima
7 navojev, ki so na začetku ozko naviti, zadnja dva pa sta znatno širša.
Prolokul ima premer 0,125 mm. Septa so nepravilno nagubana, pri zu-
nanjih navojih samo v polih. Tunel in homi so ohranjeni v notranjih
4 navojih. Spiroteka je v začetku tenka, v zadnjih 3 navojih se naglo
odebeli do 0,10 mm. Posebno močno nagubana spiroteka in tudi sekun-
darno nagubani tektum sta najbolj očitna značilnost te vrste. Po tem,
po zunanji obliki in po ozko navitem juvenariju bi obliko lahko prišteli
rodu Rugosochusenella, s katerim je najbližja; septa pa so že v juvenariju
nagubana.
Podobne vrste so Schellvoienia anderssoni Lee (non Schellwien) s slab-
šim gubanjem spiroteke; Fusulina mansuyi Deprat z drugačnim juvena-
rijem in bolj kratka F. dussaulti Deprat (= Rugosochusenella).
Apnenec z darvasiti, Javorniški rovt.
Rugosochusenella ? sp. B
Tab. IX, si. 1, 2
Cilindrična hišica s koničastima poloma, neznatno stisnjena v sredi,
z močno nagubanimi septi, kunikuli v zunanjem navoju, z aksialnimi
izpolnitvami in zelo rugozno spiroteko močno spominja na vrsto Rugo-
sofusulina cf. cervicalis (Lee), najdeno v obmejnih plasteh Velebita in južne
Črne gore. Tudi velikost (6 X 2,5 mm; 6 navojev) se ujema.
Vrsto R. cervicalis je Lee opisal kot Schellwienia (1927). Pozneje se
omenja kot Dunbarinella (Toriyama 1954), Pseudofusulina (Morikawa
1956) in Rug oso fusulina (Kochansky-Devide 1956, 1959), kar kaže, da se
najdeni primerki niso v celoti ujemali z nobenim od omenjenih rodov.
Primerke iz Črne gore in z Velebita lahko sedaj prištejemo novejšemu
rodu Rugosochusenella] ker pa v Karavankah ni najden noben prerez
z ohranjenim juvenarijem, ni mogoče zagotovo potrditi identičnosti.
Obmejne plasti: Vzhodnoseverovzhodno od Mojstrane in na južnem po-
bočju Dobrče (sek.). Trogkofelske plasti: Javorniški rovt.
Genus Rug oso fusulina Rauzer-Cernousova, 1937
Rugosofusulina sp. div. indet.
V številnih trogkofelskih nahajališčih najdemo posamezne ostanke fu-
zulinid z rugoznim tektumom, torej drugačno rugoznost j o, kot jo imata
vrsti, ki jih prištevam rodu Rugosochusenella. Verjetno gre za različne
Rugosofusulinae.
Genus Pseudoschwagerina Dunbar & Skinner, 1936
Pseudoschivagerina cf. extensa Kahler & Kahler
Tab. XII, si. 5
203
1959 Pseudoschvoagerina extensa Kahler & Kahler, Kochansky-Devide, str. 30,
tab. VI, si. 9—11 (sinon.).
Debelo fuziformna hišica je čez 9 mm dolga in okoli 5 mm široka,
ohranjeni so le 4 navoji, brez juvenarija, toda značilna oblika te, za
obmejne plasti vodilne vrste, zadostuje za približno določitev.
Robe pri Kranjski gori; obmejne plasti.
Pseudoschvoagerina cf. turbida Kahler & Kahler
Tab. XII, si. 1—3
1937 Pseudoschwagerina turbida n. sp., Kahler & Kahler, str. 16, tab. I, si. 5—6.
Jajčasta hišica je 7,8 mm dolga in 6,3 mm široka. Cilindričnemu juve-
nariju sledi 5 odraslih navojev. Porozna septa so nagubana v polih.
Zunanja dva navoja dosegata debelino spiroteke do 0,14 mm. V predzad-
njem, najmočnejšem navoju se spiroteka zobča proti notranji strani in
tvori nekaj kratkih, na distalnem koncu temnih transverzalnih orimen-
tarnih sept. Tu se kaže zanimiva tendenca razvoja v smeri, ki se je ustalila
šele pri naeošvagerinidah.
Robe pri Kranjski gori in Nad Logom pri Kranjski gori, severno od
kote 802; obmejne plasti.
Pseudoschvoagerina cf. confinii Kahler & Kahler
Tab. XII, si. 4
1937 Pseudoschvoagerina confinii n. sp., Kahler & Kahler, str. 15, tab. I, si. 3—4.
1959 Pseudoschvoagerina cf. confinii Kahler & Kahler, Kochansky-Devide, str. 33,
tab. VII, si. 3.
Po velikosti, razmerju dolžine in širine, številu odraslih navojev, gu-
banju sept in debelini spiroteke se najdeni primerek ujema s tipičnim,
le prolokul (čez 0,21 mm) je večji in mu ustreza manjše število navojev
juvenarija (2).
Robe pri Kranjski gori; obmejne plasti,
Genus Schvoagerina Moeller, 1877 (sensu Rauzer, 1937)
Schvoagerina carniolica (Kahler & Kahler)
Tab. XIII, si. 1, 2, 5; (3, 4)?
1965 Pseudoschvoagerina (= Schvoagerina s. Rauzer) carniolica Kahler & Kahler,
Ramovš & Kochansky-Devide, str. 21, tab. VII, sl. 3, 3 a; tab. VIII, si. 1
(sinon.).
Subsferična hišica z neznatno poudarjenima poloma ima širino 6 do
7 mm, dolžino pa le malo večjo. Zelo ozko naviti cilindrični juvenarij,
drobno nagubana septa, tenka spiroteka notranjih in srednjih navojev in
debela stena (0,15 do 0,20 mm) zunanjih dveh navojev so značilnosti te
razširjene in ponekod pogostne vrste. Številni so primerki v obmejnih pla-
steh v najdišču Robe pri Kranjski gori. Prisotna je tudi v drugih najdi-
ščih mejnih plasti: Dobrča, Robe in nad Logom pri Kranjski gori —
severno od kote 802. V trogkofelskih brečah je ugotovljena v najdiščih
Javorniški rovt, Črni vrh in med Kranjsko goro in Hrušico. Določitev
v najdiščih Planine pod Golico, nad potjo pod Pristavo pri Javorniškem
rovtu in ob seniku pod žičnico nad Črnim vrhom ni zanesljiva.
204
Schwagerina cf. citriformis (Kahler & Kahler)
Tab. XIV, si. 2
1941 Pseudoschu-agerina citriformis n. sp., Kahler & Kahler, str. 90, tab. X,
si. 5, 6.
Podolgasto elipsoidni navoji ob poudarjenih polih, gosto navit juve-
narij in dimenzije, enako široki odrasli navoji in polarna nagubanost sept
sovpadajo z vrsto v naslovu. Vrsta S. citriformis je zelo razširjena v Slo-
veniji. Med Kranjsko goro in Hrušico, trogkofelski skladi.
Schtoagerina sp. indet.
Tab. XIV, si. 3
Malo poševni centrirani prerez (6,1 X 5,9 mm, L/D je 1,03) s 6,5 navoja
kaže lepo ohranjen juvenarij s 3,5 navoja in začetni prekat, ki ima v pre-
meru samo 0,067 mm. Prvi 1,5 navoj je sferičen, drugi je fuziformen,
potem sledi 1,5-cilindričen, naslednji je elipsoiden, nakar slede sferični
navoji do kraja. Predzadnji je nekaj širši od zadnjega. Septa juvenarija
so malo valovita v polih, a v odraslem stadiju so v polih rahlo nagubana.
Homi sta pomanjkljivi, razen v juvenariju. Spiroteka postopoma raste
do 0,10 mm.
Najdeni primerek je najbližji redki vrsti S. lata (Kahler & Kahler),
le prolokul je pri karavanškem primerku še manjši in septa so manj
nagubana.
Trogkofelski brečasti apnenec: Pod Kladnikom v Javorniškem rovtu.
Genus Zellia Kahler & Kahler, 1937
Zellia mira (Kahler & Kahler)
Tab. XV, si. 2—4
1937 Pseudoschvoagerina (Zellia) heritschi mira n. subsp. Kahler & Kahler,
str. 33, tab. III, si. 7, 8.
Mikrosferična hišica je kroglasta, široka 3,9 do 4,4 mm; edini orienti-
rani primerek je pri širini 3,9 mm dolg 3,8 mm. Juvenarij obsega 2,5 do
3 navoje, ki so kratko elipsoidni. Šele 5. navoj je sferičen z malo utisnje-
nima poloma, enako tudi zadnji navoj, medtem ko sta pola notranjih
navojev zaokrožena. Prolokul ima v premeru 0,17 mm. Septa so zakriv-
ljena, v polih neznatno valovita. V njih so velike pore. Število sept je
v 3. navoju 16, v 4. navoju 14 do 16, v 5. navoju 15 do 19, v 6. pa 22 do 23.
Homi sta dobro razviti v juvenariju; majhni sta, toda kontinuirani, le
v zadnji polovici zavojnice ju ni. Spiroteka je močna, posebno v zadnjih
dveh navojih se odebeljuje do 0,13 mm.
Najbolj verjetno pripada ta mikrosferični primerek vrsti Zellia mira
(Kahler & Kahler). Obstajajo nekatere razlike od generacije A. Glede
na večjo progresivnost generacije A lahko razumemo pri njej pomanjklji-
vost hom, ki so pri generaciji B ohranjene. Tudi pri obliki A prihaja
hitreje sferični stadij, pričakovali bi pa večje dimenzije pri mikrosferični
generaciji, te pa so približno enake; treba je poudariti, da je vrsta redka
in število znanih primerkov v Karnijskih Alpah in Karavankah majhno.
Za primerjavo prihajajo še v poštev sferične vrste Z. amedaei ((Deprat)
z večjim prolokulom, rahlejšim juvenarijem, tanjšimi stenami in brez
205
hom; Z. colanii (K. & K.), ki je le bolj podolgovata, ima večji prolokul
in drobno nagubana septa v polih; Z. galathea (Ciry) se ujema po velikosti
prolokula, debelini spiroteke, homih in po obliki, medtem ko je pri
naši obliki juvenarij bolj gost, nato pa sledi veliko hitrejši prirastek;
naša vrsta je tudi precej manjša, septa so pa še manj nagubana.
Najdišča: Nad Zimovčevo hišo in zahodno od Pristave v Javorniškem
rovtu. Zgornje rotnoveške plasti.
Zellia sp. indet.
Subsferična hišica, 5 X 4,5 mm velika, z debelimi stenami, velikimi
porami v septah, ki so le malo nagubana v polih. Od drugih v;'st istega
rodu jo razlikuje neznatna koničasta poudarjenost polov. Planina pod
Golico. Kosi v trogkofelski breči.
Genus Paraschivagerina Dunbar & Skinner, 1936
Paraschivagerina cf. stachei Kahler & Kahler
Tab. XVII, sl. 2—4
1938 Paraschumgerina stachei, n. sp., Kahler & Kahler, str. 109, 114, tab. v tek-
stu, sl. 6.
Hišica je dolga okoli 10 mm, verjetno še nekaj več, široka do 6,5 mm,
jajčasto vretenaste oblike z izvlečenima poloma. Le na najširšem pri-
merku lahko preštejemo navoje, ki jih je 7. Juvenarij ima 3 navoje, je
zelo ozko navit, 4. navoj je prehoden, 5. je že najširši, 6. malo ožji, 7. pa
je že geronten. Septa so že od 1. navoja dalje globoka, pa vendar ne-
pravilno nagubana. Septa so zelo gosta; v 5. navoju jih je 36, v 6. navoju
47, v 7. navoju pa 50. Septalne pore so drobne. Homi in tunel so vidni
le v prvih dveh navojih. Spiroteka je tenka; do vključno 5. navoja se zelo
malo odebeli (do 0,09 mm); v zadnjem ali predzadnjem navoju, razen
pri končnih, ostarelih prekatih, vidimo zelo debelo steno (do 0,22 mm).
Prolokul meri v premeru 0,1 mm.
Brečasti in svetli kristalasti apnenci trogkofelske stopnje: Javorniški
rovt — 4 najdišča.
Genus Robustoschivagerina A. M.-Maclay, 1959
Robustoschvoagerina schellivieni (Hanzawa)
Tab. XIV, sl. 1; tab. XVI, sl. 1—5
1965 Robustoschvoagerina schellivieni Hanzawa, Ramovš & Kochansky, str. 23,
tab. VIII, sl. 2.
1965 Pseudoschivagerina (Robustoschvoagerina) schellivieni Hanzawa, Kanmera
& Mikami, str. 284, tab. 46, sl. 2—5 (sinon.).
Hišica odraslih primerkov je 7,5 do 10 mm dolga, 8 do 11 mm široka,
subsferična, z nekoliko večjo širino kot dolžino, tako da je L/D od 0,84
do blizu 1, največkrat 0,90 do 0,94. Pola sta malo utisnjena. Gosto naviti
fuziformni juvenarij obsega 2, največkrat pa 3 do 3,5 navoja. Navijanje
skokoma prehaja v odrasli stadij in sta 4. ali 5. navoj najširša. Število
odraslih navojev je 4 do 4,5, a skupno število 5,5 do 8. Najmanjši pro-
lokul meri 0,18 mm v premeru, dva merita 0,24 mm, dva pa 0,37 ram.
Radiusni vektor (1/2 D) posameznih navojev največjega primerka je:
206
0,2; 0,38; 0,65; 1,9; 3,0; 4,0; 4,7. Septa so zakrivljena, ponekod malo
nagubana na spodnji strani, le v juvenariju in v prehodnih prekatih
k efebičnemu stadiju so nagubana gosto in globoko. Septa so zelo tenka,
septalne pore pa zelo redke. Tunel in homi so dobro razviti v juvenariju,
v odraslem delu se tu in tam vidi ostanek home. Debelina spiroteke je
zelo različna v posameznih navojih. Sorazmerno debela je stena prolokula:
0,03 do 0,045 mm pri najmanjših in do 0,058 mm pri večjih začetnih
prekatih. Debelina spiroteke pri primerku s 3 navoji juvenarija je: 0,02,
0,036, 0,065, 0,048, 0,090, 0,103, 0,18 mm.
Od vrste R. tumida (Licharev) s. str., ki ji je A. M. - M a c 1 a y tabe-
larno pokazal značilnosti, se opisana vrsta loči po manj utisnjenih polih,
nekoliko bolj nagubanih septih, po bolj počasnem prirastku v širino, tako
da v rasti bolj pozno dosega sferični stadij kot R. tumida.
Najdišča: Javorniški rovt (nad potjo pod Pristavo), okolica Črnega
vrha in Jeseniški rovt pod Spodnjimi Počivalami — ob novi cesti in
zahodno pobočje Črnega vrha — okoli 400 m zahodno od vrha. Trog-
kofelski skladi.
Rohustoschwagerina aff. tumida (Licharev)
Tab. XV, si. 1
1939 Pseudoschwagerina tumida Licharev, Licharev, str. 4, tab. IV, si. 1, 2.
Med vrstami različnih najdišč se karavanški primerki še najbolj uje-
majo s tipom, zato je v sinonimiji naveden samo originalni opis.
Zelo velika hišica je subsferična, bolj široka kot dolga, z utisnjenima
poloma. Dolga je 8 do 12, široka 9,5 do 13 mm, L/D je 0,84 do 0,92. Ima
5 navojev, samo 1 je juvenarijski. Prolokul meri 0,62 X 0,65 mm, ima
0,061 mm debelo teko. Prvi navoj je kratko fuziformen, drugi že sub-
sferičen. Prirastek je posebno hiter in radius vektor (1/2 D) je 0,53, 1,9,
3,5, 5,1, 6,5 mm. Septa so zakrivljena in nagubana le v 1. navoju. Homi
sta popolnoma reducirani. Spiroteka je zelo tenka: 0,04, 0,019, 0,028,
0,066 mm.
Po velikosti, tenki steni in velikem prolokulu se naša vrsta razlikuje
od tipičnih primerkov. Pri karavanških primerkih so te značilnosti po-
udarjene in kažejo na njihovo višjo filogenetsko stopnjo. Velebitski pri-
merki iz zgornjih rotnoveških plasti so manjši in imajo debelejše spiroteke.
Najdišči: Javorniški rovt nad potjo pod Pristavo in na grebenu severo-
zahodno od kote 1105 m. V trogkofelskih plasteh; skupaj z njo sta R.
schellwieni (tab. XVI, si. 2) in Paraschvoagerina stachei.
Rohustoschvoagerina ? sp. indet.
Tab. XVII, si. 1
Subsferična velika hišica (12 X 11 mm, L/D = ca. 1,1) s 7 navoji, od
teh 3 juvenarijski in z zelo majhnim prolokulom, velikim 0,14 mm, je
bolj podolgovata, ima distalno nagubana septa in posebno hiter prirastek.
Radius vektor je 0,13, 0,23, 0,42, 1,3, 3,1, 4,6, 5,3 mm. Mogoče je tudi to
vrsta R. schelltoieni, ima pa bolj podolgovato obliko in manjši začetni
prekat.
Pred Kladnikom v Javorniškem rovtu; trogkofelski skladi.
207
Superfamilia Verbeekinacea Staff & Wedekind, 1910
(nomen transi. Kahler & Kahler, 1966)
Familia Staffellidae A. M.-Maclay, 1949
Genus Staffella Ozawa, 1925
Staffella sp,
Tab, VIII, sl, 4—7
Male stafele s 3,5 do 4,5 navoja, ki so vsi nautiloidni s poudarjenimi
umbiliki, imajo komaj vidni pseudohomi. Obči videz nakazuje zelo pri-
mitivno vrsto, ki močno spominja na rod Pseudoendothyra. Stene so tako
kristalaste, da se ne more ugotoviti, ali obstaja diaphanotheca ali ne.
Nahaja se v detritičnem trogkofelskem svetlem apnencu z rodom Darvasites
in z vrsto Reichelina slovenica, posebno v najdiščih severozahodno od
Frtaleža pri Martuljku in med Zabreško in Dostoviško planino pod Stolom,
Nankinella sp.
Tab, VI, sl, 8—12
V	svetlih apnencih z rodom Darvasites nahajamo posamezne prereze
hišic tega rodu, ki so večinoma zelo prekristaljene. Najdene nankinele
imajo malo navojev (do 6), širino 1,3 do 1,7 mm, dolžino 0,5 do 0,88 mm,
slabe umbilike in sorazmerno debele stene (do 0,038 mm). Podoben tip
poznamo iz neošvagerinskih plasti Črne gore in Velebita in ga primerjajo
z vrsto N. voaageni (Schwager) po O z a w i (1925).
Najdišča trogkofelskih skladov: Severozahodno od Frtaleža pri Mar-
tuljku in Javorniški rovt.
Ordo Miliolida d'Orbigny, 1839
Famiha Fischerinidae Millett, 1898
Genus Apterinella Cushman & Waters, 1928
Apterinella sp, div,
Tab, XVIII, sl. 3—6, 9, 10
V	grebenskih in subrifnih tvorbah so zelo pogostni ostanki nepravilne
sesilne foraminifere, ki s stranjo drugega, cevastega prekata leži na
podlagi, navadno na ostankih organizmov. Po zelo kratki spirali okoli
prvega prekata je cev nepravilno zvita. Pogosto rastejo cevke ena čez
drugo, tako da vidimo v prerezu več plasti sploščenih cevk. Prerez cevke
je visok 0,12 do 0,48 mm. Površje je bodičasto papilozno; seveda papile
niso vedno dobro ohranjene, ampak le tam, kjer so bodice močnejše (sl. 10),
Stene so porcelansko kalcitne in so v prerezu videti črne. Ameriška
karbonska vrsta A. grahamensis (Harlton) se ujema z večino naših v ve-
likosti, Ena vrsta med našimi ima večje in bolj razmaknjene bodice (0,04 do
0,09 milimetra),
Rotnoveški in trogkofelski skladi, posebno v okolici Planine pod Golico
in Javorniškega rovta,
Genus Hedraites Henbest, 1963
Hedraites sp,
Tab. XVIII, sl. 7, 8
Hedraites ima podobno zgradbo kot Apterinella, le da je na površju
cevke skulpturiran kot satovje. Cev malo prirašča v širino, tako da so
208
prerezi cevi v dimenzijah podobni. Stena je bela, diagenetsko spremenjena,
kar je pogost pojav pri omenjenem rodu (Henbest, 1963, 21). Razdalja
med izboklinami površja je 0,025 do 0,04 mm. Primerek je najden v trog-
kofelskem apnencu Javorniškega rovta.
Genus Hemigordius
Hemigordius aff. longus Grozdilova
Tab. VII, sl. 6
Debelo diskoidna hišica z zaokroženim robom in malo stisnjena v polih
je 0,28 mm dolga in 0,87 mm široka. Prvih 5 navojev je klobčastih, 4 so
planispiralno naviti. Stena je kalcitna, enake barve (belo prosojna) kot
kalcitna žila, ki jo deloma križa. Prolokul je 0,065 mm dolg, jajčaste
oblike, najširši lumen navoja je visok 0,06 mm. Po obliki se vrsta ujema
z vrsto Grozdilove, vendar je naša hišica precej večja.
Za določitev se zahvaljujem dr. E. S. Reitlinger (Geol. inst. A. N.,
Moskva).
