- * RAZPRAVE POROČILA GEOLOGIJA 1975 V spomin na trideseto obletnico osvoboditve GEOLOGIJA RAZPRAVE IN POROČILA 18. KNJIGA H GEOLOGIJA LETNIK 1975 18. KNJIGA Str. 1 do 382 LJUBLJANA 1975 Razprave in poročila Izhaja enkrat na leto Issued in one volume per year Ustanovitelj revije The journal founded by GEOLOŠKI ZAVOD, LJUBLJANA Izdajatelj Published by GEOLOŠKI ZAVOD, INSTITUT ZA GEOLOGIJO, SLOVENSKO GEOLOŠKO DRUŠTVO Tiskovni svet Printing council Dr. Dragica Turnšek, viš. znan. sodel. Inštituta za paleontologijo SAZU Dr. Valerija Osterc, docentka Fakultete za naravoslovje in tehnologijo univerze v Ljubljani Slavko Papler, direktor Geološkega zavoda Franc Cimerman, viš. kustos Prirodoslovnega muzeja v Ljubljani Dr. Jože Duhovnik, profesor Fakultete za naravoslovje in tehnologijo univerze v Ljubljani Ivan Mlakar, vodja geološkega oddelka Rudnika živega srebra Idrija Anton Nosan, direktor TOZD geologija, geomehanika in geofizika Geološkega zavoda StefanKolenko, urednik pri Geološkem zavodu Gabrijel Simčič, prof. gimnazije Poljane Uredniški odbor Editorial board Dr. Matija Drovenik, profesor Fakultete za naravoslovje in tehnologijo univerze v Ljubljani Miran Iskra, vodja odseka za kovine TOZD geologija, geomehanika in geofizika Dr. Dušan Kuščer, profesor Fakultete za naravoslovje in tehnologijo univerze v Ljubljani Anton Nosan, direktor TOZD geologija, geomehanika in geofizika Dr. Mario Pleničar, profesor Fakultete za naravoslovje in tehnologijo univerze v Ljubljani Dr. Ljubo 2lebnik, višji svetovalec za hidrogeologijo in inženirsko geologijo pri TOZD geologija, geomehanika in geofizika Geološkega zavoda Glavni in odgovorni urednik Editor Stefan Kolenko, Geološki zavod, 61 000 Ljubljana, Parmova 33 Tisk in vezava Printed by Tiskarna LJUDSKE PRAVICE, Ljubljana, Kopitarjeva 2 Letnik 1975 GEOLOGIJE sta sofinancirala Raziskovalna skupnost Slovenije in Geološki zavod, Ljubljana Vsebina — Contents Paleontologija In stratigrafija paleontology and Stratigraphy MuSltiur R, Khan, Pavl&Vte, R7 and maviit, i Eocene microfossils rrom Podgrad ................. 8 Eocenski mikrofosili iz okolice Podgrada..............53 Pavlovec, R. Razvojni nizi in taksonomska problematika numulitin.........61 Evolutionary Lines and Taxonomic Problems of the Nummulitinae .... 71 Premru, U. Starost ponikvanskih skladov...................75 Das Alter der Ponikva-Schichten.................85 The Age of the Ponikva Beds...................85 Mioč, P. in Sribar, L. Jurski skladi v severnih Karavankah................87 The Jurassic Beds in the North Karavanke Mountains.........96 Ramovš, A. Kamenotvorna Glomospira densa (Pantič) v aniziju pri Konjšici.....99 Gesteinsbildende Glomospira densa (Pantic) im Anisium bei Konjšica, Slo- wenien..........................99 Ramovš, A. Zgornjekarnijski skladi pri Mirni na Dolenjskem...........105 The Upper Carnian Beds at Mirna in Lower Carniola.........105 S ed imentologi j a Sedimentology Drovenik, M., Car, J. in Strmole ,D. Langobardske kaolinitne usedline v idrijskem rudišču.........107 Langobard-Tongesteine in der Idrija LagerstStte...........147 Car, J. Olistostrome v idrijskem srednjetriadnem tektonskem jarku.......157 Olistostromes in the Idrija Middle Triassic Trough-Fault........179 Ogorelec, B. in Premru, U. Sedimentne oblike triadnih karbonatnih kamenin v osrednjih Posavskih gubah 185 Sedimentary Structures of Triassic Carbonate Rocks in the Central Part of Sava-Folds.......................198 Tektonika Tectonics Placer, L. in Car, J. Rekonstrukcija srednjetriadnih razmer na idrijskem prostoru.......197 Rekonstruktion der mitteltriassischen Verhaltnisse im Idrija-Gebiet .... 207 Mlakar, I. Paleomorfologija potoka Zala......... .......211 Paleomorphological Features ol the Zala Cieek...........211 Kuščer, D. Ali so Posavske gube zgrajene iz krovnih narivcv?..........215 Gibt es in den Sava-Falten Deckeniiberschiebungen?.........219 Premru, U. Posavske gube so zgrajene iz narivov................223 Die Sava-Falten sind aus TJberschiebungen gebildet.........223 Nem« tal i NonmeUls Skerlj, j., Cebulj, A., Stern, J. in Vesel, J. Industrijski minerali in kamenine v Sloveniji............231 Industrial Minerals and Rocks of Slovenia............231 Vesel, J., Škerlj, J., Cebulj, A. in Grimšičar A. Nahajališča okrasnega kamna v Sloveniji..............243 Freestone quarried in Slovenia......................243 Hidrogeologija Hydrogeology Zlebnik, L. Hidrogeološke razmere na Sorškem polju..............259 Hydrogeologic Features of the Sora Field..............285 Breznik, M. Podtalnica Iškega vršaja....................289 The Groundwater of the Alluvial Fan of Iška River..........306 Nosan, A. Nov vrelec mineralne vode v Spodnji Kostrivnici...........311 A New Well with Freely Flowing Mineral Water at Spodnja Kostrivnica . . 311 Geofizika Geophysical Survey Lapajne, J. Geofizikalne raziskave na območju Cateških Toplic..........315 Geophysical Exploration of the Čatež Thermal Springs Area.......323 Ravnik, D. Električno sondiranje vzdolž trase avtomobilske ceste prek Ljubljanskega barja ..........................325 Resistivity Sounding Survey along the Route of the Motorway across the Ljubljansko Barje...................., 335 Lapajne, J. Geofizikalne raziskave vodonosnikov v Sloveniji...........339 Geophysical Exploration of Aquifers in Slovenia...........339 Iz dejavnosti Geološkega zavoda — Ljubljana From the Activities of the Geological Survey — Ljubljana Buser, S. Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000 list Tolmin..........357 Geological Map of SFRJ 1:100 000 Sheet Tolmin...........357 Premru, V. Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000 list Ljubljana.........360 Geological Map of SFRJ 1:100 000 Sheet Ljubljana..........360 Mioč, P. Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000 list Ravne..........363 Geological Map of SFRJ 1:100 000 Sheet Ravne...........363 Dozet, S. Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000 list Delnice..........366 Geological Map of SFRJ 1:100 000 Sheet Delnice............366 Ikra, M., Drovenik, F. in Strucl, I. Geološke raziskave svinca in cinka................370 Geological Exploration of Lead and Zinc..............370 Krošl-Kuščer, N. Geološka prospekcija ozemlja občine Šentjur pri Celju........372 Geological Prospecting for Mineral Raw Materials of the Šentjur Community Area........................372 Iz dejavnosti Slovenskega geološkega društva From the Activities of the Slovenian Geological Society Kuščer, D. in Orehek, S. O delovanju Slovenskega geološkega društva 1974-75 .......... 373 Nove knjige Book Reviews Helmut Schrocke: Grundlagen der magmatogenen Lagerstattenbildung.....375 Erich Schroll: Analytische Geochemie.................376 Hansgeorg Pape: Leitfaden zur Gesteinsbestimmung mit Tabelle zur Bestimmung der wichtigsten Gesteine nach einem Schliissel mit mehrfachen Verzwei-gungen...........................377 Dr. Werner Zeil: Brinkmanns Abriss der Geologie — Erster Band: Allgemeine Geologie...........................377 Sodelavcem geologije Uredniška obvestila Editorial Notices 382 GEOLOGIJA GEOLOGICAL RAZPRAVE IN POROČILA TRANSACTIONS AND REPORTS Ljubljana • Letnik 1975 • 18. knjiga • Volume 18. UDK 563.1&+ 561.21:551.781(497.12) Eocene microfossils from Podgrad Mujibur R. Khan, Rajko Pavlovec and Jernej Pavšič Katedra za geologijo in paleontologijo Ljubljana University, Ljubljana, Aškerčeva 12 From the flysch of Podgrad (Brkini, W Yugoslavia) 19 species and subspecies of nannoplankton, 10 of planktonic foraminifers and 9 of nummulitins were found. Among the new species and subspecies Rhab-dosphaera piriformis, Operculina marinellii similis, Nummulites brkini-ensis and Nummulites postbearnensis were determined. The fossiliferous strata belong to the Middle Cuisian and appear to be of the same strati-graphic level and fossil content as the Cuisian flysch of Ustje in Vipava valley. Contents 1. Introduction..........................9 2. Locality............................10 3. Nannoplankton.........................11 4. Planktonic foraminifers......................24 5. Nummulitinae..........................28 6. Conclusions ..........................52 Eocenski mikrofosili iz okolice Podgrada................53 References............................58 1. Introduction The flysch of south-western Slovenia is in some places rich with microfossils while in others it is poor. Some of the sections have been studied at Goriška Brda (C i m e r m a n and others, 1974), Ustje in Vipava valley (De Zanche, Pavlovec and Proto Decima, 1967), and at Postojna (Gospodaric and others, 1967). As the flysch from different basins is not of the same age and of the same lithological development each new section is of interest. The Podgrad locality rich in nummulitins, planktonic foraminifers and nannoplankton resembles somewhat the fossil contents of Ustje section in Vipava walley. New species and subspecies have also been determined. 2. Locality Figs. 1 and 2 Mujibur R. Khan An outcrop of the flysch occurs approximately one kilometre to the NNE of Podgrad in south-western Slovenija (45° 31' 45": 13® 09' 21"; fig. 1). The flysch forms gentle slopes or small hillocks in the topography and is often covered with vegetations. The flysch overlies the Alveolina and Nummulites bearing limestone of Early Paleogene (Paleocene-Lower Eocene) age. The contact between the limestone and flysch is covered and so is also the top of the flysch (fig. 2). The flysch consists mostly of shale and claystone in alternation with sandstone and minor marl, conglomerate and breccia. The shale is greenish gray to gray, soft, splintery or friable at places, bedding is thin to very thin. The claystone is also greenish gray to gray, nodular and soft. The sandstone is gray, greenish gray and brown in colour which weathers @ Locality - Nahajališče Fig. 1. Map representing the surroundings of Podgrad SI. 1. Zemljevid okolice Podgrada Fig. 2. Profile across the locality Podgrad SI. 2. Profil skozi nahajališče Podgrad 1 Limestone with nummulites and assilinas — Apnenec z numulitl in asilinami 2 Claystone — Glinovec 3 Sandstone — Peščenjak 4 Marl — Lapor 5 Conglomerate and breccia — Konglomerat in breča F Flysch, Lower (?) and Middle Cuisian — FliS, spodnji (?) in srednji culsij L Limestone, Lower Cuisian — Apnenec, spodnji cuislj C Covered (Alluvium) — Prekrito s holocenskim nanosom • Fossil locality — Nahajališče fosilov to rusty brown. It is generally medium to thinly bedded, fine to medium grained and at places quite hard. The marl is a minor component having discontinuous thin beds. The conglomerate and breccia are of intraformational type having the form of lenses or boulders and being composed of argillaceous limestone. The formation, in general, is fossiliferous and particularly the marl, conglomerate and breccia are rich in Nummulites, Operculina, Assilina, Alveolina, bivalves, echinoderms, corals etc. Nummulites, Operculina and other fossils have been collected from the outcrop and the shale and marl samples were taken for the determination of the biozone of the flysch outcrop at Podgrad. 3. Nannoplankton J erne) Pavšič Introduction The significant achievements in the studies of nannoplankton along with the other branches of the micropaleontology have been progressed parallely with the developments of the optical and electronic devices. At the present day this group of fossil plays an important role in the field of biostratigraphic studies of the younger Mesozoic and Tertiary beds; when beside the normal optical microscope electronic microscopes are available. Owing to the shorter ranges of the different species the nannoplankton is useful for the classification of biozones. These biozones have effectively been used for the regional and interregional correlations due to the wide geographical distribution of the nannoplankton. Moreover, lately it has become very important in the interpretations of the paleogeography, because these tiny organisms are very susceptible to the changes of the environments. Preparation of samples for observation Standard method has been used for the preparation of the samples to be observed under the optical microscope. Particles dispersed in water were previously treated by the ultrasonic. The slides have been studied under the optical microscope Leitz-Ortholux. Systematic part Coccolithus pelagicus (Wallich) Plate 1, fig. 8 a, b 1967 Coccolithus pelagicus (Wallich) — Bramlette and Wilcoxon, 102, pi. 3, figs. 13 to 15. 1971 Coccolithus pelagicus (Wallich) — Baldi-Beke,26. 1974 Coccolithus pelagicus (Wallich) — Scherwood, 13, pi. 1, figs. 3, 4, pl. 2, fig. 2. Elliptic placolith with the thin and elliptic central part. A very common form in the Tertiary beds without an exact stratigraphic importance. Chiasmolithus grandis (Bramlette et Riedel) Plate 1, fig. 9 a, b 1954 Coccolithus grandis Bramlette et Riedel — Bramlette and Riedel, 391, pl. 38, fig. 1. 1961 Coccolithus grandis Bramlette et Riedel — Bramlette and Sullivan, 140, pl. 2. figs. 1, 2 and 3. 1966 Chiasmolithus grandis (Bramlette et Riedel) — Hay and others, 388. 1971 Chiasmolithus grandis (Bramlette et Riedel) — Scherwood, 19, pl. 3, figs. 1, 2. Quite common among our samples. Even under the optical microscope all characteristics of the coccolithus can be observed. Remarkable is a fine net in the central part and the segmentation of both cycles. Cyclococcolithus neogammation Bramlette et Wilcoxon Plate 1. fig. 4 1967 Cyclococcolithus neogammation Bramlette et Wilcoxon — Bramlette and Wilcoxon, 104, pl. 1, figs. 1 to 3, pl. 4. figs. 3 to 5. 1972 Cyclococcolithus neogammation Bramlette et Wilcoxon — Baldi-Beke, pl. 2, figs. 3, 4. Very common species in all the samples. Pontosphaera multipora (Kamptner) Plate 1, fig. 5 a, b 1961 Discolithus distinctus Bramlette et Sullivan — Bramlette and Sullivan, 141, pl. 2, fig. 9. 1971 Discolithina multipora (Kamptner) — Baldi-Beke, 26. 1971 Discolithina multipora (Kamptner) — Perch-Nielsen, 34, pi. 26 figs. 15, 16, 19, 20, pi. 4, figs. 2 and 9. 1974 Pontosphaera multipora (Kamptner) — Scherwood, 30, pi 3 figs 15 16, 19, 20. Elliptical discolith with numerous perforations in the central part. The perforations are usually wider in the central part and more or less round. Pontosphaera plana (Bramlette et Sullivan) Plate 1, figs. 10 and 11 1961 Discolithus planus Bramlette et Sullivan — Bramlette and Sullivan, 143, pi. 3, fig. 7. 1973 Discolithina plana (Bramlette et Sullivan) — Perch-Nielsen 35 pi 29, fig. 4. 1974 Pontosphaera plana (Bramlette et Sullivan) — Scherwood, 31 pi 3 fig. 24, pi. 5, figs. 3, 4. Elliptical discolith with a uniform plate bearing two oblong perforations. Only some specimens appear in the pattern. Blackites scabrosus (Deflandre) Plate 1, figs. 6 and 7 1961 Rhabdosphaera scabrosa (Deflandre) — Bramlette and Sullivan 147, pi. 5, fig. 11. 1974 Blackites scabrosus (Deflandre) — Scherwood, 41, pi. 5, fig. 23. The rugose surface, characteristic for this species, can be very well observed. The species occurs rather frequently. Rhabdosphaera piriformis n. sp. Plate 1, figs. 1 to 3 Derivatio nominis: After the pear-shaped form of the rhabdolyte. Locus typicus: Podgrad. Stratum typicum: Lower part of the Middle Cuisian, lower part of the biozone Discoaster sublodoensis. H o 1 o t yp u s : In the »Podgrad 6« (pl. 1, fig. 3), in the collection of the Institute of Geology and Paleontology, Ljubljana University. Paratypi : In the »Podgrad 3 and 4« (pl. 1, figs, 1 and 2), in the same collection as holotypus. Diagnosis : Rhabdosphaera piriformis is a cone-shaped rhabdolyte with considerably inflated process, which starts to get thicher just above the basal plate and soon acquires its largest diameter. Description and comparison : The rhabdolyte has a small basal plate with central perforation. The process is spherically thickened just above the basal plate. In this it differs from the similar species Rhabdosphaera inflata which gets thick only at the end of a short or long neck. After the thickening, the process becomes more and more narrow and ends acutely pointed. In exterior the rugose surface is obvious. Distribution: The new species appears to be very abundant in the Cuisian flysch of Podgrad (biozones Discoaster sublodoensis). Micrantholithus flos Deflandre Plate 2, figs. 5, 8 1961 Micrantholithus flos Deflandre — Bramlette and Sullivan, 155, pi. 9, fig. 8. 1973 Micrantholithus flos Deflandre — K a p e 11 o s , 104, pi. 20, fig. 4. Pentaloid with triangle segments which are slightly concave on the distal side. The species occurs frequently in the samples. Sphenolithus radians Deflandre Plate 2, fig. 11 1961 SphenoZitJius radians Deflandre— Bramlette and Sullivan, 166, pi. 14, figs. 6, 7, 8. 1974 Sphenolithus radians Deflandre — S c h e r w o o d, 55, pi. 9, figs. 3, 4. The species occurs frequently in the samples. Discoaster barbadiensis Tan Plate 2, figs. 3, 6, 9 1954 Discoaster barbadiensis Tan— Bramlette and Riedel, 398, pi. 38, fig. 5. 1961 Discoaster barbadiensis Tan Sin Hok — Bramlette and Sullivan, 158, pi. 11, fig. 2. 1973 Discoaster barbadiensis Tan Sin Hok — Kapellos and Schaub, pi. 4, figs. 2, 3. 1974 Discoaster barbadiensis Tan — Scherwood, 59, pi. 9, fig. 12, pi. 10, fig. 1. The species has 12 to 14 rays which have blunt ends. The sutures between the rays are very distinct. On the surface tiny hollows are scattered and they can be noticed under phase contrast. In the centre there is a distinct central elevation — knob. The species is abundant in Eocene beds. Often considerable variations of the species have been observed in our samples. Discoaster distinctus Martini Plate 2, figs. 1, 4, 7 1958 Discoaster distinctus Martini — Martini, 363, pi. 4, fig. 7. 1961 Discoaster distinctus Martini — Martini, 14, pi. 3. fig. 28. 1973 Discoaster distinctus Martini — Kapellos, 111, pi. 9, fig. 12, pi. 13. fig. 9, pi. 14, figs. 7 to 9, pi. 18, fig. 7. 1974 Discoaster distinctus Martini — S c h e r w o o d, 61, pi. 11, figs. 6—8. Discoaster with 6 or 7 rays which elongate and bifurcate at the end. Each branch has a node on it. Characteristic is the central area made of the central knob and the rays reaching out to the legs. Authors state considerable variations for this species, especially in the aspect of the rays, Kapellos (1973, 111) for instance records even 5 to 10 rays. Martini (1958, 363) on the other hand, reports in his original description the presence of 5 to 7 rays. Our specimens have 6 to 8 rays. Discoaster lodoensis Bramlette et Riedel Plate 2, figs. 10, 12, plate 3, fig. 9 2954 Discoaster lodoensis Bramlette et Riedel — Bramlette and Riedel 398, pi. 39, fig. 3. 1958 Discoaster lodoensis Bramlette et Riedel — Martini, 366, pi. 6, fig. 28. 1961 Discoaster lodoensis Bramlette et Riedel — Bramlette and Sullivan, 161, pi. 12, figs. 4 and 5. 1973 Discoaster lodoensis Bramlette et Riedel — Scherwood, 64 pi 9 fig. 10, pi. 12, figs. 1, 2. The species is very common in flysch of Podgrad. It has 6 to 7 pointed rays which have on their distal sides distinct ridges running radially from the central knob. The rays are slightly twisted counter-clockwise. Discoaster sublodoensis Bramlette et Sullivan Plate 2, fig. 2, plate 3, figs. 4 and 7 1961 Discoaster sublodoensis Bramlette et Sullivan — Bramlette and Sullivan, 162, pi. 12, fig. 6. 1973 Discoaster sublodoensis Bramlette et Sullivan — K a p e 11 o s , 113, pi. 15, fig. 4, pi. 17, figs. 1 to 4 and 8. 1974 Discoaster sublodoensis Bramlette et Sullivan — Scherwood, 65, pi. 9 fig. 14. The species has five or six sharply pointed rays. From a wide central area they quickly transform into points. In the middle of the central area there is a distinct knob. Discoaster saipanensis Bramlette et Riedel Plate 3, fig. 1 1954 Discoaster saipanensis Bramlette et Riedel — Bramlette and Riedel, 398, pi. 39, fig. 4. 1958 Discoaster saipanensis Bramlette et Riedel — Martini, 367, pi 6 fig. 29. 1973 Discoaster saipanensis Bramlette et Riedel — Kapellos, 113, pi. 19, figs. 10, 11, pi. 20, figs. 2 to 3, pi. 21, figs. 4, 7, pi. 23, fig. 4. 1974 Discoaster saipanensis Bramlette et Riedel — Scherwood, 65, pi. 9 fig. 16, pi. 12, fig. 4. The Discoaster has seven legs and a big central plate. Strong sutures between the legs can be observed running from the central knob. Marthasterites tribrachiatus (Bramlette et Riedel) Plate 3, fig. 8 1954 Discoaster tribrachiatus Bramlette et Riedel — Bramlette and R i -edel, 396, pi. 38, fig. 11. 1961 Discoaster tribrachiatus Bramlette et Riedel — Bramlette and Sullivan, 162, pi. 13, figs. 6 to 13. 1973 Marthasterites tribrachiatus (Bramlette et Riedel) — Kapellos, 104, pi. 6, fig. 8, pi. 7, fig. 12, pi. 9, figs. 4 and 6, pi. 10, figs. 1 to 4, 6, pi. 11, fig. 10. The species appears in the typical form and corresponds completely with the samples described in the literature. Microrhabdulus decoratus Deflandre Plate 3, figs. 10 and 11 1959 Microrhabdulus decoratus Deflandre — Deflandre, 140, pi. 4, figs. 1 to 5. 1964 Microrhabdulus decoratus Deflandre— Bramlette and Martini, 314, pi. 6, figs. 1 and 2. 1974 Microrhabdulus decoratus Deflandre — Cimerman and others, 27, pi. 3. fig- 8. The rhabdulus appears in samples reworked from the Upper Cretaceous. Neococcolithes dubius (Deflandre) Plate 3, figs. 2 and 3 1961 Zygolithus dubius Deflandre — Bramlette and Sillivan, 150, pi. 6, figs. 12 to 13, 14. 1969 Neococcolithes dubius (Deflandre) — Stradner, 418, pi. 87, figs. 1 to 3. 1974 Neococcolithes dubius (Deflandre) — Scherwood, 70, pi. 11, fig. 20. Characteristic elliptic coccolithes with the central part in the shape of the letter H. Ellipsolithus distichus (Bramlette et Sullivan) Plate 3, fig. 6 1961 Coccolithes distichus Bramlette et Sullivan — Bramlette and Sullivan 152, pi. 7, fig. 8. 1967 Ellipsolithus distichus (Bramlette et Sullivan) — Hay and Mohler 1530, pi. 201, figs. 1, 2, 3, 4, 5, pi. 202, figs. 6 to 8. The species has an elliptical form showing perforations on both sides of the ridge running along the longer axis. The species is referred to the biozo-ne Discoaster multiradiatus and Marthasterites tribrachiatus. It is assumed that the present species is reworked. Clathrolithus cf. ellipticus Deflandre Plate 3, fig. 5 Very badly preserved samples have been determinated after Bramlette and Sullivan (1961, 157), and Stradner (1969,421). Elliptic calcareous body with a network of pores similar to honeycombs. The hexagonal pores are rounded by a comparatively frail circumference and that is probably the reason for the bad preservation of the species. The form appears from Paleocene to the Upper Eocene. The species has originally been described from the Lower Lutetian. Table 1 — Tabela 1 Nannoplanktonic species from Podgrad with the corresponding blozones Nanoplanktonske vrste iz Podgrada in ustrezne biocone ZONATION AFTER MARTINI 1971 BIOCONE PO MARTINIJU 1971 SPECIES \ ! i M 1 C 8 ? 1 ? ž £ £ S * b o o § § g .s < o O -o 1 3 i ! 8 -S f 5 i i A * » Vi 9 c o 4, ^ o .«2 *6 Cj -9 i 5 * ? n o o T3 P 5 *i Q 3 S | o li ■C 5 O ta Coccolithus pelagicus Chiasmdithus grandis tyctococcotithus neogammation Pontosphaera muitipora Pontosphaera plana Blackites scabrosus Rhabdosphaera piriformis n. sp. - Micrantholithus flos Sphenolithus radians Discoaster barbadiensis Discoaster lodoensis Discoaster sublodoensis Oiscoaster saipanensis Discoaster distinctus Marthasterites tribrachiatus e Microrhabdulus decoratus o Ellipsolithus distichus Ctathrolithus cf. etlipticus o Reworked species - presedimentirane vrste 2 — Geologija 18 Plate 1 — Tabla 1 1, 2, 3 Rhabdosphaera piriformis n. sp. 1, 2 between crossed nicols, 3 phase contrast 1, 2 pri navzkrižnih nikolih, 3 pri faznem kontrastu 4 Cyclococcolithus neogammation Bramlette et Wilcoxon crossed nicols pri navzkrižnih nikolih 5 a, b Pontosphaera multipora (Kamptner) a crossed nicols, b phase contrast a pri navzkrižnih nikolih, b pri faznem kontrastu 6, 7 Blackites scabrosus (Deflandre) between crossed nicols pri navzkrižnih nikolih 8 a, b Coccolithus pelagicus (Wallich) a phase contrast, b crossed nicols a pri faznem kontrastu, b pri navzkrižnih nikolih 9 a, b Chiasmolithus grandis (Bramlette et Riedel) a crossed nicols, b phase contrast a pri navzkrižnih nikolih, b pri faznem kontrastu 10, 11 Pontosphaera plana (Bramlette et Sullivan) 10 phase contrast, 11 crossed nicols 10 fazni kontrast, 11 pri navzkrižnih nikolih 1800 X enlarged — 1800 X povečano The photographs of the nannoplankton made by J. Pavšič. Nanoplankton je fotografiral J. Pavšič. Plate 1 — Tabla 1 O Plate 2 — Tabla 2 1, 4, 7 Discoaster distinctus Martini phase contrast pri faznem kontrastu 2 Discoaster sublodoensis Bramlette et Sullivan phase contrast pri faznem kontrastu 3, 6, 9 Discoaster barbadiensis Tan phase contrast pri faznem kontrastu 5, 8 Micrantholithus flos Deflandre 5 phase contrast, 8 crossed nicols 5 pri faznem kontrastu, 8 pri navzkrižnih nikolih 10, 12 Discoaster lodoensis Bramlette et Riedel phase contrast pri faznem kontrastu 11 Sphenolithus radians Deflandre crossed nicols pri navzkrižnih nikolih 1800 X enlarged — 1800 X povečano Plate 3 — Tabla 3 1 Discoaster saipanensis Bramlette et Riedel phase contrast pri faznem kontrastu 2, 3 Neococcolithes dubius (Deflandre) 2 crossed nicols, 3 phase contrast 2 pri navzkrižnih nikolih, 3 pri faznem kontrastu 4, 7 Discoaster sublodoensis Bramlette et Sullivan phase contrast pri faznem kontrastu 5 Clathrolithus ct ellipticus Deflandre phase contrast pri faznem kontrastu 6 a, b Ellipsolithus distichus (Bramlette et Sullivan) a crossed nicols, b phase contrast a pri navzkrižnih nikolih, b pri faznem kontrastu 8 Marthasterites tribrachiatus (Bramlette et Riedel) phase contrast pri faznem kontrastu 9 Discoaster lodoensis Bramlette et Riedel phase contrast pri faznem kontrastu 10, 11 Microrhabdulus decoratus Deflandre crossed nicols pri navzkrižnih nikolih 1800 X enlarged — 1800 X povečano 4. Planktonic f oraminifers Mujibur R. Khan Table 2 Globigerina linaperta Finlay 1975 a Globigerina linaperta Finlay — B o 11 i, 70, pi. 15, figs. 15 to 17. 1962 Globigerina linaperta Finlay — Hillebrandt, 120, pi. 11, figs. 2 and 3. 1965 Globigerina linaperta Finlay — Proto Decima and Z o r z i, 14, pl. 1, fig. 3. The species is common in the samples taken from the flysch. According to the various authors the species ranges from the Late Paleocene to the Early Eocene. It has also been recorded from the Cuisian flysch of Ustje (De Z a n -che, Pavlovec and Proto Decima, 1967, 8) and from the Eocene rocks exposed near Postojna (Gospodaric, Kolosvary, Pavlovec and Proto Decima, 1967, 12). After Pavšič (1973, 143) it occurs also in the Paleocene part of the Podsabotin strata in SW Slovenia. Globigerina taroubaensis Bronnimann 1957 a Globigerina taroubaensis Bronnimann — B o 11 i, 72, pl. 15, figs. 1—2. 1965 Globigerina taroubaensis Bronnimann — Proto Decima and Zorzi, 17, pl. 1, fig. 11. The species is fairly common and resembles the forms described by B o 11 i (1957 a, 72), Proto Decima and Zorzi (1965, 17) from the zone of Globorotalia aragonensis from Trinidad and northern Italy, respectively. Globigerina triangularis White 1957 a Globigerina triangularis White — B o 11 i, 71, pl. 15, figs. 12 to 14. 1965 Globigerina triangularis White — Proto Decima and Zorzi, 17, pl- 1, fig. 4. The species ranges from the Late Paleocene to Early Eocene. It has also been found in the Cuisian flysch of Ustje (De Zanche, Pavlovec and Proto Decima, 1967, 8) as well as at Postojna (Gospodaric, Kolosvary, Pavlovec and Proto Decima, 1967, 12). Globigerina turgida Finlay 1957 a Globigerina turgida Finlay — B o 11 i, 73, pl. 15, figs. 19—23. 1965 Globigerina turgida Finlay — Proto Decima and Zorzi, 18, pl. 1, figs. 9—10. 1968 Globigerina turgida Finlay — Samuel and S a 1 a j, 134, fig. 33. The specimens from Podgrad resemble the forms of Boll i (1957 a, 73), Samuel and S a 1 a j (1968, 34). The species is very similar in looks with the Globigerina taroubaensis but differs in being larger in size and somewhat more trochoid. Bolli (1957 a, 73), Proto Decima and Zorzi (1965, 18) described the species from the Globorotalia aragonensis zone of Trinidad and northern Italy. In the West Carpathians Globigerina turgida occurs in the Globorotalia aragonensis crater zone and in the basal part of Turborotalia (Acari- nina) crassata densa zone of Samuel and Sala j (1968, 134). The species has also been reported from the flysch exposed at Postojna (Gospodaril; Kolosvžry, Pavlovec and Proto Decima, 1967,12). Globorotalia aragonensis Nuttal 1957 a Globorotalia aragonensis Nuttal — Bo lli, 75, pl. 18, figs. 7—9. 1957 b Globorotalia aragonensis Nuttal — B o 11 i, 167, pl. 38, figs. 1. 1965 Globorotalia aragonensis Nuttal — Proto Decima and Z o r z i, 22, pl. 3, fig. 8, pl. 5, fig. 16. 1968 Globorotalia aragonensis aragonensis Nuttal — Samuel and Sal a.j, 148, pl. 11, fig. 5. 1971 Globorotalia aragonensis Nuttal — Subbotina, 274, pl. 18, fig. 6 and 7. The species is well preserved but not common in the area. The vertical range of the species is generally mentioned in the literature as Early Eocene to Middle Eocene. After Bo 11 i (1957a, 75; 1957b, 167) and Postuma (1971, 172) the species ranges from the Globorotalia formosa aragonensis zone to the Globige-rapsis kugleri zone. In the West Carpathians the species has been reported (Samuel and S a 1 a j, 1968, 149) from the Early and Middle Eocene, representing the Globorotalia aragonensis to Turborotalia (Acarinina) crassata densa zones. Proto Decima and Z o r z i (1965, 23) described the species from the Globorotalia formosa formosa zone and Globorotalia aragonensis zone. In NW Caucasia the species occurs in the Early to Middle Eocene beds (Subbotina, 1971, 275). Globorotalia aragonensis has also been found in the Cuisian flysch of Ustje (De Zanche, and Proto Decima, 1967,212) and at Postojna (Gospodarič, Kolosvary, Pavlovec and Proto Decima, 1967, 40). Globorotalia convexa Subbotina 1957 Globorotalia convexa Subbotina — Loeblich and Tappan, 183, pl. 48, fig. 4, pl. 50, fig. 7, pl. 53, figs. 6—8, pl. 57, figs. 5—6, pl. 61, fig. 4, pl. 63, fig. 4. 1965 Globorotalia convexa Subbotina— Proto Decima and Zorzi, 24, pl. 1, fig. 13. 1968 Turborotalia (Acarinina) convexa (Subbotina) — Samuel and S a 1 a j, 163, pl. 16, figs. 5 and 6. 