Apnene alge
Cyanophyta
Genus Girvanella Nicholson & Etheridge, 1880
Med »vrstami« in »varietetami« rodu Girvanella, ki jih je že čez 40,
se niti ena popolnoma ne ujema z najdenimi 3 do 4 oblikami. Vse to
kaže, da je postavljanje vrst pri oblikah, kjer ne moremo izmeriti drugega
kot variabilni premer in debeline sten cevastega skeleta, že vnaprej
zgrešeno delo. Verjamem, da vrste variirajo glede na podlago in druge
ekološke pogoje, ki so odločilni za bujnost, tj. velikost. Nekatere vrste
imajo cevke, ki se vejajo in cepijo; tu bi naj bil odločilen kot, pod
katerim se sekundarna vejica odcepi oz. kot vršne dihotomije. Podobno
vejanje in cepljenje vidimo pri cevkah nekaterih vrst kodiaceje Ortho-
nella, ki se po dimenzijah ujemajo z mnogimi girvanelami.
Girvanella cf. kordeae Giiveng
Tab. XIX, sl. 5
1965 Girvanella kordei n. sp., Giiven?, str. 254, tab. A 1, sl. 2, 3, 5, 6, tab. A 12,
sl. 1—4.
Premer cevk je 0,05 do 0,025 mm; sekundarne cevke so seveda ožje?
razvejane so pod kotom od 50® do 85®. Podobna je zgornjekarbonski in
spodnjepermski vrsti G. kordeae iz Turčije (premer 0,028 mm, kot 45® do
90"). Orthonella moscovica Maslov in O. myrae Racz se tudi težko raz-
likujeta.
Trogkofelski apnenec enega najdišča v Javorniškem rovtu.
Girvanella sp. A
Tab. XIX, sl. 1
Različno zakrivljene cevke, nakopičene v gomolje, kažejo dve velikosti
cevk brez prehodov (s premerom okoli 0,023 mm in druge s premerom okoli
0,010 mm). Med seboj sta oba tipa popolnoma pomešana in ni izključeno,
da gre za dve vrsti.
Trogkofelski apnenec: 4 najdišča med Kranjsko goro in Javorniškim
rovtom.
14 — Geologija 13	209
Girvanella sp. B
Tab. XIX, .si. 2—4
Paralelne cevke obraščajo po dolgem nitaste ali stolpičaste podlage.
Pri nekaterih svežnjih je zunanji premer cevk ožji, okoli 0,04 mm, pri
drugih kolonijah je premer okoli 0,075 mm; mogoče gre za dve vrsti.
Obmejne plasti: Planina pod Golico.
»Stromatoliti«
Tab. XX, si. 1, 2
V conah rastoče alge, ki tvorijo velike gomolje okoli anorganskih ali
skeletnih drobcev, se v literaturi omenjajo kot stromatoliti, če gre le za
oznako organogenih gomoljev v sedimentih. V taksonomskem smislu stro-
matoliti povečini sestoje iz cianoficej, ki jih prištevajo k različnim rodo-
vom. Johnson (1946) jih uvršča v rod Cryptozoon, znan od predkam-
brij a do danes.
Ne ravno pogostni ostanki so v Karavankah gomolji velikosti 27 X
10 mm, v katerih mestoma vidimo cianoficejske cevke s premerom 0,006
do 0,013 mm. Cianoficeje prekrivajo ponekod tudi drobce drugih alg.
Stromatoliti v velikih količinah, podobni velikim oolitom in navadno
nekako lešnikove velikosti, veljajo v Karnijskih Alpah za značilne oblike
v zgornjih rotnoveških plasteh. P i a (1937) jih opisuje kot Girvanella cf.
ducii Wethered. V okolici Javorniškega rovta so ugotovljeni v kosih zgor-
njih rotnoveških plasti in v trogkofelski breči.
Precej pogosti stromatoliti so tudi skorje iz več paralelnih plasti, kot
jih podaja Fliigel, 1966, tab. 9.
Chlorophyta
Codiaceae
Genus Eugonophyllum Konishi & Wray, 1961
Eugonophyllum magnum (Endo)
Tab. XX, si. 3—6
1961 Eugonophyllum magnum (Endo), Konishi & Wray, str. 663, tab. 75, si. 6
(sinon.).
Listasti talus ni raven in je posebno izbočen na mestih, kjer naj bi
bili reproduktivni organi. Največji prerez dosega dolžino 18 mm, debelina
lista je 0,4 do 1,2 mm. Talozni list je v sredi prekristaljen; paralelno s po-
vršjem so na obeh straneh nepravilni subsferični utrikuli, ki so med
seboj različno spojeni; v premeru merijo 0,04 do 0,11 mm, povečini
0,07 mm. Utrikuli so z nepravilnimi cevkami spojeni s površjem. Premer
»reproduktivnega organa« je okoli 0,28 mm (si. 4 levo).
Opisana vrsta je znana z Japonskega iz zgornjega karbona in spodnjega
perma. Od podobne E. johnsonii Konishi & Wray se razlikuje le po večjih
utrikulih. Najbolj verjetno gre za isto vrsto.
E. magnum je v Karavankah zelo razširjen, ponekod je celo litoge-
netski, je pa večinoma popolnoma prekristaljen. Poznamo ga doslej v 14
najdiščih trogkofelskih skladov in ponekod tudi v zgornjih rotnoveških in
obmejnih pla.steh.
Genus Anchicodium Johnson, 1946
210
Obliko talusa rodu sta Johnson in za njim E n d o (1957) najprej
označila kot prstasto, Konishi & Wray (1961) pa kot listasto; kasneje
je Johnson (1963) pisal, da je talus skorjasta masa s prstastimi vršički.
V pričujočem materialu je najden primerek listaste oblike z dvema ve-
likima votlinama (analogno talusu rodu Eugonophyllum), ki izhajata mo-
goče od prstastih vršičkov, še verjetneje pa od neravnega talusa (tab. XXI,
lig. 2); pridružujem se mnenju Konishi &Wraya, ki sta listaste
kodiaceje zelo pregledno opisala. Eugonophyllum so pozneje ločili od rodu
Anchicodium in se razlikuje po dvoplastnatem robnem delu, medtem ko so
pri anhikodiju utrikuli enoplastnati in navznoter koničasti.
Anchicodium fukujiense Endo & Horiguchi
Tab. XXI, sl. 1, 2, ? 3
1957 Anchicodium fukujiense, new species, Endo & Horiguchi, str. 175, tab. XV,
sl. 1, 2.
Oblika talusa je listasta, različno zakrivljena; mestoma mogoče izha-
jajo iz lista prstasti poganjki. Največja merjena dimenzija lista je 20 mm,
debelina znaša 0,40 do 0,72 mm. Pri večjih debelinah gre verjetno za
poševni prerez. Notranjost listov je večinoma prekristaljena, na enem
primerku vidimo zelo tenke, nepravilno razvejane medularne cevke in
nepravilne votline (sl. 3). Pri površju je 0,05 do 0,13 mm debela plast por,
ki se navznoter koničasto nehajo, navzven so pa omejene s temnimi ro-
bovi. Ta zgradba kaže v tangencialnem prerezu obliko nepravilnega sa-
tovja s premerom por 0,02 do 0,05 mm.
A. fukujiense je znan od zgornjega karbona do srednjega perma na
Japonskem. Ameriške izključno karbonske vrste nimajo tako izrazitega
poroznega roba, ampak so pore v zvezi z medularnim poroznim delom.
Najdišča: Pod vrhom Kepe na zahodni strani je kamenotvorna
(karbon ali perm), pod Črnim vrhom v najdišču z brahiopodi (trogk.).
Robe pri Kranjski gori (zgornje rotnoveške plasti), Planina, pod žičnico —
z antrakoporelami (verjetno trogkofel).
Genus Neoanchicodium Endo, 1954
Neoanchicodium catenoides Endo
Tab. XXI, sl. 4—6
1962 Neoanchicodium catenoides Endo, Kochansky-Devide & Milanovič, str. 219,
tab. 8, sl. 3, 4 (sinon.).
1965	Neoanchicodium catenoides Endo, Ramovš & Kochansky-Devide, str. 28,
tab. VIII, sl.4.
1966	Neoanchicodium catenoides Endo, E. Fliigel, str. 21, tab. 3, sl. 1—2.
Prstasti talus je raven ali zakrivljen, katerikrat tudi razvejan. Ves je
kristalast, razen plasti z nepravilno sferičnimi utrikuli, ki je na več
mestih pretrgana. Ta plast je paralelna s površjem in se vleče v različni
oddaljenosti. Utrikuli se lahko dotikajo ali pa so celo združeni. Premer
talusa je 0,70 do 1 mm, plast utrikulov je 0,06 do 0,15 mm pod površjem,
utrikuli merijo v premeru 0,06 do 0,11 mm.
Ta vrsta ima sicer precej nejasno zgradbo, je pa dober vodilni fosil,
razširjen v Jugoslaviji po novejših ugotovitvah vedno v ekvivalentih
211
trogkofelskih skladov, nahajamo pa jo le v nekaterih facijah. Zato me tem
bolj čudi rezultat E. Flugela (1966, 59), ki v Karnijskih Alpah ugo-
tavlja to vrsto le v zgornjih rotnoveških plasteh.
8 najdišč med Planino pod Golico, Črnim vrhom in Javorniškim rovtom.
Genus Ortonella Garwood, 1914
Ortonella morikawai Endo
Tab. XXII, si. 1, 2; Tab. XXIV, si. 1, 2
1957 Ortonella morikaivai Endo, Endo, str. 296, tab. 43, si. 4, 5.
Talus je v obliki šopka z rogovilasto razdeljenimi »vršički«, nagnjenimi
navzven. Medularne cevke se v masi cepijo in zelo širijo na površju.
V prečnem prerezu je vidna nepravilna mreža iz medularnih cevi. Višina
talusa je 1,2 do 1,68 mm, širina 1,06 do 1,53 mm, premer medularnih cevk
okoli 0,06 mm.
O. morikawai iz japonskega starejšega srednjega perma je ohranjena
v večjih masah, medtem ko so vsi naši primerki le drobci večjega, sestav-
ljenega talusa. Po zunanjosti kaže vrsta tudi določeno podobnost z dasikla-
dacejo Clavaporella in je bila tako tudi označena v prvotni pregledni
obdelavi materiala.
Trogkofelski apnenec. Prvič najdena v Jugoslaviji. 4 najdišča v Pla-
nini pod Golico in Javorniškem rovtu.
Dasycladaceae
Genus Anthracoporella Pia
Anthracoporella spectahilis Pia
Tab. XXII, si. 3
1960 Anthracoporella spectahilis Pia, Bilgiitay, str. 53, tab. I, si. 3, 4.
1966 Anthracoporella spectahilis Pia, Kochans(ky & Ramovš, str. 313, tab. VI.
si. 5.
1966 Anthracoporella spectahilis Pia, 1920, E. Fliigel, str. 23, tab. 6, si. 1 (sinon.).
Ponekod nahajamo dobro razvite primerke, ki dosegajo širino cevk in
por karbonskih primerkov, drugje pa prevladujejo takšni z ožjimi cevkami
in nekaj finejšimi porami (do 0,05 mm). Zanimivo je, da je vrsta v perm-
skih skladih precej razširjena. Zabeležena je na enem najdišču v zgornjih
rotnoveških skladih in na 10 lokalitetah v trogkofelskih skladih. Znana
je tudi drugje v permu naših Alp, pa tudi v permu Turčije in Amerike.
Anthracoporella vidna Kochansky & Herak
Tab. XXII, si. 4
1960 Anthracoporella vidna n. sp., Kochansky & Herak, str. 69, tab. I, si. 1—5.
1966 Anthracoporella vidna Kochansky & Herak, Kochansky & Ramovš, str.
314, tab. VI, si. 3, 4.
Redka vrsta se v celoti ujema s karbonskimi primerki iz Karavank.
Merjene so nepravilne cevke s premerom do 3 mm, ki morda predstavljajo
sesilni del, iz katerega se dvigajo manjše cevke.
Trogkofelski apnenci (gosti, brečasti in biokalciruditi): najdišča Pla-
nina pod Golico, zahodno od Črnega vrha -— zahodno od Kepe in okolica
Črnega vrha pri Jeseniških rovtih.
212
Genus Mizzia Schubert 1907
Mizzia cornuta Kochansky & Herak
Tab.XXni, sl. 1—4
1960 Mizzia cornuta n. sp., Kochansky & Herak, str. 83—86, tab. VII, sl. 1—14,
sl. v tekstu 4.
Tipični primerki, med njimi tudi zelo majhni, so v trogkofelskem
svetlem (kristalastem, rožnatem, posebno pa v psevdooolitnem) apnencu
z rodom Darvasites. Ugotovljeni so na 8 najdiščih med Kranjsko goro in
Javorniškim rovtom.
Mizzia yahei (Karpinski)
Tab. XXIII, sl. 5, 6
1956 Mizzia yabei (Karpinsky) Endo, str. 230, tab. 23, sl. 5 (sinon.).
1960 Mizzia yahei (Karpinski), Kochansky & Herak, str. 82, tab. V, sl. 7, 8,
tab. VI, sl. 1—7.
Cilindrično-ovoidni členki so do 1,2 mm dolgi, do 0,8 mm široki, navadno
pa nekoliko manjši. Pore so zaprte, pod površino zaokrožene, imajo široke
proksimalne baze, pri nekaterih primerkih so pore (stranske vejice) med
bazo in distalnim koncem zožene kot pri giroporeli. Širina por je 0,13
do 0,19 mm.
Trogkofelski psevdooolitni apnenec in organogeni apnenec Javorniškega
rovta z okolico.
Genus Epimastopora Pia, 1922
Endo je 1. 1959 revidiral zelo problematični rod Epimastopora, ki še ni
točno razmejen od rodu Koninckopora; ni znana njegova zunanja oblika
in nima niti originalnega opisa tipične vrste. Pia je postavil rod
leta 1922, ga kratko opisal leta 1937, dal sliko šestih med seboj precej raz-
ličnih drobcev, ki vsi ne morajo biti ista vrsta; Pia pa ni navedel
dimenzij, niti ni opisal vrste. Leta 1951 je Korde opisala iz karbona
Urala vrsto E. piai. V primerjavi s Piino obliko iz Karnijskih Alp je
ugotovila določene razlike, ki jim daje le ekološki pomen in verjame, da
gre za isto vrsto. Aprila 1960 je Bilgiitay opisala iz spodnjega perma
okolice Ankare vrsto E. piae in navedla, da je identična s Piino trogkofel-
sko iz Karnijskih Alp in Karavank. Mesec dni pozneje je izšel opis
vrste E. alpina Kochansky & Herak (1960) iz trogkofelskih plasti Jezer-
skega. Avtorja sta kot holotypus označila Piin preparat, slikan leta 1937,
medtem ko Korde in Bilgiitay nista omenili holotypusa.
Vrsto z okroglimi ali polkrožnimi porami v dveh ravninah, in sicer
zgoraj in spodaj pri površju stene, kjer si pore stojijo točno nasproti in se
mestoma v sredi po dve celo združita v večjo poro, torej E. piai Korde,
poznam že dolgo, ker je v zgornjih rotnoveških plasteh Velebita zelo
pogostna. Ni pa opisana pri obdelavi 1960, ker je njena zgradba še nejasna.
To zapleteno zadevo še bolj komplicira Endov predlog za uvedbo
novega rodu Pseudoepimastopora za tiste vrste, ki nimajo podolgovato
cevastih por, ampak so le-te v sredini napihnjene. Ker nahajamo pri vrsti
E. alpina cevaste in elipsoidne do kroglaste pore, mislim, da je izločitev
novega rodu na bazi samo enega kriterija nesprejemljiva.
213
Johnson v svoji monografiji (1963) ne upošteva izsledkov o epima-
stoporah Turčije in Jugoslavije, zato jih uvrščam v tabelo 3, kar zadeva
tri vrste, ki se javljajo v Karavankah.
Epimastopora alpina Kochansky & Herak
Tab. XXIII, si. 7, 8, 11
1966 Epimastopora alpina Kochansky & Herak 1960, E. Fliigel, str. 35, tab. 6,
si. 4—5 (ainon.).
V zgornjih rotnoveških in trogkofelskih apnencih precej redko naha-
jamo posamezne drobce tenkih apnenčastih ovojev z nepravilnimi, po-
nekod zelo širokimi porami. Pore so široko cevaste, vertikalne ali poševne
na površju, večkrat eliptične ali skoraj kroglaste. Nekatere kroglaste
votline so tako velike, da izstopajo iz površine skeletnega ovoja, ker so
krogle širše od same stene alge. Mogoče so to fertilni deli.
Najdišča: zgornji rotnoveški skladi nad Zimovčevo hišo v Javorniškem
rovtu. V trogkofelskih skladih je ponekod v Jeseniških rovtih in v enakem
krinoidnem biokalciruditu kot na Jezerskem.
Epimastopora Ukana Kochansky & Herak
Tab. XXIII, si. 9
1962 Epimastopora Ukana Kochansky & Herak, Kochansky & Milanovič, str. 219,
tab. VIII, si. 3, 4.
1966 Pseudoepimastopora Ukana (Kochansky & Herak, 1960), E. Fliigel, str. 42,
tab. 7, si. 3—4 (sinon.).
Majhni kosi s pravilno elipsoidnimi gostimi porami so ugotovljeni
v več trogkofelskih in rotnoveških najdiščih. Dimenzije podajam v ta-
beli 3.
Epimastopora piai Korde
Tab. XXIII, si. 10
1951 Epimastopora piai sp. nov. Korde, str. 177, tab. I, si. 1 do 3.
? 1966 Gyroporella symetrica Johnson, 1951,E. Fliigel, str. 39, tab. 7, si. 1 fin 2.
Drobci kažejo v prečnem prerezu stene ozke pore, ki so ponekod vidne
na robovih, drugje so spojene z bolj bledim delom, ali pa so pore cevaste
po vsej širini stene. O obliki por in celega skeleta je težko kaj več
razložiti, toda vrsta je precej razširjena. V Karavankah je znana v trog-
kofelskih apnencih v mnogih najdiščih, toda le posamično, medtem ko je
v Velebitu ponekod litogenetska in skupaj z vrsto E. Ukana izpolnjuje
zgornje rotnoveške apnence.
Genus Teutloporella Pia, 1912
Teutloporella n. sp.
Tab. XXII, si. 5, 6
1965 Dasycladaceae n. gen. n. sp., Ramovš & Kochansky, str. 28 (76), tab. XI,
si. 1.
Upanje, da se bo v obsežnem karavanškem materialu našel prečni
prerez in da bo s tem dopolnjeno znanje o zgradbi te oblike, se ni
izpolnilo. Obstaja le nekoliko drobcev posameznih poapnelih vejic s sred-
214
Primerjava opisanih vrst rodu Epimastopora po primerkih in literaturi: geološka starost, področje in meritve.
Vergleichung der beschriebenen Epimastopora-Arten nach den Exemplaren und Literaturangaben: Geologisches Alter,
Gebiet und Abmessungen.
njo cevko. To kaže, da je ta zanimiva oblika razširjena, a obenem
potrjuje njeno redkost. Pri obliki, ki jo prištevajo vrsti Teutloporella
herculea {P i a , 1920, str. 41, tab, II, sl, 16; Bystricky, 1964, str, 89,
181, tab, IV, sl. 4, 5), so pore debelo kalcinirane vsaka za sebe, med nji-
hovimi cevkami pa vidimo v tangencialnem prerezu presledke v obliki
poligonalnih fisur. Herak omenja ta pojav pri T. triasina (1965, str, 6,
tab. I, sl. 1, 2). Razen tega zasledimo take fisure še pri vrstah rodu Mizzia
in pri vrsti Physoporella praealpina Pia.
Čeprav so fisure pri trogkofelski obliki zelo globoke in segajo skoraj
do matične celice in četudi niso pri teutloporelah znane grupirane poligo-
nalne cevke, oblika por oziroma vejic in nagnjenost k fisuriranju kažeta
na rod Teutloporella.
Trogkofelski apnenec z rodom Darvasites (enaka facija kot na Ortneku).
Najdišča: Javorniški rovt, na Pečeh pri Jeseniških rovtih in pri Frtaležu
nad Martuljkom.
Genus Gyroporella (Guembel, 1872) Benecke, 1876	.
Gyroporella nipponica Endo & Hashimoto	^
Tab. XXIV, sl. 1 do 6
i961a Gyroporella nipponica Endo & Hashimoto, Endo (XVI), str. 91 do 92,
tab. 7, sl. 6 do 8; tab. 9, sl. 4; tab. 11, sl. 4 do 9 (sinon.).
1961b Gyroporella nipponica Endo & Hashimoto, Endo (XVII), str. 129 do 130,
tab. 3, sl. 2 do 5; tab. 4, sl. 6.
1962 Gyroporella cf. nipponica Endo & Hashimoto, Kochansiky & Milanovič,
str. 218, tab. VII, sl.4.
1966 Gyroporella nipponica Endo & Hashimoto, Johnson & Danner, str. 428 do
429, tab. 55, sl. 4, 5.
Cilindrični skelet, verjetno malo vijugast (D = 1,1 do 2,4 mm, d = 0,65
do 2 mm), ima srednje debele stene (0,24 do 0,40 mm). Stranske vejice so
zaprte navzven in precej variabilne oblike. Proksimalni del je stožčast,
katerikrat pa tudi valjast ali subsferičen (sl. 1). V zadnji tretjini se malo
ali precej zožuje, nakar sledi glavičasti konec. Ta ni vedno kroglast,
temveč je lahko tudi sploščen do debelo diskast, seveda zaobljen (sl. 5).
V poševnih prerezih vidimo ponekod samo baze, drugje samo glavice
stranskih vejic. Vejice niso postavljene pravilno verticilatno, četudi se
razvoj že nagiba k temu. Vejice so goste, stojijo povečini izmenoma
(sl. 2, 4). V enem krogu je 13 do 24 vejic.
Pseudogyroporella mizziaformis Endo je v tangencialnem prerezu zelo
podobna, medtem ko ima enakomerno široke stranske vejice povečini
širše.
Na Japonskem pogosta vrsta v zgornjem delu psevdošvagerinske cone
(formacija Gombo) je bila nedavno tega najdena v Ameriki v ekvivaletnih
plasteh Evrope (trogkofelski apnenci); prvič je sedaj ugotovljena v Kara-
vankah, vendar smo že v najdiščih na Tari in Ortneku pomišljali nanjo.
10 najdišč od Kranjske gore do Javorniškega rovta, trogkofelska
stopnja.
216
Gyroporella microporosa Endo
Tab. VII, si. 7
1961a Gyroporella microporosa Endo, Endo (XVI), str. 95, tab. 11, si. 10; tab. 12,
si. 6 in 7 (sinon.).
Cevasti skelet (D = 1,3 mm, d = 1 mm, p = 0,09 do 0,1 mm) karakteri-
zirajo ozke stranske vejice, ki so večinoma odprte navzven, četudi so to
sicer tipične oblike za giroporelo. Mislim, da so bili pri tej vrsti na po-
vršju cevke čez vejice posebno tenki apneni pokrovci, ker so tudi pri
slikah japonskih primerkov redko vidne zaprte pore.
Vrsta je znana do sedaj le iz različnih najdišč spodnjega dela sred-
njega perma Japonske. V najdišču na Pečeh pri Jeseniških rovtih je
skupaj s pogostejšo vrsto G. nipponica. Trogkofelski skladi.
Gyroporella ? tenuimarginata Endo
Tab. VII, si. 8
1965 Gyroporella ? tenuimarginata Endo, Ramovš & Kochansky, str. 26 in 27,
tab. X, si. 1 do 3 (sinon.).
Skelet je segmentiran v podolgaste členke, kar ni značilnost rodu
Gyroporella — zato vprašaj ob imenu. Dolžina najdenega segmenta je
3 mm, širina (D) 2,3 mm, notranja širina (d) pa 0,8 mm. Stena je debela
okoli 0,22 mm, glavičaste vejice so do 0,14 mm široke na kroglastem kraju.
Vrsta je znana na Japonskem in v Jugoslaviji. Zdi se, da je omejena
na trogkofelsko stopnjo. V Karavankah je redka; Javorniški rovt.
Gyroporella intusannulata n. sp.
Tab. XXV, si. 1—9
Vrsta je dobila ime po notranji razčlenjenosti — intusanulaciji, naj-
bolj značilni lastnosti.
Holotypus je poševni prerez v zbrusku J 296, Tab. XXV, si. 5.
Locus typicus je najdišče Martuljek, v steni na severovzhodnem koncu
vasi.
Redkejša je tudi v najdišču pri Frtaležu nad Martuljkom.
Stratum typicum: Svetlo sivi trogkofelski apnenec. V najdišču P-108 je
apnenec svetlo rožnat.
Diagnosis: Nepravilno intusanulirana vrsta rodu Gyroporella z ozkimi,
pod površjem zaprtimi, drobno glavičastimi porami.
Sorazmerno veliki skeleti so zaradi velikosti in intusanulacije triadnega
habitusa. Med permskimi vrstami spominjajo na prvi pogled samo na
veliko vrsto Diplopora latissima Endo, ki je tudi intusanulirana, toda ima
čisto drug tip stranskih vejic oz. por.
Skelet je cevast. Cevke so ravne in gladke na površini. Stene cevk
so tenke, so pa ojačene z notranjimi obročki, tako da je skelet kar trden;
nahajamo kosce, ki so dolgi 10 do 15 mm. Najbolj zanimiva lastnost je
nepravilnost intusanulacije. Lumen se zožuje v precej gostih presledkih,
zožitve pa niso pravilno prstaste, ampak sta mestoma po dve zožitvi, ki
stojita ena pod drugo, zvezani, toda le na eni strani, kar daje popolnoma
nepravilno obliko lumena in predstavlja izjemno značilnost za Dasyclada-
ceae. Pri nekaterih primerkih ali delih talusa vidimo bolj globoke in bolj
217
pravilne razširitve lumena v steno (sl. 1, 2 spodaj, 3), pri drugih bolj
plitve, nepravilne ali komaj naznačene (sl. 1, 2 zgoraj, 8, 9, 6 — razen spo-
daj levo). Prečni prerez (sl. 7) kaže tudi nepravilnost v zožitvah lumena.
Stranske vejice (pore) so nepravilno razmetane, aspondilne, precej
goste, vendar so v tangencialnem prerezu presledki med njimi 1,5 do
2-krat širši od por. Pore so neizrazito vezikuliferne, tj. pri distalnem koncu
cevaste pore je komaj opazni mehurček, ki je le malo širši od pore
(npr. 0,014 mm pora in 0,019 mm »glavica«). Najlepše se vidijo pore na
odebeljenih delih sten, torej v prstanih, ker so tu pore daljše. Vejice
so navzven zaprte s tenkimi opnami. Od P i i n i h tipov por (1920,
tab. VIII) je najbližja oblika pri vrsti G. maxima, vendar so mehurčki
por naše vrste še manjši in sferični. Ker je material precej prekristaljen,
le težko vidimo pore in so zato ugotovljene le na nekaterih primerkih.
Redko so toge; navadno so malo zakrivljene in tudi katerikrat proksi-
malno približane\ navzven pa divergirajo. V prečnem prerezu je 30 do
^ Ker mesta, kjer se pore približajo, niso niti malo vdolbena, in ker se ne vidi
grupacija por niti v tangencialnem prerezu, se nisem mogla odločiti, da bi
vrsto prištela rodu Diplopora.
40 por.
Podatke o meritvah več primerkov nove vrste G. intusannulata kaže
tabela 4.
Meritve primerliov vrste Gyroporella intusannulata n. sp.
Abmessungen der Exemplare der Art Gyroporella intusannulata n. sp.
Opisana vrsta se niti deloma ne ujema z nobeno znano vrsto rodu
Gyroporella, ker pri giroporelah ni še znana anulacija, niti zunanja niti
notranja. Po obliki por najbolj spominja na vrsto Gyroporella maxima
Pia iz triade Spitzbergov, ki tudi ima mestoma malo poševne ter tu in
tam zbližane pore na proksimalnem delu skeleta.
Gyroporella sp.
Tab. VII, sl. 9
218
Cevasti skelet karakterizirajo posebno goste stranske vejice, ki so
precej široke, presledki med njimi pa zelo ozki, nekako tako kot pri rodu
Pseudogyroporella. Od omenjenega rodu se loči po manjših dimenzijah
(D 0,85 do 1,2 mm, d = 0,55 do 0,8 mm, debelina stene s = 0,13 do
0,25 mm, pore p = 0,11 do 0,13 mm). Nad vsako vejico je stena izbočena,
večkrat nizko koničasto. Ne pogosta, toda precej razširjena vrsta se
precej ujema tudi z nekaterimi prerezi vrste G. nipponica, le da je
v celoti manjša. Ker sta obe vrsti skupaj, ju ni lahko razlikovati.
Najdišča: Javorniški rovt, na Pečeh in ob seniku pod žičnico nad
Črnim vrhom. Trogkofelski skladi.
Gymnocodiaceae
Genus Permocalculus Elliott, 1955
Permocalculus aff. kanmerai (Konishi)
Tab. XXVI, si. 1, 2
1954 Gymnocodium kanmerai, sp. nov., Koniishi, str. 8—17, tab. I, si. 1—9, 13, 14,
Tab. II, si. 17, 19—21.
Prstasti kosi talusa so do 5,4 mm dolgi, 0,48 do 0,8 mm široki. Medu-
larna votlina ima premer 0,24 do 0,36 mm, je pa večinoma izpolnjena
s tkivom, polnim več ali manj vertikalnih medularnih cevk. Robni del je
poapnjen, mestoma globoko; drugje je medularni cilinder izražen. Medu-
larne cevke so 0,025 do 0,027 mm široke. Kortikalne cevke so tanjše,
0,013 do 0,020 mm debele, poševno postavljene, mestoma pod zelo velikim
Ivotom (30® do 80®), razvejane so in navzven lijakasto odprte, tako da
imajo na površju premer okoli 0,020 mm. Gametangiji niso z gotovostjo
ugotovljeni.
Opisana vrsta se v celoti ujema z obliko B (vrhnjimi, tanjšimi in
nečlenkovitimi deli razvejanega talusa) detajlno raziskane japonske vrste
P. kanmerai iz baze srednjega perma. Ker je najdena samo v enem
najdišču, severozahodno od Frtaleža nad Martuljkom in brez bazalnih,
širših delov talusa, mislim, da je bolje, če s popolno identifikacijo te
vrste v Evropi počakamo do novih najdb.
Problematica
Genus Bacinella Radoičič, 1959
Bacinella sp.
Tab. XXVI, si. 3, 4
Bacinella, ki jo avtorica prišteva med Algae inc. sed., ima v zbruskih
obliko nepravilnih celic (dimenzije okoli 0,3 do 0,8 mm, izjemoma večje).
Celice mestoma niso popolnoma predeljene, temveč se zdi, da se delitvena
stena od ene strani vrašča, kot je to primer pri fam. Chaetetidae.
Rod je bil opisan iz spodnje krede; ugotovljen je pa že tudi v zgornji
kredi, malmu, liadi, srednji triadi in — do sedaj z vprašajem — v trogko-
felskih plasteh Ortneka. Posamezni ostanki z najdišč v Javorniškem rovtu
in pod Črnim vrhom z brahiopodi so toliko ohranjeni, da dokazujejo
obstoj rodu Bacinella tudi v permu.
219
Genus Hikorocodium Endo, 1951
Hikorocodium elegantae Endo
Tab. XXVI, sl. 5
1963 Hikorocodium elegantae Endo; H. Fliigel, str. 92, tab. 2, sl. 2 (sinon.).
Do 17 mm dolge veje so 1 do 6 mm široke; osrednji cilinder 0,2 do
1,7 mm; lahko je tudi dvodelen. Nepravilno spužvasto tkivo vsebuje
votline, ki so širše (0,15 do 0,25 mm) kot skeletne stene med njimi (0,06 do
0,13 mm), na drugem mestu istega primerka pa najdemo tudi obratno
razmerje. Drobci z RllO in K151 so paralelne cevke, zrasle na dotiku,
bradavičastega površja (D = 5,5 do 10 mm, d = 2,2 do 7,2 mm, stena cevi
1.3 do 2,9 mm, višina bradavic do 0,3 mm).
Do sedaj iz perma znana vrsta je v trogkofelskih plasteh Karavank
ugotovljena v naslednjih najdiščih: na Javorniškem rovtu v grapi za
Pristavo in pod žičnico pri Planini, kakor tudi v Presušnikovem grabnu
v višini 900 m med Hrušico in Dovjem.
Tubiphytes obscurus Maslov	/
Tab. XXVI, sl. 6	^
1960 Corallinaceae ind., Bilgutay, str. 53, tab. I, fig. 1—2.
1966 Tubiphytes obscurus Maslov 1956, E. Fliigel, str. 56, tab. 11, sl. 1—3 (sinon.).
Zaradi goste zgradbe tkiva je v prerezu navadno temen, redkeje,
v posebno tenkih zbruskih, je siv s subcelularno strukturo. Bolje je vidna
conalna zgradba in okrogle ali podolgaste odprtine. Organizem je rasel
inkrustirajoče. Kosi organizma so tudi po 6 mm veliki, cone pa 0,2 do
0,8 mm široke.
Zelo razširjeni fosil v zgornjem paleozoiku Jugoslavije; v Karavankah
je v zgornjem karbonu in permu eden naj pogostne j ših in najbolj raz-
širjenih mikrofosilov. V glinastih apnencih obmejnih plasti ni ugotovljen,
nahaja pa se v zgornjih rotnoveških plasteh in je posebno pogosten
v različnih trogkofelskih apnencih (čez 50 najdišč).
Tubiphytes carinthiacus (E. Flugel)
Tab. XX, sl. 1
1966 Hicorocodium carinthiacum n. sp., E. Fliigel, str. 54, tab. 10, sl. 1 do 5.
Skelet je nepravilno prstaste oblike, verjetno sesilen in pogosto obra-
ščen s stromatoliti. Maksimalna merjena dolžina dosega 5,7 mm, širina
skeleta pa 1,2 do 3,4 mm. Centralno navadno nahajamo okrogli prerez
cevke z debelo steno; ponekod je še ena manjša cevka na strani v večji,
ali pa je na cevki prirasla. Opazujemo tudi tenko lijasti nastavek, ki
izhaja iz centralne cevke in kaže v prerezu lagenoidno obliko.
Opisano vrsto zelo težko razlikujemo od vrste Tubiphytes obscurus.
Pri obeh vrstah se ujemajo velikost, osrednja nepravilna cevka, conalna
in subcelularna zgradba tkiva. T. obscurus ima fibrozno-subcelularno
zgradbo finejšo, takšno kot T. carinthiacus pri notranjih conah. Omenjeni
vrsti se razlikujeta tudi po tem, da pri T. obscurus vidimo na zunanjem
robu posameznih con zgoščeno zgradbo, ki daje temni rob cone, medtem
ko je zgradba tkiva posameznih con pri T. carinthiacus enakomerna,
220
v^endar je vsaka naslednja cona navzven svetlejša, ker ima bolj redko
zgradbo in so »celice« v njej večje. Največji primerek ima 5 con. V zadnji
merijo »celice« v premeru 0,15 do 0,28 mm. Ni izključeno, da sta obe
omenjeni vrsti identični. Mogoče so zunanji deli skeleta bolj hitro rasli
in dobili vidnejšo, redkejšo subcelularno zgradbo.
Trogkofelski apnenci, posebno na Prehodih — kamnolom pri Planini
pod Golico, pod Bonclo pri Javorniškem rovtu in med Kranjsko goro in
Hrušico (39 a). V drugih najdiščih jih ni mogoče zanesljivo odločiti od
ostankov T. ohscurus.
Aeolisaccus Elliott, 1958
Aeolisaccus? sp.
Tab. XXVI, si. 7
Različno široke, toda manjše cevke kot pri istem rodu iz Ortneka so
večinoma zakrivljene in imajo v zunanjem premeru 0,075 do 0,17 mm.
Nahajamo jih skupaj s fosilnimi ostanki sesilne foraminifere Apterinella,
ki jo prepoznamo po mestoma drobno papilozni površini, in s problema-
tičnimi mikrofosili; le-ti so ravne cevi z votlimi stenami, ki jih že dolgo
opazujem v mejnih plasteh Jugoslavije in Karnijskih Alp (K o c h a n -
sky- Devide, 1964). Obmejne plasti, najdišče nad Logom pri Kranjski
gori — severno od kote 802.
PREGLED REZULTATOV
Stratigrafske izsledke navajam tabelarno. Razvidne so liste mikro-
fosilov obmejnih, zgornjih rotnoveških in treh najbolj izrazitih facij trogko-
felskih skladov. Na podlagi mikrofosilov mi je uspelo starostno določiti
večino najdišč. Vendar bi bil brez terenskih podatkov marsikateri sklep
nepravilen, ker zbruski večkrat zajamejo le posamezni večji kos v breči,
ki je starejši od brečastega apnenca. Podatki v tabeli seveda kažejo sta-
rost vzorcev oz. zbruskov; moramo pa upoštevati, da so obmejne plasti
(razen v najdišču nad Logom pri Kranjski gori) vedno, zgornje rotnoveške
pa večinoma preložene v trogkofelskih brečah.
Določenih in opisanih je 43 vrst fuzulinid, 24 oblik mikroforaminifer
(večinoma generične določitve), 22 vrst apnenih alg in 5 problematik
(tabela 5 na str. 249 in 250).
Med fuzulinidami je nova samo ena podvrsta {Pseudofusulina vulgaris
rugosa). Opisana je tudi ena nova vrsta dasikladaceje {Gyroporella intusan-
nulata).
Taksonomska problematika posameznih vrst je detajlno razložena:
Schubertella melonica in sorodne vrste; rod Boultonia in podobnost z ne-
katerimi vrstami rodu Oketaella; Paratriticites jesenicensis s kunikuli
v zunanjih navojih; problem dvojne kerioteke pri vrsti Pseudofusulina
fusiformis; orimentarne transverzalne septule pri vrsti Pseudoschvoagerina
cf. turbida; prvič ugotovljena mikrosferična generacija pri vrsti Zellia
ndra; nadalje zanimive girvanele; ponekod pogostne Codiaceae — Eugo-
nophyllum, Anchicodium, Neoanchicodium, ki se dobro razlikujejo; prvič
v Evropi najdena Orthonella morikavoai; razpravljam o nomenklaturi in
221
vprašanju genoholotipa rodu Epimastopora ter tabelarno podam primer-
javo 3 najdenih vrst iz Karavank in drugih najdišč; ugotovljenih je 5 vrst
giroporel, od katerih so 3 japonske, ena pa nova; prvič je v trogkofelskih
apnencih najdena gymnokodiaceja Permocalculus aff. kanmerai, ki jo
lahko dobro primerjamo z japonskim tipom; od problematik je zanimiv
rod Tuhiphytes z značilno komparacijo dveh vrst.
Lahko zaključim: Četudi je precej vrst, ki so bile lahko samo generično
določene, pomeni lista 95 oblik mikrofosilov vendarle znaten prispevek
k spoznavanju alpskega perma, posebno trogkofelskih skladov, in obenem
razširja naše znanje o fuzulinidah, apnenčevih algah in mikroforamini-
ferah.
PERMISCHE MIKROFOSSILIEN DER WESTKARAWANKEN
Vanda Kochansky-Devide
Mit 26 Tafeln und 5 Tabellen
EINLEITUNG UND STRATIGRi\PHISCHE BEMERKUNGEN
Das Material von 110 Fundorten aus dem Gebiet der Karawanken
zwischen Kranjska gora (Kronau) und Preval unter dem Berg Begunjščica
bis zur osterreichischen Grenze verdanke ich Kollegen Prof. Dr. A. R a -
m o v š, Ljubljana, der das gesamte Gebiet gemeinsam mit dem Assi-
stenten J. Pohar kartiert hat. Die Gesteinsproben sowie die Schliffe
(490 Stiicke) befinden sich im Technischen Museum des Eisenwerks
Jesenice, mit Ausnahme der Holotypen, die in der palaontologischen
Sammlung des Lehrstuhls fiir Geologie und Palaontologie der Univer-
sitat Ljubljana aufbewahrt werden.
Die stratigraphische Bearbeitung wird von A. Ramovš in einer
selbstandigen Abhandlung veroffentlicht. Hier wird auf die tabellarisch
dargestellten Mikrofossilienlisten der einzelnen permischen Stufen und
Fazies der Trogkofelkalke gewiesen.^ (Tabelle 5, S. 249—250).
Nur ein standiger Fundort der Grenzlandbanke wurde gefunden,
sonst sind die mittleren Rattendorfer Fossilien in Gesteinsstiicken der
brekziosen Kalke der Trogkofelstufe resedimentiert, wo auch die pseudo-
oolithischen hellen Kalke oder Kalzirudite der Trogkofelstufe umgelagert
vorkommen. Natiirlich miissen wir danach auf das etwas hohere Alter
der pseudo-oolithischen als der brekziosen Trogkofelkalke schliessen, wenn
auch die gut entwickelte Algengemeinschaft (mit Gyroporellen, Mizzien
usw.), Pachyphloia, kleinere Fusulinidenarten und der lithofazielle Ha-
bitus der hellen Kalke an das jiingere Perm (Neoschwagerinenschichten)
t Die Reihenfolge der Rubrii^en in der Tabelle ist: Fossilienname, 1 =
Grenzlandbanke, tonig-sandige Kalke; 2 = obere Rattendorfer Kalke, meist
Biokalzirudite; 3—5 = Trogkofelkalke (3 — helle: weisse, hellgraue oder rosa,
pseudo-oolithische Kalke oder Biokallcarenite, 4 — graue brekziose Kaike,
5 — dichte: fleischrote, sandfarbige oder graue Kalke).
222
erinnern. Naturgemäss war bei der Arbeit mit Schliffen die Überlagerung
ein grosses Hindernis, da manchmal in einem Handstück verschieden-
alterige Gesteinsstücke enthalten waren.
ÜBER DIE LEITENDEN MIKROFOSSILIEN
DER AUERNIG- RATTENDORF- UND TROGKOFELSCHICHTEN
Mehrmals wurde schon in der Literatur erwähnt, dass die Ver-
schiedenheiten zwischen den Assoziationen, Gattungen und Arten der
Mikrofossilien der oberen Karbon und des unteren Perm — die Trog-
kofelstufe einschliessend — nicht so gross sind, wie es zu wünschen
wäre. Das geht so weit, dass sogar verschiedene Autoren über die
Karbon/Perm-Grenze nicht einig sind. So schrieben K o n i s h i (1960)
und Naumova & Rauzer-Cernousova (1964) darüber, wie
schwer es manchmal ist, Karbon und Perm auseinanderzuhalten, und
(^ss die Ähnlichkeit der Algenfloren und Fusulinidenfaunen des oberen
Karbons mit denen des unteren Perms grösser ist als jene des unteren
mit dem oberen Perm. Ich habe die gleichen Eindrücke gewonnen.