1971 Globorotalia convexa Subbotina — Subbotina, 263, pl. 17, figs. 4 to 6. The species resembles the forms determined by Subbotina (1971, 263) with variable dimensions of the tests. The number of chambers in the last whorl is generally five but there are also specimens with six chambers. The type species has been described from the zone with the conical Globorotalia (Subbotina, 1971, 263). Loeblich and Tappan (1957, 188) mentioned the species from the formations representing the biozones from Glo-borotalia velascoensis-acuta-spiralis subzone to Globorotalia rex zone. In northern Italy (Proto Decima and Zorzi, 1965, 24) the species is present from the zone of Globorotalia pseudomenardii to the Globorotalia aragonensis zone. Samuel and S a la j (1968, 164) described the species from the Late Pale-ocene to Middle Eocene in West Carpathians and have placed the species in their zone of Globorotalia aequo, to the zone of Turborotalia (Acarinina) crassata densa. In western Yugoslavia the species appears in the Eocene flysch at Postojna (Gospodarič, Kolosv£ry, Pavlovec and Proto Deci-m a , 1967, 44). Globorotalia crassaformis (Galloway et Wissler) 1968 Turborotalia (Acarinina) crassata densa (Cushman, 1925) — Samuel and S a 1 a j , 164, pi. 17, figs. 3 and 4. 1971 Acarinina crassaformis (Galloway and Wissler) — Subbotina, 290. pi. 21, figs. 1 to 7. The species is common in the flysch at Podgrad. The dimensions of the test and the sizes of the chambers in different specimens are somewhat variable. These variations were also mentioned by Subbotina (1971, 291) while describing the Acarinina crassaformis from the Caucasia. The range of the species may be disputed. It appears to be long for the planktonic species as has been mentioned by various authors from different areas. The holotype has been described from the Late Cretaceous and Cushman (Subbotina 1971, 293) reported the species from the present sea as well. After Samuel and S a 1 aj (1968, 165) it occurs in Early Eocene beds with the maximum development in the early part of the Middle Eocene layers; some have also been found in the lowermost part of the Late Eocene beds in the Carpathian region. According to them the species belongs to the biozones Turborotalia (Acarinina) crassata densa to Truncorotalia rohri. In Caucasia (Subbotina, 1971, 292) the species occurs mainly in the zone with the conical Globorotalia and in the zone of Acarinina (Early Eocene to early part of the Late Eocene). Globorotalia interposita (Subbotina) 1971 Acarinina interposita Subbotina — Subbotina, 303, pi. 23, figs. 6 to 7. The species is common in the flysch. The Globorotalia interposita from Podgrad shows variability in the convexity on the spiral side. There are some specimens with almost flat spiral side whereas others are markedly convex. The ultimate chamber of some forms is smaller than the penultimate one and often contains a suplementary small vesicular chamber as has been pointed out by Subbotina (1971, 304). The species has been mentioned from the Caucasia in the USSR and ranges from Paleocene to Middle Eocene representing the zone of compressed Globorotalia to the same of conical Globorotalia (Subbotina, 1971, 304). Globorotalia pseudotopilensis (Subbotina) 1957 Globorotalia pseudotopilensis (Subbotina)— Loeblich and Tap pan, 194, pi. 60, fig. 2. 1962 Globorotalia (Acarinina) pseudotopilensis (Subbotina) — Hillebrandt, 143, pi. 14, fig. 1. 1965 Globorotalia pseudotopilensis (Subbotina) — Proto Decima and Z o r z i, 28, pi. 4, fig. 8. 1968 Turborotalia (Acarinina) pseudotopilensis (Subbotina) — Samuel and S a 1 a j , 172, pi. 14, fig. 2. 1971 Acarinina pseudotopilensis Subbotina — Subbotina, 294, pi. 21, figs. 8—9, pi. 22, figs. 1—3. The species is rare in the flysch of Podgrad but resembles the type species from the Caucasia of the USSR (Subbotina, 1971, 294). According to Subbotina (1971, 295) the species occurs in the Caucasia from the compressed Globorotalia to conical Globorotalia zone of Paleocene to Middle Eocene. In the Central Carpathians it occurs in the same age from the Globorotalia aequa to Globorotalia aragonensis crater zones (Samuel and S a la j, 1968, 172). According to Proto Decima and Zorzi (1965, 28) the species ranges in northern Italy from the Globorotalia rex zone to the G. aragonensis zone. This species has also been reported from the Nana-falia formation (Early Eocene) of Alabama, U.S.A. (L o e b 1 i c h and Tap- Table 2 — Tabela 2 Planktonic species from Podgrad and the corresponding biozones Planktonske vrste iz Podgrada in ustrezne biocone ZONATION AFTER POSTUMA 1971 \BIOCONE PO POSTUMI 1971 SPECIES Nv k. -s 2 2 g 8 o o •Q 2 o • a M o a o a 0 C 0» o o }- u S 3 5 H * L. .o o o v. o ■O o Gtoborotatia formosa-aragonensis Globorotatia buttbrooki .2 a a h. II II O * o c 'C * -Q O O o o o o •o o o lina per ta taroubaensis -- turgida triangularis aragonensis convexa crassaformis --- interposita pseu dotopitensis rotundimarginata pan, 1957, 194). In western Yugoslavia, at Postojna, it has been found in the Eocene flysch (Gospodarič, Kolosv^ry, Pavlovec and P r o t o Decima, 1967, 12). Globorotalia rotundimarginata (Subbotina) 1965 Globorotalia rotundimarginata (Subbotina) — Proto Decima and Z o r z i, 30, pl. 2, fig. 7. 1968 Turborotalia (Acarinina) rotundimarginata (Subbotina) — Samuel and S a 1 a j, 172, pl. 19, figs. 1 and 2. 1971 Acarinina rotundimarginata Subbotina — Subbotina 308, pl. 25. figs. 1—3. The species is common and closely similar to the forms of Subboti-n a (1971, 308) and others. According to Subbotina (1971, 309) the species occurs in the Early. Middle and Late Eocene. It is most abundant in the early part of the Late Eocene. In the Carpathians the species occurs in the early part of the Late Eocene (Samuel and Sala j, 1968, 172). Proto Decima and Z or z i (1965, 30) described this species from the zone of Globorotalia aragonensis in northern Italy. It has also been reported from the Eocene flysch of Postojna (Gospodaric, Kolosvary, Pavlovec and Proto Decima, 1967, 13). 5. Nummulitinae Mujibur R. Khan and Rajko Pavlovec Operculina marinellii similis n. ssp. Plate 4, figs, 1 to 6, plate 5, fig. 1 1967 Operculina cf. marinellii — De Zanche, Pavlovec and Proto Decima, 40. Derivatio nominis: The new subspecies resembles the Operculina marinellii marinellii. Holotypus: B form in the collection of the Institute of Geology and Paleontology, Ljubljana University, inv. no. 3838. Paratypi: B forms in the same collection as the holotypus. Locus typicus: 1 km north northwest of Podgrad, SW Slovenia, western Yugoslavia. Stratum typicum: Lower part of the Middle Cuisian. Diagnosis : Operculina with the larger test and somewhat slower increasing of the whorls as Operculina marinellii marinellii. B form. The test is about 1mm thick with a maximum diameter of 13 mm, often with slightly elevated area at the centre which is covered by slightly projecting bosses, almost circular in outline with somewhat undulated outer margin. The septa and the marginal cord are remarkable and occasionally the marginal cord forms a distinct relief from the test surface. The number of the whorls Fig. 3. Operculina marinellii similis n. ssp., B form. Podgrad No. 3838 Si. 3. Operculina marinellii similis n. ssp., oblika B. Podgrad, inv. št. 3838 in usually 6 to 6 >/« and they increase rapidly; the septa are numerous, in the final whorl 33 to 35 and are usually perpendicular to the marginal cord and nearly straight. The septa are thin and thickened in their upper parts (fig. 3). Well preserved tests show granulation between the septa. Table 3 — Tabela 3 Numerical data for the subspecies Operculina marinellii similis, B form Številčni podatki za podvrsto Operculina marinellii similis, oblika B Sample Primerek S3 S* Ss Se L2 Ls L4 Ls Lo 1 17 23 27 33 0,3—Lt 0,3 0,6 0,6 0,4 2 17 22 28 34 0,3—Li 0,1 0,4 0,7 0,8 3 16 23 29 34 0,3—Li 0,2 0,7 0,6 0,6 4 29 35 0,6—Ls 0,4 0,6 0,6 5 29 33 0,8—L* 0,3 0,6 0,8 1 Holotypus 2—5 Paratypi • Sa, S4... Number of septa in the third, fourth,... whorl Število sept v tretjem, četrtem ... zavoju Ls, Ls... Height increase in the second, third ... whorl Prirastek višine v drugem, tretjem ... zavoju Remarks. The new Operculina belongs to the granulated operculinas which have granules between the septa. Hottinger (1964, 1019) put into this group the species Operculina marinellii marinellii from Cuisian and Operculina praespira from Lower Lutetian. Between the two species transitional forms exist (O. aff. praespira). To the same group belongs also the Operculina exili-formis (Pavlovec, 1966) from the Middle Ilerdian. All the forms mentioned above are similar regarding the course of the whorls, the shape of the septa and chambers, and the marginal cord. The mm 6 2 O 1 ^ 2 □ 3 • 4 + 5 w ° 12 3 4 5 6 7 Fig. 4. Diagram of the whorls at the Operculina marinellii similis and O. marinellii marinellii, B forms SI. 4. Diagram zavojev pri podvrstah Operculina marinellii similis in O. marinellii marinellii, oblike B 1 Operculina marinellii similis (holotypus) 2 Operculina aff. marinellii (Drobne & Pavlovec, unpublished) 3 Operculina marinellii mtyinellii (D a 1 n e 11 i, 1915) 4 Operculina marinellii marinellii (Hottinger, 1964) 5 Operculina marinellii marinellii (Montanari, 1974) it Radius, in millimetres — Polmer, izražen v milimetrih W Number of whorls — Število zavojev Operculina exiliformis has the smallest test among all of them, while the O. praespira has the largest. In between are the Operculina marinellii marinellii and O. marinellii similis. The maximum diameter of the type belonging to the form Operculina marinellii marinellii described by D a i n e 11 i (1915, 170) is 11 mm but most common occurrences are 5 to 6 mm. The maximum diameter of the Operculina marinellii similis is 13 mm, common being 10 to 12 mm. The whorls (W/R, fig. 4) increase slower than those of the form described by Dainelli (1915, 170), Hottinger (1964, 1020, and Montanari (1964, 59). The type species as well as the species mentioned by Hottinger (1964, 1020) usually have five whorls whereas the present subspecies generally has six. To the subspecies Operculina marinellii similis the Operculina aff. marinellii is to be assigned. This form has been found at Smrčun near Slovenj Gradec, northern Slovenia (Drobne and Pavlovec, unpublished). Its test has 6 xj\ whorls, the diameter of 12,6 mm and the same rate of the whorls increase as the holotypus. In the Ustje series of Vipava valley the Operculina cf. marinellii (De Zanche, Pavlovec and Proto Decima, 1967, 40) occurs. After having studied the original material it is evident that the Operculina from Ustje belongs to the subspecies Operculina marinellii similis. The new subspecies is similar to the older Operculina exiliformis, which has somewhat thinner marginal cord, and to the O. praespira which is larger. Table 4 — Tabela 4 Number of septa in Operculina marinellii similis and in some similar B forms Število sept pri podvrsti Operculina marinellii similis in pri nekaterih sorodnih oblikah B Species or subspecies Vrsta ali podvrsta Ss S4 Ss Se S? Se Operculina marinellii similis, Smrčun (Drobne and Pavlovec, unpublished) 18 22 27 33 Operculina marinellii marinellii Friuli (Dainelli, 1915, pl. 18, fig. 28) 19 23 31 Operculina marinellii marinellii (Hottinger, 1964, pl. 3, fig. 10a) 23 26 31 Operculina marinellii marinellii (Montanari, 1964, pl. 16, fig. 15) 15 20 28 Operculina exiliformis (Pavlovec, 1966, pl. 2, fig. 3) 20 31 38 Operculina aff. praespira (Črni Kal, north Istria) 20 25 31 36 Operculina praespira (Pavlovec, 1969, pl. 10) 23 28 40 55 Ss, S4... Number of septa in the third, fourth... whorl Število sept v tretjem, četrtem... zavoju Stratigraphic remarks. In the locality of Podgrad Operculina marinellii similis appears in the biozone Globorotalia formosa and Discoaster sublodoensis, that is in the lower part of the Middle Cuisian. To the Middle Cuisian belongs also Operculina marinellii similis from Smrčun near Slovenj Gradec and the one from Ustje in Vipava valley. Operculina marinellii marinellii occurs in Friuli together with the species Nummulites irregularis Deshayes ( D a i n e 11 i, 1915). As the associated fauna is not precisely determined, the stratigraphic level of Friuli locality is not clear. Hottinger (1964, 1020) too does not state the exact stratigraphic horizon for Operculina marinellii marinellii, while Kecske-meti (1970, 154) attributes this form to the Lower Lutetian, and Montanari (1964, 59) even to the Upper Lutetian. Assilina laxispira De la Harpe et Rozlozsnik 1926 Assilina placentula Deshayes sp. vel Assilina granulosa D'Archiac var. laxispira n. var. — Dela Harpe and Rozlozsnik, 92. 1951 Assilina douvilUi Abrard & Fabre 1944 — S c h a u b , 212—214, figs. 323, 325—328, pi. 9, figs. 12—16. 1963 Assilina laxispira De la Harpe — S c h a u b , 293—294, fig. 5. 1966 b Assilina laxispira De la Harpe, 1926 — S c h a u b , 376, pi. 2, fig. 19. Only one test of the microsphaeric form has been found. The whorls grow regularly with the exception of the first three, which increase more slowly than the others. The thin septa are flat or slightly bending back, only in the upper part they are bent strongly. The chambers are higher than broad and only a few chambers approach the isometric form. The marginal cord increases proportionally. The species Assilina laxispira belongs to the Middle Cuisian. Nummulites aquitanicus Benoist Plate 5, figs. 2 and 3 1951 Nummulites aquitanicus Benoist 1888 — Schaub, 182—185 figs 257 _ 266, pi. 7, figs. 1—13. 1966 Nummulites aquitanicus Benoist, 1889 — Schaub, 371, fig. 6, pi. 3, figs. 16—22. 1973 Nummulites aquitanicus Benoist, 1889 — Kapellos, 68—70 figs 111— 118, pi. 44, figs. 3—9. B form. The test is thin and flat showing eight whorls. Its diameter is 8,5 mm. In the centre there are several irregular and clear granules which disappear somewhere near the half of the test. From there on only a little sinuous septal lines occur. At the septal lines trabecules transverses can be noticed. The whorls in the inner part of the test increase regularly. The marginal cord is thick and comprises in some whorls almost one half of the whorl's height. The septa in the inner whorls are slightly bent and inclined. In the outer whorls they are bent much more. Some of the septa are bent back strongly. All septa are coarse, the thickest being near the marginal cord. Table 5 — Tabela 5 The number of septa in the species Nummulites aquitanicus, B form Število sept pri vrsti Nummulites aquitanicus, oblika B Locality Nahajališče Se Ss S4 Ss S« S? Podgrad 18 22 26 25 33 34* Rossboden (Schaub, 1951, fig. 265) 19 24* 24* 30* 32* Rottenbach (Kapellos, 1973, fig. 113b) 19 24 29 30 Hoi lbach- Schwyberg (Kapellos, 1973, fig. 112) 14 17 22* 28* 30* 30* * The number of the septa has been calculated from one half of the whorls. — Število sept je bilo preračunano iz polovice zavojev. R Fig. 5. Diagram of the whorls at the Nummulites aquitanicus and N. jacquoti, B forms SI. 5. Diagram zavojev pri vrstah Nummulites aquitanicus in N. jacquoti, oblike B 1 Nummulites jacquoti ( K a p e 11 o s , 1973, fig. 118) 2 Nummulites aquitanicus ( K a p e 11 o s , 1973, fig. 118) 3 Nummulites aquitanicus, Podgrad R Radius, in millimetres — Polmer, izražen v milimetrih W Number of whorls — Število zavojev In the early whorls the chambers are heigher than broad. In the outer whorls they become longer so that they are nearly isometric. The upper parts of the chambers are slightly arched. Remarks. At Ustje Nummulites jacquioti De la Harpe (De Zanche, Pavlovec and Proto Dec ima, 1967, 230), has been found. It resembles somewhat Nummulites aquitanicus, but the former has numerous distinct granules on the surface. The septal lines are smoother. The whorls increase also in the outer part (fig. 5) where the septa are slightly straighter and the chambers shorter. The interesting morphological particularities have been pointed out already by Schaub (1951, 182—184). The tests of the Nummulites aquitanicus from the younger strata (from the biozone Nummulites praelaevigatus) resemble much more the species N. laevigatus than the typical form of N. aquitanicus. First of all they have somewhat lower whorls and longer chambers, even longer than the form from Podgrad. The sample on the figure 264 (Schaub, 1951) still resembles a little the species Nummulites planulatus if we compare the course of the whorls and the shape of the chambers. The Nummulites from Podgrad does not resemble this specimen. This means that the development from the species Nummulites planulatus towards N. aquitanicus and further on to N. laevigatus proceeded in the direction of lowering the whorls and lengthening the septa. There is no doubt that all these nummulites are not on the same evolutionary line. Anyway, the species Nummulites praelaevigatus does not show the normal continuation of the development as its exterior is closer to the species Nummulites aquitanicus while its septa and chambers resemble more those of the species N. laevigatus. It is also difficult to place Nummulites buxtorfi Schaub into this evolutionary line. 3 — Geologija \v Into this group belongs also the specimen from Campo, Spain (S c h a u b , 1966b, pl. 3 and 4), determined as Nummulites aff. aquitanicus. Age. Schaub (Hottinger, Lehmann and S c h a u b, 1964) ranges the species Nummulites aquitanicus in the transitional period from Lower to Middle Cuisian, or into the Lower and Middle Cuisian, respectively (Schaub, 1951). He establishes this species in the Middle Cuisian also later on (S c h a u b , 1965,129), while in the Campo profile he does not decide clearly upon the age of this species. His similar form, the Nummulites aff. aquitanicus, has been reported from the Middle Cuisian (Schaub, 1966b, 358). Lately it was K a pel los (1973, 69—70) who made most interesting conclusions about the age. He has found a lot of Nummulites aquitanictis in the Lower and Middle Cuisian. Specimens on plates 112 and 113 show the characteristics mentioned already by Schaub. The Lower-Cuisian nummulites still has narrower chambers and somewhat higher whorls, while the Middle-Cuisian one has somewhat longer chambers and lower whorls. Considering the equatorial section, the specimen from Podgrad could probably be attributed to another species, but its exterior is characteristic for the Nummulites aquitanicus. Anyway, it is by no means identical with Schaub's (1966b) Middle-Cuisian specimens N. aff. aquitanicus. The conclusion arising from all this is that the Nummulites aquitanicus lived in the Lower and Middle Cuisian, and that it lived even a little longer than we thought up to now. Nummulites ustjensis De Zanche et Pavlovec Plate 6, figs. 1 to 3 1929 Nummulina striata (B) Bruguiere — Rozlozsnik, 128, pl. 6, fig. 6. 1967 Nummulites ustjensis n. sp. oblika B — De Zanche, Pavlovec and Proto Decima, 232—233, pl. 8, fig. 3, pl. 9, figs. 1—2, pl. 10, figs. 1-2, pl. 11, fig. 1. B form. In the flysch of Podgrad only the microisphaeric form has been found, so that we still do not know the megalosphaeric one. The test of the B form is very thin and has a rather sharp margin. On the surface there are numerous septal lines which are slightly bent. There are granules and also in the intermediate skeleton there are no bosses. The whorls increase normally up to the fifth one, then they increase more quickly up to the tenth whorl. After that they remain of the same height or even decrease (fig. 6). The marginal cord is rather strong and sometimes comprises even more than one third of the whorl. It grows up to the ninth whorl then it remains unchanged till the end, or even gets thinner. The septa are coarse. At the bases they have indistinct feet. In the first three or four whorls the septa are nearly flat. In the later whorls they are curved and thickened and strongly bent back close to the marginal cord. The chambers in the early whorls are higher than broad but some of them are also rather isometric. In the later whorls the chambers are isometric and in some of them the length considerably exceeds the height. In two best preserved samples the number of septa is as shown in the table 6. R mm 6 5 4 3- 2 1 o 1 2 3 4 5 6 7 8 9 lO U 12 W Fig. 6. Diagram of the whorls at the Nummulites ustjensis, B form. Podgrad SI. 6. Diagram zavojev pri vrsti Nummulites ustjensis, oblika B. Podgrad R Radius, in millimetres — Polmer, izražen v milimetrih W Number of whorls — Število zavojev Table 6 — Tabela 6 The number of septa in the species Nummulites ustjensis, B form Število sept pri vrsti Nummulites ustjensis, oblika B Locality Nahajališče Si & Ss Si Ss S« St So So Sio Sn Sl2 Podgrad 6 14 19 26 28 36 46 43 53 51 52 66 Podgrad 20 25 36 34 34 41 53 60 60 68 Ustje — holotypus 16 20 24 36 36 40 46 54 50 64 68 Remarks. Podgrad is the second locality of the species Nummulites ustjensis in Slovenia. But it has been found also in the locality of Brusaferri near the village Bolca (D e Zanche.Pavlovec and Proto Decima, 1967,233). From Podgrad a form has been determined which shows a more quick increasing of the younger whorls (fig. 6). Somewhat similar course of the whorls occurs in Nummulites striatus Bruguiere and N. aff. ustjensis from Ustje (D e Zanche, Pavlovec and Proto Decima, 1967, 230—231, fig. 6) which we describe now as Nummulites brkiniensis n. sp. Age. The flysch at Ustje with the species Nummulites ustjensis has been placed in the period of transition between the Lower and Middle Cuisian (D e Zanche, Pavlovec and Proto Decima, 1967,232) Nummulites brkiniensis n. sp. Plate 6, figs. 4 to 6, plate 7, figs. 1 and 2 1967 Nummulites aff. ustjensis n. sp. — De Zanche, Pavlovec and Proto Decima, 233, pi. 11, fig. 2. Derivatio nominis : After the region of Brkini where the locality of the holotypus is situated. Holotypus : Inv. no. 3844, B form, Institute for Geology and Paleontology, University of Ljubljana. Par a t yp i : Inv. no. 3845, 3846, 3847, 3848, all the B forms, in the same collection as the holotypus. Locus typicus: The locality with nummulitins at Podgrad, Brkini, SW Slovenia. Stratum typicum: Flysch, Middle Cuisian. Diagnosis : Nummulites with a larger test, denser and highly bent septa as in the very similar species Nummulites ustjensis. B form. The test is thin getting slightly thicker only at the centre. The margin is slightly rounded. On the surface there are thin, dense and rather sinuous septal lines which often split. Some samples show distinct trabecules trans verses. All whorls increase regularly, the older ones somewhat slowly, though the middle ones rather quickly and the younger ones much more slowly than the middle ones. The marginal cord is regular and strongest in the middle, that is at the highest whorls. The septa in the early seven or eight whorls are nearly flat, slightly inclined and only at the top highly bent. In the following whorls they are more inclined and often regularly bent along the whole height. The chambers are usually higher than broad, only some chambers of the early whorls are nearly isometric. Where the chambers are longer their roof is only slightly arched while in the narrow and high chambers it is strongly arched. The characteristic data of the new species are shown in table 7. Table 7 — Tabela 7 Measurements of the species Nummulites brkiniensis n. sp., B form, from the locality Podgrad Merit veni podatki za vrsto Nummulites brkiniensis n. sp., oblika B, iz nahajališča Podgrad Sample — Primerek Dm W Se Ss S4 Ss Se S7 Se S® Si« Sn S12 Sis Holotypus inv. no. 3844 17 16 12 20 28 44 36 52 56 64 60 58 84 106 inv. no. 3845 11,4 11 36 36 40 52 60 60 60 Dm Diameter, in millimetres — Premer, izražen v milimetrih W Whorls number — Število zavojev Si, Ss... Number of septa in the first, second ... whorls — Število sept v prvem, drugem ... zavoju Remarks. It is sometimes difficult to tell apart the species Nummulites brkiniensis from the species N. ustjensis. At Ustje it has been already distinguished the form Nummulites aff. ustjensis (De Zanche, Pavlovec and Proto Decima, 1967, 233, pl. 11, fig. 2), which was larger than the original N. ustjensis. There is no doubt that this form belongs to the species Nummulites brkiniensis. The species Nummulites brkiniensis differs from N. ustjensis mostly by its larger test. Furthermore Nummulites ustjensis has less bent septa, longer chambers and whorls increasing more regularly than in N. brkiniensis. Age. Nummulites brkiniensis has been up to now found only in the flysch at Podgrad in the lower part of the Middle Cuisian beds and at Ustje in the period of transition between the Lower and Middle Cuisian (De Zanche, Pavlovec and Proto Decima, 1967). Nummulites postbearnensis n. sp. Plate 8, figs. 1 and 2 1967 Nummulites ex gr. planulatus — Gospodaric, Kolosvary, Pavlovec and Proto Decima, 45, fig. 4. Derivatio nominis : The new species is similar to the species Nummulites bearnensis Shaub et Schweighauser but it is younger than N. bearnensis. Holotypus : Inv. no 3850, B form, Institute for Geology and Paleontology, University of Ljubljana. R Fig. 7. Diagram of the whorls at the Nummulites postbearnensis and some similar B forms SI. 7. Diagram zavojev pri vrsti Nummulites postbearnensis in nekaterih podobnih B oblikah 1 Nummulites aquitanictis ( S c h a u b , 1951, fig. 2S7) 2 Nummulttes jacquoti (De Zanche, Pavlovec and Proto Dedni a , 1967, pl. 7, fig. 1) 3 Nummulites postbearnensis (holotypus). Podgrad R Radius, in millimetres — Polmer, Izražen v milimetrih W Number of whorls — Število zavojev Locus typicus: The locality of the nummulitins at Podgrad, Brkini, SW Slovenia. Stratum typicum: Flysch, Middle Cuisian. Diagnosis : Nummulites postbearnensis has a larger test and the septa are more bent than in N. bearnensis. The test is completely involute. B form. The test is thin and it thickens a little only at the centre. The margin is rounded. The septal lines are somewhat sinuous and sometimes they break up sharply or even split. The whorls increase quickly and regularly (fig. 7). The marginal cord is strong and proportionally thick. The septa are slightly but regularly bent along the whole length. Their lower parts are very thin and they get thicker in the upper parts. At their bases there are indistinct feet. The chambers are higher than broad and somewhat slightly arched. The characteristics: Dm/W (test diameter: number of whorls) = 9/9, 11/11; D (test thickness) = 2 to 3 mm; number of septa S4 = 18, Ss = 22, Su = 28, Si= 30, Ss = 40 and Sn = 42. Remarks. Nummulites postbearnensis has been determined from different localities in Slovenia. It has been found at Podgrad and Potok (both in Brkini, SW Slovenia). The Nummulites ex gr. planulatus (Gospodarič and others, 1967, 45, fig. 4) occurring in the breccia near the railway station of Postojna is actually N. postbearnensis. There it appears together with the Nummulites prae-lucasi Douwile which lived according to Kapellos (1973, 55) from the Lower to the Upper Cuisian. The new species got its name from the species Nummulites bearnensis, previously described as N. planulatus bearnensis (S c h a u b and Schweig-hauser, 1951, 237—239, figs. 1—3, 6—7) and later as N. bearnensis (Scha-u b, 1060, 446). Our forms differ from this Upper-Ilerdian species by their size (test diameter of the N. bearnensis is Dm = up to 6 mm), by the septa (in the new species the septa are more bent than in N. bearnensis), and by the involution. According to S c h a u b (1960, 446) Nummulites bearnensis has evolute younger whorls, while N. postbearnensis has a quite involute test. Considering the involute test the new species is closer to the species Nummulites planulatus Lamarck which has similarly shaped test and similar course of the septal lines. But the typical Nummulites planulatus has a thinner marginal cord, higher whorls and the septa are more bent. Nummulites postbearnensis differs also from the subspecies of the species Nummulites planulatus described by S ch a u b (1951) by the size of the test, the marginal cord and most frequently also by the whorls'height. Nummulites postbearnensis is larger than N. jacquoti De la Harpe, has higher whorls, more bent septa and thinner septal lines. It differs from the Nummulites aquitanicus by its exterior where no granules have been developed, by its shorter chambers and by the septa which are thickened at their upper parts. Nummulites postbearnensis has lower whorls and denser, more bent septa than N. exilis Douville. Close to the new species is also the form from Friuli, determined by D a i -n ell i (1951, pl. 22, fig. 17) as Nummulites pulchellus Hantken. It differs from the species Nummulites postbearnensis mostly by the more bent and denser septa. The D a i n e 11 i' s form could most probably be attributed to the species Nummulites planulatus. S c h a u b engaged himself in studying the nummulites cognated with the species Nummulites postbeamensis. He described the transitional form as Nummulites exilis-planulatus (Schaub, 1951, 170—171, figs. 231—232). This form resembles very much the species Nummulites exilis by its quickly increasing whorls, and by its appearance it resembles the species N. planulatus. It differs from the N. postbearnensis by the smaller test and above all by the less bent septa. Later on Schaub (1960, 444—446) described the Middle-Ilerd i an species as Nummulites cuisensis D'Archiac which is very close to the species Nummulites bearnensis. Both have tests in which the younger whorl is not involute. As the Nummulites postbearnensis has a completely involute test it is closer to the species N. planulatus. Schaub (1950, 244) places the subspecies Nummulites planulatus cussacensis Schaub phylogenetically after the type N. planulatus planulatus. In such a way it represents a transitional form towards the granulated species N. jacquoti and N. buxtorfi Schaub. It has otherwise higher whorls then the type-form (Schaub, 1951, 178) but the decreasing of the whorls is a regular appearance in the evolution (cf. Schaub, 1962b, 288—289). The transitional form Nummulites exilis-planulatus has lower whorls than N. exilis. Therefore it is not probable that the N. planulatus cussacensis were a successor of the N. planulatus planulatus. We probably have here a special evolutionary line which might be a continuation of the one with the Nummulites exilis-planulatus. In this case, of course, the Nummulites planulatus cussacensis loses its meaning of the subspecies and becomes an independent species Nummulites cussacensis Schaub. Nummulites rotularius Deshayes Plate 9, figs. 1 and 2 1929 Nummulina rotularia Deshayes — Rozlozsnik, 103—106, 180—182 (partim), pl. 3, fig. 14, 19, 28. 1929 Nummulina rotularia (B) Deshayes paucicamerata n. var. — Rozlozsnik, 181, pl. 3, fig. 12. 1951 Nummulites rotularius Deshayes 1838 —Schaub, 125, fig. 111. 1961 Nummulites rotularius Deshayes — Nemk o v and Barhatova, 69—72, pl. 6, figs. 12, 15—19. 1967 Nummulites rotularius Deshayes, oblika B — De Zanche, Pavlovec and Proto Decima, 221—223, pl. 2, figs. 1—2, pl. 3, fig. 1, pl. 4, fig. 2. 