Anhand der Erfahrungen über die Mikrofossilien des Jungpaläo-
zoikums in Jugoslawien kann ich hervorheben, dass in unserem Alpen-
gebiet besonders eintönige Mikrofaunen und -floren vorkommen und
dass es sehr schwer ist, einige Arten herauszufinden, die für die ober-
karbonischen, Rattendorfer- oder Trogkofelschichten leitend sein würden.
Die Frage wird wegen der vielen Überlagerungen noch mehr kompliziert,
wie auch mangels eines kontinuierten Karbon-Perm Profils.
Kalkalgen
Vor 40 Jahren schrieb Pia (1927), dass sich die Reste der Anthra-
coporella spectahilis der Trogkofelablagerungen von jenen des Karbons
keineswegs unterscheiden. Diese Feststellung steht noch heute; die kar-
bonische A. spectahilis ist gewöhnlich üppiger und lässt anderen Orga-
nismen keinen Lebensraum; in der Trogkofelstufe kommt dieselbe Art
mehr vereinzelt oder in kleineren Gruppierungen vor. In der Rattenforfer
Stufe Jugoslawiens ist sie bisher noch nicht gefunden worden. Die
seltenere A. vicina wurde in den Karawanken das erste Mal im Perm
(Trogkofelkalk) gefunden. — Gyroporella, die einst als triassiche Gattung
galt, hat jetzt im Perm schon mehr Arten als in der Trias. In den
Rattendorfer und Auernigschichten fand man sie nicht; da sie aber im
Mittelkarbon im Velebit (wie auch in Spanien) festgestellt wurde, kann
man sie nur mit Vorbehalt als für die Trogkofelstufe leitend betrachten.
Besonders häufig sind die Gyroporellen-Arten in rosa und hellgrauen bis
fast weissen Biokalkareniten und Pseudo-Oolithen. — Die ersten Mizzien:
JVÍ. yahei und M. cornuta kommen wirklich erst in den Trogkofelschichten
in den Alpen, jedoch selten, meist in hellen Kalken vor. — Die Epi-
mastoporen finden wir von den Auernig- bis zu den Trogkofelschichten,
223
aber haufig nur in den oberen Rattendorfer Kalken. Andere Dasycla-
daceen treffen wir nur sporadisch an.
Die Codiaceengattungen Eugonophyllum und Anchicodium wurden
in den Karawanken nur im Perm gefunden; sehr haufig sind sie in den
brekziosen Trogkofelkalken. Eugonophyllum magnum ist neben der pro-
blematischen Alge Tuhiphytes obscurus das haufigste Mikrofossil der
Trogkofelstufe. Andererseits wurden Eugonophyllum und Anchicodium
am Velebit in Kalken der Moskowischen Stufe aufgefunden. Neoanchi-
codium catenoides ist ein Leitfossil unserer Trogkofelkalke. Auch seine
Funde in der Črna Gora (Montenegro) halte ich jetzt fiir Aquivalente
der Trogkofelkalke, wie auch jene in der Umgebung von Ortnek in
Slowenien. Ortonella morikavoai, zum ersten Mai in Jugoslawien festr
gestellt, konnte auch fiir Trogkofelkalke fiihrend sein, da sie auch in
zwei anderen Trogkofel-Gebieten gefunden wurde, in alteren Schichten
aber nie.
Permocalculus ist im Trogkofelkalk seiten, reicht auch bis zu den
Grenzlandbanken (in der Črna Gora) hinunter, wurde also bis jetzt
nicht im Karbon entdeckt.
Unter den Cyanophyceen sind in den Karnischen Alpen Stromatolithe
(»Grossoolithe«) in oberen Rattendorfer Schichten haufig. Sie wurden
auch in den gleichen Schichten, jedoch seiten, in den Karawanken
gefunden.
Kleinforaminiferen
Unter den gefundenen Kleinforaminiferen lebten Pachyphloia, La-
siodiscus und Lasiotrochus nur im Perm; Hemidiscus, Cribrostomum,
Glyphostomella und Pseudobradyina nur im Karbon, alle iibrigen ge-
fundenen Gattungen findet man sowohl im Karbon als auch im Perm.
Fusulinida
Lange schon stellen wir den Beginn des Perms in dieselbe Zeit wie
das Erscheinen der Gattungen mit grossen, aufgeblahten Gehausen der
Subfamilie Schvoagerininae. Die tiefschiirfenden, bekannten Erforschun-
gen dieser Formen von F. & G. Kahler entsprechen im ganzen den
Verhaltnissen in den Karavvanken. Dabei kann man die vvieder auf-
gelebte Frage ausser acht lassen, ob wir den vveiter die untere Grenze
des Perms zusammen mit dem ersten Erscheinen der spharoiden Schvva-
gerininen auffassen vvollen, da auch ernste Griinde bestehen, die die untere
Perm-Grenze hoher stellen. Bis jetzt bleibe ich bei der Einteilung, die in
Mittelleuropa iiblich ist. Die Gattungen und Arten, die F. & G. K a h 1 e r
als leitend fiir die Karnischen Alpen bezeichneten, habe ich auch in
den Karawanken gefunden; leider fehlt Pseudoschvoagerina alpina, so
dass ich nirgends die unteren Rattendorfer Schichten feststellen konnte.
Die Grenzlandbanke sind durch die dick-spindelformigen Pseudoschwage-
rinen gut charakterisiert. Die oberen Rattendorfer Schichten habe ich
mittels Zellia von den ahnlichen Trogkofelfazies unterschieden. Fiir die
Trogkofelkalke sind leitend Paraschvoagerina, Robustoschvoagerina^ die
224
ziemlich verbreitete Schvoagerina citriformis, stellenweise auch Acer-
voschvjagerina (Dolžanova soteska, Macelj-Gebirge an der kroatischen
Grenze).
Quasifusulina tenuissima wurde sicher nur in den oberen Ratten-
dorfer Schichten gefunden. In den Trogkofelschichten ist ihr Vorkommen
fraglich. Andere Arten kommen im Karbon vor.
Nur in den Permablagerungen wurden festgestellt: Reichelina, Biwaella,
Darvasites, Rugosochusenella, Paratriticites, Pseudofusulina (in den Ka-
rawanken), Staffella und Nankinella. Die haufigsten Gattungen des
Karbons der Karawanken kommen auch im Perm vor: Schubertella
Quasifusulina, Rugosofusulina und Boultonia, und nur bei einigen konnen
wir Verschiedenheiten im Rang der Spezies bemerken.
TAXIONOMISCHER TEIL^
Kleinforaminiferen
Ammovertella inversa (Schellwien)
Dem grossen Proloculum mit dem Durchmesser 0,07 mm folgt die
zweite rohrenformige Kammer (0,02—0,06 mm breit), die eng evolut in
3 Windungen gewunden ist; dann folgt der zickzack-artige Teil, so dass
das ganze Gehause bis 0,8 mm lang ist. Es wurde keinesfalls bei allen
Exemplaren eine so regelmassig hin- und herwindende Form beobachtet,
wie die auf Schellwiens Abbildung; es handelt sich j a um ein
sessiles Skelett. Die Wande sind agglutiniert mit gut sichtbaren durch-
sichtigen Quarzkornern.
In den Permschichten etwas grosser als im Karbon.
Tuberitina bulbacea Galloway & Harlton
Typisch entwickelte halbspharische bis lagenoide »Kammern«, die
in Gemeinschaft bis zu 5 vorkommen. Die Wande sind einschichtig und
perforiert. Besonders verbreitete Art im Karbon, in den Grenzlandbanken,
oberen Rattendorfer und Trogkofelschichten. In den letzten kommt sie
am haufigsten vor.
Tuberitina sp. A
Die halbkugeligen bis subspharischen »Kammern« haben eine ver-
haltnismassig dicke Wand (bis 0,035 mm), die innen dunkel, in der Mitte
durchsichtig und aussen grob perforiert ist. Der Durchmesser einzelner
Zellen betragt 0,026 mm.
Nodosinella sp.
Das ein wenig gebogene Gehause mit 11 einreihigen Kammern ist
0,65 mm lang und maximal 0,18 mm breit. Die Anfangskammer misst
^ Die taxionomische Einteilung, Abbildungshinweise, Abmessungs- und Ver-
gleichstabellen sowie Synonymie sind im slowenischen Text nachzusehen.
15 — Geologija 13	225
im Durchmesser 0,065 mm; die letzte Kammer ist 0,1 mm hoch. Die
Eingange Uegen in den konvexen Teilen der halbkugeligen verdickten
Septen. Sie liegen etwas naher bei der konkaven Seite des Gehauses.
Die unteren, gegen dem alteren Skeletteil gewendeten Teile der Eingange
sind einfach, die oberen bestehen dagegen aus einigen diinnen Poren. Die
Handbiicher geben verschiedene Formen der Eingange an: Rauzer-
Cernousova & Fursenko (1959, 174) runde, also einfache;
Loeblich & Tappan (1964, C 323) erwahnen ebenfalls runde, zeigen
aber, dass das Septum von oben am gebrochenen Paratypus mehrere
kleine Offnungen besitzt. Diese Angaben konnten die zusammengesetzten
Eingange unseres gut erhaltenen Exemplars miteinander in Einklang
bringen.
Palaeotextularia sp. div.
Die textularioiden Gehause mit einfacher Miindung sind entweder
grosser, bis zu 0,8 mm lang, oder kleiner mit dichter gestellten Kammern;
es kommen also mindestens 2 Arten vor. Die grossere Art hat eine
deutliche fibrose Innenschicht, wahrend bei der kleinen nur ein hyaliner
innerer Besatz der Kammern besteht, der sich nur schwer von dem
kristallisierten Gehauseinnern unterscheidet. Eine Form mit so rasch
an Grosse zunehmenden Kammern, wie bei Schellwiens Textularia
textulariformis Moller (— Palaeotextularia schellwieni G a 11 o w . &
R y n ., nach Cummings 1956) wurde nicht bestimmt.
Grenzlandbanke. Haufiger in den Trogkofelschichten.
Tetrataxis sp. div.
Das von etwa 20 Fundstellen stammende Material verschiedener Arten
ist ein Beitrag zu der Frage iiber die Sessilitat der Tetrataxis-Gehanse.
Bis unlangst galt Tetrataxis fiir eine freie Form (Loeblich & Tappan
1964, C 337), doch schon Brady (1876, 84) schrieb: »Test free or ad-
herent.« Croneis & Toomey (1965, 4) reihen Tetrataocis in die
»encrusting calcareous tubular forms«, Balahmatova & Reit-
linger stellen in Osnovy pal. (1959, 230) fest, dass das Gehause frei,
seiten befestigt ist. In unseren Materialien von Trogkofelkalken mit
vielen Kalkalgen und sessilen Foraminiferen wurden auch vereinzelte
Exemplare gefunden, die mit der etwas konkaven Basis auf der Unterlage
befestigt waren.
Polytaxis maxima (Schellwien)
In der Trogkofelbrekzie -vviurde ein Exemplar dieser grossen Art mit
charakteristischen, kalzitischen, granulierten Wanden gefunden. Wenn
es sich nicht um ein karbonisches Bruchstiick in dem erwahnten per-
mischen Sediment handelt, wird damit das erste Mai Polytaxis in den
Permschichten entdeckt. Da das gefundene Exemplar grosser ist (1,35 mm
hoch, 3,1 mm breit, etwa 9 Windungen), als die bisher bekannten kar-
bonischen, handelt es sich hochstwahrscheinlich um einen permischen
Nachkommen.
226
Neodiscus ? sp.
Das unregelmassig subspharische Gehause besteht aus 6 Windungen,
deren Offnungen S-f5rmig angeordnet sind. Die Wande sind braunhch-
schwarz, ganz undurchsichtig, stellenweise mit weissen Kornern, also
kalzitisch imperforat, auf der Oberflache der Windungen ein wenig
agglutiniert. Die Kalzitmasse ist iiber dem letzten Umgang sehr dick, be-
sonders an den Polen. Die Lange entspricht der Breite (0,58 mm); das
Proloculum misst im Durchmesser 0,08 mm, das Lumen der letzten Win-
dung 0,05 mm.
Auf diese oberpermische Gattung hat mich Frau E. Reitlinger
(Moskau) aufmerksam gemacht, wofiir ich ihr hier nochmals meinen
besten Dank ausspreche.
Lasiodiscus tenuis Reichel
Das diskoide, evolut-spirale Gehause hat einen Durchmesser von 0,32
bis 0,46 mm. Das plattgedriickte Proloculum erweckt den Eindruck, als
ob es an der Oberseite des Gehauses liegen wiirde, da die ersten Umgange
noch unter ihm verlaufen. Insgesamt wurden 12 Umgange gezahlt; diese
werden gegen aussen immer hoher, so dass der Querschnitt des letzten
0,03 X 0,05 mm betragt. An der oberen Seite der Gewinde, gegen den
aussersten Rand, sieht man im Querschnitt den Schnitt durch eine
unregelmassige Windung, ahnlich wie bei der Gattung Hemidiscus. Auf
dieser Seite ist die Schicht der durchsichtigen, vertikal fibrosen Masse
bis zu 0,04 mm dick. Auf der unteren Seite stehen an den Grenzen zwi-
schen den Umgangen weisse, scharfe Vorspriinge, die in den Schnitten
als gegen die Achse konvergierende Zahnchen erscheinen. Reichel
nennt diesen Teil des Skeletts Hilfskammern, M. M a c 1 a y kurze rohrige
Fortsetzungen, bei Premoli Silva aber heisst es, die Adventiv-
kammern seien mangelhaft entwickelt.
Lasiodiscus minor Reichel
Das spiral-diskoide Gehause mit einem Durchmesser von zirka 0,3 mm
ist oben granuliert; die Korner, die von oben subquadratisch aussehen,
sind so breit wie die Umgange. Die Rohren der unteren Seite sind sehr
kurz.
Lasiotrochus tatoiensis Reichel
Die Gehause dieser seltenen Gattung sind von sehr charakteristischer
Form. Unser Exemplar entspricht dem Holotypus in Grosse (Breite
0,42 mm), Windungszahl und anderen Merkmalen. Es unterscheidet sich
jedoch dadurch, dass seine Embrionalkammer 0,047 mm im Durchmesser
hat, wahrend die des Reichel -schen Exemplars 0,01 mm misst, was
vermutlich — nach der Abbildung zu schliessen — ein Irrtum sein diirfte.
Die Sekundarkammern sind bei unserem Funde nicht so gut entwickelt.
Die letzte Windung sieht so aus, als hatte sie sich entrollt und stehe am
Ende frei, was ein bisher noch nicht erwahntes Merkmal ware.
227
L. hajnehajensis Pantič ist von mehr halbkreisformigem Umriss,
da die alteren Umgange in einer Ebene stehen.
Die Art wurde im Trogkofelkalk mit Paraschivagerina stachei ge-
funden.
Hemigordius aff. longus Grozdilova
Das dick diskoidale, an den Polen ein wenig verengte Gehause ist
0,28 mm lang und 0,87 mm breit. Es hat 5 knaulig und 4 vveitere plani-
spiral gevvundene Umgange. Die Wand ist kalzitisch, weiss-durchsichtig
wie die Kalzitader, die das Gehause durchquert. Das einformige Pro-
lokulum hat eine Lange von 0,065 mm, das Lumen misst in der Breite
bis zu 0,06 mm. Diese Art ist grosser als die Form von Grozdilova.
Fiir die Richtlinien bei der Bestimmung bin ich Frau E. Reitlinger
(Geol. Inst. Akad. Wiss., Moskau) zu Dank verpflichtet.
Fusulinida
Reichelina slovenica Kochansky-Devide
Zu der aus den rosa Trogkofelkalken der Karawanken beschriebenen
Art miissen noch weitere Funde in hellgrauen Kalken gezahlt werden.
Reichelina sp,
Auf dem typischen Fundort der R. slovenica wurden auch grossere
Exemplare (0,48 X 0,86 mm) ohne entrollten Teil gefunden, Sie sind dick
linsenformig mit nautiloiden inneren Windungen von insgesamt 4,5 Um-
gangen.
Quasifusulina tenuissima (Schellwien)
Die Schellwien -sche Art aus dem Trogkofelkalk der Dolžanova
soteska und aus den Kalken mit Schvoagerina princeps der Karnischen
Alpen ist trotz der umfangreichen Beschreibung wenig bekannt, da keine
vollstandigen Exemplare abgebildet wurden. Die Photographie aus dem
Jahr 1912 zeigt doch einige Merkmale, so dass kein Zweifel besteht, dass
auch in den Karavvanken dieselbe Art vorkommt. Die neuen Exemplare
zeigen jedoch, dass der Unterschied zwischen Q, tenuissima und Q,
longissima kleiner ist, als man friiher gedacht hatte,
Das zylindrische Gehause ist etwa 10 mm lang; kein beobachtetes
Exemplar, das sicher zu dieser Art gehort, ist betrachtlich grosser, Es
wurden aber unorientierte Schnitte beobachtet, die seiten, doch bestimmt
grosser, vielleicht mikrospharisch sind. Bei etwa 10 mm Lange ist die
Breite 1.9 bis 2,4 mm. Die Achse ist meist ungerade. Es gibt 6 bis 7 eng
gevvundene Umgange mit den Hohen der einzelnen Windungen: 0,05,
0,12, 0,14, 0,16, 0,17, 0,18 und 0,21 mm. Als eines der Hauptmerkmale wird
die Abflachung der Pole angegeben. Meiner Meinung nach sind die Pole
abgerundet, manchmal auch zugespitzt, und das Schellvvien -sche
Exemplar ist beschadigt.
Das grosse Proloculum ist meist etwas verlangert, oft auch median
abgeplattet, sogar sovveit, dass diese Abplattung die aussere Form be-
228
einflusst, die dadurch abgeplattet zylindrisch sein kann — eine Erschei-
nung, die auch bei den Polydiexodinen beobachtet wurde. Daraus ergibt
sich der grosse Unterschied in der Breite bei gleich langen Axialschnitten.
Die Grossen einiger Embrionalkammern sind: 0,44 X 0,32, 0,41 X 0,28,
0,57 X 0,25, 0,54 X 0,47 mm. Die Wand des Proloculums ist sichtbar per-
foriert. Die diinnen, regelmassig gefalteten Septen zeigen stellenweise die
Cuniculi. Die Axialfiillungen reichen von der ersten bis zur vorletzten
Windung, meist mehr auf die Axialregion begrenzt, selten so breit wie
beim Typus. Der Tunel und die Chomata sind ganz verkiimmert. Die Wand
ist diinn, f einer poros als die der Anfangskammer; sie wachst sehr wenig
zu, so dass sie ein Maximum von nur 0,026 bis 0,034 mm erreicht.
Von der karbonischen Q. longissima ultima Kanmera, die in den Kara-
wanken bestimmt wurde, unterscheidet sie sich vor allem durch die
einfach zylindrische Form, wahrend die karbonische Unterart eleganter
erscheint, indem sie in der Medianregion unbedeutend verengt ist und
abgerundet konische Pole hat. Sie kann auch grosser sein, eine dickere
Wand entwickeln und kleinere sowie mehr porose Axialfiillungen als
Q. tenuissima zeigen.
Q. tenuissima von Kanmera&Mikami, 1965, hat Axialfiillungen
wie die Q. cayeuxi, die von den erwahnten Autoren als Synonym ange-
nommen wurde. Unsere Art ist von der japanischen etwas verschieden,
doch wird die japanische wegen der umfangreichen Beschreibung in der
Synonymie angegeben.
In den oberen Rattendorfer Schichten — haufig. Vereinzelte Quasi-
fusulinen wurden auch an den 12 anderen permischen Fundorten ge-
funden, konnten jedoch nicht spezifisch bestimmt werden.
Schubertella australis Thompson & Miller
Die in den Rattendorfer und Trogkofel-Schichten Jugoslawiens sehr
haufige Art ist auch in den Karawanken nicht selten. Sie ist variabel:
subspharisch, nautiloid bis kurz fusiform, 0,17 bis 0,38 mm lang, 0,14 bis
0,32 mm breit, L/D == 0,9 bis 1,4. Die mikrospharischen Exemplare mit dem
Proloculum von 0.032 bis 0,046 mm haben 3 Umgange, die makrosphari-
schen nur 1,5 bis 2, bei einer Sphare von 0,05 bis 0,11 mm. Die Achse ist
fast immer verschoben, bei den mikrospharischen sogar auch zweimal.
Chomata, Tvmnel und Septa wenig bemerkbar.
Schubertella ex gr. paramelonica Sulejmanov
Die Messungen und die Hauptmerkmale der gefundenen Exemplare
sind tabellarisch dargestellt (slowenischer Text, Tabelle 1); es wurden
auch andere ellipsoidale Arten herangezogen, die gezeigt haben, dass
verschiedene Ubergange und Kombinationen zwischen den kennzeich-
nenden, sog. unterschiedlichen Merkmalen: Grosse, L/D, Zuwachs, Grosse
der Anfangskammer und Dicke der Spirothek, bestehen. F. & G. Kahler
(1966, S. 207) reihen die S. paramelonica und ihre Unterart minor in die
Synonymie der S. melonica. Meiner Meinung nach miissen wir auch hier
die Art 5". simplex Lange miteinbeziehen. Der Name im Titel wurde
229
hinsichtlich der Ahnlichkeit mit der Form von Ortnek angegeben, wo
auch Gehause vorkommen, die — eng gefasst — S. paramelonica minor
am ehesten entsprechen, aber grosser sind.