1973 Nummulites rotularius Deshayes, 1838 — Kapellos, 82, figs. 178—185. pl. 43. fig. 8, pl. 45, figs. 1—2. B form. At Podgrad only the microsphaeric form of the species Nummulites rotularius has been found up to now. The test thickens quickly from the margin towards the centre so that it is not lenticular but somewhat globular. In the exterior there are slightly undulated or nearly flat septal lines and rather distinct trabecules transverses. The whorls slowly and regularly increase (fig. 8), but several anomalies can be noticed. Some parts of the whorls are higher or lower than the normal ones. The marginal cord is often very strong and comprises nearly one half of the whorl (plate 9, fig. 1). The septa are highly bent, especially in the first whorls, so that they are nearly sickle-shaped. They are less curved in the later whorls. Everywhere they are inclined. The septa are thick along the whole length but they get thickest in the upper part. The chombers are always longer than high but also some isometric ones appear. In longer chambers the roof is nearly flat while in the shorter ones it is slightly arched. Remarks. The problem of the subspecies Nummulites rotularius paucicame-ratus has already been discussed (De Zanche, Pavlovec and P r o t o D e c i m a , 1967, 223). Not long ago K a p e H o s (1973) described the species Nummulites rotularius from the Gurnigelflysch and showed some of these forms in figures 178 to 182. We are convinced that all presented forms do not belong to the species Nummulites rotularius. The variations of the characteristics are too obvious, though even Kapellos himself mentions anomalies in the whorls. The form of the figure 180 with its narrower chambers and quite regularly bent septa perhaps is closer to the Nummulites from the group of Nummulites planulatus or even N. praelaevigatus. Kapellos further mentions the lenticular forms but does not state the dimensions and the Nummulites rotularius has a comparatively thick test. The specimen in the figure 180 (Kapellos, 1973) comes from the bed Ho 26 of the Gurnigelflysch, which belongs, according to K a p e 11 o s , to the Upper Cuisian, while the characteristic samples of the species Nummulites rotularius are older. Age. According to H o 11 i n g e r, Lehmann and Schaub (1964, pl. 2) the species Nummulites rotularius lived sometime in the period of transition from the Lower to Middle Cuisian. In the Schlierenflysch it has been determined R Fig. 8. Diagram of the whorls at the Nummulites rotularius, B form. Podgrad SI. 8. Diagram zavojev pri vrsti Nummulites rotularius, oblika B. Podgrad R Radius, in millimetres — Polmer, izraZen v milimetrih W Number oi whorls — Število zavojev in the lower part of the Middle Cuisian, that is in the lower part of the biozone, together with the species Discoaster lodoensis (S c h a u b , 1965). K a -p e 11 o s (1973, 82), on the other hand, found this nummulites in the Gurnigel-flysch in the layers from the Lower to the Upper Cuisian. We already have given our remarks to these Upper-Cuisian specimens. At Ustje in the Vipava valley the beds with the species Nummulites rotularius belongs to the period of transition between the Lower and Middle Cuisian (De Zanche, Pavlo-vec and Proto D e c i m a , 1967). Nummulites aff. partschi tauricus De la Harpe Plate 8, fig. 3 At Podgrad we found only one sample of the microsphaeric form with a thin, lenticular test, which has a depressed margin. On its surface there are sinuous septal lines on which granules appear scatteredly. The whorls increase rather regularly. The marginal cord is extremely thin. In the older whorls are the thin septa slightly inclined in the lower part while in the upper half or third they are more apparently bent backwards. In the younger whorls the septa are higher drawn backwards in the upper part, so that they are often sickle-shaped. These septa are rather irregular. The chambers depend on the shape of the septa; in the older whorls are higher than broad, and in the younger whorls they are longer. If we consider the described characteristics, the Nummulites from Podgrad partly resembles the species Nummulites bactchisaraiensis Rozlozsnik, and partly the subspecies N. partschi tauricus (fig. 9). These transitional characteristics are the following: 1. Considering the coiling of the whorls the Nummulites of Podgrad comes between the species Nummulites bactchisaraiensis and the subspecies N. partschi tauricus. 2. On the surface the granules are not placed spirally and that is the reason for its closer similarity to the species N. bactchisaraiensis. 3. The marginal cord is thin, which makes it closer to the species N. partschi tauricus. 4. The older whorls are a little higher than in N. bactchisaraiensis. 5. The chambers are longer and the septa are more drawn back, which are more characteristics for the subspecies N. partschi tauricus. 6. The septa are often irregular, which can be noticed also in the subspecies N. partschi tauricus. Owing to the mentioned characteristics the Nummulites of Podgrad is closer to the subspecies Nummulites partschi tauricus than to the species N. bactchisaraiensis. In our opinion the subspecies Nummulites partschi tauricus differs so much from the N. partschi partschi De la Harpe that it should be made an independent species N. tauricus, as has already been made by Rozlozsnik (1929, 115). Both forms, Nummulites bactchisaraiensis and N. partschi tauricus, appear in the Upper Cuisian in the biozone N. manfredi, that is in a younger horizon than at Podgrad. mm 6 3- -1-1-1-1-1-1 i-1-1-1-1 1 ■ W " J 2 3 4 5 6 7 8 9 /O 11 12 Fig. 9. Diagram of the whorls at the Nummulites partschi tauricus and some similar B forms SI. 9. Diagram zavojev pri podvrsti Nummulites partschi tauricus in pri nekaterih podobnih B oblikah 1 Nummulites bactchisaraiensis ( K a p e 11 o s , 1973, fig. 222) 2 Nummulites partschi tauricus (Kapellos, 1973, fig. 222) 3 Nummulites aff. partschi tauricus, Podgrad R Radius, in millimetres — Polmer, izražen v milimetrih W Number o£ whorls — število zavojev Nummulites subdistans De la Harpe et Rozlozsnik Plate 9, figs. 3 and 4 1926 Nummulina subdistans n. sp. — De la Harpe and Rozlozsnik, 21. 1929 Nummulina subdistans De la Harpe — Rozlozsnik, 212, 215—216, pl. 2, figs. 16, 23, pl. 3, fig. 7, pl. 8, fig. 8. 1951 Nummulites subdistans De la Harpe (—Rozlozsnik) 1926, A-Form — Schaub, 197, figs. 291—293. 1973 Nummulites subdistans De la Harpe (—Rozlozsnik), 1926 — Kapellos, 91—92, figs. 224—229, pl. 42, fig. 14. A form. The small nummulites has a lenticular test which slowly thickens towards the centre. The margin is rounded and rather wide. On the surface there are nearly straight, thin septal lines. In the centre of the test the septal lines unite in the indistinct boss. Test diameter is 4,5 mm, the test has four whorls so that the relation W/R = 4/2,2mm. This matches completely with Rozlozsnik's data (1929, 211) for the typical representatives of this species which have Dm/R = 4 5 A_ 2,2 to 2,8 2,6 to 2,9 3,2 The specimens described by Kapellos (1973, 91) have somewhat lower whorls i.e. W/R = 4/1,6 to 1,8; 3/1,3. The protoconch is round and big, M = 0,45 mm. According toRozlozsnik (1929, 211) the protoconch diameter is 0,3 to 0,4mm, while Kapellos (1973, 91) refers sizes 0,25 to 0,45 mm. In that case the sample from Podgrad comes among those with the biggest protoconch. The first whorl is the highest. The rest increase quite slowly and the youngest is sometimes the lowest (fig. 10). The septa in the lower part are thin, slightly inclined to the marginal cord and a little bent or nearly straight. In the upper part they are strongly bent and thick. This rather remarkable thickening has been brought to attention also by Rozlozsnik (1929, 216). But there are considerable transitions from the less inclined and drawn back septa to such which are much more inclined and curved back. The number of septa is the following: Si - 10, S* - 26, Ss = 30, Si = 40. The chambers are higher than broad. Where the septa are strongly sickle-shaped the chambers are much longer in their upper parts. The marginal cord is strong and comprises from one quarter to one fifth of the whorl's height. Remarks. The species Nummulites subdistans was first described by Rozlozsnik in 1926 after unpublished work of P . De 1 a H a r p e . In the publication both are cited as authors, though with the notes »d'apres les manuscrits inedits de + Prof. Philippe De la Harpe«, and »redige par Paul Rozlozsnik«. Therefore we consider both as the authors of the species Nummulites subdistans. To the species Nummulites subdistans certain nummulites are attributed which sometimes differ from the typical form. S c h a u b (1951) described two similar forms, Nummulites subdistans and N. aff. subdistans. The latter differs from the typical form of the species Nummulites subdistans by the smaller test, R 3- 1 S c h a u b , 1951, fig. 293 2 Podgrad 3 Kapellos, 1973, fig. 226 a R Radius, in millimetres — Premer, izražen v milimetrih W Number of whorls — Število zavojev 1- w 12 3 4 Fig. 10. Diagram of the whorls at the species Nummulites subdistans, A form SI. 10. Diagram zavojev pri vrsti Nummulites subdistans, oblika A not granulated surface, lower whorls, thinner septa and smaller protoconch. The mentioned characteristics give reason that a new species would be introduced. Kapellos (1973) also found some samples in the Gurnigelflysch in Switzerland which he partly described as N. aff. subdistans. But this Nummulites aff. subdistans (Kapellos, 1973, fig. 223) is not identical with the equally described Schaub's form (1951, figs. 294—296). The sample from the locality of La Bi GIte (Kapellos, 1973, fig. 223) corresponds by its size with the typical forms of the species Nummulites subdistans, but its septa are too much sickle-shaped and not enough broken in the middle, which is a characteristic of the Nummulites subdistans. Its whorls increase more quickly than in the typical N. subdistans. There is another point that all forms described by Kapellos as the Nummulites subdistans does not show characteristic features of this species. Such are the forms originating from the Hollbach-Schwyberg section (figs. 227 and 228), and from the Rottenbach profile (fig. 229). All these forms appear in the Lower Cuisian beds, or in the Upper Cuisian (= N. aff. sub-distans) respectively. In our opinion the typical samples of the species Nummulites subdistans occur in the Middle Cuisian beds of the Gurnigelflysch. Nummulites subdistans is similar to the species N. archiaci Schaub. It can be distinguished from it by the lower whorls, smaller protoconch and less sickle-shaped septa. Age. The Nummulites subdistans appears in the Schlierenflysch (Schaub, 1965, 129) in the upper part of the Lower Cuisian and in the lower part of the Middle Cuisian i. e. in the zone Discoaster lodoensis. Kapellos (1973, 92) mentioned this species from the Lower and Middle Cuisian beds. Plate 4 — Tabla 4 Operculina marinellii similis n. ssp., B form — oblika B 1 inv. No. 3838, holotypus, Podgrad 2 inv. No. 3841, Podgrad 3 inv. No. 3842, Podgrad 4 inv. No. 3840, Podgrad (surface — površina) 5 inv. No. 3839, Podgrad (surface — površina) 6 inv. No. 840, Ustje 5 X enlarged — 5 X povečano The photographs of the nummulitins made by M. Grm Numulitine je fotografiral M. Grm Plate 5 — Tabla 5 1 Operculina marinellii similis n. ssp., B form — oblika B SmrČun near Slovenj Gradec (Slovenia, W Yugoslavia) 2, 3 Nummulites aquitanicus Benoist, B form — oblika B Podgrad, inv. No. 3843 10 X enlarged — 10 X povečano Plate 6 — Tabla 6 1, 2, 3 Nummulites ustjensis De Zanche et Pavlovec, B form — oblika B. Podgrad 1 inv. No. 3845 2 inv. No. 3849 3 inv. No. 3837 4, 5, 6 Nummulites brkiniensis n. sp., B form — oblika B. Podgrad 4 inv. No 3845 5 inv. No. 3846 6 inv. No. 3847 5 X enlarged — 5 X povečano Plate 7 — Tabla 7 Nummulites brkiniensis n. sp., B form — oblika B, Podgrad 1 inv. No. 3848 2 inv. No. 3844 (holotypus) 5 X enlarged — 5 X povečano Plate 8 — Tabla 8 1 Nummulites postbearnensis n. sp., B form — oblika B. Podgrad, inv. No. 3850 (holotypus) 2 Nummulites postbearnensis n. sp., B form — oblika B. Podgrad, inv. No. 3851 3 Nummulites aff. partschi tauricus, B form — oblika B. Podgrad, inv. No. 3855 fig. 1. 10 X enlarged, figs. 2. and 3. 5 X enlarged si. 1. 10 X povečana, sliki 2. in 3. 5 X povečani Plate 9 — Tabla 9 1, 2 Nummulites rotularius Deshayes, B form — oblika B. Podgrad 1 inv. No. 3852, specimen with the thick marginal cord — primerek z debelim zavojnim robom 2 inv. No. 3853, specimen with the thin marginal cord — primerek s tankim zavojnim robom 3, 4 Nummulites subdistans De la Harpe, A form — oblika A. Podgrad inv. No. 3854 10 X enlarged — 10 X povečano 4 — Geologija 18 6. Conclusions The flysch as well as the underlying calcareous beds in western Yugoslavia are of different age (cf. P a v 1 o v e c , 1963). At the same time there are only few group of beds recognized in detail or even ranged into biozones. This is, however, required for stratigraphic correlation of rock sequences from different basins. In our studies an attempt is made to demonstrate such a correlation of Podgrad and Ustje flysch from western Yugoslavia and of the corresponding biozones from Pyrenees (Kapellos and Schaub, 1973) and from Switzerland (KapeUos, 1973). In the flysch of Podgrad the Discoaster lodoensis is abundant but D. sublo-doensis can also be found. As the former species originates from the Middle Cuisian and the later appears in the lower part of the Middle Cuisian, reaching also into the Upper Cuisian, it is possible to say — owing to the nannoplankton — that the flysch of Podgrad is of Middle Cuisian age. The determined planktonic foraminifers (see table 2) come mostly from the biozone Globorotalia jormosa (or G. formosa-aragonensis). A small number come also from the biozone Globorotalia bullbrooki overlying the biozone mentioned above and even less from the bizone Globorotalia rex, underlying the mentioned zone. Consequently the Middle Cuisian age of the beds from Podgrad is proved also by the planktonic foraminifers. The determined macro foraminifers indicate the following: Assilina laxispira belongs to the Middle Cuisian. Nummulites aquitanicus is a Lower and Middle-Cuisian species, of the same age is also N. subdistans while N. rotularius belongs, according to Kapellos (1973, 82) to the Lower, Middle und Upper Cuisian. Among the determined nummulitins the only Upper-Cuisian form is Nummulites partschi tauricus, but at Podgrad this one has not been determined with certainty. Nummulites ustjensis appears at Ustje in the transitional beds from the Lower to the Middle Cuisian (De Zanche, Pavlovec and Proto Decima, 1967,232). The nummulitins thus undoubtedly indicate the Middle-Cuisian age of the beds at Podgrad, i. e. the biozone with the species Nummulites praelaevigatus and Assilina laxispira. Some of them (Nummulites aquitanicus, N. subdistans and N. ustjensis) indicate more the older part of the Middle Cuisian than its younger part. All these facts lead us to the conclusion that the flysch of Podgrad belongs to the older part of the Middle Cuisian, i. e. to the lower part of the biozone with the species Discoaster sublodoensis. This age has been proved also by Alveolina fornasinii Checchia-Rispoli and A. aff. canavarii Checchia-Rispoli. We would like to take this opportunity and thank our colleague Dr. Katica Drobne for having determined these species. The flysch of Ustje has been, by means of nannoplankton, planktonic foraminifers and macroforaminifers, ranged into the period of transition between the Lower and the Middle Cuisian (De Zanche, Pavlovec and Proto Decima, 1967). At Ustje and Podgrad there appear five identical species of nannoplankton, four common species of planktonic foraminifers and three species of nummulitins. Therefore the question arises, either there really two fossiliferous horizons of different age occur in the flysch of Yugoslavia or Discoaster sublodoensis at Ustje has not been found. Consequently it is very probable that at Ustje and at Podgrad in Brkini the same Middle-Cuisian flysch horizon occurs, which might become an important stratigraphic level of western Yugoslavia. While studing the microfossils from the neighbourhood of Podgrad we faced again the problem of correlation of the biozones of different fossil groups. During the study of Goriška Brda (Ci m e r m a n and others, 1974) the biozones were ranged somewhat differently as regards their age. This classification proved one self less satisfactory for the work of the neighbourhood of Podgrad, therefore we followed the mentioned Kapellos-Schaub (1973) classification for the present study. These differences in the age classification of nannoplanktonic biozones arise mostly from different strati graphical ranging of the nannoplankton biozones. Todesco (Cimerman and others, 1974, 23) believes that Discoaster ci. sublodoensis occurs in the younger part of profile of Goriška Brda. But this form does not indicate the biozone Discoaster sublodoensis. On the other hand the nummulitins from this profile point to the youngest Cuisian i. e. biozones Assilina major and Nummulites manfredi, which is a younger horizon than the biozone Discoaster sublodoensis. Furthermore in Goriška Brda as well as in Brkini several reworked nannoplanktonic forms could be found and therefore the biozones determination is rather a difficult work. The result of the present study of the flysch from Podgrad agree in respect of age with the biozones of Kap ell o s and Schaub (1973). At Podgrad the nummulitins biozones correspond with the nannoplanktonic ones and also with the biozones of planktonic foraminifers. Eocenski mikrofosili iz okolice Podgrada Mujibur R. Khan, Rajko Pavlovec in Jernej Pavšič Katedra za geologijo in paleontologijo Univerza v Ljubljani, Ljubljana, Aškerčeva 12 Iz starejših flišnih plasti pri Podgradu v Brkinih je bilo določenih 19 vrst in podvrst nanoplanktona, 10 planktonskih foraminifer in 9 nu-mulitin. Najdene so bile nove vrste in podvrste Rhabdosphaera piriformis, Operculina marinellii similis, Nummulites brkiniensis in Nummulites postbearnensis. Plasti z opisanimi mikrofosili pripadajo srednjemu cuisiju in se stratigrafsko ujemajo s flišnimi plastmi pri Ustju v Vipavski dolini. Nahajališče SI. 1 in 2 Približno kilometer NNE od Podgrada na južnem robu Brkinov (si. 1) je razgaljen spodnji del fliša. V njem prevladujeta lapor in glinovec, ki se menjavata s peščenjakom ter mnogo redkeje s konglomeratom in brečo. Nannoplankton Uvod Preučevanje nanofosilov se je skupaj z drugimi mikropaleontološkimi skupinami razvijalo vzporedno z razvojem optičnih in elektronskih pripomočkov. Ta skupina postaja vedno pomembnejša v biostratigrafiji mlajšega mezozoika in terciarja zlasti po uvedbi rastrskega elektronskega mikroskopa v raziskovalno tehniko. Zaradi kratke življenjske dobe posameznih vrst uporabljamo nano-plankton za razčlenitev stopenj in podstopenj na biocone. Te biocone imajo široko horizontalno razprostranjenost. V zadnjem času pripisujejo nanoplankto-nu tudi velik pomen pri preučevanju paleogeografije, ker so drobni organizmi zelo občutljivi za spremembe okolja. Priprava vzorcev za opazovanje Kokoliti so najlepše ohranjeni v glini in laporju, medtem ko so v apnencu diagenetsko spremenjeni in jih je poleg tega težko izluščiti iz kamenine. Za pripravo vzorca potrebujemo le nekaj drobcev kamenin, ki jih raztopimo v destilirani vodi. Kalni raztopini dodamo nato nekaj kapljic vodikovega prekisa H2O2, da se kameninski delci med seboj ločijo. Vzorce smo obdelali tudi z ultrazvokom (pet minut). Z usedanjem in večkratnim prelivanjem raztopine dobimo delce željene velikosti. Pri pripravi vzorcev moramo biti zelo pazljivi, da jih ne okužimo z nanoplanktonom iz drugih vzorcev. Zato uporabljamo plastične cevke (slamice) kot pipete, ki jih po uporabi zavržemo, Z njimi odpipetiramo del pripravljene kalne raztopine in damo kapljico na krovno stekelce, ki jo nato posušimo na vroči plošči. Pri serijskih izdelavah preparatov moramo paziti, da plošča ni prevroča in da tekočina na stekelcu ne kipi, ker bi v tem primeru lahko nanoplankton preskočil iz enega na drug preparat. Če želimo izdelati trajni preparat, zalijemo prah na krovnem stekelcu s kanadskim balzamom. Pri orientacijskem opazovanju kapljico pokrijemo z objektnim stekelcem in preparat je pripravljen za opazovanje. Za nanašanje kanadskega balzama na objektno stekelce uporabljamo za vsak vzorec posebno leseno paličico, da se tako zavarujemo pred okužbo vzorca. Pripravljen preparat opazujemo od 500-kratne povečave dalje. Z optičnim mikroskopom opazujemo navadno v polarizirani svetlobi ali pri faznem kontrastu, redkeje v navadni svetlobi. Naše vzorce smo opazovali z mikroskopom Leitz-Ortholux. Sistematski del Coccolithus pelagicus (Wallich) Tabla 1, si. 8 a, b Chiasmolithus grandis (Bramlette et Riedel) Tabla 1, si. 9 a, b Cyclococcolithus neogammation Bramlette et Wilcoxon Tabla 1, si. 4 Pontosphaera multipora (Kamptner) Tabla 1, si. 5 a, b Pontosphaera plana (Bramlette et Sullivan) Tabla 1, si. 10 in 11 Blackites scabrosus (Deflandre) Tabla 1, si. 6 in 7 Rhabdosphaera piriformis n. sp. Tabla 1, si. 1 do 3 Micrantholithus flos Deflandre Tabla 2, si. 5 in 8 Sphenolithus radians Deflandre Tabla 2, si. 11 Discoaster barbadiensis Tan Tabla 2, si. 3, 6 in 9 Discoaster distinctus Martini Tabla 2, si. 1, 4 in 7 Discoaster lodoensis Bramlette et Riedel Tabla 2, si. 10 in 12, tabla 3, si. 9 Discoaster sublodoensis Bramlette et Sullivan Tabla 2, si. 2, tabla 3, si. 4 in 7 Discoaster saipanensis Bramlette et Riedel Tabla 3, si. 1 Marthasterites tribrachiatus (Bramlette et Riedel) Tabla 3, si. 8 Microrhabdulus decoratus Deflandre Tabla 3, si. 10 in 11 Neococcolithes dubius (Deflandre) Tabla 3, si. 2 in 3 Ellipsolithus distichus (Bramlette et Sullivan) Tabla 3, si. 6 a, b Clathrolithus cf. ellipticus Deflandre Tabla 3, si. 5 Rhabdosphaera piriformis n. sp. Derivatio nominis: Po hruškasti obliki rabdolita. Locus typicus: Podgrad. Stratum typicum: Spodnji del srednjega cuisija, spodnji del biocone Discoaster sublodoensis. Holotypus: V preparatu »Podgrad 6« (tabla 1, si. 3), v zbirki Katedre za geologijo in paleontologijo univerze v Ljubljani. Paratypi: V preparatih »Podgrad 3 in 4« (tabla 1, si. 1 in 2), v isti zbirki kot holotip. Diagnosis: Rhabdosphaera piriformis je koničasti rabdolit s precej napihnjenim podaljškom, ki se odebeli takoj nad bazalno ploščo in kmalu doseže svoj največji premer. Opis in primerjava: Rabdolit ima majhno bazalno ploščo s centralno perforacijo. Podaljšek (konica) je sferično odebeljen takoj nad osnovno ploščo. Po tem se nova vrsta loči od podobne vrste Rhabdosphaera inflata, ki se odebeli šele na koncu krajšega ali daljšega vratu. Po odebelitvi se podaljšek hitro zoži in konča z ostro konico. Na zunanji strani so stene razločno rugozne. Planktonske foraminifere V fliSu pri Podgradu je bilo najdenih deset vrst planktonskih foraminifer. Njihova stratigrafska razširjenost je prikazana na tabeli 2. Določene so bile naslednje vrste: Globigerina linaperta Finlay Globigerina taroubaensis Bronnimann Globigerina triangularis White Globigerina turgida Finlay Globorotalia aragonensis Nuttal Globorotalia convexa Subbotina Globorotalia crassaformis (Galloway et Wissler) Globorotalia interposita Subbotina Globorotalia pseudotopilensis (Subbotina) Globorotalia rotundimarginata (Subbotina). Numulitine V nahajališču pri Podgradu nastopa zanimiva numulitinska favna. Določenih je bilo devet vrst in podvrst. Med njimi so kar tri nove, vse tri pa nastopajo tudi drugod v Sloveniji. Našli smo naslednje numulitine: Operculina marinellii similis n. ssp. Tabla 4, si. 1 do 6, tabla 5, si. 1 Assilina laxispira De la Harpe et Rozlozsnik Nummulites aquitanicus Benoist Tabla 5, si. 2 in 3 Nummulites ustjensis De Zanche et Pavlovec Tabla 6, si. 1 do 3 Nummulites brkiniensis n. sp. Tabla 6, si. 4 do 6, tabla 7, si. 1 in 2 Nummulites postbearnensis n. sp. Tabla 8, si. 1 in 2 Nummulites rotularius Deshayes Tabla 9, si. 1 in 2 Nummulites aff. partschi tauricus De la Harpe Tabla 8, si. 3 Nummulites subdistans De la Harpe et Rozlozsnik Tabla 9, si. 3 in 4. Operculina marinellii similis n. ssp. Derivatio nominis: Nova podvrsta je podobna obliki Operculina marinellii marinellii. Holotypus: Oblika B v zbirki Katedre za geologijo in paleontologijo univerze v Ljubljani, inv. št. 3838. P a r a t y p i : Oblike B v isti zbirki kot holotip. Locus typicus: lkm NNW od Podgrada, Brkini. Stratum typicum: Spodnji del srednjega cuisija. Diagnosis: Od podvrste Operculina marinellii marinellii se loči po večji hišici s 6 do 6 '/< zavoji, ki nekoliko hitreje naraščajo. Hišica mikrosferične oblike je okrog 1 mm debela in ima premer 13 mm. Na površju se odraža notranja struktura. Med grebeni, ki slede septam, so granule. Zavojni rob se na površju hišice kaže kot majhen greben. Zavoji se hitro višajo. Septa so gosta, v zadnjem zavoju jih je 33 do 35. Navadno so pravokotna na zavojni rob in skoraj ravna. So tanka in se odebelijo v zgornjem delu. Število sept in prirastki zavojev so navedeni v tabeli 3, diagram zavojev pa na si. 3. Nummulites brkiniensis n. sp. Derivatio nominis: Po pokrajini Brkini, kjer je nahajališče holotipa. Holotypus : Oblika B v zbirki Katedre za geologijo in paleontologijo univerze v Ljubljani, inv. št. 3844. P a r a t y p i : Oblike B v isti zbirki kot holotip. Locus typicus: 1 km NNW od Podgrada, Brkini. Stratum typicum : Spodnji del srednjega cuisija. Diagnosis : Numulit, ki se loči od vrste Nummulites ustjensis po večji hišici ter gostejših in bolj usločenih septah. Tanka hišica se le v sredini nekoliko odebeli. Zunanji rob hišice je rahlo zaokrožen. Na površju so tanki in gosti septalni podaljški, ki so nekoliko valoviti. Večkrat se cepijo. Na nekaterih primerkih so jasne »-trabecules trans verses«. Vsi zavoji se enakomerno višajo, vendar notranji nekoliko počasneje, srednji precej hitreje, zunanji pa znatno manj kot srednji. Zavojni rob je pravilen, najmočnejši je v srednjih zavojih. Septa so v notranjih sedmih ali osmih zavojih skoraj ravna, malo nagnjena in močneje upognjena šele neposredno ob vrhu. V naslednjih zavojih so bolj nagnjena in usločena. Kamrice so večinoma bolj visoke kot dolge, samo v notranjih zavojih so pri nekaterih primerkih skoraj izometrične. Tam, kjer so kamrice daljše, je njihova streha samo malo usločena, medtem ko je pri ozkih in visokih kamricah streha močno usločena. Nummulites brkiniensis je bil doslej najden samo v flišu pri Podgradu in Ustju v Vipavski dolini, torej v plasteh, ki so nastajale v spodnjem delu srednjega cuisija. Nummulites postbearnensis n. sp. Derivatio nominis: Nova vrsta je podobna vrsti Nummulites bear-nensis, vendar je mlajša od nje. Holotypus : Oblika B v zbirki Katedre za geologijo in paleontologijo univerze v Ljubljani, inv. št .3850. Locus typicus: 1 km NNW od Podgrada, Brkini. Stratum typicum: Spodnji del srednjega cuisija. Diagnosis : Nummulites postbearnensis ima večjo hišico in bolj upognjena septa kot N. bearnensis. Hišica je popolnoma involutna. Tanka hišica mikrosferične oblike se proti sredini malo odebeli. Zunanji rob je zaokrožen. Septalni podaljški so rahlo srpasto zaviti, včasih se ostro lomijo ali celo cepijo. Zavoji naraščajo hitro in precej enakomerno. Zavojni rob je močno in precej enakomerno debel. Septa so rahlo upognjena po vsej dolžini. V zgornjem delu se odebelijo, nekako v sredini se stanjšajo, tako da je njihov spodnji del zelo tanek. Na bazi imajo neizrazito nogo. Kamrice so bolj visoke kot dolge in imajo rahlo usločen ali skoraj raven strop. Razmerje med premerom hišice (Dm) in številom zavojev (W) je 9/9 in 11/11. Debelina hišice je 2 do 3 mm. Število sept od četrtega zavoja naprej je naslednje: S4 = 18, Ss = 22, Se = 28, S: - 30, Sb = 40 in Ss = 42. Povzetek Fliš pri Podgradu vsebuje vrsti Discoaster lodoensis in D. sublodoensis. Prva sega iz spodnjega v srednji cuisij, druga pa nastopi v srednjem cuisiju in sega v zgornjega. Zato sklepamo po nanoplanktonu na srednjecuisijsko starost fliša pri Podgradu. Vse planktonske vrste iz Podgrada pripadajo bioconi Globorotalia formosa (oziroma G. formosa-aragonensis), manj jih je znanih pod to biocono in po njej. Zato tudi planktonske foraminifere kažejo na srednji cuisij. Assilina laxispira je srednjecuisijska, Nummulites aquitanicus in N. subdistans pa sta spodnje in srednjecuisijski vrsti. N. rotularius sega še v zgornji cuisij. Med numulitinami pri Podgradu je tudi zgornjecuisijski Nummulites partschi tauricus, vendar ta podvrsta pri Podgradu ni zanesljivo določena. Nummulites ustjensis nastopa v flišu pri Ustju na meji med spodnjim in srednjim cuisijem. Numulitine torej kažejo na srednji cuisij, to je na biocono Assilina laxispira oziroma Nummulites praelaevigatus. Iz vsega tega sledi, da so flišne plasti blizu Podgrada nastajale v starejšem delu srednjega cuisija. Primerjava mikrofosilov iz Podgrada in iz Ustja kaže pet skupnih nano-plaraktonskih vrst, štiri skupne vrste planktonskih foraminifer in tri iste vrste oziroma podvrste numulitin. Zato je vprašanje, ali sta obe nahajališči res nekoliko različno stari (Podgrad spodnji del srednjega cuisija, Ustje prehod med spodnjim in srednjim cuisijem), ali pa gre za isti fosiliferni flišni horizont. References Baldi-Beke, M. 1971, The Eocene Nannoplankton of the Bakony Mountains, Hungary. Ann. Inst. Geol. Hung., 44/1, 1—38. Budapest. Baldi-Beke, M. 1972, The Nannoplankton of the Upper Eocene Bryozoan and Buda Marls. Acta geol. Acad. Sci. Hung., 16, 211—228. Budapest. B o 11 i, H. M. 1975 a, The genera Globigerina and Globorotalia in the Paleocene-Lower Eocene Lizard Springs formation of Trinidad. B.W.I., U.S. Nat. Mus., Bull. 215, 61—81, pi. 15—20. Washington. Boll i, H. M. 1975b, Planktonic Foraminifera from the Eocene Navet and San Fernando formations of Trinidad. B.W.I., U.S. Nat. Mus., Bull. 215, 155—172, pi. 35—39. Washington. Bramlette, H.N. and R i e d e 1, W.R. 1954, Stratigraphic value of Discoaster and some other microfossils related to recent Coccolithophores. Journ. Paleontol., 28/4, 385—403, pi. 38—39. Menasha. Bramlette, H.N. and Sullivan, F.R. 1961, Coccolithophorids and related Nannoplankton of the early Tertiary in California. Micropaleontology, 7/2, 129—188, pi. 1—14. New York. Bybe 11 L. and Gartner, S. 1972, Provincialism among mid-Eocene Calcareous nannofossils. Micropaleontology, 18/3, 319—336, pl. 1—5. New York. Cimerman, F., Pavlovec, R., Pavšič, J., and Todesco, L. 1974, Biostratigrafija paleogenskih plasti v Goriških brdih (Biostratigraphy of the Paleogene Beds of Goriška Brda). Geologija, 17, 7—130, tab. 1—34. Ljubljana. Da i ne lli, G. 1915, L'Eocene Friulano. Mem. geograph., 1—721, tav. 1—56. Firenze. Deflandre, G. 1959, Sur les Nannofossiles calcaires et leur systematique. Rev. Micropaleontol., 2/3, 129—152, pl. 1—4. Paris. De la Harpe, Ph. and Rozlozsnik, P. 1926, Materiaux pour servir a une monographie des Nummulines et Assilines. A m. kir. Foldt. Int. fivk., 27, 1—102. Budapest. De Zanche, V., Pavlovec, R. and Proto Decima, F. 1967, Mikrofavna in mikrofacies iz eocenskih flišnih plasti pri Ustju v Vipavski dolini, JZ Slovenija (Microfauna and Microfacies of the Eocenic Flysch series near Ustje in the Vipava Valley, Vipavska dolina, SW Slovenija). Razprave Slov. akad. znan. umet., IV. razr., 10, 205—263, tab. 1—17. Ljubljana. Gospodarič, R., Kolosvary, G., Pavlovec, R. and Proto Decima, F. 1967, Uber Entstehung und Alter der Palaogenschichten im Pivka-Becken bei Postojna (Adelsberg, SW Slowenien, Jugoslawien). Anz. math.-nat. KI. Osterr. Akad. Wiss, 2, 33—57. Wien. Hay, W.W. and Mohler, H.P. 1967, Calcareous nannoplankton from Early Tertiary Rocks at Pont Labau, France and Paleocene-Early Eocene Correlations. Journ. Paleontol., 41/6, 1505—1541, pl. 196—206. Tulsa. Hillebrandt, A. 1962, Das Paleozan und seine Foraminiferenfauna im Becken von Reichenhall und Salzburg. Abh. Bayer. Akad. Wiss., math, nat., N.F. 108, 1—182, Taf. 1—15. Miinchen. Hottinger, L. 1964, Les genres Operculina et Heterostegina (Foramin i feres) et leur utilite stratigraphique. Mem. B.R.G.M., 28 (Colloque Paleogene 1962), 1013—1031. Paris. Hottinger, L., Lehmann, R. and S c h a u b , H. 1964, Donnees actuelles sur la biostratigraphie du Nummulitique Mediterrančen. Mem. B.R.G.M., 28 (Colloque Paleogfcne 1962), 611—652. Paris. K a p e 11 o s , C.Ch. 1973, Biostratigraphie des Gurnigelflysches. Schweiz. Palaon-tolog. Abh., 96, 1—128, Taf. 1—49. Basel . K apel los, C. and Schaub, H. 1973, Zur Korrelation von Biozonierungen mit Grossforam iniferen und Nannoplankton im Palaogen der Pyrenaen. Eclogae geol. Helv., 66/3, 687—737, Taf. 1—13. Basel. Kecskemeti, T. 1970, A Nummulitidae csalšd rendszertani problemai (Probleme der Systematik der Familie Nummulitdae). Foldt. Kozl. Bull. Hung. Geol. Soc., 100, 150—159. Budapest. Lehotayova, R. and H a r m a n, M. 1974, Elektron enmikroskopische Unter-suchungen der Kalknannoflora von neogenen Peliten der Slowakei. Nauka zem., 8, 1—101, Taf. 1—32. Bratislava. L o e b 1 i c h, A.R. and T a p p a n, H. 1957, Planktonic Foraminifera of Pale-ocene and Eocene age from the Gulf and Atlantic Coastal Plains. U.S. Nat. Mus., Bull., 215, 171—198, pl. 40—64. Washington. Martini, E. 1971, Standard Tertiary and Quaternary calcareous nannoplankton zonation. Proc. II. Plankt. Conf., 845—856. Roma. Montanari. L. 1964, Geologia del Monte Pellegrino (Palermo). Riv. Min. Sicil., 15, 88—90, 1—64, tav. 1—20. Palermo. N e m k o v, G.I. and Barhatova, I.I. 1961, Nummuliti, assilini i operkulini Krima. Trudi Akad. nauk., Geol. muz., 5, 1—124, tab. 1—11. Moskva—Leningrad. Pavlovec, R. 1963, Stratigrafski razvoj starejšega paleogena v južnozahodni Sloveniji (Die stratigraphische Entwicklung des alteren Palaeogens im sudwestlichen Teil Sloweniens). Razprave Slov. akad. znan. umet., IV. razr., 7, 419—556. Ljubljana. Pavlovec, R. 1966, K taksonomiji numulitin. Operculina exiliformis n. sp. iz paleogena v južni Sloveniji (Zur Taxonomie der Nummulitinae. Operculina exiliformis n. sp. aus dem Palaogen im siidlichen Slowenien). Razprave Slov. akad. znan. umet., IV. razr., 9, 253—297. Ljubljana. P a v š i č, J. 1973, Planktonian Foraminifera from Podsabotin Strata in southwestern Slovenia (Western Yugoslavia). Bull, sci., sect. A, 18, 143—144. Zagreb. Perch - Nielsen, K. 1971 a, Durchsicht Tertiarer Coccolithen. Proc. II. Plankt. Conf., 939—979. Roma. Perch-Nielsen, K. 1971 b, Elektronenmikroskopische Unteruschungen an Coccolithen und verwandten Formen aus dem Eozan von Danemark. Kong. Dan. Vidensk. selsk. Biol. Skr., 18, 1—76, Taf. 1—61. Kobenhavn. P ost uma, J.A. 1971, Manual of Planktonic Foraminifera. Elsevier Publ. Comp., 1—420. Amsterdam—London—New York. Prins B. 1971, Speculations on relations, evolution and stratigraphic distribution of Discoasters. Proc. II. Plankt. Conf., 1017—1037. Roma. Proto-Decima, F. and Zorzi, P. 1965, Studio micropaleontologico-strati-grafico della serie Cretaceo-Terziaria del Molinetto di Pederobba (Trevigniano occi-dentale). Mem. 1st. Geol. Min. Univ. Padova, 25, 1—44, tav. 1—15. Padova. Rozlozsnik, P. 1929, Studien iiber Nummulinen. Geol. Hungarica, ser. pale-ontol., 2, 88—248, Taf. 1—8. Budapestini. Samuel, O. and S a 1 a j, J. 1968, Microbiostratigraphy and Foraminifera of the Slovak Carpathian Paleogene. Geol. ustav D. Stura, 1—232, pi. 1—31. Bratislava. Schaub, H. 1950, Ober Zugehorigkeit der paleocaenen und untereocaenen Num-muliten zu Entwicklungsreihen. Eclogae geol. Helv., 43/2, 242—245, Taf. 12. Basel. Schaub, H. 1951, Stratigraphie und Palaontologie des Schlierenflysches mit besonderer Beriicksichtigung der paleocaenen und untereocaenen Nummuliten und Assilinen. Schweiz. palaontol. Abh., 68, 1—222, Taf. 1—9. Basel. Schaub, H. 1960, Ober einige Nummuliten und Assilinen der Monographie und der Sammlung d'Archiac. Eclogae geol. Helv., 53, 443—451, Taf. 1—4. Basel. Schaub, H. 1962a, Stammesentwicklung und geologische Zeitbestimmung. Ver-handl. Naturf. Ges., 73, 318—331. Basel. Schaub, H. 1962 b, Ober einige stratigraphisch wichtige Nummuliten-Arten. Eclogae geol. Helv., 55, 529—551, Taf. 1—8. Basel. Schaub, H. 1965, Schlierenflysch. Bull. Ver. Schweiz. Petrol. Geol. Ing., 31/81. 124—131. Basel. Schaub, H. 1966 a, Nummulitovie zoni i evolucionnie rjadi nummulitov i assilin. Vopr. mikropaleont., 10, 298—301. Moskva. Schaub, H. 1966 b, Ober die Grossforaminiferen im Untereocaen von Campo (Ober-Aragonien). Eclogae geol. Helv., 59, 355—377, Taf. 1—6. Basel. Schaub, H. and Schweighauser, J. 1951, Nummuliten und Discocyclinen aus dem tiefsten Untereocaen von Gan. Eclogae geol. Helv., 43, 236—242. Basel. Scherwood, R.W. 1974, Calcareous nannofossil systematics, paleoecology and biostratigraphy of the Middle Eocene Neches Formation of Texas. Tul. Stud. Geol. Paleontol., lljl, 1—79. New Orleans. Stradner, H. 1969, The nannofossils of the Eocene flysch in the Hagenbach Valley (Northern Vienna Woods), Austria. Ann. Soc. geol. Pologne, 39/1—3, 403—432, pi. 80—89. Krakow. Subbotina, N.N. 1971, Fossil Foraminifera of the USSR, Globigerinidae, Hantkeninidae and Globorotaliidae. (Translated from the Russian) Collet's (Publ.) Ltd., 1—321. London and Wellingborough. UDK 563.12:551.781 (575.3/.?) Razvojni nizi in taksonomska problematika numulitin* Rajko Pavlovec Katedra za geologijo in paleontologijo, Univerza v Ljubljani, Ljubljana, Aškerčeva 12 Foraminifere so zelo primerne za študij ontogenetskega in filogenet-skega razvoja ter so zato uporabne za mikrostratigrafsko korelacijo. Avtor obravnava poddružino numulitin ter prikaže značilnosti različnih rodov in pomen zgradbe njihovih hišic za taksonomijo. Moderna klasifikacija ne temelji samo na morfologiji organizmov, temveč upošteva predvsem njihove sorodstvene zveze. Na ta način pride do razvojnih linij. Za študij razvojnih nizov pa so potrebni kontinuirani profili plasti, odloženih v enakih okoljih. Glede na življenjske možnosti foraminifer avtor prikaže, da paleogeografske razmere v paleogenu na območju jugozahodne Slovenije za razvoj foraminifer niso bile ugodne, bolj ustrezno okolje pa je bilo na območju Istre. Uvod Skoraj vse vede posegajo danes Čez ozke meje svoje stroke in uporabljajo metodiko ter izsledke več področij. Tako nastajajo prehodna področja. Na enaki poti je mikropaleontologija, ki posega med drugim na področje splošne paleontologije, biologije, geologije, oceanografije, paleoklimatologije in paleoekologije (G. G o k e , 1963, 5). Kakor ločijo mikropaleontologijo kot samostojno vedo (O. Schindewolf, 1950, 79), tako postaja samostojna stroka tudi mikrostratigrafija. Če uporablja mikropaleontološke podatke, jo imenujemo mikrobiostratigrafijo, ki je za natančne geološke raziskave vedno pomembnejša. Med najbolj uporabnimi mikrofosili, ki dajejo biostratigrafom dobre rezultate, so razne skupine foraminifer. Na eni strani so to drobne mikroforaminifere — omenim naj filogenetsko dobro preučene globotrunkane iz zgornje krede in globorotalije iz paleogena, na drugi strani pa so zlasti za mikrostratigrafijo izredno pomembne razne skupine ma-kroforaminifer kot so fuzulinide, orbitoline, numuliti, asiline, alveoline, hetero-stegine, diskocikline, operkuline in druge. * Avtor podaja vsebino svojega nastopnega predavanja na fakulteti za naravoslovje in tehnologijo univerze v Ljubljani. Metodologija Moderna paleontologija in z njo mikropaleontoolgija se počasi otresata povsem opisno orientirane sistematike. Naloga modernih paleontologov torej ni več postavljati in opisovati nove vrste in druge sistematske enote, ampak ugotoviti predvsem njihovo filogenetsko zvezo. To dosegajo z raziskovanjem po možnosti nepretrganih profilov, iz katerih podrobno preučujejo zaporedno si sledeče foraminifere in druge fosilne ostanke. Primerjava podatkov iz raznih pokrajin omogoča korelacijo neritsko-batialnih sedimentov (predvsem s pomočjo mikroforaminifer) z litoralno-neritskimi (predvsem z makroforaminiferami). Takšna korelacija pa je glavni namen foraminiferne stratigrafije. Istočasno so prav makroforaminifere posebno primerne za študij ontogenet-skih, filogenetskih in mikrostratigrafskih problemov. Od njihovega skeleta se ohrani vsaj toliko, kolikor najdemo trdnih delov pri njihovih recentnih sorodnikih. Na praznih fosilnih hišicah je torej mogoče rekonstruirati celotno morfološko ontogenezo. Poleg tega so se mnoge makroforaminifere hitro razvijale in se marsikje pojavljajo v velikem številu. Taksonomija numulitinskih skupin Med paleogenskimi foraminiferami imajo predstavniki poddružine Nummu-litinae dominanten položaj. Poleg rodu Nummulites so rodovi Assilina, Numuli-toides, Operculinoides, Operculinella, Neooperculinoides in Operculina. Hišice vseh teh rodov se spiralno zavijajo tako, da prejšnji zavoj bolj ali manj prekriva mlajšega. Karakteristični potek zavojev najbolje vidimo v aksialnem prerezu, to je v prerezu hišice po krajši osi. Pričakujemo sicer, da bodo novejše raziskave prinesle mnogo novega tudi v taksonomijo numulitin in to predvsem glede na mikrostrukturo njihovih hišic. Vemo tudi, da aksialni prerez ni edini taksonomski znak za ločitev raznih numulitin, vendar je praktično zelo uporaben in bo pomemben vse dotlej, dokler ne bomo dobili boljših kriterijev. Na drugi strani se že danes kaže vprašanje, do kakšne mere imajo preiskave fosilnih foraminifer z uporabo modernih odboj no-elektronskih mikroskopov sploh praktičen pomen. Takšne raziskave so uspešne samo na dobro ohranjenih hišicah. Po doslej veljavnih kriterijih imajo različne numulitine naslednje karakteristike. Za pripadnike rodu Operculina imamo tiste hišice, ki imajo evolutne spiralne liste in evolutne vmesne prostore. Zavoji se hitro višajo (H. Schaub, 1961, 568; R. Pavlovec, 1966 a, 273). To pomeni, da se pri operkulinah zavoji ne prekrivajo, marveč se samo dotikajo drug drugega. Pri rodu Neooperculinoides so spiralni listi v vseh zavojih involutni. Izjema je samo zadnji zavoj, v katerem so spiralni listi evolutni ali slabo semiinvolutni. Vmesni prostori so semiinvolutni pri vseh zavojih, ki imajo involutne spiralne liste (B. T. G o 1 e v , 1961 a, 114; 1961 b, 62; R. Pavlovec, 1966 a, 273—274). Hišice rodu Nummulitoides imajo spiralni list in vmesne prostore involutne. Samo pri zadnjem zavoju je spiralni list semiinvoluten, vmesni prostori pa so nekoliko semiinvolutni ali evolutni (R. Pavlovec, 1966 a, 273). Vendar semi-involutnost v zadnjem zavoju ni filogenetski znak, ampak je posledica nedokončane rasti do popolne involutnosti. Zato je ta rod najbolj problematičen, saj je zelo podoben rodu Nummulites. Za vse tri omenjene rodove je značilno še, da se njihovi zavoji hitro višajo. Pri rodu Nummulites se spiralni listi povsem prekrivajo, involutni so tudi vmesni prostori. Izjeme so le nekatere primitivnejše oblike numulitov, pri katerih zasledimo v zunanjih zavojih sledove evolutnosti, oziroma prehod k semiinvolutnosti (H. Schaub in J. Schweighauser, 1950, 238). Pri nu-mulitih pa ločimo hišice s hitreje in počasneje naraščajočimi zavoji. Če upoštevamo dejstvo, da je skrajno evoluten tip hišice (rod Operculina) stratigrafsko starejši kot skrajno involuten tip (rod Nummulites), je potekal razvoj od evolutnih k involutnim spiralnim listom in vmesnim prostorom (R. Pavlovec, 1966 a, 275). Tako imenovan »operkulinski« tip hišice s hitro naraščajočimi zavoji preide torej v »numulitni« tip hišice z nižjimi zavoji šele pri rodu Nummulites. Vendar celo pri starejših oblikah numulitov (npr. vrsta Nummulites fraasi De la Harpe) in pozneje pri nekaterih drugih iz posameznih razvojnih nizov (npr. Nummulites exilis Douville, N. irregularis Deshayes) ostaja tudi pri numulitih tip hišice z višjimi zavoji. Večje nejasnosti povzroča rod Assilina, ki ima involutne spiralne liste ter evo-lutne vmesne prostore. Zdi se mi, da je to posebna veja, katere izhodni tip še ni dokazan (R. Pavlovec, 1966 a, 275). Ne glede na razlike v ekvatorialnem prerezu ali v morfologiji vmesnega skeleta, zadoščajo po mojem mnenju že prej omenjene morfološke diferenciacije hišic za ločitev skupin Nummulites, Assilina in Operculina. Takšno stališče je odločno zagovarjal že Schaub (1961). Pri tem ni bistveno vprašanje, kakšnim taksonomskim enotam naj bi pripadale omenjene skupine. Lahko bi bili pod-rodovi nekega rodu s širšimi morfološkimi karakteristikami. Čudno pa je, da kljub Schaubovim odločnim trditvam ameriška mikropaleontologa A. R. Loeblich in H. Tappan v svoji odlični in izredno obsežni mikropaleon-tologiji iz leta 1964 priznavata samo rod Nummulites, medtem ko naj bi bila Assilina in Operculina sinonima. Bolj upravičeno se mi zdi povsem nasprotno stališče sovjetskega mikropaleontologa G. I. Nemkova (1967), ki je celo rod Nummulites razdelil na podrodove Nummulites, Granulites in Globulites. Paleontologi so že večkrat razpravljali o pomenu posameznih elementov hišice numulitin za njihovo taksonomijo. V novejšem času je o tem objavil zanimive ugotovitve sovjetski mikropaleontolog B. T. Gole v (1961 a, 119). G o 1 e v je prepričan, da prva in druga kamrica, ki ju imenujemo nukleokonh, za taksonomijo nista posebno pomembni. V tem se njegovo stališče razločuje od mišljenja poljskega paleontologa F. Biede (1959). Pri istih rodovih numulitin se namreč pojavljajo različni tipi nukleokonha. Tako poznamo pri numulitih skoraj enaki začetni kamrici (izolepidini tip nukleokonha) pa vse prehode do tipa nukleokonha, pri katerem je prva kamrica velika, druga pa majhna (anizolepidini tip). Zato se strinjam z B i e d o v i m stališčem samo v tem, da se obenem z drugimi znaki razvija tudi nukleokonh (R. Pavlovec, 1966 a, 280; cf. H. Schaub, 1963). Ko pa sem preučeval vprašanje, ali obstaja kaka zveza med velikostjo oziroma debelino hišice in med velikostjo prve in druge kamrice, sem prišel do naslednje ugotovitve. Veliki numuliti imajo sicer navadno velik protokonh, vendar opažamo pri tem veliko variiranje. Nikakor pa ni zveze med velikostjo protokonha ali nukleokonha in številom zavojev (R. Pavlovec, 1966 a, 282). Razvojni nizi Naslednje vprašanje je združevanje sorodnih foraminifer v razvojne nize. V moderno preučevanje numulitov in asilin ga je vnesel predvsem prof. H. Schaub. To pomeni, da ni ostal samo pri morfološkem opisovanju, ampak je upošteval tudi sorodstvene zveze med posameznimi oblikami. Ob tem se moramo na kratko ustaviti pri razlagah nemškega paleontologa prof. O. Schindewol-f a (1950). Filogeneza namreč ni sinonim za taksonomijo. Filogenetska preučevanja obravnavajo razvoj posameznih skupin, rodov ali vrst in v končni obliki razvojnega stebla. Taksonomija pa se naslanja na razlike med posameznimi skupinami organizmov in s pomočjo teh razlik uvršča organizme v sistematske enote. Pogoj za natančna filogenetska preučevanja so raziskave fosilov iz neprekinjenih profilov, v katerih lahko opazujemo po možnosti neprekinjen razvoj te ali one skupine. 2al je v praksi tako, da razen v izjemnih primerih ne dobimo med fosili toliko in tako dobro ohranjenih oblik, da bi lahko preučevali res neprekinjen razvoj. V naših krajih imamo sicer zelo veliko numulitov, asilin (tabla 1, si. 1 in 2), operkulin (tabla 3, si. 1 do 4), vendar so se v paleogenu ekološke razmere tako spreminjale, da daljših razvojnih nizov ali daljšega razvoja ene ali druge skupine ne moremo dovolj natančno preučiti. V paleocen-ski dobi je bil večji del današnje južnozahodne Slovenije prekrit s plitvim morjem s številnimi zalivi. Voda je vsebovala mnogo organskih ostankov in ni bila primerna za večjo razširitev numulitin, od katerih so takrat pri nas živele operkuline. Numulitine so navezane na čisto in precej toplo vodo. Sele v ilerdiju se je v nekaterih delih južnozahodne Slovenije okolje spremenilo in so se pojavile številne numulitine. Vendar se je v najzahodnejših delih Slovenije najbrž že v ilerdiju, drugod v cuisiju, začela sedimentacija flišnih in flišu podobnih sedimentov. V takšnem morju je bilo za numulitine preveč glinaste in peščene snovi. Zato najdemo v južnozahodni Sloveniji kolikor toliko dobre profile za preučevanje razvoja numulitin samo v ilerdiju in delu cuisija. Nekoliko bolje je s tem v Istri, kjer je v nekaterih delih podobna sedimentacija apnenca skozi cuisij in velik del lutecija. V tamkajšnjih plasteh je zato možen nekoliko boljši študij razvoja numulitin. Podobne težave imajo pri filogenetskih raziskavah numulitin tudi drugod Zato se morajo nujno opreti na kombinacije podatkov iz raznih profilov, kar pa seveda prinaša s seboj marsikatero pomanjkljivost. Problematika taksonomskih znakov Težko najdemo še kako drugo foraminiferno skupino, ki bi ji že v prejšnjem stoletju posvečali takšno pozornost kot numulitom. Pomembne publikacije so izšle pred več kot sto leti (npr. V. D ' A r c h i a c in J. Haime, 1853). Numu-liti so v raznih delih paleogena zelo pogosti in za stratigrafijo zelo pomembni. Kljub temu pa jih še danes ne poznamo dovolj. Kje so vzroki za to? Predvsem se pri numulitih srečujemo s kompliciranimi morfološkimi znaki, ki so skoraj redno podvrženi veliki variabilnosti in celo anomalijam. Posledica tega so večja odstopanja od morfoloških znakov holotipa. Do danes še ne poznamo objektivne metode, s katero bi pri raziskavah numulitov preprečili izredno močan subjektivni faktor (R. Pavlovec, 1969, 174). Zato se v takšnih primerih opiramo, podobno kot biologi, na opis več osebkov (O. Schindewolf, 1950, 442). Pri študiju filogeneze pa moramo poleg morfoloških znakov upoštevati še geografsko razširjenost in predvsem stratigrafske oziroma mikrostratigrafske odnose med posameznimi vrstami. Z drugimi besedami pomeni to, primerjati najbližje sorodnike iz enega ali več profilov. Ce pa pomislimo na omenjene težave pri preučevanju posameznih elementov numulitnih hišic, je jasno, da so najbolj problematične razlike prav med najnižjimi taksonomskimi enotami, to je med vrstami in podvrstami. Vendar so morfološke značilnosti kljub mnogim pomanjkljivostim za sistematiko najvažnejše (O. Schindewolf, 1950, 442). Paleontolog se srečuje še z drugimi problemi. Eden teh je dejstvo, da ima najpogosteje opraviti s tanatocenozo fosilne populacije, v kateri so pomešani osebki iz različnega okolja (L. Hottinger, 1963, 300). Nadalje je pomemben faktor hitrosti razvoja. O tem je pisal leta 1932 Tan Sin Hok (cf. V. Pokor n y, 1958, 49—51), ki je preučeval makroforaminiferni rod Cycloclypeus iz vzhodne Indije. Prišel je do prepričanja, da se progresivne spremembe (imenoval jih je mutacije) pojavijo najprej pri delu populacije. Pri vsaki naslednji populaciji je več teh naprednih oblik in vse manj starih. Ob statističnem študiju začetnih kamric pa je ugotovil, da je razvoj potekal v skokih. Poznejši raziskovalci so Tan Sin Hoka sicer popravili v tem, da so dokazali postopen razvoj, ki pa ni bil v vseh fazah enako hiter. V največji meri naj bi bila hitrost razvoja odvisna od ekoloških razmer. Ob tem je zanimivo H. Schaubovo (1963, 284) mišljenje, da je okolje vsekakor pri razvoju numulitov pomemben faktor. Vendar so po njegovem mnenju ekološke razmere povzročile izbor, ne pa tudi nastanka nekaterih vrst. To podkrepi s primerom. Pri vrsti Nummulites burdigalensis De la Harpe se pojavljajo različne debeline sten pri hišicah iz peščeno glinastih kamenin in pri hišicah iz apnenca. Vendar se mi zdi, da sprememba okolja mnogo bolj vpliva na izbor vrst in s tem na potek razvoja, kot navadno mislimo. Poglejmo samo primer gigantskih oblik numulitov in drugih živalskih skupin v luteciju, ko so vladale izredno ugodne življenjske razmere. V tem času so nastali tudi največji numuliti vseh časov (Nummulites maximus D'Archiac). Brez dvoma ne sovpadajo slučajno v isto obdobje gigantske živalske oblike in izredno ugodno okolje, pač pa so se prav zaradi izredno ugodnega okolja lahko sploh razvile takšne velike oblike. Zaradi naštetih problemov je jasno, zakaj je napredek pri raziskavah numulitin in njihovega razvoja sorazmerno počasen (cf. R. Pavlovec, 1969, 175). Prav tako je razumljivo, da nastajajo številne napake bodisi pri sami determinaciji ali še bolj pri filogenetskih preučevanjih. Vse te napake se nekoliko zmanjšajo ob združevanju numulitov v večje ali manjše skupine, ki so bile prvotno nekakšne umetne sistematske enote. V smislu V. D'Archiaca in J. H a i m ej a (1853, 70—75) so bile skupine postavljene izključno na podlagi morfoloških značilnosti. Pri tem so seveda prišle v isto skupino večkrat numulitne vrste, ki niso v ožji filogenetski zvezi. Danes uporabljajo ime skupina za sorodne vrste numulitov, npr. skupina Nummulites distans vključuje numu-lite od spodnjeeocenskega Nummulites nemkovi Schaub do lutecijskega Nummulites maximus. Med tema vrstama so še Nummulites distans Deshayes, N. poly-gyratus Deshayes in N. millecaput Boubee. Vsi ti numuliti imajo podobne morfološke značilnosti (tanke hišice s številnimi zavoji, ozke kamrice, močno nagnjena in upognjena septa), so pa tudi v filogenetski zvezi. Nikakor ne smemo 5 — Geologija 18 trditi, da so se neposredno razvili drug iz drugega, saj upravičeno pričakujemo še nove vmesne vrste in podvrste, vendar pripadajo isti razvojni liniji numulitov. Zato zagovarjam stališče, da so numulitne skupine v modernem pojmovanju pravi razvojni nizi in jih moramo tako tudi imenovati. Ime skupine v takso-nomskem smislu ne pove ničesar in ga lahko uporabljamo za sistematske enote različnega velikostnega reda, npr. skupina sesalcev ali skupina makroforami-nifer. Leta 1966 sem že opozoril na zelo dober primer razvojnih nizov (R. Pavlovec, 1966 a). To sta tako imenovani »veji-« skupine Nummulites laevigatus, in sicer »veja z nizkimi zavoji in dolgimi kamricami-« ter »veja z visokimi zavoji in kratkimi kamricami«. Pri prvi »veji« omenja H. Schaub (L. Hottinger, R. Lehmann in H. Schaub, 1964, 632—633) tri oblike »Nummulites laevigatus« ki pa se v nekaterih znakih med seboj razlikujejo. Za takšno skupino med seboj zelo podobnih, sorodnih in stratigrafsko blizu si stoječih oblik je primerna oznaka oblikovni krog (R. Pavlovec, 1969, 177). Smisel oblikovnega kroga pa se izgubi, če posamezne oblike lahko uvrstimo v določen razvojni niz ali če iz njih sestavimo celo samostojen razvojni niz. Pri numulitnih nizih opažamo določene zakonitosti, čeprav jih zopet ne smemo posplošiti za vse nize. O tem je leta 1963 razpravljal H. Schaub. V smeri najpreprostejšega, to je najstarejšega numulita določenega razvojnega niza proti bolj razvitim oblikam narašča velikost hišice in s tem število zavojev. Pri megalosferičnih oblikah narašča tudi velikost protokonha ali megalosfere. Obenem s tem se spreminja oblika kamric, zavojni rob postaja vedno bolj kompliciran. Kot primer naj omenim razvojni niz Nummulites burdigalensis-perforatus. Pri mlajših oblikah je vedno bolje vidna delitev hišice na tri odseke. Notranji del ima stari tip kamric in zavojev (kamrice kot pri vrsti Nummulites burdigalensis). To so enostavni, enakomerno naraščajoči zavoji, skoraj pravokotne kamrice, ki so približno enako visoke kot dolge. Pri mlajših zavojih v srednjem delu hišice so nepravilnejši, hitreje naraščajoči zavoji, ki so večkrat dvojni, kamrice pa so pogosto nepravilne in v glavnem bolj dolge kot visoke. Tretji, najmlajši odsek hišice ima ozek zavojni rob in dolge nizke kamrice, ki se med seboj bolj razlikujejo kot v srednjem odseku. Razvojnih nizov s podobnimi značilnostmi imamo več, npr. Nummulites burdigalensis-perforatus, Nummulites meneghinii, Nummulites distans-maximus. Tudi pri asilinah je mogoče preučevati njihove razvojne nize (tabla 2, si. 1 do 6). Z evolucijo prav tako narašča velikost njihovih hišic in pri obliki A tudi velikost protokonha. Manj pa so preučeni razvojni nizi pri drugih numulitinah, npr. pri operkulinah, neooperkulinah itd., zakaj teh je na splošno manj kot numulitov in asilin ter jih je še teže najti v daljših profilih. Numulitinske vrste Končno poglejmo še problem vrste pri numulitinah. Kje je meja med dvema vrstama? Kdaj je mogoče reči, da imamo opraviti z novo vrsto, ki se dovolj razlikuje od prejšnje? V paleontologiji vsekakor nimamo opraviti s takšnimi vrstami kot v biologiji. Species kot sistematska enota fosilnih organizmov največkrat sestoji iz oblik, ki bi jih biologi ob zadostnem materialu imeli že za dve ali več vrst. To dejstvo poglejmo na praktičnem primeru. V zgornjem eocenu je živel Nummulites fabianii (Prever), v oligocenskih plasteh pa najdemo njegovega sorodnika Nummulites intermedins (D'Archiac). Med obema se pojavlja prehodna oblika Nummulites problematicus Tellini (R. Pavlovec, 1966 b), ki ga je včasih zlasti od vrste Nummulites fabianii težko ločiti. Vrsta Nummulites problematicus ima še sorazmerno visoke zavoje (tip »fabianii-«), medtem ko se kamrice zlasti v zunanjih zavojih že močno podaljšajo (tip »intermedius«). Vsekakor pomenijo takšni znaki vrste Nummulites problematicus prehodno obliko med starejšimi N. fabianii in mlajšimi N. intermedius. To potrjuje tudi stratigrafski položaj: Nummulites problematicus se pojavlja tako v zgornjem eocenu kot v oligocenu. Dokler so poznali samo izolirana nahajališča ene ali druge vrste, niso imeli problemov s temi tremi sorodnimi oblikami. V zadnjih letih pa so intenzivno preučevali razne profile (rezultati še niso objavljeni) z neprekinjeno sedimenta-cijo iz zgornjega eocena v oligocen. V teh plasteh se pojavlja najprej Nummulites fabianii, ki prehaja v ostali obliki. Kje je torej treba potegniti mejo med temi tremi numuliti? Zlasti Nummulites fabianii in N. intermedius se morfološko tako zelo razločujeta, da ne moremo dvomiti o dveh vrstah. Tu se torej srečujemo s problemom, ki se pojavlja povsod, kjer so profili s favno dovolj kontinuirani. Ker je potekal razvoj postopoma in ne v skokih, je nujno, da v takšnih profilih naletimo na prehode med vrstami. Kolegi, ki rešujejo problem vrst Nummulites fabianii in N. intermedius, so me vprašali za mnenje. Moje stališče je takšno. Tipičen Nummulites fabianii je živel v zgornjem eocenu, Nummulites intermedius pa v oligocenu. Prehodne oblike je treba označiti kot oblikovni krog Nummulites fabianii-intermedius. Točne starosti tega oblikovnega kroga ne bomo mogli določiti samo s pomočjo numulitov, pač pa bomo morali poklicati na pomoč še spremljevalno favno in floro. Sklep Obravnavali smo nekaj problemov iz taksonomije in filogeneze numulitin. Ta zanimiva skupina je sicer na eni strani izredno hvaležen predmet za natančno preučevanje, zakaj pojavlja se v velikih množinah v raznih delih paleogenskih bazenov. Na drugi strani pa je material dosti problematičen predvsem zaradi subjektivnih napak pri študiju. Numulitine so kljub temu ena tistih mikro-paleontoloških skupin, ki so posebno primerne za preučevanje filogeneze oziroma taksonomije. Prepričan sem, da sta filogeneza in taksonomija tesno povezani, da med njima ni odstopanj, zakaj ena je v pomoč drugi. Moderna paleontologija zato ne more ostati pri goli deskripciji morfoloških značilnosti, marveč se mora poglabljati prav v filogenetske probleme. Takšno delo pa vodi tudi do praktičnih koristi, saj morajo rezultate upoštevati stratigrafija in druge veje geološke znanosti. mm 1 Assilina exponens (Sowerby), No. 3672 flis, lutecij — Labin v Istri Flysch, Lutetian — Labin in Istria 2 Assilina exponens (Sowerby) — površje — surface, No. 3682 fliš, lutecij — Vodice na Krku Flysch, Lutetian — Vodice on the Krk Tabla — Plate 2< 6 Assilina spira (De Roissy), površje — surface, No. 3683 fliš, srednji lutecij— Šilo na Krku Flysch, Middle Lutetian — Silo on the Krk 5 Assilina spira sp. 1 (in: Pavlovec, 1969), No. 3695/2 prehod med Assilina major in Ass. spira, alveolinsko numulitni apnenec, spodnji lutecij — Rakitovec v Istri Transitional form between Assilina major and Ass. spira. Limestone with alveolinas and nummulites, Lower Lutetian — Rakitovec in Istria 4 Assilina major Heim, površje — surface, No. 3675 fliš, meja cuisij-lutecij — Vipolže v Goriških brdih Flysch, border Cuisian- Lutetian — Vipolže in Goriška Brda, W Yugoslavia 3 Assilina major Heim, No. 3677 najvišji cuisij — Bergouey, Chalosse, Landes (Francija) Uppermost Cuisian — Bergouey, Chalosse, Landes (France) 2 Assilina laxispira (De la Harpe), No. 3688 srednji cuisij — Bos d'Arros, Francija Middle Cuisian — Bos d'Arros, France 1 Assilina placentula (Deshayes), No. 3689 spodnji cuisij — Gan, Francija Lower Cuisian — Gan, France Srednji lutecij Middle Lutetian Spodnji lutecij Lower Lutetian Zgornji cuisij Upper Cuisian Srednji cuisij Middle Cuisian Spodnji cuisij Lower Cuisian V-gt^ 4 Operculina maxima Pavlovec, No. 3403 Alveolinsko numulitni apnenec, spodnji lu- tecij — med Rašo in Labinom, Istra Limestone with alveolinas and nummulites, Lower Lutetian — between Raša and Labin, Istria 3 Operculina praespira (Douville), površje — surface, No. 2864 fliš, spodnji lutecij — Vodice na Krku Flysch, Lower Lutetian — Vodice on the Krk 2 Operculina marinellii similis Khan et Pavlovec, No. 3841 fliš, srednji cuisij — Podgrad v Brkinih Flysch, Middle Cuisian — Podgrad in Brkini 1 Operculina exiliformis Pavlovec, No. 1222/1 alveolinsko numulitni apnenec, srednji ilerdij — Veliki vrh pri Jelšanah, S Slovenija Limestone with alveolinas and nummulites, Middle Ilerdian — Veliki vrh near Jelšane (S Slovenia, W Yugoslavia) Vsi primerki pripadajo mikrosferični generaciji in so iz zbirke Katedre za geologijo in paleontologijo univerze v Ljubljani. Fotografiral Ciril Gantar. Ali specimens belong to the microsphaerical forms and come from the collection of the Institute for geology and paleontology of Ljubljana University. Photographed by Ciril Gantar. Evolutionary Lines and Taxonomic Problems of the Nummulitinae* Rajko Pavlovec Katedra za geologijo in paleontologijo, Univerza v Ljubljani, Ljubljana, Aškerčeva 12 Foraminifers appear to be very suitable for the study of the ontogenetic