Neofusulinella cf. giraudi Deprat
Kleinerer Axialschnitt: 0,64 X 0,40 mm, L/D =1,6; 4,5 Umgange, Prolo-
culum 0,025 mm, starke Chomata.
Fusiella schubertellinoides Sulejmanov
Das verlangert fusiforme Gehause (1,33 X 0,34 mm) hat das L/D-Ver-
haltnis 3,9, nur 3,5 Umgange. Die erste Windung ist spharisch, die zweite
kurz ovoid, die weiteren schon lang-fusiform. Die Septen sind kaum
gefaltet. Die Chomata niedrig, mit halbkreisformigem Querschnitt. Die
Wand bis zu 0,023 mm dick, aus Tectum und ziemlich dickem inneren
und diinnem ausseren Tectorium bestehend. Seiten im rosa Trogkofelkalk.
Boultonia voillsi Lee
Das schlank fusiforme Gehause (L = 1 bis 1,3 mm, B = 0,2 bis 0,35 mm,
2 diskoidale Umgange im Juvenarium und 2 bis 3 fusiforme, Proloculum
ist 0,025 bis 0,035 mm) hat einen unregelmassigen Tunnel, gut entwickelte
Chomata und auffallend diinne und klein-gefaltete Septen. Die Spirothek
zeigt unter dem Tectum ein ziemlich helleres Tectorium und misst bis
zu 0,008 mm. Die verbreitete B. voillsi kommt nicht an allen Fundorten
der unterpermischen Fusuliniden vor. Es scheint, dass in allen unseren
Gebieten dieselbe Art, B. voillsi entwickelt ist, doch stellenweise mit der
Tendenz eines Ubergangs in die progressivere Gattung Minojapanella.
Meist in den oberen Rattendorfer Schichten, wahrscheinlich auch stellen-
weise im Trogkofelkalk.
Genus Bivoaella Morikawa & Isomi, 1960
Die Gattung Bivoaella ist eng verwandt mit der Gattung Oketaella
Thompson, 1951. Bivoaella ist grosser, mehr verlangert, hat ein klei-
neres Proloculum und ein angeblich endothyroides Juvenarium. Nach
meinen Beobachtungen haben nicht alle Exemplare der drei jugoslawi-
schen Fundgebiete (B. europaea aus der Črna Gora, B. inopinata vom
Velebit und B. cf. europaea aus den Karawanken) eine verschobene Achse
im Juvenarium. Auch Skinner & Wilde, 1965, erwahnen bei ihrer
B. omiensis »first whorl commonly askew to the outer volutions« (S. 97)
und bei der B. americana (S. 99): »first volution often coiled askew to the
outer whorls«. Alle Kriterien sind also graduell, was fiir ein Auseinander-
halten der Genera sehr ungiinstig ist. Die Unklarheit beim Differenzieren
wird besonders augenscheinlich durch die Tatsache, dass einer der Auto-
ren der Gattung Bivoaella, mit dem anderen Koautor, zwei Oketaella-
Arten (Morikawa & Kobayashi, 1960) mit Exemplaren, die ein
kleines Juvenarium und eine verschobene Achse haben, beschreibt. Darum
denke ich, dass auch die Arten O. takahashii Mor. & K o b. und O.
shiroishiensis M o r. & K o b. in die Gattung Bivoaella eingereiht werden
230
mussen. Oketaella miissen wir eng begrenzen, im Sinne von Thompson,
mit wirklich grossem Prolokulum und mit kurz fusiformem, kleinem
Gehause, oder Biivaella als neueren Namen auf geben.
Bivoaella cf. europaea Kochansky & Milanovič
Die Art aus den Karawanken ist subzylindrisch mit abgerundet-
spitzigen Polen. Masse: 2,5 X 0,9 mm, L/D = 2,4 bis 2,9; bis zu 5,5 Umgange;
das Proloculum eines Exemplars 0,067 X 0,08 mm. Die Septen sind nur an
den Polen ein wenig gefaltet; sie stehen weit voneiander ab und sind
durch tiefe Suturen gekennzeichnet. In den ausseren Windungen zahlt
man nur 10 bis 12 Septen. Der Tunnel ist gut sichtbar, die Chomata
ziemlich gross. Die fein keriothekale Spirothek, sichtbar in den ausseren
Windungen, erreicht eine Dicke von 0,036 bis zu 0,053 mm.
Bivoaella europaea aus der Črna Gora ist der beschriebenen sehr
ahnlich, nur die Chomata sind schwacher als bei der aus den Karawan-
ken, was auch ein phanotypisches Merkmal sein kann. B. inopinata
(K o C h. - D e v.) ist mehr zylindrisch und verlangert (L/D = 3,25 bis 3,37).
Der Genoholotypus B. omiensis M o r. & I s o m i ist auch enger (L/D =
bis 4,2) und hat ein enger gewundenes Juvenarium. Die sehr variable
B. americana Skinner & Wilde zeichnet sich durch den sehr raschen
Zuwachs der ausseren Umgange aus, was bei der B. europaea nicht der
Fall ist.
Genus Darvasites A. M.-Maclay, 1959
Darvasites, nach seinen Merkmalen meist als eine Untergattung von
Triticites angesehen, betrachte ich doch als eine selbstandige Gattung,
da ich keine Ubergangsformen zwischen den Triticiten der Gshell-Stufe
und den Darvasiten des Artinsk kenne. In den Orenburger und Ratten-
dorfer Faunen gibt es keine Triticiten, die als direkte Vorfahren von
Darvasites gedeutet werden konnten.
Darvasites citrus Ramovš & Kochansky-Devide
Ellipsoidales Gehause mit spitzig ausgestiilpten Polen (2,45 X 1,05 mm,
L^D = 2,3; 4,5 Umgange, Proloculum 0,13 X 0,15 mm, maximale Wand-
dicke 0,08 mm). Die Keriothek ist grob, die Chomata stark, mit viereckigen
Querschnitten, der Tunnel ungerade. Die Septen sind unbedeutend diinner
als die Spirothek, sparlich gefaltet in dicken Falten.
Hier eine seltene Art, aus Ortnek bekannt, ist in den Karawanken
etwas langlicher, hat eine etwas grossere Anfangskammer und dem-
entsprechend weniger Umgange.
Darvasites contractus (Schellwien)
Das regelmassige, verlangert-ellipsoidale Gehause ist 3 bis 4 mm lang,
1.4 bis 1,6 mm breit (L/D = 2,2 bis 2,4) und besteht aus 7 bis 8,5 eng
gewundenen Umgangen. Die diinnen Septen sind unregelmassig, ziemlich
wenig gefaltet. Der Tunnel ist auch regelmassig, breit, die Chomata stark,
bis zur vorletzten Halfte der Windung anwesend. Die etwas unregel-
231
massigen Anfangskammern zeigen folgende Abmessungen: 0,11 X 0,10;
0,14 X 0,16; 0,13; 0,12 mm. Die Spirothek ist diinn und wachst sehr wenig
in die Dicke, bis zu 0,06 mm.
Schon Schellwien hatte in der Ugva-Brekzie eine Fusulinide
gefunden (1909, 160 bis 162), die er als fraglich zu Fusulina contracta
rechnete. Bei dem Originalexemplar ist L/D 2,1; das Exemplar aus Dar vas
(Maclay 1949) hat L/D 2,5; unsere Exemplare sind also nicht besonders
verlangert.
Darvasites aff. fornicatus (Kanmera)
Die Exemplare stimmen mit den bisherigen Beschreibungen, besonders
mit der aus Ortnek gut iiberein, da sie etwas verlangerter als die japa-
nischen sind. Die Art des Zuwachses, die Merkmale von Septen, Spirothek,
Tunnel und Chomata sind die gleichen. Im Trogkofelkalk der Karawanken
kommen auch etwas kleinere Exemplare (1,8 X 1,1 mm, 6 Umgange, Pro-
loculum 0,04 mm, L/D = 1,7) vor.
Darvasites sp. A
Der grosse Darvasites mit verlangert-ellipsoidalem Gehause (6,6 bis
7,2X2,55 bis 3 mm, L/D ist um 2,5; 7 Umgange, Embrionalkammer
0,25 mm, die Spirothek bis zu 0,1 mm) hat diinne, gegen die Polen ziemlich
stark gefaltete Septen, einen regelmassigen Tunnel und starke Chomata
in den inneren Windungen. Diese Art ist besonders gross. Die grosste Art
bisher war D. daroni Maclay (Genoholotypus), 6 mm lang, ist aber nicht
so verlangert und hat noch starkere Chomata. Darvasites sp. A wurde in
den Trogkofelschichten und an einem Fundort auch in den oberen Ratten-
dorfer Schichten festgestellt.
Genus Paratriticites Kochansky-Devide, 1969
Genus der Familie Schwagerininae mit mittelmassig grossem verlanger-
tem fusiformem Gehause. Im medianen Abschnitt sind die Septen schwach
gefaltet, in den Polen etwas mehr, doch mit Cuniculi in den ausseren
Umgangen. Die Septen sind grob poros. Das Proloculum ist von mittlerer
Grosse. Der Tunnel erweitert sich stark gegen aussen. Die Chomata sind
immer anwesend, doch in den aussersten zwei Windungen manchmal sehr
kiimmerlich oder mangelhaft. Die Spirothek ist verhaltnismassig dick,
mit gut entwickelter innerer und ausserer Keriothek und feinen Alveolen.
Genoholotypus: Paratriticites jesenicensis Kochansky-Devide
Alter: Perm, Trogkofelstufe.
Die Vertreter dieser Gattung erinnern nach Septenfaltelung, Gehause-
form, Entwicklungstypus der Chomata, nach der Grosse des Prolokulums,
wie auch nach der Wandstruktur stark an die progressiven Triticites-
Arten. Sie konnten auch mit den verlangerten Arten der Untergattung
Rauserites Rosovskaya, 1950, oder mit den primitiven Formen der
Schtvagerina der amerikanischen Autoren verglichen werden, aber die
232
Entwicklung der ersten Cuniculi unterscheidet die neue Gattung von den
erwahnten. Paratriticites stammt wahrscheinlich von der Gattung Tri-
ticites ab. Paratriticites zeigt auch gewisse Ahnlichkeiten mit der Unter-
gattung Eoparafusulina Coogan, 1960, emend. Skinner&Wilde,
1965. Es ist moglich, dass es sich bei Eoparafusulina um zwei verschiedene
Begriffe handelt. Der Subgenotypus bei Coogan und bei Skinner
& W i 1 d e ist namlich nicht derselbe. Es bestehen also nach der Meinung
von F. Kahler (briefliche Mitteilung), streng genommen, zwei Gat-
tungen (E. sensu Coogan und E. s. Skinner & W i 1 d e), Sie sind
jedoch so ahnlich, dass sie hier gleichzeitig verglichen werden konnen.
Eoparafusulina hat eine andere Gehauseform (subzylindrisch bis subglobu-
lar), ein kleineres Proloculum, von Pol zu Pol stark gefaltete Septen, so
dass sie in jeder Kammer sekundare Kammern bilden, kiimmerlicher
entwickelte Chomata oder Pseudochomata. Das Subgenus Leptotriticites
Skinner & Wilde, 1965a, aus dem Wolfcamp Amerikas, unterschei-
det sich von Paratriticites durch sehr diinne Spirothek, starkere Chomata,
engeren Tunnel und sehr gefaltete Septen. Praeparafusulina T o u m a n -
s k a y a entwickelt Cuniculi in allen Umgangen. Sie ist groBer, ver-
langerter, hat stark gefaltete Septen und Chomata nur in den immeren
Windungen.
Paratriticites jesenicensis Kochansky-Devide
Das Gehause ist etwa 9 mm lang, maximal auch iiber 10 mm; es wurden
aber viele kleine und unerwachsene Individuen gefunden. Die Breite ist
etwa 2,4 mm, selten bis zu 2,6 mm, so dass das L/B-Verhaltnis 3,7 bis 4,1
ist. Die Form ist verlangert spindelformig mit raschem Zuwachs an den
Polen. Es gibt 5,5 bis 6, selten 6,5 Umgange. Die Dimensionen der Em-
brionalkammer variieren betrachtlich: von 0,13 bis 0,32 mm. Es wurden
72 Exemplare gemessen; die meisten haben einen Durchmesser des
Proloculums von zirka 0,23 mm. Interessant sind die diinnen, mit verhalt-
nismassig grossen Poren perforierten Septen, wie bei Triticites; sie sind
kurz und nicht dicht, besonders nicht in den ausseren Windungen. Die
Septenzahl betragt von 1 bis 6. Umgang: 7 bis 11, 11 bis 13, 11 bis 17,
16 bis 20, 17 bis 22, 19 bis 21. Im medianen Abschnitt sind die Septen
wenig gefaltet. Auch an den Seiten zeigen sie meist niedere Maschen, das
Netzwerk i m Bereich der Pole ist auch schiitter, so dass die Septen ein
Triticites-ahn\iches Aussehen annehmen. Sie bilden aber Cuniculi in den
ausseren Windungen.
Der Tunnel ist ganz gut ausgebildet und erweitert sich stark gegen
aussen. Die kleinen halbkreisformigen Schnitte der Chomata sieht man
bis zur vorletzten Windung, in der letzten gew6hnlich die Pseudochomata.
Die Spirothek ist verhaltnismassig dick, besonders in den letzten drei
Umgangen (um 0,10 bis 0,13 mm), es gibt aber auch erwachsene Exemplare
sowie Fundorte von P. jesenicensis, wo die Wanddicke 0,08 mm nicht iiber-
steigt. Die feine Keriothek ist gut sichtbar; ebenso die aussere, die noch
feiner ist, als bei den hoch evoluierten Triticiten. Die Art ist variabel.
Die diinnere Spirothek der Exemplare einer Fundstelle wurde bereits
erwahnt. Die Exemplare mit einer grosseren Zahl von Windungen (un-
233
gefahr 6) sind haufiger im roten Trogkofelkalk; sie sind jedoch nicht
grosser. Im roten Kalk gibt es viele kleine Individuen von 1 bis 2 Um-
gangen. Sie gehoren wahrscheinlich zu derselben Population; die Verschie-
denheit ihrer Embrionalkammern sehe ich fiir Variabilitat und nicht fiir
Dimorphismus an.
Unter den bekannten Arten ist der beschriebenen die Schellwien-
sche Fusulinia regularis am ahnlichsten; sie ist aber mehr verlangert
(L/D = 2,8). Auch wurden bei ihr keine Chomata erwahnt.
Perm, grauer dichter Trogkofelkalk. Auch im fleischroten Trogkofelkalk.
Fundorte: O von der Zabreška planina, unter dem Stol. Ausserdem
an zwei Fundorten zwischen Kranjska gora und Planina unter der Golica.
Pseudofusulina rakoveci Ramovš & Kochansky-Devide
Das 10,6 bis 12,5 mm lange und 3 bis 3,8 mm breite Gehause mit dem
L/D-Verhaltnis 3,3 bis 3.5 ist elegant subzylindrisch mit gespitzten Polen
und unbedeutender Verengung in der Medianregion. Die inneren 2,5
Umgange sind fusiform mit spitzigen Polen. Die Septen sind sowohl in
den inneren als auch in den ausseren Windungen tief zickzack-formig ge-
faltet, nur sind sie in den jiingeren Umgangen verhaltnismassig diinner.
Die Phrenotheken sind schwach. Der Tunnel ist sehr unregelmassig, doch
in allen Umgangen erhalten, die Chomata aber nur in den ersten zwei.
Die etwas unregelmassige Embrionalkammer hat 0,27, bzw. 0,3 mm im
Durchmesser. Die Spirothek mit dichter Keriothek nimmt an Dicke rasch
zu (bis zu 0,13 mm). Die aus dem Trogkofelkalk von Ortnek bekannte Art
wurde auch an einigen Fundorten in den Karawanken gefunden. Noch
grossere Exemplare als die typischen kommen vor.
Pseudofusulina fusiformis (Schellvvien) em. Igo
Die grosse (10 X 4 bis 5 mm, 6 Umgange) Art wird besonders durch
die dicke Spirothek mit verdoppelter Keriothek charakterisiert. Die beiden
Schichten der Keriothek sind durch eine durchsichtige Schicht verbunden.
Der kleinkornige Kalzit ist j enem gleich, der die Hohlraume ausfiillt, wo
der Tierkorper verschwand; es ist also moglich, dass der Kalzit in die
Zwischenschicht der Wand gleichzeitig mit der Fossilisierung gelangte,
also mit der Kristallisation der Kalzitmasse in den Hohlraumen. In
diesem Falle miissen wir annehmen, dass sich die Spirothek erst wahrend
der Fossilisation stellenweise parallel zur Oberflache aufgespaltet hat.
Auch bei dieser Auffassung miissen wir die Struktur der Spirothek als
bezeichnend ansehen, da die gleichen Arten in Japan und Jugoslawien
diese Erscheinung zeigen. Diese Arten mussten also eine briichigere, mitt-
lere Zone in der Keriothek haben, was bei den anderen Fusuliniden nicht
der Fall ist.
Zwei Fundorte im Trogkofelkalk.
Pseudofusulina cf. duplithecata Igo
In der Keriothek dieser grossen Art sieht man eine sehr feine Alveo-
larstruktur und hellere, parallel zum Tectum verlaufende Zonen. Die aus-
gesprochene Verdoppelung der Keriothek ist aber nicht ausgebildet.
234
Pseudofusulina vulgaris rugosa n. subsp.
Holotypus ist der Axialschnitt im Schliff J 114, Taf. XI, Fig. 1.
Diagnosis: Kleine Unterart der grossen Art Pseudofusulina vulgaris
(Schellwien) mit wenigen Umgangen, sehr grossem Proloculum und klein-
rugosem Tectum.
Locus typicus: Htigel W von Pristava in Javorniški rovt. Ausserdem
kommt sie in Plavški rovt und Robe bei Kranjska gora vor.
Stratum typicum: Perm, obere Rattendorfer Schichten.
Das kleine, kurz spindelformige Gehause ist ziemlich variabel im
Langen/Breiten-Verhaltnis: beim Holotypus 2,13, bei anderen Exemplaren
kleiner, bis zu 1,52. Das Gehause ist 2,7 bis 3,5 mm lang, 1,4 bis 1,8 mm
breit, mit raschen Zuwachse. Die Windungszahl ist fiir eine Pseudo-
fusuline sehr klein: 2 bis 3,5. Die Anfangskammer ist auffallend gross; ihr
Durchmesser betragt 0,25 bis 0,45 mm. Die Septen sind diinn, sehr tief,
unregelmassig zickzack-artig gefaltet. Selten bemerkt man Tunnelreste
und Pseudochomata, ausnahmsweise kleine Axialfiillungen. Die Phre-
nothecae sind nicht mit Sicherheit festgestellt. Die Wand ist diinn, in der
Medianregion dicker als gegen die Pole. Die Keriothek ist gut bemerkbar;
das Tectum ist so fein rugos, dass nur 2 bis 4 Alveolen auf einen »Zacken«
des Tectums im Axialschnitt vorkommen. Die Wanddicke betragt im
1. Umgang 0,02 bis 0,025 mm, im zweiten 0,04 bis 0,06 mm und im dritten
0,04 bis 0,08 mm.
Von der nominaten und den anderen Unterarten der P. vulgaris-
Gruppe unterscheidet sich ssp. rugosa durch die rugose Spirothek und sehr
geringes Wachstum sowie durch eine kleine Windungszahl; gleich sind
aber Hauptform und Grosse der Anfangskammer (die bei unserer win-
zigen Unterart grosser aussieht), die Art der Septenfaltelung, sowie die
Riickbildung des Tunnels und der Chomata.
P. vulgaris nana A. M.-Maclay hat eine ahnliche Grosse, aber viele
Phrenotheken und ein kleineres Proloculum. P. v. globosa (Schellw.) und
P. v. megasphaerica Toriyama sind grosser, breiter und mit mehreren
Umgangen. P. v. horiguchii Morikawa, 1955, sieht von allen Unterarten
der vulgaris-Art der aus den Karawanken nach der Grosse des Gehauses
imd der Anfangskammer am ahnlichsten, hat aber weniger gefaltete Sep-
ten, rudimentare Chomata und ist wahrscheinlich nicht rugos. P. firma
Shamova hat mehr Umgange, ein kleineres Proloculum und starker ge-
faltete Septen. Paraschvoagerina stachei Kahler & Kahler — die giganto-
spharische Generation aus Gogau in den Karnischen Alpen — zeigt Ahn-
lichkeit in Form, Zuwachs, Windungszahl, grosser Embrionalkammer und
starker Septenfaltung. Von den Unterschieden wurden grossere Gehause
und Anfangskammer sowie noch starkere Septenfaltung bemerkt. Bei
keiner erwahnten Form wird die Rugositat des Tectums angefiihrt.
Pseudofusulina aff. vulgaris rugosa n. subsp.
Von der vorne beschriebenen Unterart unterscheidet sich diese kleinere
Form durch das mehr eiformige Gehause mit ausgezogenen Polen, 4 Um-
gangen, langsamerem Zuwachs und noch tiefer gefalteten Septen. Sie
235
ist 2,34 X 1,3 mm gross, die Spirothek mit rugosem Tectum ist bis zu
0,045 mm dick. Ein Exemplar wurde mit den karbonischen FusuUniden
der Karawanken beschrieben, da es gemeinsam mit den resedimentierten
karbonischen Mikrofossihen vorkommt.
Es ist interessant, dass im Unterperm von Timan eine parallele Ent-
wicklung der Art P. sphaerica und der ahnUchen P. s. forma timanica
Grozdilova & Lebedeva besteht, wo auch bei mehr ellipsoider Form
besonders tief gefaltete Septen vorkommen.
ONO von Mojstrana. Sandstein mit Nankinella und resedimentierten
Triticiten.
? Rugosochusenella spp.
Zwei Arten, die nach den meisten Merkmalen der Gattung Rugosochu-
senella angehoren, doch ist bei der sp. A eine gewisse Faltelung der Septen
im Juvenarium sichtbar; bei der sp. B ist das Juvenarium unbekannt.
Die letzte Art hat Cuniculi in der letzten Windung.
Pseudoschvoagerina cf. turbida Kahler & Kahler
Ein beschadigtes Exemplar, nahe der Axialebene getroffen, zeigt eine
besonders interessante Eigenschaft: die Spirothek der vorletzten, starksten
Windung ist gegen innen etwas gezackt. Diese Zacken bilden sogar an
einigen Stellen Formen, die stark an die Transversalsepten der Neo-
schvvagerinen erinnern, da sich die Keriothek in Zacken verlangert und
a m distalen Ende dunkel ist. Bei diesen Orimenten der Transversalsepten
konnen wir bei der Familie Schwagerinidae eine parallele Entwicklungs-
tendenz zu den Neoschwageriniden feststellen.
Zellia mira (Kahler & Kahler)
Das kugelige Gehause ist 3,9 bis 4,4 mm breit; das einzige orientierte
Exemplar ist bei einer Breite von 3,9 bis 3,8 mm lang. Das Proloculum
hat einen Durchmesser von 0,17 mm; ihm folgen 2,5 ellipsoide Windungen
Juvenariums und 3 erwachsene Umgange. Die 2 letzten zeigen etwas
eingedellte Pole. Die grob perforierten Septen sind an den Polen ganz
wenig gewellt. Die Septenzahl betragt von der 3. Windung weiter: 16,
14 bis 16, 15 bis 19 und 22 bis 23. Die kleinen Chomata sind kontinuiert
bis zur letzten Halfte der Windung. Die dicke Spirothek ist besonders in
den letzten 2 Windungen bis zu 0,13 mm verdickt.
Nach meiner Meinung handelt es sich um die mikrospharische Gene-
ration der Zellia mira, die nur als A-Generation beschrieben wurde. Es
bestehen gewisse Unterschiede von der A-Generation. In Bezug auf die
weitergreifende phylogenetische Entwicklung der A-Generation k5nnen
wir bei dieser die Abwesenheit der Chomata erlautern, die bei der
B-Generation noch erhalten blieben. Auch kommt bei der A-Generation
das spharische Stadium rascher vor. Die Gesamtgrosse ist bei den beiden
ungefahr dieselbe,^ was nicht entscheidend sein kann, da die Art iiberall
seiten ist.
236
Paraschivagerina stachei Kahler & Kahler
Typisch entwickelte, aus 4 Fundstellen der Trogkofelkalke bekannte
Art: 10 X 6,5 mm, zirka 7 Umgange, typischer Zuwachs mit 3 Juvenarium-
Umgangen, die breiteste ist die 5. Windung. Tief und unregelmassig
gefaltete dichte Septen wurden in der 5. bis 7. Windung mit den Zahlen
36, 47 und 50 festgestellt. Das Proloculum 0,1 mm im Durchmesser; die
Spirothek diinn, mit Ausnahme der letzten 2 Umgange, wo sie bis zu
0.22	mm erreicht.
Robustoschivagerina schellivieni (Hanzawa)
Die verhaltnismassig nicht seltene, auffallende Art ist typisch ent-
wickelt (7,5 bis 10 X 8 bis 11 mm, L/D = 0,84 bis 1,55; insgesamt 8 Win-
dungen). Von der ahnlichen R. tumida (Licharew) unterscheidet sie sich
durch die weniger eingedriickten Pole, etwas mehr gefaltete Septen und
weniger raschen Breitenzuwachs, so dass sie spater als R. tumida das
spharische Stadium erreicht.
Robustoschivagerina aff. tumida (Licharew)
Die Exemplare aus den Trogkofelschichten der Karawanken stehen
dem Typus der Art noch am nahesten: 8 bis 12 X 9,5 bis 13 mm, L/D =
= 0,84 bis 0,92; 5 Umgange, davon nur 1 des Juvenariums; schon die
2. Windung ist subspharisch; besonders rascher Zuwachs; nur in der
1.	Windung gefaltete Septen, sonst nur gebogene; ohne Chomata; sehr
diinne Spirothek (0,04, 0,019, 0,028 und 0,066 mm). Nach Grosse, diinner
Wand und grossem Proloculum ist sie progressiver als das typische
Exemplar. Die Gehause aus dem Velebit sind kleiner und dickwandiger;
sie sind aber auch alter, denn sie stammen aus den oberen Rattendorfer
Schichten.
Staffella sp.
Die kleinen Gehause von 3,5 bis 4,5 nautiloiden Umgangen besitzen
betonte Umbilici und kaum sichtbare Pseudochomata. Es handelt sich
um eine bescnders primitive Art, die stark an gewisse Pseudoendothyra-
Arten erinnert. Die Spirothek ist ganz kristallisiert. Heller Trogkofelkalk.
Nankinella sp.
Das Gehause mit bis zu 6 Umgangen (0,5 bis 0,88 X 1,3 bis 1,7 mm),
schwachen Umbilici und bis zu 0,038 mm dicken kristallisierten Wanden
ist jener Art ahnlich, die in den Neoschwagerinenschichten Jugoslawiens
vorkommt und mit der N. ivaageni (Schwager) verglichen wurde.
A1 g e n
Genus Girvanella Nicholson & Etheridge, 1880
Von den iiber 40 »Arten« und »Varietaten« der Gattung Girvanella
entspricht keine den drei bis vier in den Karawanken gefundenen
Formen. Das gibt zu bedenken, ob eine Griindung der Arten bei den
237
fossilen Formen, wo wir nichts zu messen haben als den variablen
Durchmesser und die Wanddicke des rohrenformigen Skeletts, iiberhaupt
einen Sinn hat. Ich glaube, dass die Arten mit Bezug auf die okologischen
Bedingungen, die die Uppigkeit des Wuchses, also die Grossen bedingen,
variieren. Einige Arten haben R5hren, die sich abzweigen oder die dicho-
tomieren; hier soli angeblich der Verzweigungsvv^inkel massgebend sein.
Ahnliche Verzweigungen sehen wir auch bei einigen Orthonella-Avten
(Codiaceae), die auch manchmal, den Dimensionen nach, einigen Girva-
nellen entsprechen.
Girvanella cf. kordeae Giiveng
Der Durchmesser der Rohre betragt 0,05 bis 0,025 mm; die sekundaren
Rohrchen sind natiirlich enger. Der Winkel der Abzvv^eigung betragt 50®
bis 85®. Die gefundene Form sieht der G. kordeae aus dem oberen Karbon
und dem unteren Perm der Tiirkei ahnlich (Durchmesser 0,028 mm, Winkel
45® bis 90®). Orthonella moscovica Maslov und O. myrae Racz sind eben-
falls schwer unterscheidbar.
Girvanella sp. A
Die verschieden gebogenen, in Knollen angehauften Rdhrchen zeigen
zvv^ei Rohrengrossen ohne gegenseitigen Ubergange. Die Durchmesser sind
ungefahr 0,023 und 0,010 mm. Es ist moglich, dass es sich um zwei Arten
handelt.
Girvanella sp. B
Parallele Rohren umwacksen der Lange nach die faden- oder saulen-
formigen Unterlagen. Bei einigen Biindeln ist der aussere Durchmesser
der Rohre enger (um 0,04 mm), bei anderen weiter (um 0,075 mm).
Vielleicht sind es 2 Arten.
» Stromatolithen «
In Zonen wachsende Algen, die grosse Knollen um anorganische oder
organische Bruchstiicke bilden, vvrerden meist als Stromatolithen bezeich-
net. Taxonomisch bestehen Stromatolithen meist aus verschiedenen
Cyanophyceen.
In den Karawanken wurden Knollen bis zu 27 X 10 mm Grosse
beobachtet; in ihnen sieht man stellenweise Cyanophyceen-R6hren mit
einem Durchmesser von 0,006 bis 0,013 mm.
Grossen Oolithen ahnliche Stromatolithe in grosseren Mengen gelten
in den Karnischen Alpen als leitend fiir die oberen Rattendorfer Schich-
ten. In den gleichen Schichten kommen sie im Velebit vor; auch in den
Karawanken wurden sie in den oberen Rattendorfer Schichten gefunden
und kleinere in der Trogkofel-Brekzie.
Eugonophyllum magnum (Endo)
Der blattformige Thallus ist ungerade, besonders erhoben an jenen
Stellen, wo die »Reproduktionsorgane« standen. Unser grosster Durch-
schnitt erreicht eine Lange von 18 mm und eine Dicke von 0,4 bis 1,2 mm.
238
Das Thallus-Blatt ist in der Mitte kristallisiert; parallel zu der Oberflache
befinden sich beiderseits die unregelmassigen, subspharischen, unter-
einander meist verschieden verbundenen Utrikeln. Ihr Durchmesser ist
0,04 bis 0,11 mm, meist um 0,07 mm. Die Utrikeln sind durch unregel-
massige Rohrchen mit der Oberflache verbunden. Der Durchmesser des
»reproduktiven Organs« ist etwa 0,28 mm (Taf. XX, Fig. 4 links).
Die beschriebene Art ist aus dem Karbon und unterem Perm von
Japan bekannt. Von der ahnlichen E. johnsonii Konishi & Wray, aus
Amerika und den Trogkofelschichten der Karnischen Alpen, unterscheidet
sie sich eigentlich nur nach der Grosse der Utrikeln. Hochstwahrscheinlich
handelt es sich um dieselbe Art. E. magnum ist in den Karawanken sehr
verbreitet, stellenweise sogar lithogenetisch, doch meist kristallisiert. Es
wurde an 14 Fundstellen der Trogkofelschichten und an einigen der
oberen und mittleren Rattendorfer Schichten festgestellt.
Genus Anchicodium Johnson, 1946
Die Form des Thallus hat Johnson und nach ihm Endo (1957)
als fingerformig bezeichnet, Konishi & Wray (1961) aber als blatt-
formig; nachher schrieb Johnson (1963), der Thallus sei eine chrustose
Masse mit fingerformigen Spitzen. Im vorliegenden Material wurde ein
blattformiges Exemplar mit zwei grossen Liicken gefunden (analog wie
es beim Thallus von Eugonophyllum vorkommt), die vielleicht von finge-
rigen Spitzen stammen, wahrscheinlich jedoch von der ungeraden Blatt-
spreite des Thallus; ich bin daher geneigt, der Meinung von Konishi &
W r a y zuzustimmen.
Anchicodium fukujiense Endo & Horiguchi
Der verschieden gewellte blattformige Thallus ist 0,40 bis 0,72 mm dick;
als seine grosste Dimension wurden 20 mm gemessen. Das Innere ist meist
kristallisiert. An einem Exemplar sieht man sehr diinne, unregelmassig
verzweigte Medullarschlauche sowie unregelmassige Hohlraume (Taf. XXI,
Fig. 3). Bei der Oberflache befindet sich eine 0,05 bis 0,13 mm dicke
Schicht von feinen Poren, die gegen innen spitzig enden, gegen aussen
aber durch dunkle Rander begrenzt sind. Diese Struktur zeigt im Tan-
gentialschnitt die Form eines unregelmassigen Wabenwerkes mit einem
Porendurchmesser von 0,02 bis 0,05 mm.
Neoanchicodium catenoides Endo
Der fingerformige Thallus ist gerade oder gebogen, hie und da auch
verzweigt. Er ist ganz kristallisiert, mit Ausnahme der Schicht unregel-
massig-spharischer Utrikeln, die an manchen Stellen unterbrochen ist.
Diese Schicht liegt bei einzelnen Individuen in verschiedener Entfernung
zu der Oberflache parallel. Die Utrikeln sind gewohnlich untereinander
verbunden. Der Durchmesser des Thallus betragt 0,7 bis 1 mm, die Utrikel-
schicht befindet sich 0,06 bis 0,15 mm unter der Oberflache. Der Durch-
messer der Utrikeln betragt 0,06 bis 0,15 mm.
239
Diese Art, wenn auch mit ziemlich unklarer Struktur, hat sich nach
den neuen Feststellungen in Jugoslawien als gutes Leitfossil fiir die
Trogkofelstufe gezeigt, kommt aber nicht in allen Fazies vor, Es ist
merkwiirdig, dass E. F1 ii g e 1 (1966, 59) N. catenoides nur fiir die oberen
Rattendorfer Schichten angibt,
Trogkofelkalke (8 Fundorte).
Ortonella morikavoai Endo
Der Thallus hat die Form eines Biischels mit zweispaltig verzweigten,
gegen aussen geneigten »Asten«. Die Medullarstrange gabeln sich in der
Masse und erweitern sich an der Oberflache stark. Im Querschnitt ist ein
unregelmassiges Netz von Medullarschlauchen sichtbar. Die Hohe der
Bruchstiicke ist 1,2 bis 1,7 mm, die Breite 1,1 bis 1,5 mm, der Durchmesser
der Medullarrohre um 0,06 mm.
Anthracoporella vidna Kochansky & Herak
Die Art ist viel seltener als A. spectahilis und wurde das erste Mal
im Perm gefunden. Sie entspricht den Resten aus dem Karbon der Ka-
rawanken vollkommen. Die unregelmassigen Rohren messen in der Lange
bis zu 3 mm; moglicherweise ist das der sessile Teil, aus dem die kleinen
Rohrchen hinausragen. — Drei Fundorte der verschiedenen Trogkofel-
kalke.
Mizzia comuta Kochansky & Herak
Typisch entwickelte Exemplare, darunter auch sehr kleine, wurden
in hellen (kristallinischen, rosa und pseudo-oolithischen) Trogkofelkalken
mit Darvasites an 8 Fundstellen gefunden.
Mizzia yabei (Karpinski)
Die zylindrisch-ovoiden Artikel sind bis zu 1,2 mm lang und bis zu
0,8 mm breit, gewohnlich jedoch etwas kleiner. Die Breite der Poren
betragt 0,13 bis 0,19 mm.
Genus Epimastopora Pia, 1922
Endo hat 1959 eine Revision der sehr problematischen Gattung Epi-
mastopora gegeben. Diese ist noch nicht genau von der Koninckopora
abgegrenzt, auch ist ihre aussere Form noch nicht sicher bekannt und es
gibt fiir sie keine vom Autor der Gattung verfasste Originalbeschreibung.
Pia stellte die Gattung Epimastopora 1922 auf, beschrieb sie kurz 1937
und gab die Abbildung der 6 untereinander ziemlich verschiedenen Bruch-
stucke, die nicht von derselben Art herstammen miissen. Auch gab er
keine Messwerte und keine Artbeschreibung an.
Im Jahre 1951 beschrieb Korde aus dem Karbon des Urals die Art
E. piai. Indem sie ihre Exemplare mit dem von Pia aus den Karnischen
Alpen verglich, stellte sie gewisse Unterschiede fest. Sie glaubt jedoch,
dass die Unterschiede okologisch bedingt sind und dass es sich um
dieselbe Art handelt. Im April 1960 beschrieb B i 1 g ii t a y die Art
240
E. piae aus dem unteren Perm der Umgebung von Ankara. Sie halt sie
mit der Art von Pia aus den Karnischen Alpen und den Karawanken
fiir identisch. Einen Monat spater erschien die Beschreibung der Art
E. alpina Kochansky & Herak (1960) aus den Trogkofelschichten von
Jezersko (Seeland) in den Karavvanken. Die Autoren bezeichneten P i a s
Praparat, das 1937 abgebildet wurde, als Holotypus, wahrend Korde
und B i 1 g ii t a y keinen Holotypus angeben.
Diese Sache wurde noch komplizierter durch E n d o s Vorschlag, fiir
jene Arten, die keine rohrenformigen, sondern in der Mitte aufgeblahte
Poren haben, neue Gattung Pseudoepimastopora aufzustellen. Da wir bei
der E. alpina rohrenformige, ellipsoide bis kugelige Poren finden, meine
ich, dass das Abtrennen einer neuen Gattung auf Grund nur eines Kri-
teriums nicht annehmbar ist.
Johnson zieht in seiner Monographie (1963) die Angaben iiber die
Epimastoporen der Tiirkei und Jugoslawiens nicht in Betracht. Darum
reihe ich jene tiirkischen, sowjetischen und jugoslawischen Angaben, die
sich auf die drei in den Karavvanken vorkommenden Arten beziehen, in
die im slovvenischen Text angegebene Tabelle 3 ein.
Da die Dimensionen in der Tabelle gegeben sind, fiihre ich nur einige
Bemerkungen iiber einzelne Arten an.
Epimastopora alpina Kochansky & Herak
Die Poren sind breit-rohrenformig, vertikal oder schief zur Oberflache
gestellt, manchmal elliptisch oder subspharisch. Stellenvveise finden sich
so grosse kugelige Hohlraume, dass sie aus der Oberflache der Ske-
letthiile herausragen, da die Kugeln breiter sind als die Algenvvand.
Vielleicht handelt es sich um fertile Teile.
Epimastopora Ukana Kochansky & Herak
Kleine Bruchstiicke mit regelmassig ellipsoidalen, dichten Poren.
Epimastopora piai Korde
Die verhaltnismassig schmalen Poren sind stellenvveise nur unter
den Wandoberflachen sichtbar, an anderen Stellen sind sie in der Mitte
mit einer helleren Verbindung gebunden, andersvvo sind die Poren rohren-
formig und durchqueren die Wand. Eine derartige Struktur ist ziemlich
unverstandlich. Diese Art, graziler als die vorigen zvvei, ist verbreitet.
Teh kenne sie schon aus den oberen Rattendorfer Schichten des Velebit,
sie mit E. Ukana gesteinsbildend zusammen vorkommt. Sie wurde aus
Jugoslawien bis jetzt noch nicht beschrieben, vveil ihre Merkmale so
unklar .sind.
Teutloporella n. sp.
Die Bruchstiicke einer interessanten Dasycladacee, die aus dem Trog-
kofelkalk in Ortnek bekannt ist, vverden jetzt der Gattung Teutloporella
zugezahlt. Die Art hat namlich die dick kalzinierten Porenhiillen mit
polygonalen Fissuren voneinander getrennt, wie das etwa bei der T. her-
culea (Pia 1920, S. 41, Taf. II, Fig. 16 und Bystricky 1964, S. 181,
16 — Geologija 13	241
Taf. IV, Fig. 4, 5) und T. triasina (Herak 1965, S. 6, Taf. I, Fig. 1, 2)
vorkommt.
Gyroporella nipponica Endo & Hashimoto
Das zylindrische, wahrscheinlich etwas hin und her gebogene Skelett
(D = 1,1 bis 2,4 mm, d = 0,62 bis 2 mm) hat mittelmassig dicke Wande
(0,24 bis 0,4 mm). Die distal geschlossenen Poren sind von ziemlich va-
riabler Form. Ihr proximaler Teil ist konisch, manchmal walzenformig
oder subspharisch (Taf. XXIV, Fig. 1). Im letzten Drittel sind die Poren
vor dem kopfchenartigen Ende verschieden stark eingeschniirt. Die Ve-
siculi sind nicht immer kugelig, sondern zuweilen proximal-distal ab-
geplattet (Fig. 5). In den schragen Schnitten sieht man manchmal nur die
Basen, ein anderes Mal nur die Porenkopfchen. Die Poren stehen keines-
falls regelmassig verticillat, wenn auch die Entwicklung anscheinend dazu
neigt. Die Poren sind dicht, meist wechselstandig. In einem »Wirtel« stehen
13 bis 24 Poren.
Pseudogyroporella mizziaformis Endo gleicht im Tangentialschnitt
etwas der beschriebenen Art, nur sind ihre meist breiter en Poren von
innen bis aussen von gleicher Breite.
10 Fundorte in den Trogkofelschichten.
Gyroporella microporosa Endo
Das rohrenformige Skelet fallt durch verhaltnismassig schmale Poren
auf. Diese sind meist distal offen, sonst typisch gyroporellenartig. Ich
meine, dass die ausseren Porendeckel sehr diinn und zerbrechlich waren,
da sie, den Abbildungen nach, auch bei den japanischen Exemplaren selten
erhalten sind.
Gyroporella ? tenuimarginata Endo
Das Skelett ist in verlangerte Abschnitte segmentiert, was fiir die
Gyroporellen nicht charakteristisch ist — darum ein Fragezeichen im
Namen. Die Lange des gefundenen Segments betragt 3 mm, die Breite
2,3 mm, die innere Breite 0,8 mm, die vesiculiferen Poren sind maximal
0,14 mm breit. Es scheint mir, dass diese in Japan und Jugoslawien fest-
gestellte Form fiir die Trogkofelkalke und ihre Aquivalente leitend ist. In
den Karawanken selten.
Gyroporella intusannulata n. sp.
Die Art bekam ihren Namen nach der inneren Zergliederung —
Intusannulation, ihrem auffallendsten Merkmal.
Holotypus ist der Schragschnitt im Schliff J 296, Taf. XXV, Fig. 5.