and phylogenetic development, and they are available for micro-stratigraphic correlation, Author deals with the subfamily Nummulitinae pointing out the characteristics of different genera and the importance of the architecture of their test in taxonomy. The modern classification is based not only on morphological features but also on relationships between individual forms. That amounts to the particular line of descent within the evolution. The study of evolutionary series requires, however, that sequences of fossiliferous beds deposited in similar conditions and extending without interruption should be exposed. Referring to the relations between foraminifers and their environments, the author show the unsuitable conditions in the region of southwestern Slovenia, and somewhat favorable environment in Istria. As an instance of the taxonomical problems and the study of evolution in microfauna, macroforaminifers are quite particularly convenient. Many of them have been subject to rapid evolution, in some places appear in great numbers, and their tests are often extremely well preserved. Among the Paleogene macroforaminifers the dominant position belongs to the forms of the subfamily Nummulitinae. Though we are aware that the ways in which the whorls overgrow one another, along with the other characteristics of the equatorial and axial sections, are by no means the only taxonomical features of the Nummulitinae, we still find them the most useful ones in practice, as long as we do not acquire better criteria. Based on the different test structures, we distinguish today the genera Nummulites, Assilina, Nummulitoides, Operculinoides, Operculinella, Neooper-culinoides and Operculina (H. S c h a u b and J. Schweighauser, 1950; 1961; B. T. G o lev, 1961-a, 1961-b; R. Pavlovec, 1966a). In my opinion G. I. Nemko v (1967) is right when he further divides the genus Nummulites into the subgenera Nummulites, Globulites and Granulites. In opposition to F. B i e d a (1959), B. T. Golev (1961a) is convinced that the nucleoconch is of no particular importance for taxonomy. In my opinion Bieda's point of view is right, insomuch as the nucleoconch develops along with the other features (R. Pavlovec, 1966a). Phylogenetic research requires continued profiles, where continuous evolution of any particular group could be repeated. Unfortunately this is usually difficult to achieve in practice. Though great numbers of Nummulitinae (Nummulites, Assilina and Operculina) can be found in our country, the ecological conditions in the Paleogene were so changeable that we cannot study longer evolutionary lines or longer developments of any particular group with sufficient accuracy. * The article is based on the inaugural lecture the author has had at the Faculty for Natural sciences and Technology at Ljubljana University. In the Paleocene period most of present-day South-West Slovenia was covered by a shallow sea with numerous gulfs. The water, rather unclear and rich with organic materials, was unfavourable to any larger spread of the Nummulitinae. Only in the Ilerdian the sea became clearer and at the same time the Nummulitinae appeared in greater numbers. But soon the sedimentation of Flysch and Flyschlike strata set in — in the westernmost parts of Slovenia probably in the Ilerdian, elsewhere in the Cuisian — such seas contained too many clay and sand particles for the Nummulitinae. The situation is somewhat better in Istria, where in some places a similar sedimentation of limestone continued throughout the Cuisian and a considerable part of the Lutetian. Phylogenetic studies in other countries have to face comparable difficulties. They must therefore necessarily rely on combined data from different profiles, which certainly implies considerable deficiencies. Though the Nummulitinae are one of those foraminifers groups to which great attention was already paid in the last century, and thought they are abundant in some parts of the Paleogene beds we still do not know them sufficiently well. The reason for this is to be found in their complicated morphological features, showing always variability and quite often anomalies. Consequently we often have to face great deviations from the holotypus. So far we do not know any subjective method of eliminating the unusually pronounced subjective factor in the research of the Nummulitinae. When studying the phylogeny of the foraminifers we must consider besides the morphological features the paleogeographic distribution of various forms and the microstratigraphic relations between them. Usually we have to deal with a tanatocenosis, while a further important condition is the evolutionary -ipeed of the various forms. The evolutionary speed is thought to be to a large extent dependent on the ecological conditions. But the ecological conditions, though involving selection, do not advance the origin of new species (S c h a u b 1963). It is clear that because of all the problems mentioned, advances in the study of the Nummulitines are comparatively slow and numerous mistakes can arise, both in determination and phylogenetic studies (R. Pavlovec, 1969). All these mistakes somewhat limit efforts to set groups of the related Nummulites which could lead to forming of evolutionary lines. The concept of a "group of similar forms" on the other hand, can be used for any group of similar, related and stratigrafically closely positioned forms (R. Pavlovec, 1969) . Prof. H. S c h a u b (1963) emphasized some common features from various evolutionary lines of Nummulites and pointed out that the test becomes larger, the number of whorls increases, and the chambers lengthen ranging from older to younger forms. The problem of species among the Nummulites could be illustrated on the Nummulites fabianii from the Upper Eocene and the Nummulites intermedius from the Oligocene beds. The transitional form is the Nummulites problematicus occurring both in the Upper Eocene and in the Oligocene strata. If in a continuous profile new transitional forms occur which could'nt be differentiated, all these indistinct forms may be designated as "group of similar forms" Nummu- lites fabianii-intermedius. Nevertheless the two basic types, "fabianii" and "intermedinsare clearly characterized as separate species. The Nummulitinae present an example what kinds of proposition arise always in the study of foraminifers phylogeny and taxonomy, which are no doubt linked disciplines. A modern paleontologist cannot confine himself to the bare description of morphological features, but must precisely delve into phylogenetic problems. Such research work is also of practical advantage, since stratigraphy and other branches of geological sciences must take into account its results. Literatura D' Archiac, V. in Haime, J. 1853, Description des animaux fossiles du groupe Nummulitique de l'lnde. — 1-377, PI. 1-36. Paris. Q i e d a, F. 1959, Budowa komor embrionalnych u numulitčw jako cecha taksono-miczna. — Zjazd Anatomow Polskich (predavanje). Krakow. Goke, G. 1963, Methoden der Mikropalaontologie. — 1—81. Stuttgart. G o 1 e v, B. T., 1961a, O rode Operculinoides Hanzawa. — Voprosi mikropal., 5, 112—120. tab. 1—2. Moskva. G o 1 e v. B. T., 1961b, Predstaviteli rodov Operculina i Neooperculinoides iz eoce-novih otloženij Bukovinsko-Pokutskih Karpat. — Paleont. sbornik Lvov. geol. obšč., 1, 61—69, tab. 1—2. Lvov. H o 11 i n g e r, L., 1963, Les Alveolines palčogčnes, exemple d'un genre polyphy-16tique. — Evol. Trends Foram., 298—314. Amsterdam. Hottinger, L., Lehmann, R. in Schaub, H. 1964, Donees actuelles sur la biostratigraphie du Nummulitique Mediterranee. — Mem. BRGM, 28, 611—652, tab. 2. Paris. 1 ^ : i j'jfci Loeblich, A. R. in Tappan, H. 1964, Protista 2. V: Moore, Treatise" on Invertebrate Paleontology, C. — I—XXXI + 1—900, Kansas. N e m k o v, G. I. 1967, Nummulitidi Sovetskogo sojuza i ih biostratigrafičeskoe značenie. — Moskov. obšč. ispitat. prir. mat. poznan, geol. str. SSSR, N. s., 16, 1—318, tab. 1—44. Moskva. Pavlovec, R. 1966a, K taksonomiji numulitin.Operculiua exiliformis n.sp. iz paleogena v južni Sloveniji. — Razprave Slov. akad. znan. umet., IV. razr., 9, 253—297. Ljubljana. Pavlovec, R. 1966b, Evolution of the species Nummulites problematicus Tellini and its vertical extension. — Bull. sci. Yougoslav., Sec. A, 11, 4—5. Zagreb. Pavlovec, R. 1969, Istrske numulitine s posebnim ozirom na filogenezo in pa-leoekologijo. — Slov. akad. znan. umet., IV. razr., 12, 153—206, tab. 1—13. Ljubljana. Pokorny, V. 1958, Grundziige der zoologischen Mikropalaontologie. — I: 1—582. Berlin. Schaub, H. 1961, Uber die Genusnamen der Nummulitidae : Nummulites, Assilina und Operculina. — Eclogae geol. Helv., 54, 566—569. Basel. Schaub, H. 1963, Uber einige Entwicklungsreihen von Nummulites und Assilina und ihre stratigraphische Bedeutung. — Evol. Trends Foram., 282—297. Amsterdam. Schaub, H. in Schweighauser, J. 1950, Nummuliten und Discocyclinen aus dem tiefsten Untereocaen von Gan. — Eclogae geol. Helv., 43, 236—242. Basel. Schindewolf, O. 1950, Grundfragen der Palaontologie. — 1—506, Taf. 1—32. Stuttgart. UDK 551.762(497.12) Starost ponikYanskih skladov Uroš Premru Geološki zavod Ljubljana, Parmova 33 Ponikvanski skladi so se usedali v eugeosinklinalnem jarku, ki se je pričel pogrezati v začetku spodnjega liasa v starokimerijski orogenetski fazi. Raztezal se je od zahoda proti vzhodu. V njegovem internem delu so nastajale predornine, v manjšem obsegu pa pelagični karbonatni in glinasti sedimenti z vložki homogene in heterogene intraformacijske bre-če. V aksialnem delu so se usedali radiolaritni, v eksternem delu pa pelagični karbonatni in glinasti sedimenti. Apnenec na Ponikvanski planoti vsebuje foraminiferi SpiriUina jurassica (Jones) in Permodiscus sinuosus (Weynschenk), ki dokazujeta njegovo liasno starost. Uvod Pojem »ponikvanski pisani skrilavci in apnenci-« je uvedel v geološko literaturo F. Teller (1898). Ker ni našel nobenih fosilnih ostankov, jih je na karti uvrstil v srednjo in zgornjo triado, v tekstu pa jih je imel za ekvivalent krških skladov. Tufe in kisle predornine pa je imel za terciarni andezit. Na geološki karti Železna Kapla in Kokra istega avtorja iz leta 1898 so označeni ponikvanski skladi na Možjanci pri Preddvoru, ki pa jim je A. Ramovš (1967) na podlagi mikrofavne dokazal zgornjekredno starost. Pri geološkem kartiranju lista Celje spomladi leta 1967 smo skušali rešiti vprašanje stratigrafske lege ponikvanskih skladov. V ta namen smo nabrali številne vzorce, ki sta jih mikropaleontološko raziskali S. Pantič in L. Šribar, sedimentološko M. Silvester, petrografsko pa A. Hinterlechner-Ravnik in M. Di-mič. Kartirali so M. Pleničar, P. Mioč, L. Prah in U. Premru. Leta 1973 smo našli enake sklade v večjem obsegu na Dobroveljski planoti. Vzorce je paleontološko preiskala L. Sribar, petrografsko pa M. Dimič. V literaturi smo našli podatke o petrografski sestavi nekaj vzorcev predornin, ki so po C. Germovšku (1959) tradni. Pri terenskih delih so sodelovali geologi B. Sto-janovič, B. Ogorelec in U. Premru. Litostratigrafski opis Ponikvanske sklade smo našli na dveh krajih v klasičnem najdišču — pri Ponikvi in na Dobroveljski planoti (si. 1). V njihovi podlagi leže masivni ali slabo plastoviti apnenci in dolomiti kordevolske podstopnje ter karnijske, nori-ške in retske stopnje Pri Ponikvi je na površini 7 km8 več manjših erozijskih krp ponikvanskih skladov. V vsaki krpi je lega posameznih litoloških členov precej različna, zato podajamo plasti za vsako krpo posebej. 1. profil Sp. Ponikva-Sv. Jedert (si. 2). Večja krpa ponikvanskih skladov se razteza diskordantno na triadnem apnencu, delno pa tudi na dolomitu. Sledi zaporedje plasti s skupno debelino 120 m: — plast rjavega, vijoličasto rjavega in zelenega brečastega kerat of irskega tufa z jezičastimi vložki tufske breče, pelitnega tufa, črnega radiolarita in lapil-nega tufa — svetlo rumeni silificirani dolomit, ki bočno prehaja v sivi silificirani apnenec, sivo apneno brečo in konglomerat, tufsko apneno brečo in sivi silificirani apnenec s slabo ohranjenimi algami — brečasti keratofirski tuf in bočni ekvivalent — silificirani apnenec in apnenec z rožencem — beli in sivi ploščasti apnenec — tanek vložek sivkasto vijoličastega apnenega peščenjaka — tanka plast sivega glinastega skrilavca — siva drobnozrnata apnena breča — sivi glinasti skrilavec z rožencem — menjavanje dolomita in sivega glinastega skrilavca — rjavi keratofirski tuf — menjavanje brečastega in lapilnega tufa — zeleni brečasti tuf — svetlo sivi, rjavi in rjavkasto rumeni tufsko-glinasti skrilavec z vložkom sivega železnatega mikrokristalnega apnenca — sivkasto rjavi in rdečkasto rjavi keratofir — rdečkasto sivi tufsko-glinasti skrilavec. 2. profil vzhodno od Zaloga (si. 2). Tod so ponikvanski skladi debeli le okoli 20 m. Na zgornjetriadnem apnencu leži — rjavi in temno zeleni keratofirski tuf ali pa sivkasto zeleni glinasti skrilavec, ki ponekod izpolnjuje ves profil, drugod pa se različne kamenine hitro menjavajo ali bočno prehajajo druga v drugo, — svetlo sivi brečasti apnenec — rdeči brečasti tuf in temno vijoličasti avtobrečasti keratofir — svetlo zeleni lapilni tuf — temno sivi brečasti apnenec. 3. profil Zalog (si. 2). Na zgornjetriadnem apnencu, delno pa tudi na dolomitu je ohranjenega le okoli 30 m profila. Od spodaj navzgor si slede — rjavi in temno zeleni tuf ali tankoploščasti apnenec — tanke plasti temno sivega in vijoličastega ploščastega apnenca, svetlo sivega dolomitiziranega apnenca in apnenca z rožencem. V spodnjem delu se bočno vriva svetlo rjavi silificirani dolomit z jaspisnimi žilicami, v zgornjem delu pa temno zelenkasto modri tufsko-glinasti skrilavec — pisana karbonatno-tufska breča — temno sivi plastoviti apnenec — temno rdeče vijoličasti keratofirski tuf — rdeče vijoličasti, zeleni, črni in rjavi tufsko-glinasti skrilavec, ki bočno preide v beli silificirani dolomit — temno vijoličasti keratofirski tuf. Južno od Zaloga je tektonsko odrezan blok kremenovega keratofirja z vidnim tečenjem. Glede na vpad plasti v Zalogu leži verjetno na tufu. 4. profil Grajski Novi klošter (si. 2). Triadna podlaga ni nikjer vidna, ker so ponikvanski skladi odrezani s prelomom. Profil je debel okoli 70 m. Od spodaj navzgor sestoji iz naslednjih plasti: — svetlo rjavkasto rumeni, beli in sivkasto zeleni keratofirski brečasti tuf — prehod med brečastim tufom in dolomitom je debel okoli 10 m. Na prehodu so leče brečastega tufa v belem silificiranem dolomitu — beli neplastoviti kristalasti dolomit. V spodnjem delu je v njem vložek svetlo sivega organskega apnenca s foraminifero Permodiscus sinuosus (Weyn-schenk) — rjavi brečasti in lapilni tuf. 5. profil Loke (si. 3). sestoji iz 70 m debele skladovnice, ki leži na retskem apnencu z loferiti ali na belem neplastovitem kristalastem dolomitu. Odložene so naslednje plasti: — temno sivi ploščasti in tankoploščasti laporasti apnenec 0 s 40 20 Km 1........'I_I SI. 1. Najdišča ponikvanskih skladov Abb. 1. Fundorte der Ponikva-Schichten — sivi mikritni apnenec z rožencem. Njegov zgornji del vsebuje foraminifero Spirillina jurassica (Jones) — svetlo sivi in rdeči tankoploščasti mikritni apnenec s prekristaljenimi fo-raminiferami Permodiscus sp. in algo Taumatoporella parvovesiculifera (Raineri) — sivi progasti biosparitni apnenec — sivi mikritni apnenec z rožencem — rjavkasto sivi glinasti lapor — rjavi lapor z vložki ploščastega glinastega laporja in dvema debelejšima vložkoma tufa — sivi tankoploščasti apnenec. 6. profil Kale (si. 2). Pri vasi Kale južno od Zg. Ponikve leže na svetlo sivem zgornjetriadnem apnencu naslednje plasti, debele nad 50 m: — bazalne plasti, debele do 10 m bočno prehajajo ena v drugo, deloma pa leže tudi druga na drugi. To je siva apnena breča s slabo zaobljenimi kosi triadnega apnenca, svetlo rdečkasto sivi ploščati apnenec in brečasti tuf — rdečkasto rjavi in svetlo zeleni ignimbritni tuf in brečasti tuf — rjavi in zeleni brečasti tuf — svetlo siva in rdeča apnena breča bočno prehaja v rjavi in zeleni kerato-firski tuf, ta pa v sivi tufski konglomerat. Tuf leži delno tudi na konglomeratu — sivi, temno sivi in rdečkasto sivi plastoviti apnenec — svetlo sivi tankoploščasti apnenec — svetlo sivi mikritni apnenec. Na Dobroveljski planoti najdemo sem in tja večje ali manjše erozijske ostanke in manjše tektonske bloke ponikvanskih skladov. Največjo površino zavzemajo severno od Vranskega, kjer so ohranjeni v tektonskem jarku. Leže erozijsko diskordantno na zgornjetriadnem apnencu, redkeje na dolomitu. Tudi tu je za ponikvanske sklade značilna velika pestrost kamenin, ki s$ vertikalno in horizontalno hitro menjavajo med seboj. 7. profil Šunc-Zahojnikov vrh (si. 3). Ponikvanski skladi so ohranjeni v debelini prek 120 m. Na severni strani tektonskega jarka je področje vulkanskih izbruhov. Predornine leže nad Mostnim grabnom in v Ornem grabnu takoj na zgornjetriadni podlagi, drugod pa više v profilu. Proti jugu se predornine iz-klinjajo. Med predorninami smo določili različke kremenovega keratofirja, keratofirja in porfirja. Prevladuje biotitno kremenov keratofir s tankimi vložki kremenovega keratofirja, biotitnega keratofirja in biotitnega porfirita. Na južni strani tektonskega jarka so v celem profilu piroklastiti. Prevladuje brečasti tuf različne barve. Ponekod je vmes tudi ignimbritni tuf. Proti severu in vzhodu se tuf izklinja v obliki tankih dolgih jezikov. Sedimentnih kamenin je malo. Najdemo jih v severovzhodnem delu tektonskega jarka. Od spodaj navzgor si slede: — rdeči skrilavi lapor, ki vsebuje ponekod nezaobljene kose sivega apnenca zgornje triade — svetlo siva apnena in tufska apnena breča s kosi apnenca in tufa ter temno sivi apnenec — vložek brečastega tufa Sp. Ponikva - Sv. Jedert ■ f-- A M4. r^- A. . /vA. A/U Kale /i 100- 90- 1- s/ ' A . A,-*** A • ■ a v. A. L* ji. A TT7 '<- V Vi J ." 4 • A : f 4L f- '•!■•; U : k ;. k < 70- k • v ' ? ^ ' ■ A A .A ■• - A" V, .1 - V-■ 7-- -i' ■ ■ v'.4 * v . -J •• A 7 ~ ~ 7 ~f 4 tm g tr^V <7 p 60-I j I I v v, \ ." u-; A ^-T^T^r E od Zaloga Zalog /11 V V >v si ^ v 30- 20- 50 rs. 30 20 m i i m O •SVrtk- T'1-.'1 ',1. v.;i • - : /i 'j * L \-\ •. Y -J .«-•'>■•. . » A . O • A - -- U- 1 • vv v ' A „ L'. 1 M v A A • • • - 1. -1 1 V V _ A v I I_L mmm im Grajski Novi klošter 1 A .'i • . v. v /1 W . A.-. f^i mm 30 > -s ^jmžA SI. 2. Geološki stolpci ponikvanskih skladov na Ponikvanski planoti Abb. 2. Saulenprofile der Ponikva-Schichten von Ponikva-Ebene — siva apnena breča in tufitni apnenec — vijoličasto rdeči laporasti apnenec in tufska apnena breča — črni glinasti skrilavec — črni laminirani apnenec — peščeni tufitni apnenec — drobnozrnati laporasti tufski peščenjak — laporasti peščeni tufit — rdeči skrilavi lapor — siva apnena breča — sivi peščeni apnenec — rdečkasto rjavi tuf — temno zelenkasto sivi tufitni apnenec — tufska apnena breča in siva apnena breča z vložkom tufa — črni pasoviti peščenjak z vložkom črne apnene breče — debelejši vložek piroklastita in predornine — temno sivi peščeni apnenec — sivi tufski apneni peščenjak, ki vsebuje v spodnjem delu prodnike apnenca — črni laminirani laporasti apnenec — temno sivi meljasti kremenov peščenjak. Više najdemo samo piroklastite z vložki predornin. Apnenec pripada mikritu, mikrosparitu, intrasparitu in intrapelsparitu. V sedimentih smo našli le slabe neznačilne fosilne ostanke (Lituolidae, Lage-nidae, Radiolaria, Textularia, Nummoloculina sp., Ostracoda, Echinodermata, spikule, pelagične školjke in alge). 8. profil Predkovica (si. 3) cbsega okoli 60 m plasti. Podlaga, ki jo tvori neplastoviti triadni dolomit in apnenec, je tod debela le okoli 30 do 40 m. Pod njima leži fassansko-langobardski tuf v psevdoziljskem razvoju. Na apnencu in dolomitu dobimo naslednje zaporedje ponikvanskih skladov: — sivi glinasti meljevec — menjavanje tankih plasti meljevca in temno sivega apnenca — temno umazano rjavi glinovec — laminirani meljevec z rožencem — črni in rjavi glinasti skrilavec — rjavi, rdeči in črni laminirani radiolarit — marogasti sivkasto rdeči neplastoviti dolomit. 9. profil Leskovnik (si. 3). Na zgornjetriadnem apnencu lofersikega razvoja je nekaj čez 50 m debel profil. V severozahodnem delu erozijskega ostanka ne najdemo primarnih golic, pač pa so v preperini številni kosi rdečega in sivega radiolarita, rjavega in sivega meljevca, sivega peščenega laporastega apnenca z rožencem in peščenega laporja z rožencem. Verjetno se te kamenine menjavajo med seboj. V jugovzhodnem delu erozijskega ostanka pa si slede od spodaj navzgor — temno sivi tufski peščenjak in zeleni keratofirski tuf, ki je njegov bočni ekvivalent — sivi laporasti apnenec — temno sivi meljevec — svetlo zelena drobnozrnata tufska breča — temno sivi laporasti apnenec — črni pasoviti glinasti skrilavec — sivi kristalasti dolomit — marogasti temno vijoličasti in zeleni tufitni apnenec — temno sivi pasoviti apneni lapor — menjavanje radiolarita, meljevca in peščenega apnenca z rožencem. Za določitev starosti ponikvanskih skladov je odločilna foraminifera SpiriUi-na jurassica (Jones), ki se pojavlja v začetku liasa in sega še nekoliko v dogger. Pomembna je tudi foraminifera Permodiscus sinuosus (Weynschenk), ki sega iz zgornje triade še v spodnji lias (R. R ad o i č i č, 1966). Sedimentacija se je torej pričela po začetku liasa in je trajala še v spodnjem liasu. Na apnencu s permo-diskusom je še precejšnja skladovnica sedimentov in piroklastitov. Zato je možno, da so se višji deli ponikvanskih skladov odlagali še v srednjem in zgornjem liasu. Tektonika Ponikvanski skladi na Dobroveljski in Ponikvanski planoti pripadajo savinjskemu narivu. Danes sta obe planoti prekinjeni z mlajšo udorino med Letušem in Polzelo, ki je del Celjske udorine. Tako kot v drugih litostratigrafskih členih savinjskega nariva, potekajo tudi v ponikvanskih skladih glavne strukture od zahoda proti vzhodu. Na Ponikvanski planoti so ponikvanski skladi močno nagubani. Tankoplošča-ste in skrilave kamenine so drobno nabrane. Glavni del ponikvanskih skladov vpada generalno proti jugu, kjer jih prekrivajo različne diskordantno odložene srednjeoligocenske kamenine Ozemlje, ki ga zavzemajo ponikvanski skladi, je močno razkosano z različnimi prelomi. Najmlajši prelomi imajo smer zahod—vzhod; večidel so normalni. Ob njih se je stopničasto pogrezal severni rob Celjske udorine. Istočasni so kratki prelomi, ki potekajo prečno na glavno smer. Prelomni sistem je dal ozemlju parketno zgradbo. Starejši so prelomi s smerjo severozahod—jugovzhod z istočasnimi prečnimi prelomi. fc| j Glavna masa ponikvanskih skladov na Dobroveljski planoti gradi antiklinalo 2 osjo zahod—vzhod. Južno od antiklinale so ponikvanski skladi močno razkosani s prelomi, zato ni mogoče določiti strukture. Drobna nabranost je manj pogostna kot na Ponikvanski planoti. Tudi tu imajo najmlajši prelomi smer zahod—vzhod in dajo ozemlju s svojimi istočasnimi prečnimi prelomi parketno zgradbo. Prelomi tega sistema so re-verzni, normalni in vertikalni. Severno krilo antiklinale je odrezano z močnim reverznim prelomom, ki vpada proti severu. Na južni strani ozemlja s ponikvan-skimi skladi paprevladujejo normalni prelomi, ki vpadajo proti jugu ali proti severu. Reverzni prelomi so maloštevilni. Bolj proti jugu so prelomi normalni z vpadom proti jugu. Ob njih se je stopničasto pogreznil tektonski jarek proti Vranskemu. 6 — Geologija 18 -Q-^pi lopor s kosi apnenca Mergel mit Kalkfrogmenten Glinasti skrilavec z rožencem Tonschiefer mit Hornstein Glinasti meljevec Toniger Aleurolith Glinasti skrilavec Tonschiefer Meljevec z rožencem Hornsteinaleurolith Glinovec Tonstein A [A Tufitni apnenec Tuffitischer Kalk ESH Radiolarit ii^pJ-3 Ploščasti laporasti apnenec • i - i -I Plattiger Mergelkalk Peščenjak Sondstein jjpJJ Peščeni laporasti apnenec z rožencem Sandiger Mergelkalk mit Hornstein Silifikacija Silifizierung Peščeni lapor Sandmergel Plastoviti apnenec z rožencem Geschichteter Homsteinkalk TrT Plastoviti laporno-peščeni apnenec Geschichteter sandiger Mergelkalk S Plastoviti in tankoploščasti apnenec Geschichteter bis plattiger Kalk Meljevec Aleurolith o,o o »o *0 ' Konglomerat S Plastoviti dolomit Geschichteter Dolomit i a'b a Breca Breccie / i j Plastoviti dolomitizirani apnenec l /H Geschichteter Dolomitkalk Pelitni in iapilni tuf Pelit- und Lapillituff Brečasti apnenec Breccienkolk Brečasti tuf Breccioser Tuff |4-_jt-_H Neplastoviti apnenec Mossiger Kalk Meljasti peščenjak Aleurolitischer Sandstein Keratofir, porfir Keratophyr, Porphyr o o Peščenjak s prodniki Sandstein mit Geroll Neplastoviti dolomit Mossiger Dolomit Peščeni apnenec Sandiger Kolk ^ Ploščasti lapor Plattiger Mergel ^ Glinasti lopor Tonmergel Tufski glinasti skrilavec Tuff iger Tonschiefer Tufit Tuffit Alge Algen Foraminifere Foraminiferen Velike megalodonfide Grosse Megalodontiden SI. 3. Geološki stolpci ponikvanskih skladov na Ponikvanski in Dobroveljski planoti Abb. 3. Saulenprofile der Ponikva-Schichten von Ponikva- und Dobrovlje-Ebene Starejši so prelomi smeri jugozahod—severovzhod in prelomi smeri sever— jug. Najmočnejša preloma smeri sever—jug potekata po Črnem grabnu ter med Kokovnikom in Sv. Janezom in Pavlom. Paleogeografija Ponikvanski skladi leže erozijskodiskordantno na zgornjetriadnem apnencu in dolomitu. Kratka okopnitev konec reta in v začetku spodnjega liasa je vezana na nastanek kordiljerskega grebena s smerjo zahod—vzhod. Tedaj je nastopila močna erozija. Zgornjeatriadni apnenec in dolomit sta debela največ 1000 m, pod Predkovico pa le 30 m. Ti skladi so bili povečini erodirani še pred usedanjem ponikvanskih skladov. Se najmanj so bili zgornjetriadni sedimenti erodirani okoli Lok pri Ponikvi in v Črnem grabnu, kjer najdemo najmlajši del zgornjetri-adnega apnenca v loferskem razvoju. Po končani eroziji sta nastopila penepleni-zacija in zakrasevanje zgornjetriadnega apnenca. Ponikvanski skladi so se sedimentirali na kraški relief, kar je še danes lepo vidno. Pri Sv. Janezu in Pavlu gledajo iz tankega liasnega pokrova številne škrape, na Kokarci pa so erozijski ostanki ponikvanskega tufa v vrtačah. Po fazi zakrasevanja se je kordiljerski greben pogreznil v plitvejši eugeosin-klinalni jarek. Kordiljerski greben se je dvignil in pogrezal v močni tektonski fazi; verjetno je bila* aktivna starokimerijska orogenetska faza (po A. Tol-lraannu, 1966). Ponikvanski skladi kažejo na sedimentacijo v eugeosinklinalnem jarku. Internemu delu pripadajo ponikvanski skladi na Ponikvanski planoti, na Dobro-veljski planoti med Suncem in Zahojnikovim vrhom ter severni del izdankov pod Predkovico. Za interni del so značilni podmorski izbruhi, linijsko razporejeni od zahoda proti vzhodu. Lava se je izlivala proti jugu v globlji, aksialni del jarka. Zato se vulkanske kamenine v tej smeri tanjšajo in jezičasto izklinjajo. Ostanke aksialnega dela jarka zasledimo v severnem delu ponikvanske krpe okoli Leskovnika in v južnem delu krpe pod Predkovico. Za aksialni del so značilni radiolariti, ki označujejo najgloblji del eugeosinklinalnega jarka. Pas z radiolariti je ozek. Meri približno 700 do 800 m. Eksterni del jarka je ohranjen le v južnem delu krpe pri Leskovniku. Značilna je sedimentacija karbonatnih in glinastih sedimentov, piroklastiti pa skoraj povsem izginejo. Razpored posameznih paleogeografskih enot znotraj eugeosinklinalnega jarka kaže na razprostiranje od zahoda proti vzhodu. V tej smeri so potekali tudi glavni prelomi, ob katerih se je jarek pogrezal. Na močno tektonsko aktivnost kažejo številni vložki intraformacijske breče in linijsko usmerjeni izbruhi ini-cialnega kislega vulkanizma. Das Alter der Ponikva-Schichten The Age of the Ponikva Beds Uroš Premrti Geološki zavod Ljubljana, Jugoslavija The report deals with the lithological composition and the age of the Ponikva beds, as well as with the paleogeographical aspects of their origin. Besides limestone, shale, marl, coglomerate and breccia, the beds contain also pyroclastites, acidic volcanic rocks and radiolarite. In the Ponikva Plain the sediments contain the Lias foraminifers of the species Spirillina jurassica (Jones) and Permodiscus sinuosus (Weynschenk). The Ponikva beds have been recently found also in the Dobrovlje Plain as well. Die lithologische Entwicklung und das Alter, sowie die palaogeographi-schen Verhaltnisse die wahrend der Bildung der Ponikva-Schichten (Po-nigl-Schichten) bestanden haben, werden beschrieben. Ausser Kalkstein, Tonschiefer, Mergel, Konglomerat und Breccia enthalten die Schichten auch Pyroklastite, saueres vulkanisches Gestein und Radiolarit. Auf der Ponikva-Ebene enthalten die Sedimente die Liasforaminifera der Spezien Spirillina jurassica (Jones) und Permodiscus sinuosus (Weynschenk). Die Ponikva-Schichten sind neulich auch in der Dobrovlje-Ebene gefunden worden. Im Frtihjar 1967 haben wir die Ponikva-Schichten (Ponigl-Schichten) auf der Ponikva-Ebene nordwestlich von Celje untersucht; im Jahre 1973 haben wir sie auch auf der Dobrovlje-Ebene nordlich Vransko gefunden, wo bis damals deren Bestehen noch nicht bekannt war (Abb. 1). Ausser den Sedimenten, die F. Teller (1898) aufzahlte, fanden wir auch Pyroklastite, saueres vulkanisches Gestein und Radiolarite. Der Kalkstein von der Ponikva-Ebene enthalt die Foraminifera Spirillina jurassica (Jones) und Permodiscus sinuosus (Weynschenk), womit dessen liassisches Alter bestimmt ist. Die Ponikva-Schichten wurden in einer eugeosynklinalen Furche sedimen-tiert. Bei der palaeogeographischen Rekonstruktion unterscheiden wir den inne-ren, den axialen und den ausseren Teil der Furche. Im inneren Teile iiberwiegen verschiedene Pyroklastite und Ergiisse des saueren Initialvulkanismus; pelagische Karbonat- und Tonsedimente mit homogenen sowie heterogenen Intraformations-breccien wurden in geringerer Menge gefunden. Der axiale Teil enthalt Radiolarit, und der aussere Teil pelagische Karbonat- und Tonsedimente. Die eugeosynklinale Furche streckt sich von Osten nach Westen. Ihr Absinken begann am Anfange des Unteren Lias, in der altkimmerischen orogenetischen Phase. Literatura Germovšek, C. 1959, Triadne predornine severovzhodne Slovenije (Disertacija). Dela SAZXJ 11 — Inštitut za geol., knj.J, Ljubljana. Radoičič, R. 1966, Microfacies du jurrassique des Dinarides externes de la Yougoslavie. Geologija 9, Ljubljana. Ramovš, A. 1967, Erster Nachweis der Kreideschicten im Gebirge Savinjske Alpe, Nordwest Jugoslawien. Bull. Sci., Sect. A,9-10, Zagreb. Teller, F. 1898, Erlauterungen zur Geologischen Karte Prassberg a. d. Sann, Wien. Teller, F. 1898, Geologische Specialkarte der Osterr.