Locus typicus: Martuljek, in der Felsenwand am SO-Teil des Dorfes.
Seltener auch bei Frtalež, oberhalb von Martuljek.
Stratum typicum: Perm. Hellgrauer Trogkofelkalk. Der Fundort Frtalež
liegt im rosa Trogkofelkalk.
Diagnosis:: Unregelmassig intusannulierte Art der Gattung Gyropo-
rella, mit engen, unter der Oberflache geschlossenen, winzig kopfigen
Poren.
242
Beschreibung. Die verhaltnismassig grossen Skelette sind wegen der
Grosse und Intusannulation von triassischem Habitus. Unter den permi-
schen Arten erinnert an sie nur die grosse Diplopora latissima Endo, die
ebenso intusannuliert ist, aber einen ganz anderen Porentypus hat. Das
Skelett ist in der Form von geraden, glatten Rohren entwickelt. Die Wande
sind nicht dick, aber durch innere Ringe verstarkt, so dass das Skelett
dennoch fest ist — man findet Stiicke von 15 mm Lange. Das interessan-
teste Merkmal ist wohl die Unregelmassigkeit der Intusannulation. Das
Lumen wird in ziemlich dichtgestellten Abstaden verengt, die Veren-
gungen sind aber keinesfalls regelmassig ringformig. Stellenweise bemerkt
man an einer Seite des Zylinderinnern je zwei Verengungen und an der
gegenstandigen Seite nur eine, was fiir Dasycladaceen ein eigenartiges
Merkmal darstellt. Bei einigen Exemplaren, oder an gewissen Teilen des
Skeletts, sehen wir tiefere und regelmassigere Verbreitungen des Lumens
in die Wand (Taf. XXV, Fig. 1, 2 — unten, 3), bei den anderen seichtere,
unregelmassige oder kaum markierte (Fig. 2 — oben, 8, 9, 6 — ausser
unten links). Der Querschnitt (Fig. 7) zeigt ebenfalls die Unregelmassigkeit
in den Verengungen des Lumens.
Die aspondylen Poren sind unregelmassig und dicht gestellt, doch sind
die Zwischenraume unter ihnen 1,5 bis 2 Mai breiter als die Poren. Die
Poren sind kaum sichtbar vesiculifer, d. h. am distalen Ende befindet
sich eine sehr kleine Blase, die nur ein wenig breiter als die Pore ist
(z. B. 0,014 mm die Pore, 0,019 mm das Vesiculum). Die Poren sind gegen
aussen deutlich mit diinnen Membranen zugedeckt. Von P i a' s Poren-
typen (1920, Taf. VIII) steht unseren am nachsten jener der G. maxima,
doch sind die Blasen unseres Typs noch kleiner und ausserdem spharisch.
Im kristalisierten Material sind die Poren iiberhaupt schwer sichtbar. Sie
sind seiten gerade, sondern meist gekriimmt und hie und da auch
proximal einander angenahertS gegen aussen wieder divergierend. Im
Querschnitt gibt es 30 bis 40 Poren.
Die Tabelle mit den Massangaben ist im slowenischen Text nach-
zusehen.
Keiner bekannten Gyroporellen-Art ist die beschriebene ahnlich, da
bei den Gvroporellen die Annulation, aussere oder innere, bisher noch
nicht bekannt war. In der Porenform ahnelt sie noch am meisten der
G. maxima Pia aus der Trias von den Spitzbergen, die auch stellenweise
etwas schrag gestellte und hie und da angenaherte Poren im proximalen
Skeletteil entwickelt.
Permocalculus aff. kanmerai (Konishi)
Die fingerformigen Teile der stark verkalkten Thalli sind bis zu 5,4 mm
lang, 0,48 bis 0,8 mm breit. Der Medullarraum ist mit mehr oder weniger
vertikalen Schlauchen (Breite um 0,026 mm) erfiillt. Die Kortikalrohren
sind diinner (0,013 bis 0,02 mm), schrag gestellt, astig und gegen aussen
^ Da die Stellen, wo die Poren sich annahem, gar nicht gehohlt sind, und
da auch im Tangentialschnitt keine Porengruppierung zu bemerken war, konnte
ich mich nicht entscheiden, die beschriebene Art in die Gattung Diplopora
einzureihen.
243
trichterformig geoffnet. Die beschriebene Art entspricht vollig der B-Form
(den diinneren, ungegliederten Endsprossen des astigen Thallus) der ein-
gehend dargestellten japanischen Art P. kanmerai aus den Basis-Schichten
des Mittelperms. Da sie ohne die basalen, breiten Teile des Thallus ge-
funden wurde, meine ich, dass es besser ware, mit der vollstandigen
Identifizierung der Art in Europa bis zu einem giinstigeren Befund
abzuwarten.
Problematica
Bacinella sp.
Die von der Autorin der Gattung (Radoičič, 1959) in die Algae
inc. sed. eingereihte Bacinella sieht man in der Form von unregelmassigen
Zellen mit Dimensionen von etwa 0,3 bis 0,8 mm, selten mit grosseren.
Die Zellen sind hie und da teilweise eingeteilt, indem unvollstandige
Querwande (wie z. B. bei den Chaetetiden) gebildet werden.
Die Gattung wurde aus der unteren Kreide beschrieben. Die Reste
dieses Problematicums sind inzwischen auch in der oberen Kreide, in
Malm, Lias, mittlerer Trias und in den Trogkofelkalken von Ortnek, sowie
an 2 Fundorten in den Karawanken gefunden worden.
Hikorocodium elegantae Endo
ist in den Trogkofelschichten der Karawanken von drei Fundorten be-
kannt.
Tubiphytes obscurus Maslov
Wegen der dichten Gewebestruktur meist dunkle oder in besonders
diinnen Schliffen graue Bruchstiicke, von rundlich elliptischer oder ver-
langerter Form mit subcelullarer Struktur. Der inkrustierende Organismus
wachst in Zonen zu. Die Reste sind bis zu 6 mm lang, die Zonen erreichen
eine Breite von 0,2 bis 0,8 mm. Sehr verbreitetes Fossil im jugoslawischen
Jungpalaozoikum. In den tonigen Grenzlandbanken wurde es zwar nicht
gefunden, ist aber haufig im Karbon, in den oberen Rattendorfer Schichten
und besonders in verschiedenen Trogkofelkalken (iiber 50 Fundorte in den
Karawanken).
Tubiphytes carinthiacus (E. Fliigel)
Das Skelett ist unregelmassig fingerformig, wahrscheinlich sessil; sehr
oft ist es mit Stromatolithen bewachsen. Als maximale Lange wurden
5,7 mm gemessen, die Skelettbreite betragt 1,2 bis 3,4 mm. Zentral findet
sich gewohnlich der runde Schnitt einer Rohre mit dicker Wand. Auch
v/urde eine kleinere Rohre in einer grosseren oder seitlich auf einer
grosseren beobachtet.
Von T. obscurus unterscheidet man die beschriebene Art manchmal
sehr schwer, was schon der Autor von T. carinthiacus betont. Die Dimen-
sionen, das mittlere, unregelmassige Rohrchen und die zonale und sub-
celullare Beschaffenheit beider Arten sind gemeinsame Merkmale. Die
Unterschiede bestehen in den grosseren Dimensionen der unregelmassigen
»Zellen« bei T. carinthiacus und in einer dichteren, dunkleren Struktur
244
an den ausseren Zonenrandem bei T. ohscurus. Bei T. carinthiacus sind
vereinzelte Zonen durch und durch von der gleichen Beschaffenheit, aber
jede aussere ist lichter und hat grossere »Zellen«. Insgesamt wurden bis
zu fiinf Zonen beobachtet. Die grossten »Zellen« erreichen 0,15 bis 0,28 mm
und gehoren der aussersten Zone an. Es gibt auch einzonige Querschnitte
mit grosseren »Zellen« und zentraler Rohre. Wenn der Rest nicht durch
die aussere Zone quergeschnitten ist, sondern nur durch eine innere
Zone mit feiner Struktur, kann man ihn nicht von T. ohscurus unter-
scheiden. Ich schliesse die Moglichkeit nicht aus, dass beide, T. ohscurus
und T. carinthiacus, ein und dieselbe Art darstellen. Vielleicht ist die
lockere Struktur (T. carinthiacus) die Folge eines rascheren Wachstums.
Trogkofelkalke (3 Fundorte). An eventuellen anderen Fundorten kann
ich die Reste nicht von T. ohscurus trennen.
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248
Pregled mikrofosilov posameznih stopenj in facij
Ubcrsicht der Mikrofossilien der einzelnen Stufen und Fazies
250
v. Kochansky-Devide
TABLE I do XXVI
TAFEL I bis XXVI
Besedilo k slikam
Tafelerklarung
TABLA — TAFEL I
1—2	Ammodiscus sp. J 377, J 180. X 60.
3—5 Tuberitina sp. J 73, J 311, J 248. X 60.
6	Tuheritina bulhacea Galloway& Harlton. J 398. X 60.
7	Palaeotextulariidae. gen. indet. Poševni prerez. Dobro ohranjena no-
tranja porozna plast. Schragschnitt. Gut erhaltene innere porose
Schichte. J 284. X 60.
8—9 Deckerella sp. J 459, J 361. X 30.
10 Pachyphloia sp. J 136. X 60.
5, 11 Spiroplectammina sp. J 284, J 325. X 60.
12—13 Climacammina elegans (Moeller). J 334 X 10, J 360 X 30.
14—15 Palaeotextularia sp. div. J 229, J 362. X 30.
TABLA — TAFEL II
1—12 Reichelina slovenica Kochansky-Devide.
1 Holotypus. J 192. X 30.
2—8	Paratypi. J 190, J 192, J 193, J 188, J 190, J 330. X 30.
9—12 Različni prerezi z drugih najdišč.
Verschiedene Schnitte aus den anderen Fundstellen.
J 105 — 45 X, J 139 — 59 X, J 103 — 45 X, J 286 — 41 X.
13 Reichelina cf. slovenica Kochansky-Devide. J 119. 30 X.
14—15 Reichelina sp. J 188 — 30 X, J 334 — 40 X.
16—18 Quasifusulina tenuissima (S c h e 11 w i e n) J 114. X 10.
19 Quasifusulina tenuissima (Schellwien) & Paraschvoagerina ? sp.
J 37. X 10.
TABLA — TAFEL III
1—2 Quasifusulina tenuissima (S c h e 11 w i e n). J 341, J 108. X 10.
3—4	Quasifusulina sp. (juv.) J 108, J 325. X 10.
5—15 Schubertella australis Thompson & Miller. J114, J 310, J 310,
J 310, J 232, J 114, J 272, J 279, J 105, J 366, J 362. X 60.
16—18	Schubertella kingi Dunbar & Skinner. J 275, J 391, J 204. X 60.
19	Neofusulinella cf. giraudi Deprat. J 105. X 60.
20	Schubertella sp. A. J 105. X 60.
21	Schubertella sp. B. J 273. X 60.
22—23 Schubertella sp. C. J 73, J 272. X 60.
TABLA — TAFEL IV
1—5 Schubertella ex gr. paramelonica Sulejmanov. J 359, J 500, J 140,
J 358. X 60. J 213. X 65.
6 Fusiella schubertellinoides Sulejmanov. J213. X 40.
7—16 Boultonia voillsi Lee. J 114, J 108, J 109, J 461, J 461, J 114, J 108. X 40.,
J 109, J 108, J 362. X 60.
17—18	Ammovertella inversa (S c h e 11 w i e n). J 400, J 229. X 30.
TABLA — TAFEL V
1—5 Bivoaella cf. europaea Kochansky & Milanovič. J 501, J 80,
J 329, J 329, J 364. X 20.
6 Darvasites citrus Ramovš & Kochansky. J 277. X 20.
7—8 Darvasites aff. fornicatus (Kanmera). J 72, J 500. X 20.
9—11 Darvasites contractus (S c h e 11 w i e n). J 103, J 104, J 106. X 20.
12—13 Darvasites sp. A. (& Schubertella sp.). J 117, J 119. X 10.
14—15 Glomospira sp. J 115, J 362. X 60.
253
TABLA — TAFEL XII
1—7 Paratriticites jesenicensis Kochansky-Devide.
1 Holotypus. J 217. X 10.
2—7 Paratypi. J 217 bis, J 216, J 215, J 223, J 229, J 453. X 10.
8—12 Nankinella sp. J 106, J 341, J 82, J 453, J 453. X 20.
13—14 Palaeotextularia sp. J 230, J 284. X 30.
15—16 Pachyphloia sp. J 114, J 115. X 60.
TABLA — TAFEL VII
1, 3 Tetrataxis sp. Poprečna prereza. 1. Obrasel s sesilno foraminifero
Apterinella sp. Umwachsen mit der sessilen Foraminifere Apterinella sp.
J 500. X 60. 3. J 135. X 40.
2 Tetrataxis sp. B. Prirasel na dasikladaceji. Angewachsen auf der Da-
sycladaceae. J 500. X 30.
4	Polytaxis maxima (Schellwien). J 259. X 19.
5	Neodiscus ? sp. J 136. X 60.
6	Hemigordius aff. longus Grozdilova. J 106. X 60.
7	Gyroporella microporosa Endo. J 117. X 20.
8	Gyroporella ? tenuimarginata Endo. J 43. X 20.
9	Gyroporella sp. J 507. X 20.
TABLA — TAFEL VIII
1—3 Paratriticites jesenicensis Kochansky-Devide.
1, 2 Detajla s kunikuli in porami v septah. (Details mit den Cuniculi
und Septenporen). J 223, J 224. 72 X.
3 Mladi primerki v rdečem apnencu. (Junge Exemplare im roten
Kalke) J 221. X 11.
4—7 Staffella sp. indet. J 190, J 190, J 190, J 335. X 60.
8—9 Tetrataxis sp. div. J 113, X 60. J 400. X 30.
TABLA — TAFEL IX
1—2 Rugosochusenella ? sp. B.
1	Paraaksialni prerez (Paraaxialschnitt). J 344. X 10.
2	Tangencialni prerez s kunikuli (Tangentialschnitt mit den Cuniculi).
J 348. X 20.
3—5 Pseudofusidina rakoveci Ramovš & Kochansky. J 511, J 512,
J 34 — levo spodaj (links unten) Tuhiphytes obscurus Maslov. X 10.
6 Globivalvulina graeca Reichel. J 277. X 74.
TABLA — TAFEL X
1—3 Pseudofusulina fusiformis (Schellwien) em. Igo
1	Detajl z dvojno kerioteko (Detail mit der verdoppelten Keriothek).
J 164. X 34.
2	Isti primerek (Dasselbe Exemplar). J 164. X 10.
3	Tangencialni prerez blizu aksialnega prereza (Tangentialschnitt nahe
dem Axialschnitt) J 44. X 12.
4	Pseudofusulina cf. duplithecata Igo. J 159. X 10.
5	Pseudofusulina sp. B. J 516. X 10.
6	Pseudofusulina sp. A. J 102. X 10.
7	Nodosinella sp. J 92. X 60.
TABLA — TAFEL XI
1—5, 9 Pseudofusulina vulgaris rugosa n. subsp.
1 Holotypus. J 114. X 20.
2—5 Paratypi. J 315, J 362, J 314, J 315. X 20.
9 Detajl holotipa (Detail des Holotypus). J 114. X 91.
6	Pseudofusulina cf. vulgaris rugosa n. subsp. J 466. X 20.
7	Darvasites ? sp. J 329. X 20.
8	Rugosochusenella ? sp. A. J 106. X 20.
254
TABLA — TAFEL XII
1—3	Pseudoschivagerina cf. turbida Kahler & Kahler
1 Detajl z orimenti transverzalnih septul (Detail mit den Orimenten
von Transversalseptula). J 186. X 70.
2, 3 Prereza b lizu aksialnim (Schnitte nahe den Axialschnitten). J 202,
J 186. X 10.
4	P s čudo schvoagerina cf. confinii Kahler & Kahler. J 217. X 10.
5	Pseudoschvoagerina cf. extensa Kahler & Kahler. J 199. X 10.
6	Globivalvulina bulloides (Brady). J 135. X 60.
TABLA — TAFEL XIII
1—2, 5 Schvoagerina carniolica (Kahler & Kahler).
1	Medialni prerez (Medianschnitt). J 201. X 10.
2	Centrirani poševni prerez (Zentrierter Schragschnitt). J 206. X 10.
5 Detajl prejšnjega (Detail des Vorigen). J 206. X 60.
3—4	Schvoagerina cf. carniolica (Kahler & Kahler). J 367, J 131. X 10.
6—7	Globivalvulina sp. J 139, J 358. X 60.
TABLA — TAFEL XIV
1	Robustoschvoagerina schelluoieni (H a n z a w a). J 88. X 10.
2	Schvoagerina cf. citriformis (Kahler & Kahler). J 384. X 10.
3	Schvoagerina sp. ind. J 62. X 10.
4—5,	9—10 Plectogyra sp. J 107, J 361, J 95, J 229. X 60.
6, 8 Endothyra sp. J 100, J 248. X 60.
7	Bradyina sp. J 473. X 30.
TABLA — TAFEL XV
1 Robustoschvoagerina aff. tumida (Licharew). J 129. X 10.
2-^	Zellia mira (K a h 1 e r & K a h 1 e r). J 137 — 12 X. J 108, J 108. X 10.
TABLA — TAFEL XVI
1—5	Robustoschivagerina schelluoieni (H a n z a w a). J 513, J 133, J 89, J 91,
J 90 (Centralni deli — Zentraler Teil). X 10.
6 Lasiotrochus tatoiensis Reichel. J 163. X 60.
7—8	Lasiodiscus tenuis Reichel. J 266, J 245. X 60.
TABLA — TAFEL XVII
1 Robustoschvoagerina ? sp. ind. J 60. X 10.
2—4	Paraschvoagerina cf. stachei Kahler & Kahler. J 167, J 163, J 38.
X 10.
5—6	Lasiodiscus minor Reichel. J 180, J 386. X 60.
TABLA — TAFEL XVIII
1—2	Globivalvulina graeca Reichel.
J 358, X 68; J 142, X 60.
3—6,9,10 Apterinella sp. div. J 247. X 30; J 371 (na lupini — auf der Schale),
X 12, J 246, X 30; J 364, X 60; J 364 bis X 30 (desno — rechts —
Mizzia cornuta Koch. & Herak, spodaj — unten — Palaeotex-
J 399 X 30
7—8 Hedraites sp. J 403, J 377. X 30.
TABLA — TAFEL XIX
1 Girvanella sp. A: J 399, X 94.
2—4	Girvanella sp. B: J 357, J 357, J 357: ca. 30 X.
5 Girvanella cf. kordeae G ii v e n g ; J 39. X 20.
255
TABLA — TAFEL XII
1	Tubiphytes carinthiacus (E Fliigel). Obraščen s (Bewachsen mit)
Stromatoliti. J 522. X 10.
2	Cyanophyceae sp. — stromatolith. J 116. X 4.
3—6	Eugonophyllum magnum (Endo).
3—4 Transverzalni (transversaler) 5 Deloma poševni prerez (Teilvveise
querer Schnitt). 6 prerez paralelen s površino listastega talusa (Mit der
Flache des blattahnlichen Thallus paralleler Schnitt). J 51, X 10; J 31,
X 20; J 42, X 20; J 31, X 20.
TABLA — TAFEL XXI
1—2 Anchicodium fukuiense Endo. J 312, J 495. X 20.
3	Anchicodium cf. fukuiense Endo. J 148. X 10.
4—Q	Neoanchicodium catenoides Endo. J 139, J 142. X 20, J 91. X 10.
TABLA — TAFEL XXII
1—2 Ortonella morikavoai Endo. J 235, J 495. X 20.
3	Anthracoporella spectahilis Pia. J 503. X 20.
4	Anthracoporella vicina Kochansky& Herak. J 386. X 20.
5—6	Teutloporella n. sp. Drobci (Bruchstucke). J 103, J 106. X 20.
TABLA — TAFEL XXIII
1—4 Mizzia cornuta Kochansky & Herak. J 79, X 30. J104, J104,
J 104. X 20.
5—6 Mizzia yahei (K a r p i n s k i). J 79, J 79. X 30.
7—8, 11 Epimastopora alpina Kochansky & Herak.
8	Desno zgoraj (rechts oben): Tuberitina sp. J 382, J 137. X 20, J 135, X 10.
9	Epimastopora Ukana Kochansky & Herak. J 382, X 20.
10 Epimastopora piai Korde. J 107, X 20.
TABLA — TAFEL XXIV
1—6 Gyroporella nipponica Endo & Hashimoto.
1—2 Zgoraj (Oben) Orthonella morikavoai Endo. J 495, J 495, J 104,
J 104, J 188, J 364. X 20.
TABLA — TAFEL XXV
1—9 Gyroporella intusannulata n. sp. X 10.
5	Holotypus. J 296.
1-^, 6—9. Paratipi (Paratypen) J 294, J 519, J 519, J 297, J 334, J 520,
J 520, J 294.
TABLA — TAFEL XXVI
1—2 Permocalculus aff. kanmerai Konishi. J 188, J 213. X 20.
3—4 Bacinella sp. J 45, J 194. X 20.
5	Hikorocodium elegantae Endo. J 122. X 10.
6	Tuhiphytes ohscurus Maslov. J 172. X 20.
7	Aeolisaccus ? sp. (masovno — massenhaft). Apterinella ? sp. (spodaj —
unt^n — A), Problematicum (desno — rechts — P) J 346. X 22.
256
TABLA I
TAFEL XVIII
GEOI.OGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA II
TAFEL XVIII
GEOI.OGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA III
TAFEL XVIII
GEOI.OGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA IV
TAFEL XVIII
GEOI.OGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA V
TAFEL V
GEOLOGIJA 13
V. Kochansky-Devicie: Permski fosili
tabla vi
tafel vi
GSOLOGIJA 13
v. Kochansky-Devide-. Permski fosili
TABLA VII
TAFEL XVIII
GEOI.OGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA VIII
TAFEL XVIII
GEOI.OGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA IX
TAFEL XVIII
GEOI.OGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TAFEL X
TABLA X
GEOLOGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA XI
TAFEL XVIII
GEOI.OGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA XII
TAFEL XII
GEOLOGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA XIII
TAFEL XVIII
GEOI.OGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA XIV
TAFEL XVIII
GEOI.OGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA XV
TAFEL XVIII
GEOI.OGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA XVI
TAFEL XVI
GEOLOGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA XVII
TAFEL XVIII
GEOI.OGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA XVIII
TAFEL XVIII
GEOI.OGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA XIX
TAFEL XVIII
GEOI.OGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA XX
TAFEL XVIII
GEOI.OGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA XXI
TAFEL XVIII
GEOI.OGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA XXII
TAFEL XVIII
GEOI.OGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA XXIII
TAFEL XVIII
GEOI.OGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA XXIV
TAFEL XVIII
GEOI.OGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA XXV
TAFEL XXV
GEOLOGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
TABLA XXVI
TAFEL XVIII
GEOI.OGIJA 13
V. Kochansky-Devide: Permski fosili
STANKO RIJAVEC
Dne 16. decembra 1969 se je Stanko
Rijavec, diplomirani rudarski inženir,
peljal z avtomobilom poleg svojega so-
delavca iz Setifa v Alžir. Na enem iz-
med ovinkov mu je pripeljal nasproti
alžirski avtomobil, ki ga je velika hi-
trost zanesla na levo stran ceste. Prišlo
je do tako hudega trčenja, da je bil
Stanko takoj mrtev. Tako je nesreča
naših dni že drugič posegla v vrste slo-
venskih geoloških raziskovalcev v Alži-
riji. Zopet je tako rekoč na pol poti od-
prla grob dobremu človeku, sposobnemu
delavcu in z njim marsikateremu načrtu.
Dne 6. januarja 1970 smo ga spremili na
celjsko mestno pokopališče, kjer počiva
njegov oče že štirideset let.
Stanko se je rodil na Slomškovem
trgu v Celju v mesecu maju leta 1922.
Tu je hodil tudi v osnovno šolo in gim-
nazijo v letih 1928 do 1940. Kljub zgod-
nji izgubi očeta je ob materini skrbi
v šoli dobro napredoval. V sedmem razredu gimnazije se je pri pouku
mineralogije odločil tudi za svoj poklic. Navdušila ga je lepota mineralnega
sveta in sklenil se ji je ves posvetiti. Tako je prišel že zgodaj do izraza
njegov dar opazovanja prirode. Spoznal pa je tudi, da lepote ne gre le
občudovati, temveč jo je treba tudi razumeti in v ta namen iskati zakoni-
tosti prirodnih pojavov. S tem spoznanjem je jeseni leta 1940 pričel
študirati na rudarskem oddelku tehnične fakultete v Ljubljani.
Toda v njegovo življenje so kmalu posegli dogodki druge svetovne
vojne, ki so od aprila 1941 do maja 1945 tako težko prizadeli njegovo
rodno mesto in vso našo domovino. Stanko je takrat prekinil izvedbo svo-
jega osebnega načrta. Zapustil je univerzitetne predavalnice, laboratorije
in knjižnice ter se vključil v vrste borcev za svobodo. To ga je v maju
1942 pripeljalo v zapor in nato v internacijo v Gonarsu, v zapor v No vari
in internacijo v Romagnano. Od tod je v aprilu 1944 pobegnil v Slovensko
Primorje, kjer je v NOB sodeloval v tehniki srednjeprimorskega okrožja.
17 — Geologija 13
257
Tudi po osvoboditvi ni takoj mislil nase. V prvi organizaciji naše oblasti
na osvobojenem Primorskem je v oddelku za industrijo, rudarstvo in obrt
Poverjeništva pokrajinskega narodnoosvobodilnega sveta za Slovensko Pri-
morje v Ajdovščini delal za njegovo obnovo. Vsakdo, ki je pri tem prišel
z njim v stik, se ga spominja kot resnično vestnega, požrtvovalnega delov-
nega človeka in prijetnega tovariša. Kot za nikogar, tudi zanj takrat ni
bilo vprašanja »Kako se počutiš«. Delo za obnovo domovine ga je tako
prevzelo, da najprej ni niti nameraval nadaljevati študija. Toda prav na
svojem delovnem mestu je kmalu spoznal, kako potrebni so za obnovo
rudnikov diplomirani rudarski inženirji in geologi. Zato je jeseni leta 1946
nadaljeval študij rudarstva. Takoj v začetku se je usmeril v geologijo in
potem vsako leto prevzemal tudi praktična geološka dela. Kartiral in
računal je zaloge v rudniku Cer pri Kičevu, v premogovniku Šentjanž in
v svinčevo cinkovem rudišču Rudnik, južno od Beograda.
Njegovo sposobnost so spoznali tudi njegovi učitelji. Zato so ga med
študijem postavili za pomožnega asistenta. Zaradi bolezni, ki se je začela
oglašati kot posledica zaporov, internacije in vojnih naporov, je moral
leta 1948 za dlje časa prekiniti študij, da bi okreval. Ko se mu je zdravje
toliko zboljšalo, da je mogel nadaljevati študij, je sodeloval tudi pri
raziskovalnih delih v okolici Plane in izdelal rudarsko geološko študijo
o svinčevo cinkovem rudišču Belo Brdo na Kopaoniku. Ta elaborat je bil
obenem njegovo diplomsko delo, ki ga je komisija ocenila kot odlično.
Prvega maja leta 1952 je kot diplomirani rudarski inženir prišel na
delovno mesto v Zvečan k Rudnikom in topilnici svinca in cinka Trepča,
kjer je ostal nad osem let. V začetku je vodil raziskovalno vrtanje, kjer
so delavci takoj začutili njegov iskren človeški odnos in pod njegovo veščo
roko dvignili storilnost in kvaliteto vrtanja.
Nato so ga izbrali za vodjo geološke službe rudnikov Trepča. V tej
funkciji je prehodil Kosmet, Makedonijo in Srbijo od Kopaonika do Rujena
v Osogovskih planinah ter do Rudnika in Velikega Maj dana ob Drini.
Študiral je geološko zgradbo teh območij, njihov vulkanizem in nastanek
rudišč. Po natančnem opazovanju na terenu je v svojih elaboratih znal
prikazati odvisnost geneze rudišč in njihovih zalog od geoloških razmer.
Imel je odlično sposobnost, da je znal prostorsko in časovno povezati
geološka dogajanja in realno oceniti njihove rezultate. S svojo metodiko je
vnesel v geološko delo visoko stopnjo eksaktnosti. To dokazuje tudi nje-
govo podajanje rezultatov večletnih geološko rudarskih raziskovalnih del
v širši in ožji okolici Starega trga na prvem posvetovanju o razvoju rudarstva
in topilničarstva svinca in cinka v Jugoslaviji, ki je bilo v Zvečanu od
15. do 18. decembra 1955. Njegov referat je bil objavljen obenem z dru-
gimi v posebni publikaciji.
Konec maja 1960 je Stanko končal svoje delo pri rudnikih Trepča
in po programu Tehnične pomoči Jordaniji odšel za vodjo geološke službe
na jordanskih rudnikih fosfatov v organizaciji JUGOMETALA. Tu je bila
njegova naloga, pripraviti načrt za raziskovalna dela, interpretirati nji-
hove rezultate in oceniti zaloge fosfatnih nahajališč E1 Hassa, Suveila,
Ruseifa, Žarka in drugih, ki naj bi dala pogodbeno postavljeno količino
proizvodnje. Da bi to delo čim bolje opravil, je vzporedno s terenskimi
258
in laboratorijskimi raziskavami študiral nastanek fosfatnih nahajališč in
pri tem ugotovil pomembno vlogo paleoreliefa in oscilacije morske gladine
za nastajanje fosfatnih oolitov. Tako je spoznal, kje je možno pričakovati
večje in debelejše nakopičenje fosfatov in kje prevladuje jalovina.
Po uspehih, ki jih je pokazal v dveh letih pri izgradnji rudnikov,
predvsem pa pri iskanju in ekonomskem vrednotenju zalog, se mu je po-
nudila možnost, da bi se za stalno preselil v Jordanijo. »Delo je sedaj lažje,
ker sem se navadil na razmere in ker sem nekako uspel, da ni več časovne
stiske in delamo načrtno« — tako je takrat pisal in poročal še o drugih
zanimivih rudnih pojavih na jordanski visoki planoti, npr. o sedimentnem
nahajališču mangana v slikovitem kanjonu Wadi Dana.
Kljub uspešnemu in zanimivemu delu ter lepim obetom za bodočnost
v Jordaniji je svoje bivanje tam podaljšal le za eno leto, ker je želel
živeti in delati v svoji ožji domovini.
Tako je po treh letih bivanja na Bližnjem vzhodu v začetku avgusta
1963 prišel v Ljubljano h Geološkemu zavodu.
Njegovo delovno področje se je sedaj še razširilo. Segalo je od Pod-
Ijubelja v Karavankah do Alžira in Teherana.
Ko se je zavod dogovoril za tehnično pomoč Alžiriji, je Stanko odšel
tja k Direction des Mineš et de la Geologie. Pri tej organizaciji je delal
od oktobra 1965 do oktobra 1967, ko se je vrnil v Ljubljano.
Tu ni bila njegova delovna miza nikdar prazna. Ce niso bili na njej
v delu elaborati, načrti in karte, so bili vzorci, preparati in mikroskop
ter poleg znanstvena literatura v raznih tujih in domačih jezikih. Prijetno
se je bilo z njim srečati v delovni sobi, v laboratoriju, knjižnici in drugod.
Njegova mirnost in stvarnost je tako ugodno vplivala na človeka. Tudi
najbolj komplicirani problemi so postali po razgovoru z njim enostavnejši.
Kljub svojim uspehom na treh kontinentih ter zaslugam v svoji ožji
domovini ni iskal nobenih priznanj. Ostal je skromni — delavni Stane,
ostal je dober mož in skrben oče, hvaležen sin svoje matere in zvesti brat
svoje sestre. Opravljena dela so mu bila edina nagrada in toplina doma
v Ljubljani ter Celju edino pravo razvedrilo.
Vrzeli, nastale z njegovo smrtjo v njegovi družini ter obenem v nje-
govem domu v Celju, na delovnih mestih v Ljubljani ter Alžiru so zares
velike.
5. K.
259
o DELOVANJU SLOVENSKEGA GEOLOŠKEGA DRUSTVA
V LETIH 1968 IN 1969
Dušan Novak in Rajko Pavlovec
V letih 1968 in 1969 je društvo priredilo 19 predavanj in 11 ekskurzij.
Aprila 1968 je bilo zborovanje slovenskih geologov, maja 1969 pa drugo
posvetovanje o geologiji Karavank. Na občnem zboru dne 23. maja 1969
so člani izvolili naslednji odbor: predsednik ing. Marjan Dolenc, pod-
predsednik dr. ing. Matija Drovenik, tajnica Ljudmila Š r i b a r ,
blagajnik Franc Drobne, referent za predavanja Dušan Novak,
referent za ekskurzije dr. Rajko Pavlovec, referent za šolstvo prof.
Amalija Seliškar, referent za tisk dr. Mario Pleničar, gospodar
Majda Prestor, član Karel Grad, zastopnik študentov Bojan
Ogorelec.
PREGLED PRIREDITEV
A. Drugo posvetovanje o geologiji Karavank, Ljubljana, 23. do 25. maja
1969.
Predavanja:
A. Ramovš: Problemi triasa na Slovenskem.
S. Buser: Razvoj triasa med Jezerskim in Jesenicami.
S. Buser: Tektonska interpretacija ozemlja med Jezerskim in Je- ^
senicami.
I. Štrucl: Tektonski presek skozi severni del vzhodnih Karavank.
N. Anderle: Stratigraphische und tektonische Probleme im Bereich
des osterreichischen Anteiles der Westkarawanken zwischen Rosenbach
und Thorl unter Beriicksichtigung der alpinen Orogenese.
R. W. van Bemmelen: Geotektonische Probleme der siidlichen Ost-
Alpen.
Ekskurzij i:
24.	maja — dolina Kokre in Jezersko (A. Ramovš in S. Buser)
25.	maja — Dolžanova soteska in Ljubelj (A. R a m o v š in S. B u s e r)
B. Predavanja
23. 1. 1968 — A. Grimšičar: Preiskave tufov in možnosti njihovega
izkoriščanja
27. 2. 1968 — L. Š r i b a r : Geologija Dolenjske
17 — GEOLOGIJA 13 »	261
12.	3. 1968 — J. Lavrenčič: Spitzbergi, kraljestvo polnočnega sonca
26. 3. 1968 — D. Turnšek: Paleogeografski problemi v jurski dobi na
Dolenjskem
6.	4. 1968 — Na zborovanju slovenskih geologov so predavali o orudene-
nj ih v permskih peščenjakih M. in F. D r o v e n i k in
K. G r a d
16.	4. 1968 — Predvajanje geoloških filmov v francoskem kulturnem cen-
tru. Filme je razlagal D. K u š č e r
23. 4. 1968 — Z. Ferlan: Problematika vzorčevanja voda
7.	5. 1968 — M. Wraber: Geologija in botanika
21.	5. 1968 — Obisk Astronomsko-geofizikalnega observatorija na Go-
lovcu. Vodil je V. Ribarič
22.	10. 1968 — S. Gadžič: Sanacija jezera Crnava pri Predvoru
5. 11. 1968 — V. Gregorič: Vtisi s potovanja v Ameriko
19.	11. 1968 — V. Š r i b a r : Arheologija in geomorfologija
17.	12. 1968 — B. Ogorelec inG. Ogrin: S poti po Norveški
13.	2. 1969 — Zanimivosti iz zgodovine zemeljske skorje — predvajanje
geoloških filmov. Razlagal je D. Kuščer
21. 1. 1969 — M. Dolenc: Pregled geološke zgradbe Bolivije in njenih
rudišč
4. 3. 1969 — V. Stritar: Tla na prodih in konglomeratih v spodnjem
delu Gorenjske kotline (s filmom)
15. 4. 1969 — Z. Ferlan: Interpretacija rezultatov kemičnih analiz
podzemeljskih voda
4. 11. 1969 — Z. Ferlan: Pomen nekaterih komponent za agresivnost
naravnih voda
4. 12. 1969 — Zanimivosti Cerkniškega jezera. Predavanje je obsegalo
naslednje prispevke:
P. Kunaver: Uvod in opis Cerkniškega jezera
S. Peterlin: Predlogi za zavarovanje in raziskovanje
I. Gams: Geomorfološke značilnosti
D. Turnšek: Geološka zgradba
N. C a d e ž : Hidrogeološke razmere
R. Gospodarič: Speleološke značilnosti
M. W r a b e r : Flora Cerkniškega jezera in okolice
B. S k e t: Favna Cerkniškega jezera in okolice
C. Ekskurzije
31. 3. 1968 — Kozina—Črni kal—Hrasto vi je—Kubed—Buzet—Pazin (R.
Pavlovec, M. Wraber in V. Sribar)
21. 4. 1968 — Litija—Vače—Kresnice (K. G r a d)
26. 5. 1968 — Idrija—Most na Soči—Goriška brda—Nova Gorica—Col
(I. Mlakar in R. Pavlovec)
9. 6. 1968 — Gorjanci—Kostanjevica (M. Pleničar, M. Wraber in
V. Š r i b a r)
20.	10. 1968 — Sava—Partizanski vrh—Izlake (D. Kuščer in M. W r a -
ber)
262
30. 3. 1969 — Cerkniško jezero—Rakov Škocjan (S. Buser, M. Wra-
ber, F. Habe in R. Pavlovec)
20. 4. 1969 — Vrhnika—Bistra (D. N o v a k in M. W r a b e r)
1. do 3. 5. 1969 — Ljubljana—Kočevje—Delnice—Reka—Starigrad—Ve-
lika Paklenica—Velebit—Gospič—Plitvice—Ljubljana (R.
Pavlovec, M. "VVraber, J. Duhovnik inF. Osole)
15. 6. 1969 — Paleolitske postaje v Pivški kotlini (F. O s o 1 e in R. P a v -
lovec)
19. 10. 1969 — Pekel pri Borovnici (A. R a m o v š in M. W r a b e r)
9. 11. 1969 — Šmarna gora (A. Ramovš).
263
NOVA KNJIGA
Max R i C h t e r : Vorarlberger Alpen, iz zbirke Sammlung geologischer
Fiihrer, knj. 49, založba Gebr. Borntraeger Berlin-Stuttgart. Obseg: X + 169
strani, 58 slik (od teh 56 geoloških skic in profilov med besedilom in dva
profila v prilogi) ter barvna geološka karta v prilogi. Velikost knjige: 19,5 X
13,5 cm, vezana v platnice iz plastične mase. Cena 36 DM.
V zbirki geoloških vodičev, ki jih izdaja založba Gebr. Borntraeger, je izšla
sedaj knjiga o Vorarlberških Alpah. Za nas ima ta knjiga pomen, ker je
Slovenija že delno alpska dežela in nas zato geološka zgradba Alp posebej
zanima. V Vorarlberških Alpah se srečamo skoraj z vsemi pomembnimi
facialnimi ih tektonskimi alpskimi enotami. Knjiga nam daje na prvih
52. straneh kratek geološki pregled, v katerem se seznanimo z geološko pro-
blematiko tega dela Alp, ki leži med Vzhodnimi in Zahodnimi Alpami in sega
od Molase do kristalinika Silvrette. Pogorje obsega facialna območja Helveti-
kuma, Penninikuma, Ostalpina in Molasse. Helvetikum vsebuje sedimente
nestabilnega šelfa na severnem in zahodnem robu alpske geosinklinale. Nang
se priključuje facies Ultrahelvetikuma. Prvi vsebuje sedimente od oxforda do
srednjega eocena, Ultrahelvetikum pa sedimente od apta do spodnjega eocena.
Penninikumu pripada fldšna cona, M sestoji v Vorarlbergu iz kamenin krede,
paleocena in eocena. Ostalpin delimo v spodnji in zgornji Ostalpin. Spodnjega
dobimo v ozkih progah okoli Ratikona. Zgornji je sestavljen iz debelih sedi-
mentov neritičnega in pelagičnega faciesa zgornje jure, iz katerih so Severne
apneniške Alpe. K zgornjemu Ostalpinu štejemo še kristalaste kamenine
Silvrette, ki pripadajo že Centralnim Vzhodnim Alpam. Končno imamo tu še
Molasso, ki sestoji iz sedimentov od srednjega oligocena do vključno tortona.
Ta facies predgorja sega od Zahodne Švice do Dunaja in se javlja v Vorarl-
bergu le v ozki coni. Avtor se dotakne tudi pleistocenskih in holocenskih
nanosov in v tej zvezi obravnava sedanje ledenike in poledenitve oziroma
njihove sledove iz pleistocena. V naslednjem poglavju podaja kratek geo-
morfološki pregled. Zadnje poglavje uvodnega dela je posvečeno tektoniki,
ki obsega kar štirinajst strani. V njem se seznanimo s krovno zgradbo tega
dela Alp. Besedilo spremljajo pregledne stratigrafske tabele in je zato knjiga
tudi s pedagoškega stališča zelo primerna.
Splošnemu geološkemu delu sledi opis 31 ekskurzij, ki jih ponazorujejo
geološki profili in skice. Vsaka ekskurzija ima še svoiio posebno oznako, po
kateri takoj spomamo, v kakšno območje nas pelje. S črko A so označene
ekskurzije na območje Molasse, z B v Helvetikum, s C v FUš in z D v Ostalpin.
Uvodno besedilo kakor tudi elcskurzije nam pomaga razumeti še barvna geo-
loška karta v prilogi.
Zdi se mi škoda, da knjigi ni priložena pregledna geografska karta ali
vsaj skica ekskurzij, ker se tujec le težko znajde na neznanem ozemlju. Morda
bi lahko ekskurzije označili tudi na geološki karti.
Vsakomur, ki se želi seznaniti z geologijo Alp, posebej pa še tega dela Alp,
knjigo priporočamo.
Mario P^eni^ar
264
Rudnik
živega srebra
Idrija
PROIZVAJA ZA DOMAČI
IN SVETOVNI TRG
živo srebro 99,99 °/o
živosrebrni oksid 98,5 °/o
železniška postaja Logatec
Telefon Idrija 86-108
Telex 34337 YU Idrija
ZASAVSKI
PREMOGOVNIKI
TRBOVLJE
PROIZVAJAJO:
•	kvaliteten rjavi premog vseh vrst
•	kvalitetno zidno opeko
•	betonske oblikovance
•	dolomitni drobljenec
S SVOJIM OBRATOM ZA
SPECIALNA RUDARSKA DELA
IZVAJAJO:
razna rudarska investicijska dela
v rudnikih kovin in nekovin
v Jugoslaviji in tujini
Za soncem greje
najceneje
VELENJSKI LIGNIT