-ungar. Monarchic, SW Gruppe, Nr. 83, Eisenkappel und Kanker, Wien. Tollmann, A. 1966, Die alpidischen Gebirgsbildung-Phasen in den Ostalpen und Westkarpaten. Geotektonische Forschungen, Hf. 21, Stuttgart. UDK 563.12:551.762+551.24(234.323.61) Jurski skladi v severnih Karavankah Pero Mioč in Ljudmila Sribar Geološki zavod Ljubljana, Parmova 33 Jurski skladi v severnih Karavankah predstavljajo tektonski pokrov, ki sega od vrha Daniel na zahodu do Plešivške kope na vzhodu. Vendar ta pas ni sklenjen. Jurske plasti so erodirane z dvignjenega bloka med prečnima prelomoma zahodno in vzhodno od Uršlje gore. Na nekdanjo zvezo kaže tektonska krpa na Črnem vrhu. Ker so plasti porušene, ni nikjer skljenjenega profila. Stratigrafsko zaporedje, rekonstruirano na podlagi foraminifer v parcialnih profilih, obsega liasni (Neoangulodiscus leischneri, Involutina liassica), doggerski (Globigerina helveto-jurassica) in titonski (cona Calpionella) apnenec v enoličnem ploščastem laporastem mikritnem razvoju. Po barvi prevladuje v spodnjem delu rdečkast, v srednjem in zgornjem pa sivkast in zelenkast različek. V podlagi jurskega pokrova leži v zahodnem delu filit, v sredini zgornjetriadni in na vzhodu miocenski sedimenti. Z juga pa je bil na jurski apnenec narinjen noriški dolomit. Uvod Prve podatke o jurskih plasteh v severnih Karavankah najdemo pri L i p o 1-du (1856, 193), ki je že pisal o njihovem nenormalnem položaju do zgornjetri-adnih skladov. Teller (1888 in 1896, 136; 144-145) je razlikoval na tem območju liasne, doggerske in malmske sklade ter jih je primerjal s stratigrafsko analognimi plastmi v Severnih apneniških Alpah. Po S trudu (1966, 122) gre v severnih Karavankah za globokomorske jurske sedimente. Ramovš in Rebek (1970, 105-114) sta ugotovila, da leže liasni skladi konkordantno na retskem apnencu. Najnižji člen sta imenovala spodnji pisani apnenec, ki prehaja više in lateralno v zelenkasto sivi ploščasti apnenec, na vrhu pa sledi zgornji pisani apnenec. Na podlagi fosilnih ostankov sta uvrstila jurske sklade med Mežico in Slovenj Gradcem v spodnji in srednji lias. Razprostranjenost in tektonski položaj jurskih skladov Jurske plasti se razprostirajo na sekcijah Mežica, Ravne, Slovenj Gradec in Podgorje. Segajo od Daniela na zahodu v obliki sklenjenega pasu do severozahodnega pobočja Uršlje gore. Tu je pas prekinjen s prečnim prelomom, ki ima smer približno od jugozahoda proti severovzhodu. Vzhodni blok je ob pre- lomu dvignjen, del jurskega pasu, ki je bil na njem, pa je erodiran. Njegov podaljšek najdemo na Črnem vrhu v obliki tektonske krpe. Približno 1 km vzhodno od Črnega vrha je ob prelomu, ki ima smer sever-jug, pogreznjen vzhodni blok. Severno od Plešivške Kope najdemo skrajni vzhodni del jurskega pasu, ki je tu znatno razširjen od jugozahoda proti severovzhodu (si. 1). Jurski skladi tvorijo tektonski pokrov, narinjen na različno stare plasti. V zahodnem delu, severozahodno od Daniela, leži jurski pokrov na sericitnem filitu, proti vzhodu pa na zgorajetriadnih sedimentih. V severovzhodnem delu je narinjen jurski apnenec na miocenske (helvetske) sedimente. Na jurski pokrov je od juga narinjen noriški dolomit. Na območju Daniela so na juri ohranjene tektonske krpe noriškega dolomita. Jurske plasti predstavljajo torej tektonski pokrov, ki leži med dvema tektonskima enotama. Vsi sedimenti pod pokrovom in na njem so milonitizirani in zgneteni, kar je posledica tektonskih premikov in močnih pritiskov. Tudi v jurskih plasteh so sledovi premikanj. V večjem delu pokrova se vzporedno s plastmi pojavljajo diaklaze in razpoke, ki so zapolnjene s kalcitom. Zato težko dobimo kamenine primerne za laboratorijsko vzorčevanje. Cela jurska skladovnica vpda generalno proti jugu. Zaradi nenormalnega položaja je težko natančneje določiti njeno debelino; verjetno doseže 150 do 200 metrov. Na območju Daniela in severno od Plešivške kope je jurski pas znatno širši in ima navidezno tudi večjo debelino, kar je lahko posledica izoklinalne nagubanosti plasti. Biostratigrafski razvoj Celotnega zaporedja jurskih plasti nikjer ne dobimo, ker so posamezni členi tektonsko reducirani ob narivnih ploskvah. Litobiostratigrafski razvoj sestavimo potemtakem lahko le na podlagi parcialnih profilov v raznih delih jurskega pasu. Tako smo lahko zaporedje plasti le rekonstruirali. Jurski skladi ležijo konkordantno na retskem sivem masivnem in debelo-plastovitem apnencu, ki vsebuje naslednje mikrofosile (si. 2 in 3): Triasina hantkeni Majzon Involutina sp. Frondicularia sp. Favreina salevensis (Parejas) Litološke značilnosti retskega apnenca, sparitna struktura, in sicer prevladuje intrabiosparit, ter mikrofosilni ostanki kažejo na to, da se je retski apnenec sedimentiral v plitvem morju. Nasprotno pa imamo v vsej jurski dobi enoličen razvoj ploščastega laporastega mikritnega apnenca z značilno pelagično globokomorsko mikrofavno. Triadne in jurske plasti lahko ločimo litološko in na podlagi mikrofavne. V jurskem zaporedju pa ni ostrih litoloških mej; zato smo Explanation of the columnar section in fig. 1: 1 Upper Tithonian greenish gray and reddish platy marly limestone cona Calpionella 2 Doggerian grayish green and raddish brown platy marly limestone Globigerina helveto-jurassica 3 Liassic reddish platy marly limestone with intercalations of intraformational breccia Involutina liassica, Neoangulodiscus leischneri 4 Rhetian thick-bedded limestone Triasina hantkeni SI. 2. T riasina hantkeni Majzon iz retskega apnenca na Urši j i gori, 43 X Fig. 2. Triasina hantkeni Majzon from the Rhaetic limestone of Uršlja gora, 43 X SI. 3. Favreina salevensis (Parejas) iz retskega apnenca na Uršlji gori, 43 X Fig. 3. Favreina salevensis (Parejas) from the Rhaetic limestone of Uršlja gora, 43 X SI. 1. Geološka skica in zaporedje plasti jurskih skladov v Severnih Karavankah Fig. l. Geologic sketch map and columnar section of the Jurassic beds of the North Karavanke Mountains SI. 4. lnvolutina liassica (Jones) v liasnem apnencu s Črnega vrha, 43 X Fig. 4. lnvolutina liassica (Jones) in the Liassic limestone from Črni vrh, 43 X SI. 5. Liasni biomikritni apnenec z ostanki mikrogastropodov in brahiopodov, Črni vrh, 18 X Fig. 5. Liassic biomicritic limestone with the remains of microgastropods and brachiopods from Črni vrh, 18 X lahko horizontirali plasti le s pomočjo mikrofavne. Na retskih plasteh leži rdečkasti ploščasti laporasti mikritni apnenec, ki prehaja vertikalno in bočno v zelenkasto sivi ploščati mikritni laporasti apnenec. Vmes se pojavlja intraformacijska apnena breča. Ta del doseže debelino okrog 50 metrov. Apnenec vsebuje vodilno liasno mikrofavno, po kateri ga uvrščamo v spodnji in srednji lias. Določili imo naslednje foraminifere: Neoangulodiscus leischneri Kristan-Tollmann Involutina liassica (Jones) Trocholina (Trocholina) turris Frentzen Trocholina sp. Cristelaria sp. Lagenidae V tem horizontu pogosto dobimo še ostanke ehinodermov, mikrogastropo-dov, juvenilnih amonitov, brahiopodov in zelo številne radiolarije (si. 4 in 5). Po mikrofavni smo spodnji del jurskih plasti uvrstili v spodnji in srednji lias. Vodilna je predvsem spodnjeliasna vrsta Neoangulodiscus leischneri, vendar tudi vrsti Involutina liassica in Trocholina (Trocholina) turris kažeta na spodnji in srednji lias, ker sta zelo pogostni, medtem ko sta v zgornji triadi bolj redki (si. 6 in 7). Više sledi sivkasto zeleni in rdečkasto rjavi ploščasti laporasti mikritni apnenec. Vsebuje pole in gomolje roženca. Sivi in sivkasto zeleni apnenec prevladuje nad rdečkastim različkom. V tem horizontu smo določili vodilno foraminifero Globigerina helveto-jurassica Haeusler, ki dokazuje spod-njedoggersko (bajocijsko) starost apnenca. Povečini vsebuje apnenec v tem horizontu samo številne ostanke radiolarij (si. 8). Tudi zgornji del plasti sestoji iz sivkasto zelenega in rdečkasto rjavega plo-ščastega laporastega mikritnega apnenca, ki vsebuje pole in gomolje roženca. Barva apnenca se torej spreminja od spodaj navzgor; v liasu prevladuje rdečkasti različek, v doggerju in titonu je apnenec v glavnem siv in sivkasto zelen, rdečkastega pa je manj. V vzorcih apnenca iz zgornjega dela jurskih plasti smo našli številne kalpio-nelide. Določili smo naslednje vrste (si. 9): Calpionella alpina Lorenz Calpionella elliptica Cadisch Calpionella sp. Tintinnopsella carpathica (Murgeanu & Filipescu) Tintinnopsella sp. Cadosina lapidosa Vogler Biostratigrafsko lahko celotno biocenozo uvrstimo v cono Calpionella, ki obsega horizont zgornji titon-spodnji in srednji berriasij. Na osnovi podatkov različnih avtorjev (Allemann, F., Catalan o, R., Fores, F. & R e m a -ne, J. 1971) je uspelo postaviti štiri osnovne cone kalpionelid, in sicer cone Crassicollaria, Calpionella, Calpionellopsis in Calpionellites. Naštete cone obsegajo vertikalni razpon od zgornjega titona do valendija vključno. L. B a b i č (1973) je določil na različnih krajih zahodno od Bregane v plošča-stem apnencu z rožencem vse štiri cone kalpionelid. Od tu se nadaljuje globoko-morski razvoj zgornje jure in spodnje krede na list Kranj in Tolmin, to je od jugovzhoda proti severozahodu, in sicer severovzhodno od karbonatnega praga. SI. 6. Liasni laporasti mikritni apnenec z vrsto Neoangulodiscus leischneri Kristan-Tollmann, Črni vrh, 43 X Fig. 6. Liassic marly micritic limestone with Neoangulodiscus leischneri Kristan-Tollmann from Črni vrh, 43 X SI. 7. Trocholina (Trocholina) turris Frentzen v liasnem mi-kritnem apnencu, Črni vrh, 43 X Fig. 7. Trocholina (Trocholina) turris Frentzen in the Liassic micrite limestone from Črni vrh, 43X SI. 8. Globigerina helveto-jurassica Haeusler v biomikritnem apnencu, spodnji dogger, Ober, 43 X Fig. 8. Globigerina helveto-jurassica Haeusler from the Lower Doggerian biomicritic limestone. Ober, 43 X SI. 9. Calpionella alpina Lorenz (a), Calpionella elliptica Cadisch (b), Tintinnopsella carpathica (Murgeanu & Filipescu) (c) v biomikritnem apnencu, zgornji titon-srednji berriasij. Zahodno od Uršlje gore, 185 X Fig. 9. Calpionella alpina Lorenz (a), Calpionella elliptica Cadisch (b), Tintinnopsella carpathica (Murgeanu & Filipescu) (c) in the biomicritic limestone, Upper Tithonian-Middle Berriasian. West from Uršlja gora, 185 X Nastanek sedimentov in paleogeografija Raziskane jurske plasti dosežejo debelino 150 do 200 m. V spodnjem delu sestoje iz rdečkastega ploščastega laporastega mikritnega apnenca z vložki in-traformacijske breče. Više prevladuje sivi in zelenkasto sivi ploščasii laporasti mikritni apnenec nad rdečkastim različkom. Apnenec vsebuje pole in gomolje roženca. Debelina posameznih apnenčevih plasti variira od 1 cm do 20 cm, vendar prevladuje debelina 2 do 7 cm. Mikritni apnenec vsebuje glinasto komponento, ki se je usedala skupaj z apnenim materialom. Odlaganje mikrozrnate apnene komponente je bilo večkrat prekinjeno, še naprej pa se je usedal glinasti material, ki je bil prisoten v majhnih količinah. Na časovni interval usedanja samo glinaste komponente kažejo glinaste lezike med ploščami apnenca. V vsej jurski dobi je bilo na območju severnih Karavank sedimentacijsko okolje v glavnem enako; v enakomernih presledkih je prihajalo do sprememb fizikalno kemičnih pogojev, kar je povzročilo enolični ploščasti razvoj. V apnencu ni najti niti makrofavne niti groboklastičnega materiala temveč le pelagične foraminifere, radiolarije in glinasto primes, kar kaže na globjemorsko okolje, kjer je bila na dnu slaba vodna energija. Intraformacijska breča v spodnjem delu in laminirane apnene plasti kažejo na občasno sedimentacijo z blatnimi tokovi. Material se je usedal večidel iz pelagičnih mikroorganizmov, zlasti radiolarij, ki so bile pri tonjenju proti dnu delno raztopljene. Značilno menjavanje barve apnenca je prav tako posledica sprememb fizikalno kemičnih pogojev v morju. Rdeči različki predstavljajo obdobja z večjim oksidacijskim potencialom. Sivi in sivkasto zeleni apnenec pa kaže na anaerobno okolje. Zanimivo je pripomniti, da so horizonti z mikrofosilnimi ostanki vezani na rdečkasti apnenec. Na večjo globino sedimentacije kaže tudi nastanek roženca. Dotok kreme-nice v bazen je bil možen ob dislokacijah. Delno so jo porabili mikroorganizmi, delno pa je prišla v apnenec z metasomatskimi procesi (roženec v obliki gomoljev in konkrecij). Kemično usedanje roženca lahko povzroči tudi nizek pH in nizka temperatura (pole in tanke plasti roženca). Na območju Karavank je obstajalo v noriku stabilno šelfno ozemlje, ki je segalo celo v Centralne Alpe. Na noriške plasti je transgrediral retski apnenec. V retski stopnji je verjetno prišlo do krajše prekinitve v sedimentaciji. Diskor-danco med noriško in retsko stopnjo omenjata tudi Ramovš in Rebek (1970, 110). Premike je verjetno povzročila starokimerijska orogena faza. Takrat se je ločil od dinarskega šelfa globokomorski sedimentacijski bazen na severu. V liasu se je začela sedimentacija s poglabljanjem morja in se je nadaljevala skozi dogger, titon, spodnji in srednji berriasij v neprekinjenem globokomor-skem pelagičnem razvoju. Menimo, da je morje dosegalo globino okoli 600 m. Očitna je razlika v debelini jurskih sedimentov na dinarskem šelfu, kjer znaša prek 1000 m, v primerjavi z globokomorskim sedimentacijskim bazenom na severu, ki je obsegal ozemlje Notranjih Dinaridov in Karavank. Tu so jurski skladi debeli največ 200 m, kar je posledica enakomerno ponavljajočih se prekinitev sedimentacije apnenca. Lahko govorimo tudi o nezadostno »hranjenem-« globokomorskem bazenu. V zgornjem titonu in spodnji kredi se je ta sedimentacijski prostor razširil proti jugozahodu in jugovzhodu. M. Cousin (1973), L. Babic (1973 in 1974) in I. Gušič & L. Babic (1970). The Jurassic Beds in the North Karavanke Mountains Pero Mioč and Ljudmila Sribar Geološki zavod Ljubljana, Parmova 33 The Jurassic beds of the North Karavanke Mountains form a tectonic nappe extending from Mount Daniel in the west to the Plešivška Kopa in the east. In the west the Jurassic nappe overlies phyllite, in the middle part the Upper Triassic sediments, and in the east the Miocene (Helvetian) deposits. A rock-sheet of the Norian dolomite has been thrust forward from the south to the north over the Jurassic nappe. Owing to the displaced position of the Jurassic beds it is difficult to define their thickness. It is somewhere between 150 to 200 meters. A rather uniform platy marly micrite development is characteristic of the Jurassic beds sequence ranging from the Liassic stage (Neoangulodiscus leischneri, Involutina liassica), through Doggerian (Globigerina helveto-jurassica) to Tithonian stage (zone Calpionella). The platy limestone points to a process of intermittent sedimentation. The reddish limestone is peculiar to the lower part of the beds sequence while in the middle and upper part the grayish and greenish varieties prevail. It is impossible to find a continuous sequence of the Jurassic beds in the North Karavanke Mountains because of the tectonic reduction of the individual layers along the thrust lines. The sequence of the beds could only be reconstructed. The Jurassic beds overlie conformably the Rhaetian gray massive and thick-bedded limestone yielding numerous remains of the Triasina hantkeni Majzon, Involutina sp., Frondicularia sp. and Favreina salevensis (Parejas) (figs. 2 and 3). The lithological properties and microfauna enabled the division of the Jurassic and the Triassic beds. Reddish platy marly limestone is underlain by the Rhaetian beds. It grades upwards and laterally into greenish gray platy marly limestone with intercalations of the intraformational breccia. The thickness is about 50 meters. The limestone contains numerous echinoderms, microgastro-pods, juvenile ammonoids, brachiopods and radiolarians (figs. 4 and 5). The most important are, however, foraminifers. According to their vertical distribution the lower part of the Jurassic beds belongs to the Lower and Middle Liassic. The following foraminifers have been determined (figs. 6 and 7): Neoangulodiscus leischneri Kristan-Tollmann, Involutina liassica (Jones), Trocholina (Tro-cholina) turris Frentzen, Trocholina sp., Cristelaria sp. and Lagenidae. Higher follows grayish-green and reddish-brown platy marly limestone with chert. Gray and grayish-green limestone prevail. The important species Globigerina helveto-jurassica has been found in this horizon. It proves the Lower Doggerian (Bajocian) age (fig. 8). The sedimentation continued in the same conditions in the upper part of the Jurassic beds. The layers consist of the gray-greenish and reddish-brown platy marly limestone with chert. Numerous calpionelids and radiolarians have been found in the limestone from the upper part of the Jurassic beds. The following species have been determined (fig. 9): Calpionella alpina Lorenz, Calpionella elliptica Cadisch Calpionella sp., Tintinnopsella carpathica (Murgeanu & Fili-pescu), Tintinnopsella sp. and Cadosina lapidosa Vogler. According to the microfauna the upper part of the Jurassic beds belongs to the Calpionella zone. Its vertical distribution is from the Upper Tithonian to the Middle Berriasian. The maximal thickness of the examined Jurassic beds is about 200 meters, the thickness of the limestone layers being mainly 2 to 7 cm. The origin of the platy marly limestone depends on the change of the physical and chemical conditions. The Jurassic limestone contains numerous radiolarians' and pelagical foraminifers. Neither the macrofauna nor the clastic material can be found in the limestone. This proves a deep sea environment in which the water energy at the bottom was weak. The intraformational breccia in the lower part, and laminated beds of the limestone indicate mudflows. Literatura Allemann, F., Catalano, R., Fares, F. &• Remane, J. 1971, Standard calpionellid zonation (Upper Tithonian—Valanginian) of the western Mediterranean province. Proc. 2. Planktone Conf., Roma. B a b i č, L. 1973, Bazenski sedimenti gornjeg titona, beriasa i valendisa zapadno od Bregane. Geol. vjesnik, 26, Zagreb. Babic, L. 1974, Razdoblje otriv-cenoman u Zumberku: stratigrafija, postanak sedimenta i razvoj prostora. Geol. vijesnik, 27, Zagreb. Cousin, M. 1973, Le sillon Slovene: les formations triasiques, jurassiques et neocomiennes au Nord-Est de Tolmin (Slovenie occidentale, Alpes meridionales) et leurs affinites dinariques. Bull. Soc. geol. France, 7, XV/3—4, Paris. E1 i s , B. F., and Messina, A. R. 1940—1974, Catalogue of Foraminifera, Spec. Publ. Am. Mus. of Nat. Hist., New York. Farinacci, A. &• Radoičič, R. 1964, Correlazione fra serie giuresi e cretacce dell Appennino centralle e delle Dinaridi esterne. La ricenca scientifica, anno 34, Vol. 7, N. 2., Roma. Gušič, I. &' Babič, L. 1970, Neke biostratigrafske i litogenetske osobine jure Zumberaka. Geol. vjesnik 23, Zagreb. Kristan-Tollmann, E. 1962, Stratigraphisch wertvolle Foraminiferen aus Obertrias- und Liaskalken der voralpinen Fazies bei Wien. Erdol- Zeitschrift 4, Wien. Lipoid, M. V. 1856, Die alpine Lias und Jura-Formation im siidostlichen Theile von Karnten. J. B. Geol. R. A. 7, 193, Wien. Lipoid, M. V. 1856, Erlauterung geologischer Durchschnitte aus dem ostlichen Karnten, J. B. Geol., R. A. 7, 332—345, Wien. Radoičič, R. 1966, Mikrofacišs du Jurassique des Dinarides externes de la Yugoslavie, Geologija 9, Ljubljana. Ramovš, A. Kristan-Tollman, E. 1967, Die Lias-Schichten von Stol (Karawanken). Geol. vjesnik 20, Zagreb. Ramovš, A. &• Rebek, R. 1970, Razvoj jurskih skladov med Mežico in Slovenj Gradcem. Geologija 13, Ljubljana. Sartoni, S. et Crescenti, U. 1962, Ricerche biostratigrafiche nel Mesozoico deli' Appennino meridionale. Giorn. di Geologia, vol. 2, Bologna. S t r u c 1, I. 1966, Geološke značilnosti mežiških rudišč in njih okolice. V knjigi 300 let mežiških rudnikov. DRMGT, Mežica. T e 1 e r, F. 1888, Kossener Schichten, Lias und Jura in den Ost-Karawanken. Verh. Geol. R. A. Jg. 1888, Nr. 1—18, Wien. Teller, F. 1896, Erlauterungen zur Geologischen Karte der ostlichen Auslaufer der Karnischen und Julischen Alpen (Ostkarawanken und Steiner Alpen). Geol. R. A., 262 S., Wien. 7 — Geologija 18 VDK 563.12:551.781(497.12) Kamenotvorna Glomospira densa (Pantič) v aniziju pri Konjšici Gesteinsbildende Glomospira densa (Pantič) im Anisium bei Konjšica, Slowenien Anton Ramovš Katedra za geologijo in paleontologijo, Univerza v Ljubljani, Ljubljana, Aškerčeva 12 Vzhodno od Litije se pri Konjšici pojavlja med črnim in temno sivim anizijskim dolomitom (spodnji anizij ali pelson) približno štiri metre temno sivega drobnozrnatega apnenca s številnimi hišicami foraminifere Glomospira densa (Pantič), ki je tu prvikrat najdena v Sloveniji kot kamenotvorna. Horizont z glomospirami moremo pričakovati tudi drugje v dolomitnem ali večidel dolomitnem razvoju anizijske stopnje Posavskih gub in drugod po Sloveniji. Beim Dorfe Konjšica, vestlich von Litija, Savefalten, tritt die am-modiscide Foraminifere Glomospira densa (Pantič) in einem etwa 4 m machtigen anisischen (Unteranis oder Pelson) Kalkhorizont sehr zahlreich auf. Die untersuchten Exemplare dieser gesteinsbildenden Foraminifere stimmen mit der Beschreibung und den Abbildungen der Formen von Crmnica, Montenegro (locus typicus) vollig iiberein. Es sei nur bemerkt, dass die slowenischen Exemplare nach bestehenden Angaben die maxj-male Grosse des Gehauses erreichen. G. densa wird von sporadisch vor-kommenden Meandrospira dinarica Kochansky-Devide &• Pantič und Glomospirella sp. begleitet. Das Liegende und das Hangende des Glomospira densa-Horizontes bildet ein schwarzer bis dunkelgrauer dichter oder feinkorniger fossilleerer anisischer Dolomit. V anizijskih plasteh Slovenije so foraminifere sorazmerno redke in se pojavljajo povečini le sporadično. Kot kamenotvorne še niso bile znane nikjer. Posamične največkrat najdemo meandrospire (Meandrospira dinarica Kochansky-Devide & Pantič), glomospire (Glomospira densa Pantič, Glomospira sp.), glo-mospirele (Glomospirella grandis (Salaj); še redkejša je Endothyranella. V veliki večini pa je anizijski dolomit brez foraminifer in običajno tudi brez drugih fosilnih ostankov. Več fosilnega materiala obeta globljemorski apnenec pelson-ske in ilirske podstopnje. Zato je najdba kamenotvornega horizonta s prevladujočo foraminifero G. densa v Posavskih gubah toliko pomembnejša in upravičeno pričakujemo isti horizont tudi še marsikje drugje v anizijski stopnji Posavskih gub in drugod po Sloveniji. Najdišče s kamenotvornimi glomospirami leži ob cesti, ki pelje iz Konjšice proti samotni kmetiji Dolanec (si. 1 in 2). V podlagi karbonatnega anizija leži spodnji trias v značilnem razvoju: med lapornoglinastimi plastmi različne barve je več vložkov opekasto rdečega, rožnatega in sivega apnenčevega oolita z drobnimi polžki in številnimi ostanki školjk. Vmes je tudi temno sivi drobnozrnati apnenec z vrsto Meandrospira pusilla (Ho) in s številnimi drugimi meandrospi-rami, v laporju pa se pojavlja Natiria costata (Zenker). V spodnjem triasu je tudi nekaj svetlo sivega dolomita. Fosilni ostanki nesporno dokazujejo, da je ta skladovnica spodnjetriasne starosti in ne karnijske, kot so ugotovili nedavno tega. Nad pokritim kontaktom z mehkejšimi in dislociranimi spodnjetriasnimi plastmi leži anizij, debel blizu 100 m. V spodnjem delu je najprej okoli 18 m dolomita; delno je črn, delno pa temno siv, gost ali drobnozrnat in se značilno pa-ralelepipedno kroji. Više prehaja v približno štiri metre debel apnenec, ki se v morfologiji ozemlja odraža kot značilen greben in se vleče od ceste navzgor po precej strmem pobočju. Apnenec je plastnat, vendar so bile plasti zaradi tek-tonike precej dislocirane. Je temno siv in drobnozrnat biosparit. 2e na površju vidimo v njem vse polno drobnih kroglastih foraminifer, ki so približno enako pogostne v vsej debelini apnenca. Apnenec više postopoma prehaja v temno sivi in črni dolomit, ki je makroskopsko in mikroskopsko prav takšen kot dolomit pod apnencem. Dolomit nad apnencem je sprva še kolikor toliko trden, više pa postaja vedno bolj zdrobljen in je v tektonskem kontaktu z zgornjetriasnim (cordevolskim) dolomitom. Zato na tem območju ni mogoče določiti celotne debeline anizija. SI. 1. Geografski položaj nahajališča anizijskega apnenca s kamenotvorno vrsto Clomospira densa Fig. 1. Lage des Fundortes des anisischen Kalkes mit der gesteinsbildenden Clomospira densa SI. 2. Golica anizijskega apnenca s kamenotvorno foraminifero Glomospira densa (v sredini slike) ob cesti Konjšica—kmetija Dolanec. Pod apnencem in nad njim je dolomit. Foto A. Ramovš Fig. 2. Aufschluss des anisischen Kalkes mit der gesteinsbildenden Glomospira densa (in der Mitte des Bildes) an der Strasse Konjšica—Bauernhof Dolanec. Das Liegende und das Hangende bildet anisischer Dolomit. Familia Ammodiscidae Reuss, 1862 Subfamilia Ammodiscinae Reuss, 1862 Genus Glomospira Rzehak, 1885 Glomospira densa (Pantič) SI. 3 1965 Pilamina densa n.sp. — Pantič, 191, tab. 1, si. 1—2, tab. 2, si. 1-9. 1969 Glomospira cf. densa (Pantič), 1965, K o e h n - Z a n i n e 11 i, 27 nI 4 fig A, B, C. ' 1970 Glomospira densa (Pantič), 1965, Borza, 180, Abb. 2—8. 1971 Pilamina densa (Pantič), Premoli Silva, 325, tav. 21 fig 1—3 tav 22, fig. 3—4. SI. 3. Glomospira densa (Pantič); spodnji anizij ali pelson, ob cesti Konjšica—kmetija Dolanec; zgoraj 45 X, spodaj 50 X povečano Fig. 3. Glomospira densa (Pantič); Unteranis oder Pelson, an der Strasse Konjšica— Bauernhof Dolanec; oben 45 X, unten 50 X So. 4. Meandrospira dinarica Kochansky-Devide & Pantič; spodnji anizij ali pelson, najdišče kot si. 3, 160 X Fig. 4. Meandrospira dinarica Kochansky-Devide & Pantič; Unteranis oder Pelson, Fundort wie Fig. 3, 160 X (Fig. 1,2... foto M. Grm) 1973 Glomospira densa (Pantič), 1965, Bronnimann, Cadet & Zani-n e 11 i, 307, pi. 21, fig. 1—7, 10, 11. Material : številne ekvatorialno in različno tangencialno presekane hišice v zbruskih KGP št. 3858 do 3863 iz več nivojev apnenca s kamenotvorno glomospiro. Opis: Velika hišica je nepravilno kroglasta, včasih elipsoidna ali subkva-dratna v preseku. Sestoji iz sferične embrionalne kamrice, ki ji sledi dolga ce-vasta nepredeljena kamrica. Druga kamrica se klopčičasto zvija okoli embrionalne kamrice in tvori številne bolj ali manj pravilne kroglaste zavoje. Širina druge kamrice polagoma narašča v mlajših zavojih. Ustje ni vidno pri nobenem primerku. Sorazmerno debela stenka hišice je povsod prekristaljena in aglutina-cija ni vidna v nobenem primerku. Dimenzije: največji premer hišice: 1,265 mm, največji premer prolo-kuluma: 0,093 mm. V primerjavi z velikostjo hišic vrste G. densa po drugih avtorjih so hišice v novem nahajališču pri Konjšici zelo velike; hišica s premerom 1,265 mm je največja med doslej omenjenimi oblikami v meni dostopni literaturi. Spremljajoča mikrofavna: Prevladujočo vrsto G. densa spremlja sorazmerno redka vodilna anizijska foraminifera Meandrospira dinarica Ko- UDK 56:551.761.3(497.12) Zgornjekarnijski skladi pri Mirni na Dolenjskem The Upper Carnian Beds at Mirna in Lower Carniola Anton Ramovš Katedra za geologijo in paleontologijo, Univerza v Ljubljani, Ljubljana, Aškerčeva 12 V starem kamnolomu južno od železniške postaje Mirna je razgaljen mikritni apnenec, ki vsebuje konodonte. Apnenec je plastovit ter vsebuje roženec in vložke skrilavega laporja in gline. Leži na dolomitu julijske in cordevolske starosti. Isti skladi prečkajo reko Mirno v smeri zahod—vzhod. V zbruskih, pripravljenih iz vzorcev apnenca mirenskega kamnoloma, so bili določeni konodonti cone polygnathiformis, ki spada v tuvalijsko podstopnjo karnijske stopnje. Na isto starost kažejo tudi tropitidne oblike amonitne favne. In an old quarry situated south of the Mirna railway station in Lower Carniola, there conodont-bearing micritic limestone occurs. The rock is bedded and includes chert nodules and shaly marl and clay intercalations. It is underlain by dolomite of the Julian and Cordevolian age. The same beds cross the Mirna River in general direction west-east. The thin sections made of the samples taken from the Mirna quarry are abundant in conodonts of the polygnathiformis zone belonging to the Tuvalian sub-stage of the Carnian stage. The same age is indicated by the associated tropitid forms of the ammonite fauna. Germovšek je na geološki karti označil na zahodni strani Mirne severno od istoimenskega kraja ozek pas kamenin kot »ladinsko-rabeljski skrilavci in apnenci«, ki leže na srednjetriasnem dolomitu (Germovšek, 1955, 122). Za točnejšo starost kamenin ni imel na razpolago fosilnih ostankov. Germov-š k o v a karta sega proti jugovzhodu samo do železniške proge Trebnje—Mirna. Pas njegovih ladinsko-rabeljskih skladov pa se očitno razteza še dalje proti jugovzhodu, oziroma vzhodu. Te kamenine so posebno lepo razgaljene v opuščenem kamnolomu južno od železniške postaje Mirna, kjer se menjavajo sklad-nati in ploščati temno sivi in sivi ter marogasti apnenci. Površine plasti so običajno lahno valovite z gomoljastimi tvorbami, tu in tam pa vsebuje apnenec tudi gomolje roženca. Med skladi in ploščami apnenca so tanke skrilave lapo-raste ali skoraj glinaste pole. Nekje v srednjem delu razgaljene skladovnice leži nad erodirano apnenčevo plastjo do 30 cm debela plast apnenčevega konglomerata s spreminjajočo se debelino. Apnenec predstavlja zelo enoten homogen mikrit s pogostnimi bioturbatnimi pojavi. Po površju se dobe posamični slabo ohranjeni ostanki involutnih amo-nitnih hišic; nekateri od bolje ohranjenih kažejo na tropitidne oblike. V zbruskih tega apnenca so pogostne radiolarije in prekristaljene foraminifere. Konodontni vzorci so dali številne primerke vrste Metapolygnathus polygnathiformis (Budurov and Štefanov) ter le posamične primerke vrst Enantiognathus ziegleri (Diebel) in Ozarkodina tortilis Tatge. Konodontna favna pripada coni polygnathiformis, to je zgornjemu delu karnijske stopnje (tuvalski podstopnji). Na tuval kažejo tudi amonitni ostanki. Enaka konodontna favna s prav tako številnimi primerki vrste Metapolygnathus polygnathiformis je tudi v apnencu z roženci med Krmeljem in Šentjanžem; tam pa je bila najdena razen tega še značilna in bolje ohranjena tropitidna favna z vrstami Tropites cf. subbullatus Hauer, T. cf. discobullatus Mojsisovics in T. cf. dittmari Mojsisovics (Kiihn & Ramovš, 1965). Tropitidna favna in konodonti cone polygnathiformis dokazujejo zgornjekarnijsko starost. Dolomit, ki leži pod zgornjekarnijskim apnencem, predstavlja kontinuirano sedimentacijo navzdol v julsko in cordevolsko podstopnjo, morda pa še v srednji trias. Zelo verjetno je karnijske starosti tudi dolomit z vmesnimi plastmi in lečami roženca v kamnolomu Jersovec in v okolici; te kamenine pa še niso bile preiskane na konodonte. Literatura Germovšek, C. 1955, O geoloških razmerah na prehodu Posavskih gub v Dolenjski kras med Stično in Sentrupertom. Geologija 3, 116—135, Ljubljana. Kiihn, O. & Ramovš, A. 1965, Zwei neue Trias-Ammonitenfaunen der Umgebung von Novo mesto. Acta geol. 5, JAZU, 13—41, Zagreb. UDK 552.52:551.761 Langobardske kaolinitne usedline v idrijskem rudišču Matija Drovenik in Dragica Strmole Inštitut za geologijo FNT, Univerza v Ljubljani, Aškerčeva 20 Jože Car Rudnik živega srebra Idrija Kaolinitne usedline so značilne bazalne langobardske usedline in predstavljajo pomemben korelacijski horizont pri razčlenitvi zaporedja langobardskih skladov. Sestoje v glavnem iz kaolinita in kremena, pogosto sta prisotna pirit in siderit, v manjših količinah pa so zastopani tudi nekateri drugi minerali. Imajo pšenasto in klastično strukturo. Nastale so v močvirju predvsem pri razpadu piroklastičnega materiala kislih predornin, ki je bil izvržen pri srednjetriadnih vulkanskih erupcijah. Menjavajo se z vložki, polarni in plastmi meljevca in peščenega meljevca, dolomitnega konglomerata in peščenjaka, spremenjenega kristalastega tufa in drobnika, vsebujejo pa tudi leče in pole pirita ter antracita. Značilno je, da najdemo leče kaolinitnih usedlin tudi v krovninskem lango-bardskem konglomeratu. Vsebina Uvod...................... Dosedanji podatki................. Lega langobardskih usedlin v idrijskem rudišču..... Petrografske in kemične značilnosti.......... 1. Kaolinitne usedline............... Kaolinitne usedline s pšenasto strukturo....... Kaolinitne usedline s klastično strukturo....... 2. Meljevec in peščeni meljevec........... 3. Dolomitni konglomerat in peščenjak......... 4. Kristalasti tuf................. 5. Drobnik ................... Značilni preseki langobardskih kaolinitnih usedlin .... Nastanek langobardskih kaolinitnih usedlin....... Einleitung ................... Allgemeines................... Die Lage der Langobard-Tongesteine in der Idrija Lagerstatte Petrographische und chemische Untersuchungen..... Tongsteine ................... 1. Graupentonsteine................ 2. Tonsteine mit klastischer Struktur......... Ubrige Gesteinsarten................ Die Entstehung der langobardischen Tonsteine..... Literatura.................... . ... 108 . ... 108 . ... 109 . ... 112 . ... 114 . ... 117 . ... 128 . ... 133 . ... 134 . ... 135 . ... 135 . ... 136 . ... 142 . ... 147 . ... 148 . ... 148 . ... 149 . ... 149 . ... 150 . ... 151 , , , » 152 . ... 153 . ... 154 Uvod Litološko zaporedje usedlin idrijskega rudišča je zelo pestro. Medtem ko sestoje permokarbonske plasti večidel iz klastičnih usedlin, prevladujejo med triadnimi skladi karbonatne usedline, ki prehajajo tu in tam v lapornate in peščene različke ter v meljevec, skrilavec in peščenjak. Najbolj heterogeno sestavo imajo ladinske usedline, ki so nastale v času najmočnejših triadnih magmatskih in tektonskih dogajanj. Mlakar (1967) je imenoval eno izmed najstarejših langobardskih usedlin v idrijskem rudišču bazalni peščenjak. Navadno ga prekriva konglomerat, ki vsebuje prodnike anizičnega in skitskega dolomita. V litološkem zaporedju sledi ponekod apneni peščenjak in apnenec; v zgornjem delu langobardskih skladov najdemo skrilavec, meljevec in peščenjak skonca, najviše pa leže tuf, tufit in radiolarit z rožencem. Vse do leta 1967 raziskovalci idrijskega rudišča bazalnega peščenjaka niso ločili od drugih sedimentov v rudišču ali pa so ga stratigrafsko napačno uvrščali. Prav tako ni bila dovolj znana njegova sestava. Sele pri nadrobni študiji smo ugotovili (Mlakar in Drovenik, 1971), da vsebujejo ti skladi kot prvotno komponento tudi kaolinit. Z namenom, da bi te usedline natančno preučili, smo detajlno pregledali 13 profilov in nabrali številne vzorce. Le-te smo raziskali v presevni in deloma tudi odsevni svetlobi. Za določanje posameznih mineralov smo uporabili fazno-kontrastno optiko. Poleg tega smo iz nabranega materiala napravili 5 kemičnih, 3 rentgenske in 1 diferencialno termično analizo. Ugotovili smo, da je v skladih, ki jih je Mlakar imenoval »bazalni peščenjak« sorazmerno malo peščenjaka. Zato ne smemo uporabljati izraza »peščenjak« v splošnem pomenu. Prav tako so detajlne raziskave pokazale, da te kamenine niso edine bazalne langobardske usedline v rudišču, mimo tega pa se pojavljajo tudi kot vložki v drugih langobardskih usedlinah. Torej tudi izraz »bazalni« ni primeren. Ker gre za zelo značilne kamenine, v katerih prevladuje kaolinit, je prav, da jih izločimo kot posebno litološko enoto, pa čeprav nimajo stalnega stratigrafskega položaja. Imenovali jih bomo langobardske kaolinitne usedline. Avtorji se zahvaljujejo Cirilu Gantarju, ki je izdelal mikroskopske slike. Dosedanji podatki V obsežni starejši literaturi o idrijskem rudišču najdemo le skromne podatke o langobardskih kaolinitnih usedlinah. Kossmat (1911), K rop ž č (1912) in Berce (1958) so sicer sive in sivkasto zelene usedline opazili in jih tu in tam na jamskih geoloških kartah celo prikazali v posebnih pasovih, vendar jih niso ločili od drugih litoloških členov, ali pa so jih stratigrafsko napačno uvrstili. Tako je prikazal K o s s m a t (1911) na geoloških kartah II., III. in IV. obzorja (tabela 26) v severnem obrobju rudnega telesa Auersperg pas kamenin, ki jih je Mlakar (1967) prištel bazalnim langobardskim usedlinam. Na profilu a-ai (tabela 27) je prikazal tudi strukturno in prostorsko lego teh kamenin. Kossmat je nadalje zapisal (str. 348), da so te kamenine impregnirane s piritom in cinabaritom ter deloma serpentinizirane. Uvrstil jih je med tufogene tvorbe wengenskih skladov. Po vložkih konglomerata je enako statigrafsko uvrstil po- dobne kamenine pri slepem jašku Leithner na III. obzorju. Ostale pasove lango-bardskih kaolinitnih usedlin je uvrstil med werfenske sklade. Kropač (1912) je na geoloških kartah II., III., IV. in V. obzorja ločil langobardske kaolinitne usedline kot poseben litološki člen tam, kjer niso v neposrednem stiku z grodenskimi usedlinami. Vendar je tako prvim kakor tudi drugim pripisal werfensko starost. Tudi Berce (1958) ni ločil langobardskih kaolinitnih usedlin od groden-skega peščenjaka. Menil je, da so tako kaolinitne usedline kakor tudi grodenski peščenjak wengenske usedline ter jih je uvrstil med wengenski peščenjak. Bazalne langobardske usedline je kot samostojno litološko enoto izločil šele Mlakar (1967). Ovrednotil jih je kot pomemben korelacijski horizont pri razčlenitvi zaporedja langobardskih skladov. Ker imajo delno psamitsko strukturo, jih je imenoval bazalni peščenjak. Po Mlakarjevih podatkih sestoje te usedline iz zrnc kalcedona s primesmi karbonatov, pirita in sericita. Novejše raziskave so pokazale (Mlakar in Drovenik, 1971), da vsebujejo precejšnje količine kaolinita ter karbonatizirana in kaolinizirana zrnca plagioklazov in biotita, zrnca apatita in fluorita. Po superpoziciji ter s pomočjo primerjave jamskih profilov z ustreznimi profili vzhodno od Idrije, kakor tudi po sedimentoloških in strukturnih raziskavah (Mlakar, 1967, 1969; Placer in Car, 1975) uvrščamo te usedline v lan-gobard. Morebitna ločitev fassanskih usedlin od langobardskih zaradi pomanjkanja vodilnih fosilov v spodnjem delu ladinskih usedlin doslej ni bila mogoča. V tem poglavju želimo še omeniti, da sta našla kaolinit v idrijski jami že Schrauf in Berce, toda vselej v tankih belih žilicah. Schrauf (1891) ga je zasledil na VI. obzorju pri razpoki »M«, in sicer v apnenem skrilavcu. Kemična analiza je pokazala, da gre za tuesit, ki naj bi predstavljal sekundarno tvorbo. Toda Caillžrova in Henin (1963) navajata, da ime tuesit ni več v rabi. Ugotovili so namreč, da so s tem imenom nekoč označevali nečist kaolinit. Podatki kemične analize, ki jo podaja Schrauf, pa kažejo, da gre za zelo čisti kaolinit, ki vsebuje le nekaj več kakor 1 odstotek primesi. Kemična sestava tega minerala se praktično ne razlikuje od sestave kaolinita iz Lewistona v Montani (ZDA), ki jo navajata Caillerova in Henin kot enega izmed značilnih primerov. Berce (1958) je našel tanke bele žilice kaolinita na II., III., X., in XII. obzorju. V tabeli 3 podaja dve kemični analizi tega minerala, ki pa se nekoliko razlikujeta. Prva analiza kaže, da je bil sestavljen vzorec iz skoraj čistega kaolinita. Druga, nepopolna analiza pa je bila narejena iz kaolinita, ki je vseboval tudi nekaj primesi. Berce je kaolinit raziskal tudi rentgensko, toda nadrobnih podatkov ni objavil. Kar zadeva genezo, je menil, da je bil kaolinit verjetno naknadno prinesen v rudišče. Lega langobardskih usedlin v idrijskem rudišču Osnovo za današnjo razlago zgradbe idrijskega rudišča je dal Mlakar (1967 in 1969). Pozneje smo (Mlakar in Drovenik, 1971; Placer, 1973; Placer in Car, 1975) znanje o zgradbi in njenem nastanku dopolnili, tako da so v glavnem že znane zaporedne faze njenega razvoja. Zapletena zgradba idrijskega rudišča je nastala pri tektonskih dogajanjih od spodnje triade do mlajšega terciarja. Za najstarejšo »srednjetriadno* tekto-niko so značilni navpični premiki ob normalnih prelomih, ki so tudi odprli pot hidrotermalnim rudonosnim raztopinam. Nastal je obsežen idrijski srednje-triadni tektonski sistem, v katerem smo ugotovili na podlagi sedimentoloških in tektonskih posebnosti naslednje enote: južno sedimentacijsko območje, južni prag, idrijski tektonski jarek, severni prag in severno sedimentacijsko območje (Placer in Car, 1975). K idrijskemu tektonskemu jarku prištevamo območje »Talnine« ter tektonski enoti Cemernik in Karoli. Bistvenega pomena za razlago odnosov med ani-zičnim dolomitom v tektonski enoti Karoli in permokarbonskim zaporedjem severnega praga je Mlakarjeva ugotovitev (1967), da se stikata ob močnem »srednjetriadnem« prelomu Urbanovec—Zovčan, ob katerem sta bloka drsela drug ob drugem več 100 m. Langobardske kaolinitne usedline so bile odložene neposredno na močni srednjetriadni erozijski diskordanci, toda ne v vseh delih idrijskega srednje-triadnega tektonskega sistema. Podatki nadrobnih raziskav povedo, da so se usedale v idrijskem tektonskem jarku, in sicer v tektonskih enotah Cemernik in Karoli, ter na severnem pragu in v severnem sedimentacijskem bazenu. V tem članku bomo obravnavali langobardske kaolinitne usedline, ki se nahajajo na severnem pragu ter na območju Cemernik in Karoli, tj. v tektonskih enotah, ki so ohranjene v rudišču. Pripomniti moramo, da smo doslej našli na severnem sedimentacijskem območju langobardske kaolinitne usedline le še v vrtini C-2/64, ki se nahaja v bližini Rovt (Mlakar, 1967). Zapleteno morfologijo idrijskega srednjetriadnega tektonskega sistema so prekrile zgornjetriadne, jurske, kredne in terciarne usedline, ki merijo skupaj okrog 5000 m. V »staroterciarni« tektonski fazi so bile te kamenine nagubane. Plasti idrijskega tektonskega jarka so zavzele skupaj s predlangobardsko struk- Sl. 1. Poenostavljen profil skozi idrijsko rudišče z vrisanimi plastmi kaolinitnih usedlin 2 permokarbonske kamenine, 2 grfidenski peščenjak, 3 zgorajepermske in skltske kamenine, 4 anizični dolomit, 5 langobardski in cordevolski sediment! (splošno), 0 langobardske kaolinitne usedline na sliki l in 2, 7 langobardske kaolinitne usedline na sliki 27, 8 langobardski dolomitni konglomerat, 9 svetlo sivi langobardski dolomit s posameznimi ekstraklasti. 10 langobardski dolomitni konglomerat s kaolinitnim vezivom, 11 langobardske kaolinitne usedline z dolomitnlmi ekstraklasti, 12 langobardski peščeni meljevec — spodnji horizont skonca, 13 langobardski lapor nati apnenec, 34 normalni srednjetriadni prelom, 15 srednjetriadna erozijska diskordanca, 16 staroterciarna meja pokrova, 17 staro terciarni nariv znotraj pokrova, 18 mladoterciarnl prelom, 19 južno sedimentacijsko območje, 20 južni prag, 21 območje »Talnina«, 22 strukturna enota Cemernik, 23 srednjetriadni prelom Karoli, 24 strukturna enota Karoli, 25 srednjetriadni prelom Urbanovec-zovčan, 26 srednjetriadni prelom Auersperg, 27 severni prag, 28 srednjetriadni prelom Avgust. Abb. 1. Vereinfachstes Profil durch die Lagerstatte Idrija mit eingezeichneten Schichten der Tongesteinen i permokarbonische Gesteine, 2 grtidener Sandstein, 3 oberpermlsche und skythische Gestelne, 4 anisischer Dolomit, 5 langobardische und cordevollsche Sedimente (im allgemeinen), 5 lango-bardische Tongestelne auf der Abb. 1 und 2, 7 langobardische Tongesteine auf der Abb. 27, 8 langobardischer Dolomit konglomerat, 9 hellgrauer langobardischer Dolomit mit einzelnen Extraklasten, 10 langobardischer Dolomitkonglomerat mit kaolinitischem Blndemlttel, II langobardische Tongesteine mit Dolomitextraklasten, 12 langobardischer sandiger Siltstein — unterer Skoncahorizont, 13 langobardischer mergellger Kalkstein, 14 mitteltriasslsche normale Ver-werfung, 15 mitteltriasslsche Erosionsdiskordanz, 16 alttertifire Deckengrflnze, 17 alttertl&re Oberschiebung innerhalb der Dečke, 2« jungtertiSre Verwerfung, 19 Stid-Sedimentatlonsgeblet, 20 SUd-Hochscholle, 21 »Liegendes«, 22 strukturelle Einhelt Cemernik, 23 mitteltriasslsche Verwerfung Karoli, 24 strukturelle Einhelt Karoli, 25 mitteltriasslsche Verwerfung Urbanovec-Zovčan, 26 mitteltriasslsche Verwerfung Auersperg, 27 Nord-Hochscholle, 28 mitteltriasslsche Verwerfung Avgust. sw TIC NIC A Južni prag Southern ridge fault Severni prag Northern ridge fault • • • ■ »• o ■ o NE 100 m 200 300 m Zgornja zgradba Upper structure L owe r structure •V//% I 0 IP * ~ o t> «eo\ | C0 O ^ 10 iš&h 12 13 M 17 1Č 19 G) 20 ® 2> © 22 ® 2J © 24 © 25 © 26 ® 27 © 2*© Po Placer ju in Carju, 1975 turo (Mlakar, 1969) normalno, subvertikalno in inverzno lego. Tedaj je nastala krovna zgradba, ki jo grade štirje obsežni pokrovi. Idrijsko rudišče se nahaja v četrtem, tako imenovanem žirovsko trnovskem pokrovu, in sicer v idrijski luski (Placer, 1973), tako da je zgoraj in spodaj omejeno z narivnimi ploskvami. V končni fazi alpske orogeneze so že močno zapleteno strukturo rudišča presekali še subvertikalni prelomi »mladoterciarne« faze s smerjo NW-SE in NE-SW, od katerih sta posebno pomembna idrijski prelom, ki omejuje rudišče s severovzhoda, in prelom »Zala« na njegovi jugozahodni strani. Na sliki 1 vidimo močno poenostavljen profil idrijskega rudišča z vrisanimi plastmi langobardskih kaolinitnih usedlin. Območja nekdanjega srednjetriadne-ga tektonskega sistema, kjer so bile odložene te usedline, so ohranjena v delu rudišča, ki ga je imenoval Mlakar (1967) zgornja jamska zgradba. Zaradi praktičnih, razlogov in posebnosti odnosov med kameninami je razdelil zgornjo jamsko zgradbo še na severni in južni blok. V prvem so se ohranili triadni tektonski enoti Cemernik in Karoli ter skrajno južno obrobje severnega praga, v južnem bloku pa ostali deli severnega praga. Slika 2 kaže, do so bile odložene v tektonski enoti Karoli kaolinitne usedline diskordantno na anizičnem dolomitu, neposredno severno od tod, na severnem pragu pa na grodenskem peščenjaku ali na drugih permokarbonskih sedimentih. Anizični dolomit se stika s permokarbonskimi litološkimi členi ob normalnem prelomu Urbanovec-Zovčan na etažah rudnega telesa Hangend pod VI. obzorjem ter v odkopnem polju Brus nad II. medobzorjem. Strukturne odnose kaolinitnih usedlin in litološko zaporedje bazalnih langobardskih plasti smo posebno lepo opazovali pri raziskavah in odkopavanju rudnega telesa Brus. Zaradi obrata plasti v času nastanka polegle gube leži danes diskordanca aniz-langobard na območju Karoli subvertikalno (si. 1). Prav ta lega nam omogoča, da jo lahko vidimo na številnih mestih od VI. obzorja do II. medobzorja. Najjužnejši del severnega praga je ohranjen, kot smo že omenili, v severnem bloku in sicer v okviru rudnega telesa Brus. Tu ležijo usedline v inverzni legi (si. 1 ). Ostali del severnega praga leži v južnem bloku zgornje jamske zgradbe ter ima prav tako inverzno lego. Langobardske kaolinitne usedline se javljajo od VI. obzorja do najvišjih delov rudišča pod Prontom. Zaradi inverzne lege tvorijo njihovo krovnino grodenski peščenjak ali permokarbonske usedline, tal-nino po mlajši langobardski litološki členi. Omeniti moramo še lego langobardskih kaolinitnih usedlin v tektonski enoti Cemernik. Anizični dolomit je ležal v času nastajanja kaolinitnih usedlin precej više od najnižjih delov območja Karoli. Te usedline namreč niso bile odložene povsod; doslej smo jih našli le tu in tam. Plasti imajo normalno zaporedje, njihova debelina pa doseže komaj 1 m. Petrografske in kemične značilnosti Langobardske kaolinitne usedline imajo največjo debelino v tektonski enoti Karoli, kjer je bil anizični dolomit v času usedanja teh skladov razkosan s »sred-njetriadnimi« prelomi. Premiki ob prelomih so bili ponekod neznatni in po višini niso presegali nekaj metrov, ob nekaterih močnejših prelomih pa so bile anizične plasti premaknjene celo za 50 m (Car, 1975). Morfološko razgibano dno sedimentacijskega bazena je vplivalo na debelino kaolinitnih usedlin, ki znaša poprečno 4 do 9 m, doseže pa celo 17,5 m. Soraz- S 5 S TEKTONSKA ENOTA KAROLI KAROU STRUCTURAL UNIT 50 m 25 SI. 2. Shematski presek skozi strukturno enoto Karoli in južno obrobje severnega praga po sedimentaciji langobardskih kaolinitnih usedlin N SEVERNI PRAG NORTHERN RIDGE FAULT Abb. 2. Schematisches Querprofil durch die strukturelle Ein-heit Karoli und die sudliche Umrandung der Nord-Hoch-scholle nach der Sedimentation der langobardischen Tonge- steine memo debele in litološko zelo zanimive kaolinitne usedline smo našli pri slepem jašku št. 16. na II. obzorju, pri slepem jašku Avgust na II. medobzorju ter pri slepem jašku Leithner na III. obzorju. Na dvignjenih delih se kaolinitne usedline niso odložile in ponavadi leži neposredno na diskordanci konglomerat z dolomit-nimi prodniki. Takšne so razmere v profilih vzhodno od slepega jaška Avgust in Uršič na II. medobzorju ter na II. in III. obzorju. V anizičnem dolomitu je bila diskordančna ploskev morfološko nekoliko močneje razgibana. V dolomitu so bile nekaj cm do nekaj dm globoke zajede, zapolnjene z drobnozrnatimi usedlinami, ki kažejo psevdofluidalno teksturo. Minerali kaolinitnih usedlin so se na številnih krajih odložili nekaj mm globoko v nekoliko porozen dolomit, kaolinit pa najdemo tu in tam tudi v vezivu breče, ki sestoji iz kosov anizičnega dolomita. Pri jamskem kartiranju in laboratorijskih raziskavah smo ugotovili, da vsebujejo kaolinitne usedline pogosto prodnike in nezaobljene kose anizičnega dolomita, po vertikali pa se menjavajo z vložki drugih kamenin, največkrat z dolomitnim konglomeratom in peščenjakom. Poleg tega smo našli še kaolinizi-rani, karbonatizirani in sericitizirani kristalasti tuf, meljevec, peščeni meljevec in drobnik. Pogosto prehaja en litološki člen v drugega. Tu in tam smo našli v kaolinitnih usedlinah celo tanjše leče in pole antracita. Da bo razlaga nastanka kaolinitnih usedlin in bazena, v katerem so se le-te usedale, popolnejša, bomo podali tudi petrološke značilnosti drugih kamenin. 1. Kaolinitne usedline Sive, sivkasto zelene in zelenkaste kaolinitne usedline so v idrijskem rudišču značilne langobardske kamenine. Običajno so masivne. Lepo razvito plastovitost smo našli le ponekod v spodnjih delih skladov. Plasti so debele 1 do 5 cm ter se lateralno naglo izklinjajo. Drugod je plastovitost dovolj jasna zaradi različnih struktur. 2e pri kartiranju n^pireč lahko ločimo dve vrsti kaolinitnih usedlin: usedline s pšenasto in usedline s klastično strukturo. Poprečni vzorec kaolinitnih usedlin za kemično analizo smo vzeli v rudniku na številnih presekih s pomočjo brazde, in sicer tako, da smo se izognili večjim lečam karbonatnih kamenin. Analiza kaže (tabela 1), da vsebujejo te usedline predvsem SiO*, AhOs, FeSi in H2O4". Tem štirim komponentam pripada 91,31 °/o, vsem ostalim pa 8,84 °/o. Mikroskopske raziskave kažejo, da prevladuje kaolinit; slede kremen, pirit, dolomit, siderit, kalcit, sericit, klorit in markazit, podrejeno pa nastopajo še goe-thit, apatit, rutil, levkoksen, cirkon in sfalerit. V majhnih količinah je pogosto prisotna tudi organska snov. Če upoštevamo, da vsebuje čisti kaolinit teoretično 46,50 °/o SiOi, 39,56 % AhOa in 13,94 %> HzO+, potem se nahaja v kaolinitnih usedlinah približno 56,5% kaolinita. Kemična analiza nadalje pove, da imajo te usedline okrog 24,5 °/o kremena, 8,21 °/o pirita, ki ga spremlja podrejeno markazit, približno 5 °/o karbonatov, nekaj več kakor 1 %> rutila in levkoksena ter 0,5 °/o apatita. Drugim komponentam, predvsem sericitu in kloritu, pripada torej skupno okrog 4 tt/o. Ti podatki povedo, da vsebujejo kaolinitne usedline sorazmerno precej pirita. Pri kartiranju smo ugotovili, da je le-ta neenakomerno razvrščen. Neposredno nad anizičnim dolomitom je zelo redek ali ga celo ni, medtem ko nahajamo tik nad permokarbonskimi skladi nekaj mm do nekaj cm debelo plast pirita. Če sledimo kaolinitnim usedlinam proti krovnini, vidimo, da je ta mineral skoraj povsod prisoten. Ponekod ga je res zelo malo, zato pa je drugod sorazmerno pogost. Poleg drobnih impregnacij tvori tudi konkordantne leče ter do nekaj cm debele pole in plasti, ki vsebujejo tudi nekaj kaolinita in kremena. V profilih pri slepem jašku Avgust na II. rr^dobzorju, pri slepem jašku št. 16. na II. obzorju ter v številnih vrtinah, s katerimi smo raziskovali rudno telo Brus, se menjavajo ali pa prehajajo kaolinitne usedline zgornjih horizontov Tabela 1. Kemične analize langobardskih kaolinitnih usedlin iz idrijskega rudišča ■Tabelle 1. Chemise he Analysen der langobardisehen Tongesteine aus der Lagerstatte Idrija Analitik: Utežni Analytiker: Gewichts. Vida Hudnik % St. kamenine Gesteins- 1 2 3 4 5 nummer SiOa 52,5 46,3 38,7 67,1 71,5 TiOž 0,98 0,85 0,66 0,51 AI2O.1 22,9 36,8 33,9 18,7 18,2 FetOa 0,98 0,1 0,27 0,18 FeO 0,86 0,72 0,55 0,75 MnO 0,08 0,03 0,05 0,04 MgO 0,86 0,23 0,50 0,17 CaO 1,75 0,56 1,12 0,35 NasO 0,25 0,13 0,10 0,05 KaO 0,35 0,06 0,24 0,05 P2O5 0,19 0.14 0,09 0,14 FeSž 8,21 2,10 11,6 4,10 1,33 CO2 1,94 0,48 0,92 0,26 H2O+ 7,70 11,2 10,5 5,65 5,85 HaO- 0,60 0,35 0,44 0,91 100,15 100,05 94,7 100,49 100,29 1 Poprečni vzorec kaolinitnih usedlin. 1 Durchschnittsprobe der Tongesteine. 2 Debelozrnata kaolinitna usedlina s pšenasto strukturo. 7. etaža rudnega telesa Han-gend, VII. obzorje, vzorec št. 3. 2 Grobkorniger Graupentonstein. 7. Etage des Erzkorpers Hangend, VII. Sohle, Probe No. 3. 3 Kaolinitna usedlina sestavljena večidel iz gela. Za slepim jaškom št. 6., III. obzorje, vzorec št. 1. 3 Tonstein, vorwiegend aus Gel. Hinter dem Blindschacht No. 6., III. Sohle, Probe No. 1. 4 Kaolinitna usedlina s psefitsko strukturo. II. medobzorje, za slepim jaškom Avgust, vzorec št. 4. 4 Tonstein mit psephitischer Struktur. II. Zwischensohle, hinter dem Blindschacht Avgust, Probe No. 4. 5 Kaolinitna usedlina s psamitsko strukturo. Pri slepem jašku št. 16, II. obzorje, vzorec št. 10. 5 Tonstein mit psammitiseher Struktur. Beim Blindschacht No. 16, II. Sohle, Probe No. 10. Tabela 2. Podatki rentgenske analize kaolinita iz idrijskega rudišča Tabelle 2. Rontgenpulverdiagramme von Kaolinit aus der LagerstStte Idrija 2 3 d v A Jakost d v A Jakost d in A Intensitat d in A Intensitat 7,19 zmd 7,20 zmd 7,23 zm 5,67 4,98 š zš 4,35 zmd 4,34 zmd 4,26 zmd 3,85 zš 3,85 š 3,85 š 3,59 zmd 3,57 zm 3,56 zm 3,32 srd 3,36 š 3,39 š 3,12 zš 3,15 zš 3,09 š 2,960 š 2,923 zš 2,731 zš 2,772 š 2,785 š 2,522 md 2,543 md 2,527 m 2,339 zm 2,344 zmd 2,321 zm 2,189 š 2,207 sr 2,212 sr 2,124 zš 1,994 sr 1,997 m 1,977 m 1,938 š 1,892 zš 1,897 sr 1.893 zš 1,841 š 1,844 š 1,853 sr 1,780 š 1,793 š 1.795 š 1,747 zš 1,664 m 1,668 m 1.667 zm 1,618 sr 1,623 sr 1.610 zš 1,584 š 1,589 zš 1,542 sr 1,546 sr 1,557 sr 1,488 zm 1,497 zm 1,490 zm 1,454 š 1,458 sr 1,459 sr 1,430 zš 1,430 š 1,398 zš 1,396 zš 1,374 š 1,373 zš 1,373 š 1,340 sr 1,344 sr 1,321 m 1,308 sr 1,313 sr 1,286 sr 1,288 sr 1,287 sr 1,266 zš 1,268 zš 1,257 sr 1,242 šd 1,243 sr 1,236 sr 1,202 š 1,201 š 1,208 zš 1,192 sr 1 Kaolinitna pšena. Debelozrnata kaolinitna usedlina s pšenasto strukturo. 7. etaža rudnega telesa Hangend, VII. obzorje, vzorec št. 3. 1 Kaolinitgraupen. Grobkorniger Graupentonstein. 7. Etage des Erzkorpers Hangend, VII. Sohle, Probe No. 3. 2 Kaolinitna pšena. Debelozrnata kaolinitna usedlina s pšenasto strukturo. Odkopno polje Sebastijan, VI. obzorje. 2 Kaolinitgraupen. Grobkorniger Graupentonstein. Abbaufeld Sebastijan, VI. Sohle. 3 Kaolinitna žilica iz debelozrnate kaolinitne usedline s pšenasto strukturo. Odkopno polje Sebastijan, VI. obzorje. 1 d v A Jakost d in A Intensitat mikronov, izjemoma celo 600 mikronov. Ta zrnca imajo pravokotne in črvičaste preseke. V presevni svetlobi so svetla in brez kakršnih koli vključkov, zato se jasno ločijo od obdajajočega mikro— ali kriptokristalnega kaolinita (si. 6), pri navzkrižnih nikolih pa so razločno anizotropna (si. 7). Poleg kaolinita vsebujejo pšena v manjši količini tudi karbonate, kremen, pirit, apatit, cirkon in litoidna zrna. Sorazmerno najbolj pogostna so zrnca side-rita, za katera je značilen močan relief in izrazita psevdoabsorbcija; manj je kalcita. Oba karbonata tvorita ksenomorfna, hipidiomorfna in idiomorfna zrnca s premeri do 400 mikronov, ki vsebujejo pogosto kaolinit (si. 8). Menimo, da gre za metakristale. Nekatera kaolinitna zrna so bila skoraj povsem nadomeščena s karbonati. Posebej moramo omeniti primere, ko obroblja siderit bolj ali manj izometrična polja kaolinita (si. 9 levo). Pri navzkrižnih nikolih vidimo v teh poljih podolgovata zrnca kaolinita, ki leže v določenih smereh. Gre za zrna pla-gioklazov, ki so bila kaolinizirana, tako da so zrasla zrnca kaolinita vzporedno z njihovo razkolnostjo (si. 9 desno). Kremenu pripadajo zelo majhna, toda povečini izometrična zrnca, ki merijo poprečno le okrog 10 mikronov. Razvrščena so v rahlo nagubanih nizih, vzporednih s plastovitostjo, ali povsem nepravilno; nekatera kaolinitna zrna vsebujejo več kremena v obrobnih delih. Tudi pirit SI. 3. Debelozrnata kaolinitna usedlina s pšenasto strukturo; v njej dve poli temno-sivega meljevca. Rudno telo Hangend, VII. obzorje, 7. etaža, vzorec 3. Povečava 1,5 X Abb. 3. Grobkorniger Graupentonstein mit zwei Siltsteinlagen. Erzkorper Hangend, VII. Sohle, 7. Etage, Probe 3. Vergrosserung 1,5 X 3 KaolinitgSngchen aus dem grobkornigen Graupentonstein. Abbaufeld Sebastijan, VI. Sohle. Jakost (Intensitat): zm — zelo močna (sehr starke); m — močna (starke); sr — srednja (mittlere); š — šibka (schwache); zš — zelo šibka (sehr schwache); d — disperzna črta (disperse Linie). v meljevec, ki je ponekod skrilav, in drobnik. Prisotnost teh kamenin jasno nakazuje tesno zvezo langobardskih kaolinitnih usedlin s spodnjimi plastmi skonca. Vzhodno od Idrije, v Rovtah, je enako zvezo dokazal pred leti že M1 a k a r (1967). Opozoriti moramo dalje na dejstvo, da najdemo kaolinitne usedline tudi v krovninskem sivem langobardskem konglomeratu. Tu tvorijo manjše leče in vložke, ki so nepravilno razvrščeni, vendar se njihovo število proti stiku z zgornjim horizontom skonca manjša. Številne lepo razvite vložke kaolinitnih usedlin v konglomeratu smo našli na III. obzorju za slepim jaškom št. 6. Usedline so izrazito plastovite, njihova debelina pa ne preseže 1,5 m. V zgornjem delu najvišje leče smo našli slabo ohranjene rastlinske ostanke. Vzorce za mikroskopske raziskave smo vzeli: — nad I. obzorjem v rudnem telesu Kropač — na II. medobzorju vzhodno od slepega jaška Central, za slepim jaškom Avgust in na odkopnem polju Brus — na II. obzorju, in sicer pri slepem jašku št. 16 in na 3. etaži rudnega telesa Gugler — na III. obzorju pri sipki Bončina, pri slepem jašku Leithner in za slepim jaškom št. 6 — na VI. obzorju v rudnem telesu Sebastijan — na 7. etaži v odkopnem polju Hangend nad VII. obzorjem. Kaolinitne usedline s pšenasto strukturo. Med kameninami najstarejših langobardskih skladov so kaolinitne usedline zaradi posebne strukture najbolj zanimive. Poleg tega so tudi zelo pogostne. Preseki pravokotni na plastovitost kažejo svetlo siva, siva, temno siva, in včasih skoraj črna zrna. Njihovi preseki so povečini eliptični (si. 3), ponekod bolj ali manj pravokotni pa tudi izome-trični. Zrna leže vzporedno s plastovitost j o. Velika so nekaj 10 mikronov do 7 mm. Značilno je, da so v posameznih plasteh dokaj enakomerno velika. Zato lahko ločimo debelozrnato kaolinitno usedlino s pšenasto strukturo (si. 4), v kateri merijo zrna nad 0,63 mm, srednjezrnato usedlino (sl.5) s premeri zrn 0,2 do 0,63 mm ter drobnozrnato usedlino, ki sestoji iz zrn s premeri pod 0,2 mm. Prehod med posameznimi različki je ponekod postopen, drugod pa je meja zelo ostra. Vezivo je svetlejše ali temnejše od zrn. V njem ločimo na oko le zrnca pirita. 2e raziskava v presevni svetlobi je pokazala, da v pšenih prevladuje kaolinit. Kaolinitna zrnca so velika povečini 1 do 10 mikronov. V nekaterih vzorcih smo našli kriptokristalni kaolinit, izjemoma pa tudi zrna, ki sestoje iz rahlo anizo-tropnega kaolinitnega gela. Kaolinitna zrnca so v posameznih pšenih istega vzorca navadno enako velika. Tu in tam pa smo našli primere, da so bila sosednja zrna sestavljena iz kaolinita različne zrnavosti. Kaolinitna zrnca imajo v glavnem izometrične preseke. Poleg tega smo našli zrnca s paličastim presekom, ki merijo poprečno 3 X 70 mikronov ter so vzporedna med seboj in s plastovitostjo; v takšnih primerih imajo kaolinitna zrna vlaknato strukturo. Tu in tam so kaolinitna zrnca večja in merijo 50 do 200 najdemo navadno v zelo majhnih zrnih, katerih premer zvečine ne preseže 15 mikronov. Ta zrnca kažejo zelo cesto idiomorfne preseke po kocki. Navadno leže v obrobnih delih pšen, ali pa obrobljajo zrnca karbonatov (si. 10). Zelo redko zasledimo v kaolinitnih pšenih apatit ali cirkon. Za oba je značilno, da tvorita idiomorfna zrna z ravnimi robovi. Apatitova zrnca dosežejo velikost 500, cirkonova pa kvečjemu 100 mikronov. Litoidna zrna sestoje predvsem iz kremena in kaolinita, manj je pirita. Kre-menova zrnca so v presevni svetlobi nekoliko motna; v istem litoidnem zrnu so enako velika in merijo 20 do 70 mikronov. Kaolinitna polja imajo preseke, po katerih sodimo, da so prvotno pripadala glinencem. Pirit je razvrščen le med kremenovimi zrni. Zelo verjetno gre za silificirano, kaolinizirano in slabo piri-tizirano predornino. V nekaterih vzorcih kaolinitne usedline s pšenasto strukturo so posamezna kaolinitna zrna dobesedno zlepljena. Njihove meje označujejo le zelo tanke opne veziva, ki sestoje iz zelo drobnih zrnc kremena, pirita in organske snovi (si. 4). Drugi različki so z vezivom bolj bogati. Nekateri ga vsebujejo celo več kot 50 °/o. V takšnih primerih leže kaolinitna pšena ločeno v vezivu (si. 11). V vezivu smo našli v glavnem iste minerale kot v kaolinitnih pšenih, vendar v drugačnem količinskem razmerju. Najbolj pogostna komponenta je navadno kremen, ki tvo- Sl. 4. Debelozrnato kaolinitno usedlino grade predvsem zrna s pšenastim in eliptičnim presekom; veziva je le malo. Črno je pirit. Presevna polarizirana svetloba, povečava 5X. Rudno telo Hangend, VII. horizont, 7. etaža, vzorec 3 Abb. 4. Grobkorniger Graupentonstein besteht vorwiegend aus Kornern mit graupen-artigen und elliptischen Querschnitten; Bindemittel nur untergeordnet. Schwarz ist Pyrit. Erzkorper Hangend, VII. Sohle, 7. Etage, Probe 3. Diinnschliff, Nicols —. Vergrosserung 5 X SI. 5. Srednjezrnata kaolinitna usedlina s pšenasto strukturo. Vezivo je sivo, piritna zrna pa so črna. Pri slepem jašku št. 16, II. obzorje, vzorec 5. Presevna polarizirana svetloba, povečava 7 X Abb. 5. Mittelkorniger Graupentonstein. Bindemittel ist grau, Pyritkorner sind aber schwarz. Beim Blindschacht No. 16, II. Sohle, Probe 5. Dunnschliff, Nicols —, Vergrosserung 7 X SI. 6. Kaolinitna zrna s črvičastimi preseki v kriptokristalnem kaolinitu. Rudno telo Hangend, VII. obzorje, 4. etaža, vzorec 4. Presevna polarizirana svetloba, povečava 30 X Abb. 6. »Kaolinitwurmer« im kryptokristallinen Kaolinit. Erzkorper Hangend, VII. Sohle, 4. Etage, Probe 4. Dunnschliff, Nicols —, Vergrosserung 30 X ri drobna izometrična zrnca s premeri 5 do 20 mikronov. Kremenova zmca leže v vezivu vsako za sebe, ali pa se združujejo v manjša nepravilna polja. V pre-sevni svetlobi smo le težko ločili drobna kremenova zrnca od kaolinitnih. Zelo lahko pa smo jih prepoznali v odsevni svetlobi. Pri poliranju so dobila namreč kremenova zrnca pozitiven relief, kaolinitna pa negativnega. Pri manjši povečavi se zdi, da je kremenovo-kaolinitno vezivo nekoliko porozno (si. 12), pri večji pa vidimo izometrična, enako velika in dokaj pravilno razvrščena kremenova zrnca (si. 13). SI. 7. Isto kot si. 6. Pri navzkrižnih nikolih so kaolinitna zrna s črvičastimi preseki razločno anizotropna Abb. 7. Dasselbe als Abb. 6. Bei Nicols + sind die ^Kaolinitwurmer« deutlich aniso- tropisch SI. 8. Idiomorfni siderit (sredina slike) z vključki kaolinita v mikrokristalnem kaoli-nitu. Rudno telo Brus, II. obzorje, 2. etaža. Presevna polarizirana svetloba, navzkrižni nikoli, povečava 75 X Abb. 8. Idiomorpher Siderit (Bildmitte) mit Kaoliniteinschlussen im mikrokristallinen Kaolinit. Erzkorper Brus, II. Sohle, 2. Etage. Dunnschliff, Nicols +, Vergrosserung 75 X Po količini sledi kaolinit. Tudi v vezivu smo ga našli povečini v zrncih s premeri pod 10 mikronov. Druga kaolinitna zrnca imajo paličaste preseke ter se združujejo v skupine, tako da kažejo ti deli veziva vlaknato ali celo psevdoflui-dalno strukturo (si. 14). Izjemoma smo opazili tudi kaolinitna zrnca s črvičasti-mi preseki. SI. 9 levo. Siderit obroblja v kaolinit spremenjen glinenec (G). Spodaj kaolinitno pšeno, zgoraj vezivo. 80 m SE od slepega jaška Center, II. medobzorje. Presevna polarizirana svetloba, povečava 30 X. 9 desno. Isto, le pri navzkrižnih nikolih Abb. 9 links. In Kaolinit umgewandelter Feldspat (G) mit Siderit umrandet. Unten ein Teil der Kaolinitgraupe, oben das Bindemittel. 80 Meter SE vom Blindschacht Center, II. Zwischensohle. DUnnschliff, Nicols —, Vergrosserung 30 X. 9 rechts. Das- selbe, Nicols + SI. 10 levo. Drobna piritna zrna obrobljajo siderit, leže pa tudi v kaolinitnem pšenu in v vezivu. Pri slepem jašku št. 16, II. obzorje, vzorec 5. Presevna polarizirana svetloba, povečava 75 X. 10 desno. Pri navzkrižnih nikolih so sideritna zrna bela Abb. 10 links. Feine Pyritkorner umranden Siderit, liegen aber auch in der Kaolinitgraupe und im Bindemittel. Beim Blindschacht No. 16, II. Sohle, Probe 5. Dunnschliff, Nicols —, Vergrosserung 75 X. 10 rechts. Bei Nicols + sind die Sideritkorner weiss SI. 11. Kaolinitna pšena (belo) leže ločeno v karbonatno-kremenovem vezivu (sivo), Pri slepem jašku št. 16, II. obzorje, vzorec 6. Presevna polarizirana svetloba, povečava 7 X Abb. 11. Kaolinitgraupen (weiss) liegen isoliert im karbonatisch-quarzigen Bindemittel (grau). Beim Blindschacht No. 16, II. Sohle, Probe 6. Dunnschliff, Nicols —, Vergros- serung 7 X SI. 12. Deformirana kaolinitna pšena v kremenovo-kaolinitnem vezivu, ki je videti nekoliko porozno. Bela zrna so pirit. Rudno telo Nande, III. obzorje, odkopno polje 14. Odsevna polarizirana svetloba, povečava 70 X Abb. 12. Deformierte Kaolinitgraupen im quarzig-kaolinitischen Bindemittel, das etwas poros aussieht. Weisse Korner sind Pyrit. Erzkorper Nande, III. Sohle, Abbaufeld 14. Polierter Anschliff, Nicols —, Vergrosserung 70 X Nadalje moramo omeniti pirit. Pripadajo mu izometrična zrna s preseki po kocki, ki dosežejo 2 mm. Nekatera piritna zrna imajo paličaste ali suličaste preseke. V teh primerih gre za psevdomorfozo pirita po markazitu; tu in tam smo našli v piritu celo ostanke markazita. Pirit ima napram kremenovo-kaolinitnemu vezivu ravne robove; zato menimo, da je kristaliziral v obliki metakristalov. Zaradi premikov plasti so piritna zrnca pogosto nekoliko rotirala ter se pri tem delno odlepila od veziva, v nastalih porah pa je kristaliziral kasneje kaolinit. SI. 13. Detajl iz istega obruska. V vezivu vidimo pravilno razvrščena, drobna kreme-nova zrnca (sivo). Bela zrna so pirit. Odsevna polarizirana svetloba, povečava 190 X Abb. 13. Detail aus demselben Anschliff. Im Bindemittel befinden sich regelmassig verteilte, kleine Quarzkorner (grau). Weisse Korner sind Pyrit. Nicols —, Vergros- serung 190 X SI. 14. Beli kaolinitni robovi ob piritnih zrnih, ki leže v kaolinitnem vezivu s pseudo-fluidalno strukturo. Rudno telo Hangend, VII. obzorje, 7. etaža, vzorec l.Presevna polarizirana svetloba, povečava 70 X Abb. 14. Weisse Kaolinitrander um die Pyritkorner, die im kaolinitischen Bindemittel mit pseudofluidaler Struktur liegen Erzkorper Hangend, VII. Sohle, 7. Etage, Probe 1. Diinnschliff, Nicols —, Vergrosserung 70 X Številna piritna zrnca imajo zategadelj v zbruskih bele robove (si. 14). V nekaterih vzorcih je pirit delno spremenjen v goethit. Sorazmerno pogostna komponenta veziva je tudi siderit. Njegova zrnca so povečini ksenomorfna ter navadno obdana s piritom in kremenom. Apatita in cirkona je v vezivu le malo, vendar sta bolj pogostna kakor v kao-linitnih pšenih. Apatit ima paličaste preseke (si. 15 levo), ki dosežejo 400 mikro- Sl. 15 levo. Kristal apatita v vezivu. Rudno telo Hangend, VII. obzorje, 7. etaža, vzorec 3. 15 desno. Kristal cirkona v vezivu. Pri sipki Bončina, III. obzorje, vzorec 4. Presevna polarizirana svetloba; povečava 200 X Abb. 15 links. Apatitkristall im Bindemittel. Erzkorper Hangend, VII. Sohle, 7. Etage, Probe 3. 15. rechts. Zirkonkristall im Bindemittel. Bei der Schtittrutsche Bončina, III. Sohle, Probe 4. Dunnschliffe, Nicols —, Vergrosserung 200 X SI. 16. Zrno silificirane predornine (sredina slike) sestoji iz motnih kremenovih zrnc in pirita (črno). Bela polja so kaolinitna pšena, sivo je vezivo. Rudno telo Hangend, VII. obzorje, 7. etaža, vzorec 1. Presevna polarizirana svetloba, povečava 20 X Abb. 16. Silifiziertes Eruptivgesteinskorn (Bildmitte) besteht aus truben Quarzkorn-chen und Pyrit (schwarz). Kaolinitgraupen sind weiss, Bindemittel grau. Erzkorper Hangend, VII. Sohle, 7. Etage, Probe 1. Diinnschliff, Nicols —, Vergrosserung 20 X nov. Številna zrnca so prelomljena, posamezni deli pa nekoliko premaknjeni. Cirkonova zrnca so precej manjša, vselej pa kažejo pravilne preseke in ravne robove (si. 15 desno). Svetlo in temno rjavo barvo veziva so povzročile organske spojine. Litoidna zrna, ki jih obdaja vezivo, dosežejo 5 mm. Pripadajo dolomitu, sili-ficirani predornini ter silificirani in kaolinizirani predornini. Zaobljena dolomitna zrna vsebujejo poleg karbonata tudi kremen in kalcedon. Zrna silificirane pre- Sl. 17. Isto kot si. 16, navzkrižni nikoli. Zobčasto zraščena, enako velika kremenova zrnca Abb. 17. Dasselbe als Bild 16, Nicols +. Verzahnte, gleichgrosse Quarzkorner SI. 18. V zrnu silificirane in kaolinizirane predornine se nahaja kaoliniziran vtrošnik glinenca (belo polje z rombičnim presekom). Drobna črna zrna so pirit. Pri sipki Bončina, III. obzorje, vzorec 8. Presevna polarizirana svetloba, povečava 20 X Abb. 18. Im silifizierten und kaolinisierten Eruptivgesteinskorn befindet sich ein kaolinisierter Feldspateinsprengling (weisses Feld mit rhombischem Querschnitt). Winzige schwarze Korner sind Pyrit. Bei der Schuttrutsche Bončina, III. Sohle, Probe 8. Dunnschliff, Nicols +, Vergrosserung 20 X domine sestoje iz nekoliko motnih kremenovih zrnc (si. 16). ki merijo 10 do 100 mikronov. V istem zrnu spremenjene predornine so kremenova zrnca enako velika. Pri navzkrižnih nikolih vidimo, da se zobčasto zraščajo (si. 17). Silificirana in kaolinizirana zrna predornine sestoje predvsem iz kremena in kaolinita. V teh zrnih opazimo večkrat preseke, ki dokazujejo, da so bili to prej vtrošniki glinencev, pozneje spremenjeni v kaolinit (si. 18 in si. 19). Zrna spremenjene predornine so pogosto obdana s piritom, pa tudi sama ga vsebujejo v manjši količini. Omenili smo že, da smo določili mineralno sestavo kaolinitnih usedlin s pše-nasto strukturo najprej pod mikroskopom, in sicer tako v presevni kakor tudi v odsevni svetlobi. Zanesljivost določevanja nekaterih mineralov smo preverili z metodo faznega kontrasta ter z rentgensko in diferencialno-termično analizo. Fazno kontrastno optiko smo vgradili v polarizacijski mikroskop Ortholux. Uporabljena imerzija je bila mešanica cimetovega aldehida in dietil-estra oksal-ne kisline z lomnim količnikom n = 1,559. Na ta način smo zanesljivo ločili kaolinit in kremen. Dva vzorca kaolinita iz večjih pšenastih zrn je posnela N. Venetova z Debye-Scherrerjevo kamero premera 57,5 mm z valovno dolžino CuKa. Prvi vzorec smo vzeli na 7. etaži rudnega telesa Hangend, drugega pa na odkopnem polju Sebastijan. Izmerjene medmrežne razdalje in vizualno ocenjene relativne intenzitete so podane v tabeli 2. Podatki obeh vzorcev se v glavnih črtah med seboj zelo dobro ujemajo. Primerjava s karticami ASTM pove, da prevladuje v vzorcih kaolinit. Medmrežne razdalje za siderit se tudi dobro ujemajo z ustreznimi vrednostmi v raziskanih vzorcih, iz primerjave intenzitet pa sledi, da je v vzorcih le malo siderita. Refleksov, ki bi ustrezali kremenu ali piritu, debyegrama ne kažeta. Po diferencialno-termični analizi A. Grimšičarja prevladuje v materialu iz večjih pšen kamenine, ki smo jo vzeli v rudnem telesu Hangend na 7. etaži, kaolinit s primesjo siderita, goethita in pirita ter verjetno nekaj organskih snovi. fi^M^HHHHP^cv fJmšT r« IliDKif i ptljL^VV^ KuvV^C- k k^vVSj, * jjjrL mW.~ s « SI. 19. Isto kot si. 18, pri navzkrižnih nikolih. Kaolinizirani vtrošnik glinenca sestoji iz kripto- in mikrokristalnega kaolinita Abb. 19. Dasselbe als Abb. 18., Nicols +. Kaolinisierter Feldspateinsprengling besteht aus krypto- und mikrokristallinen Kaolinit Omenili bi še, da je bila benzidinska reakcija brezbarvna, kar kaže na odsotnost montmorillonita. Kaolinitno usedlino z debelozrnato pšenasto strukturo, ki izvira iz 7. etaže rudnega telesa Hangend, je kemično analizirala V. Hudnikova. Analiza je pokazala (tabela 1), da so najvažnejše komponente SiOz, AI2O3, H2O+ in FeS2. Pripada jim namreč skupno 96,4 %>, vsem ostalim pa komaj 3,(35 »/o. Iz kemične analize preračunana mineralna sestava pove, da vsebuje ta kamenina okrog 93 °/o kaolini-ta, približno 3% kremena, 2,1 »/o pirita, okrog 1 %> karbonatov ter 1 »/o drugih mineralov. V kaolinitni usedlini s pšenasto strukturo smo našli ponekod leče svetlo sive, svetlo rjave in celo temno rjave jedre kamenine z bolj ali manj izrazitim voščenim sijajem in školjkastim lomom. Nekateri različki so vsebovali precej pirita. Mikroskopska raziskava je pokazala, da sestoji ta kamenina večidel iz homogene motne osnove, ki ima tu in tam psevdofluidalno strukturo. Pri navzkrižnih nikolih je osnova v glavnem izotropna, le ponekod rahlo anizotropna. V njej leže nepravilne leče mikrokristalnega in kriptokristalnega kaolinita, velike do 1 mm. Kaolinitna zrna s paličastimi in črvičastimi preseki, ki dosežejo velikost nekaj 100 mikronov, so redka. Poleg kaolinita smo našli tudi okrog 5 %> kremena. Kamenina vsebuje nadalje idiomorfna zrnca pirita s premeri do 1,2 mm, ki se večkrat združujejo v manjše leče. Številna piritna zrna so obdana s tanko belo opno mikrokristalnega kaolinita. V vsakem zbrusku je bilo tudi nekaj drobnih idiomorfnih zrnc cirkona. Svetlo in temno rjavo barvo osnove so povzročile drobno razpršene organske snovi. Po mikroskopski raziskavi gre torej za kamenino, ki sestoji večidel iz kaoli-nitnega gela, vendar vsebuje tudi nekaj kremena in pirita.' Kemična analiza, s katero smo želeli ugotoviti le količine SiO*, AI2O.1, H2O+ in FeSa, je to potrdila! Vzorec kamenine s III. obzorja za slepim jaškom 6 vsebuje namreč 38 7 °/o SiOa 33,9 »/o AI2O3, 10,5 »/o H2O+ ter 11,6 »/o FeS2 (tabela 1); kaolinitu, ki vsebuje tudi nekaj kremena, pripada torej okrog 83 °/o in piritu 11.6 %>. Tu in tam smo opazili v kaolinitni usedlini s pšenasto strukturo tudi tanke bele žilice, povečini diskordantne. Navadno merijo 50 mikronov do 1 mm, redko tudi več. Debelejše, nekoliko lečaste žilice so prosojne in skoraj brezbarvne. Po mikroskopski sliki sestoje v glavnem iz mikrokristalnega kaolinita. Le v kameninah, ki vsebujejo v vezivu sorazmerno več karbonatov, so le-ti tudi v žilicah. N. Venetova je posnela z Debye-Scherrerjevo kamero (pri enakih pogojih kot poprej) material iz kaolinitne žilice, ki smo jo našli na odkopnem polju Sebastijan. Izmerjene medmrežne razdalje ter na oko ocenjene relativne intenzitete so podane v tabeli 2. Podatki kažejo, da gre za precej čisti kaolinit, ki vsebuje le malo siderita. Menimo, da so kristalizirali kaolinit in karbonati v razpokah, ki so nastale v usedlinah pri tektonskih premikih. Kaolinitne usedline s klastično strukturo. Bolj pogostne so v langobardskih bazalnih usedlinah kaolinitne kamenine s klastično strukturo. Velikost zrn v posameznih različkih se giblje od nekaj mikronov do 10 milimetrov. Zato smo ločili kaolinitne usedline s psefitsko, psamitsko in pelitsko strukturo. a) Kaolinitna usedlina s psefitsko strukturo. Svetlo siva in siva kamenina vsebuje 1 do 10 mm velika povečini bela kaolinitna zrna, siva litoidna zrna in drobna zrna pirita. Vezivo je zelo drobnozrnato, zato njegove sestave na oko ni bilo mogoče določiti. Raziskava v presevni svetlobi pa je pokazala, da gre predvsem za dve vrsti kaolinitnih zrn. V večini vzorcev močno prevladujejo zrna z nepravilnimi in podolgovatimi preseki (si. 20), ki imajo pogosto tudi nekoliko zobčaste robove. Sestoje iz kriptokristalnih, mikrokristalnih in deloma tudi vlaknatih kaolinitnih zrnc. Nekoliko večja kaolinitna zrna s črvi častim presekom so redka. V manjši meri se pridružujejo kaolinitu zelo drobnozrnati kremen ter nekoliko večja zrnca pirita, karbonatov in klorita. Osamljena so tudi zrnca apa-tita in cirkona. Različno velika zrnca kaolinita in drugih mineralov so razvrščena pogosto tako, da postane struktura psevdofluidalna. Oblika številnih zrn in njihova struktura dokazujeta, da so bila le-ta gnetena. Zaradi primesi organskih spojin so nekatera svetlo rjava. Manj je kaolinitnih zrn z eliptičnim presekom. Ta so precej bolj čista ter vsebujejo poleg kripto- in mikrokristalnega kaolinita le še mikrokristalni kremen. V istem kaolinitnem zrnu so njegova zrnca enako velika. Tu in tam smo zasledili kao-linitno zrno z izometričnim kvadratnim ali rombastim presekom. Zelo verjetno gre za kaolinizirana zrna glinenca. V vsakem zbrusku smo našli tudi posamezna zrna spremenjene predornine, velika do 5 mm (si. 21). Nekatera so le silificirana ter sestoje iz rahlo motnih kremenovih zrnc, ki merijo zvečine 20 do 150 mikronov in se zobčasto zraščajo. Druga so silificirana in kaolinizirana, vendar tako, da je ohranjena prvotna porfirska struktura: glinenci in biotit (?) so kaolinizirani, osnova pa je silificirana. Tu in tam smo našli v njej tudi karbonate. V vseh zrnih SI. 20. Kaolinitna zrna z nepravilnimi preseki v kaolinitni usedlini s psefitsko strukturo. Rudno telo Avgust, II. medobzorje. Presevna polarizirana svetloba, povečava 6 X Abb. 20. Kaolinitkorner mit unregelmassigen Querschnitten im Tonstein mit psephiti-scher Struktur. Erzkdrper Avgust, II. Zwischensohle. Dunnschliff, Nicols —, Vergros- serung 6 X 9 — Geologija 18 spremenjene predornine so razpršena zrnca pirita, ki so zvečine idiomorfna in ne presežejo 50 mikronov. Tudi v vezivu prevladuje kaolinit; njegova zrnca imajo premer pod 10 mikronov. Vlaknata kaolinitna zrnca in kaolinitni črvički so zelo redki. Pogosto ga spremlja mikrokristalni kremen, ki pa je razvrščen zelo nepravilno. Piritna zrnca imajo pravilne preseke in navadno ne presežejo 100 mikronov. Ponekod so raztresena brez reda, drugod se združujejo v manjše leče (si. 21) in nize ali pa tvorijo tanko opno ob kaolinitnih in litoidnih zrnih. Nekateri preseki sulfidnih zrn ustrezajo markazitu. Zelo verjetno je bil markazit spremenjen v pirit, podobno kot smo to opazovali v obruskih drugih kamenin. Vezivo vsebuje še klorit, karbonate ter malo cirkona in apatita. Kemična analiza vzorca kaolinitne usedline s psefitsko strukturo, ki smo ga vzeli na II. medobzorju za slepim jaškom Avgust, je pokazala (tabela 1), da pripada sestavinam, in sicer SiOa, AI2O3 in HsO+, skupno 91,45 %, FeSa je zastopan z 4,10%, ostale sestavine pa z 4,94 %. Iz analize sledi, da vsebuje ta kaolinitna usedlina približno 92 % kaolinita, kremena in klorita (kaolinit prevladuje), 4,10 % pirita, okrog 2 °/o karbonatov, medtem ko pripada vsem ostalim mineralom komaj 2 %. SI. 21. Kaolinitna zrna, zrno silificirane predornine (sivo v sredi slike) ter piritna zrna in leče v kaolinitni usedlini s psefitsko strukturo. Pirit tvori tudi tanke robove ob kaolinitnih zrnih. Rudno telo Avgust, II. medobzorje. Presevna polarizirana svetloba, povečava 5 X Abb. 21. Kaolinitkorner, silifizierter Eruptivgesteinskorn (grau in der Bildmitte) sowie Pyritkorner und -linsen im Tonstein mit psephitischer Struktur. Pyrit (schwarz) bildet auch dunne Saume um die Kaolinitkorner. Erzkorper Avgust, II. Zwischensohle, Dunnschliff, Nicols —. Vergrosserung 5 X b) Kaolinitna usedlina s psamitsko strukturo. Tudi ta usedlina je svetlo siva in siva. Sestoji iz belih in svetlo sivih zrn, ki merijo zvečine 100 mikronov do 2 mm ter imajo različne preseke. Po mikroskopski sliki močno prevladujejo kaolinitna zrna, precej manj je zrn spremenjene predornine in karbonatnih zrn. Leže v zelo drobnozrnatem vezivu, v katerem se na oko vidi le pirit. Razmerje med zrni in vezivom se močno spreminja, navadno pa prevladuje vezivo. Po obliki presekov ločimo tri vrste kaolinitnih zrn. V nekaterih različkih prevladujejo zrna z bolj ali manj pravilnimi kvadratnimi, pravokotnimi in rom-bastimi preseki (si. 22). Ta zrna sestoje večidel iz kripto- in mikrokristalnega kao-linita; v istem zrnu so kaolinitna zrnca enako velika. Po oblikah sodim, da gre za kaolinizirane glinence in njihove drobce. V drugih različkih so najbolj pogostna kaolinitna zrna z nepravilnimi preseki. Poleg kripto- in mikrokristalnega kaolinita vsebujejo ta zrna tudi vlaknata kaolinitna zrnca in zelo redka zrnca s pravokotnimi in črvičastimi preseki, ki dosežejo velikost nekaj 100 mikronov. Nekatera kažejo nagubano psevdofluidno strukturo. Tretja skupina kaolinitnih zrn ima razločne pšenaste preseke. Tudi tu je kaolinit navadno zelo drobnozrnat, vendar so sorazmerno pogostejša vlaknata kaolinitna zrnca ter zrnca s pravokotnimi in črvičastimi preseki. Značilno je, da so nekatera pšena izotropna ali le rahlo anizotropna, kar dokazuje, da sestoje iz gela, ki je tu in tam komaj začel kristalizirati. Nekateri različki vsebujejo sorazmerno več pšenastih zrn, tako gre že za prehod v kaolinitno usedlino s pšenasto strukturo. Poleg kaolinita vsebujejo vse tri skupine zrn tudi manjše količine drugih mineralov. Največ je zelo drobnih zrnc kremena, pirita in sericita. Sorazmerno večja so zrna karbonatov, predvsem siderita, ki grade v nekaterih kaolinitnih zrnih metakristale. Prav malo pa je idiomorfnih apatitovih in cirkonovih zrn z ravnimi robovi. SI. 22. Kaolinizirana zrna glinencev (belo) v kaolinitno-karbonatnem vezivu (sivo). Drobna črna zrnca so pirit. Pri slepem jašku št. 16., II. obzorje, vzorec 4. Presevna polarizirana svetloba, povečava 30 X Abb. 22. Kaolinisierte Feldspatkorner (weiss) im kaolinitisch-karbonatischen Bindemit-tel (grau). Winzige schwarze Korner sind Pyrit. Beim Blindschacht No. 16., II. Sohle, Probe 4. Diinnschliff, Nicols —, Vergrosserung 30 X Vsi različki kaolinitne usedline s psamitsko strukturo vsebujejo tudi zrna spremenjenih magmatskih kamenin, ki merijo zvečine 200 mikronov do 1 mm. Nekatera zrna kažejo še vedno razločno nekdanjo porfirsko, zelo redko tudi in-tersertalno strukturo. To pa zategadelj, ker so bili vtrošniki glinencev kaolini-zirani, osnova pa bodisi silificirana, ali pa tudi nekoliko kaolinizirana. Kaolinit tvori vselej zelo drobna zrnca s premeri 1 do 15 mikronov. Velikost kremenovih zrnc, ki so izometrična in se zobčasto zraščajo, pa se spreminja od 10 do 200 mikronov. Pri tem so v istem zrnu spremenjene predornine zrnca kremena enako velika. Poleg kremena in kaolinita vsebujejo ta zrna tudi pirit; zvečine tvori preseke po kocki, ki merijo navadno manj kakor 50 mikronov. Redka so zelo drobna zrnca rutila. Karbonatna zrna sestoje iz enakomerno velikih zrnc dolomita, ki imajo povečini nepravilne preseke. Vsebujejo še kremen, kalcedon, kaolinit in pirit. V vezivu prevladuje ponekod kaolinit (kaolinitno vezivo), ki se mu drugod pridružuje kremen (kremenovo-kaolinitno vezivo, si. 23), ali pa karbonat (kaoli-nitno-karbonatno vezivo). Najbolj pogosto sta kaolinit in kremen v približno enakih količinah, precej manj pa je karbonata. Kaolinit je kripto- in mikrokri-stalen, kremen pa mikrokristalen. Med temi tremi komponentami so sorazmerno največja zrnca karbonata; gre v glavnem za zrnca siderita, ki merijo 10 do 150 mikronov. Tu in tam imajo ta zrnca pravilne preseke. Nekatera sideritna zrnca so zrastla tako, da leže delno v vezivu, delno pa v kaolinitnem zrnu. Vezivo vsebuje tudi nekaj pirita. Zanj so značilni kvadratni, pravokotni in trikotni preseki. Piritna zrna s premeri 5 do 100 mikronov leže v vezivu posamično, ali pa se združujejo v majhna nepravilna gnezda. Večkrat obdajajo kaolinitna in posebno litoidna zrna. Preseki nekaterih neprozornih zrnc govore za prisotnost markazita. V zelo majhnih količinah sta prisotna v vezivu tudi apatit in cirkon; našli smo ju skoraj v vsakem zbrusku. Oba sta praviloma idiomorfna. Cirkonova zrnca dosežejo velikost 80, apatitova pa 200 mikronov. V vezivu nekaterih vzorcev smo našli tudi nekoliko večje kremenove drobce z ostrimi robovi SI. 23. Kaolinitna zrna v kremenovo-kaolinitnem vezivu. Pri slepem jašku št. 16, II. obzorje, vzorec 10. Presevna polarizirana svetloba, povečava 30 X Abb. 23. Kaolinitkorner im quarzig-kaolinitischen Bindemittel. Beim Blindschacht No. 16, II. Sohle, Probe 10. Dunnschiff, Nicols —, Vergrosserung 30 X in pravo potemnitvijo; zelo verjetno gre za kremen magmatskega izvora. Struktura veziva je drobnozrnata, ponekod razločno psevdofluidalna. Svetlo in temno rjava barva izvira od drobno razpršenih organskih spojin, ki tvorijo tu in tam tudi majhna amebasta polja. Dokaj značilen primer kaolinitne usedline s psamitsko strukturo predstavlja vzorec z II. obzorja pri slepem jašku št. 16. Po kemični analizi (tabela 1) vsebuje ta vzorec 71,5% SiOz, 18,2% AlsOa in 5,85% HsO*. Tem trem sestavinam pripada torej 95,55 %, vsem ostalim pa 4,74%. Račun je pokazal, da vsebuje ta kamenina okrog 46°/» kaolinita, nekaj manj kakor 50 % kremena, 1,33% pirita (nekaj je verjetno tudi markazita), 0,66 % rutila, približno 0,5 % karbonatov in 0,35 % apatita, medtem ko pripada ostalim mineralom okrog 1,5%. Nekateri različki vsebujejo številne kaolinitne žilice, ki merijo po več cm, široke pa so 10 do 300 mikronov. Ločili smo starejše in mlajše žilice. Starejše sestoje iz kaolinita, ki ima povečini vlaknata zrnca. Starejše žilice so premaknjene ob mlajših, ki vsebujejo drobnozrnati kaolinit; njegova zrnca so izometrična, preseki pa dosežejo kvečjemu 20 mikronov. V vzorcih z več kremena smo našli kaolinitno-kremenove in celo kremenove žilice z malo karbonatov. Kaolinit, kremen in karbonati so kristalizirali v tankih razpokah, ki so nastale pri premikih teh skladov. c) Kaolinitna usedlina s pelitsko strukturo. Med kaolinitnimi usedlinami je ta različek naj redkejši. Našli smo ga le na II. obzorju pri slepem jašku št. 16. in na III. obzorju za slepim jaškom št. 6. Gre za zelo drobnozrnato jedro kamenino s slabo izraženo plastovitost j o. V presevni svetlobi se vidi, da sestoji ta usedlina v glavnem iz mikro- in kriptokristalnega kaolinita. V njem smo našli ponekod leče slabo anizotropnega gela, drugod pa leče enako velikih kaolinitnih zrnc s premeri 10 do 20 mikronov. Za to kamenino so značilna tudi številna kaolinitna zrnca s pravokotnimi in črvičastimi preseki, ki leže v temno rjavi in črni skoraj neprozorni organski snovi. V vzorcu s III. obzorja je tudi precej sericita. V manjši količini smo našli še druge minerale. Sorazmerno največ je nepro-zornih zrnc s kvadratnimi, pravokotnimi in paličastimi preseki. Gre za zrnca pirita ter zrnca, ki so pripadala prvotno markazitu, a so bila kasneje spremenjena v pirit. Manj pogostna so zrnca kremena in siderita. Ta merijo navadno 10 do 40 mikronov in imajo ponekod deloma pravilne preseke. Redki pa so drobci apatita z ostrimi robovi in drobci dvojčičnih plagioklazov, ki so posebno zanimivi. Kaolinitna usedlina s pelitsko strukturo vsebuje nadalje tudi dve vrsti litoid-nih zrn. Bolj pogostna so dolomitna zrna s premeri do 3,5 mm, ki sestoje iz drobnih ksenomorfnih zrnc, obrobljenih z nekoliko večjimi povečini izometričnimi zrnci. Drugi vrsti pripadajo zrna silificirane predornine, ki vsebujejo poleg kremena tudi nekaj kaolinita, klorita in rutila. 2. Meljevec in peščeni meljevec Značilni kamenini langobardskih bazalnih usedlin sta nadalje meljevec in peščeni meljevec. Obe sta temno sivi in zelo drobnozrnati, zato ju na oko ne moremo ločiti. Pod mikroskopom smo se prepričali, da sestoji meljevec s 3. etaže rudnega telesa Gugler na II. obzorju predvsem iz zrnc kremena, kaolinita, sericita in muskovita. Precej manj je karbonatov in pirita, zelo malo pa zrnc apatita. Sestavo dopolnjujejo zrna drobnozrnatega peščenjaka in kaolinitna zrna, katerim pripada skupno največ 10 D/o opazovane površine. Najbolj pogostni sestavini sta kremen in kaolinit. Kremenova zrnca merijo povečini 5 do 35 mikronov, le redko pa 100 do 400 mikronov. Le-ta so povsem prozorna, pravilno potemnjujejo in so delno hipidiomorfna, zato sodimo, da gre za drobce večjih kremenovih kristalčkov magmatskega izvora. Kaolinitna zrnca dosežejo komaj 10 mikronov. Intenzivno se zraščajo tako s kremenom kakor tudi s sericitom (morda gre delno za illit?). Lističi muskovita merijo nekaj 10 mikronov in so v glavnem vzporedni med seboj. Tudi karbonati so zelo drobnozrnati, zato jih nismo uspeli nadrobneje ločiti. Piritna zrnca merijo okrog 40 mikronov, imajo pravilne preseke in so dokaj enakomerno razvrščena. Apatit je rahlo zaobljen in kaže značilen relief. Maloštevilna zrna drobnozrnatega peščenjaka sestoje iz kremenovih zrnc in kaolinitno-sericitnega veziva. Kaolinitna zrna pa imajo nepravilne in nekoliko deformirane eliptične preseke ter dosežejo velikost 1 mm. Sestoje izključno iz mikrokristalnega kaolinita. Meljevec je zaradi prisotnosti organskih snovi v presevni svetlobi nekoliko rjav; navadno ni plastovit. Čeprav vsebuje precej kaolinita, je jeder in sorazmerno trd; posamezne plasti in pole se lepo odražajo, kadar leže v kaolinitnih usedlinah (tabla 1). Ker so bile le-te pri tektonskih premikih dokaj plastične, so se hkrati z njimi deformirale tudi plasti in pole meljevca. Zanimive podatke je dala raziskava peščenega meljevca z II. obzorja pri slepem jašku št. 16. Razmerje med osnovo in litoidnimi zrni je približno 3:1. Peščeni meljevec ima zelo podobno sestavo kakor različek, ki smo ga pravkar popisali. Razlika je v tem, da je razmerje med posameznimi komponentami drugačno in da vsebuje tudi drobce slabo conarnih plagioklazov ter posamezna zrna turma-lina. Med litoidnimi zrni so najbolj pogostna zrna meljevca. Med njimi prevladujejo zrna, ki imajo zelo podobno mineralno sestavo in zrnavost kakor osnova. Razlikujejo se le v tem, da je v njih razmerje med kremenom in minerali glin nekoliko drugačno in da vsebujejo več ali manj organskih snovi; zato so v presevni svetlobi nekoliko temnejša ali svetlejša od osnove. Ta zrna merijo navadno 200 do 400 mikronov, dosežejo pa celo 2,3 mm. Druga zrna meljevca sestoje v glavnem iz kremenovih zrnc, ki merijo zvečine 30 do 60 nvkronov, ter le v manjši meri iz mineralov glin in neprozornih mineralov. Ta dosežejo velikost 1,8 mm. Zelo podobno sestavo imajo zrna drobnozrnatega peščenjaka, velika 600 mikronov. Grade jih poprečno 90 mikronov velika zrnca kremena. Vezivo vsebuje minerale glin, muskovit in neprozorne minerale. Premer kaolinitnih zrn doseže 500 mikronov. Ta zrna so navadno sploščena po plastovitosti, le nekatera imajo eliptični presek. Sestoje izključno iz zrnc kaolinita, velikih 1 do 15 mikronov. 3. Dolomitni konglomerat in peščenjak Na številnih krajih smo našli v kaolinitnih usedlinah tik nad diskordanco prodnike in nezaobljene kose anizičnega dolomita, ki so ponekod dokaj enakomerno razvrščeni, v glavnem pa se količina dolomitnih prodnikov in kosov proti krovnini povečuje, tako da je prehod v krovninski langobardski konglomerat postopen. V takšnih primerih ima konglomerat v vezivu najprej precej kaolinita in tudi pirita, potem pa njuna količina upada in vedno več je dolomitnega ve- živa. Res pa je, da smo našli drugod tudi zelo ostro mejo med bazalnimi usedlinami in krovninskim konglomeratom. Omeniti moramo nadalje, da vsebujejo kaolinitne usedline številne leče do-lomitnega konglomerata, debele nekaj centimetrov do nekaj metrov. Sestoje iz kosov anizičnega dolomita, ki merijo 1,5 do 5 cm. Vezivo je kaolinitno ali dolo-mitno. Pri slepem jašku Avgust na II. medobzorju smo našli tudi lečo dolomitnega peščenjaka. V njej prevladujejo nekoliko motna dolomitna zrna, ki merijo navadno 150 do 400 mikronov. Nekatera sestoje iz zelo drobnih dolomitnih zrnc s premeri pod 4 mikrone, v večini pa imajo zrnca premere 20 do 40 mikronov ter so ksenomorfna, hipidiomorfna in idiomorfna. Pogosto so ta zrna obraščena s prozornimi izometričnimi zrni, ki so dokaj enakomerno velika: gre za avtigene dolomitne robove, ki so nastali v diagenezi. Med dolomitnimi zrni najdemo zrnca kremena, polja mikro- in kriptokristalnega kaolinita ter drobna, zvečine idiomorfna zrnca pirita, ki se tu in tam združujejo v majhne nepravilne leče. Kamenino sečejo posamezne dolomitne žilice. 4. Kristalasti tuf Na II. medobzorju pri slepem jašku Avgust, pa tudi na III. obzorju pri slepem jašku št. 6 so med kaolinitnimi usedlinami plasti, ki so prvotno verjetno pripadale kristalastemu tufu. Pod mikroskopom se vidi, da prevladujejo spremenjeni glinenci in njihovi drobci. Zrna merijo 0,1 do 3 mm. Glinenci so bili predvsem močno kaolinizirani, nekateri tudi karbonatizirani in sericitizirani. Marsikatero spremenjeno zrno pa še vsebuje nepravilne ostanke glinencev. Ti kažejo, da so v kristalastem tufu prevladovali kisli plagioklazi, predvsem oligoklaz, prisoten pa je bil tudi ortoklaz. Tu in tam smo našli ostrorobe drobce kremena, ki pravilno potemnjujejo. Menimo, da gre za magmatski kremen, ki je bil skupaj z glinenci prinesen v sedimentacijski bazen. V sledovih nastopa tudi cirkon. Skoraj v vseh različkih smo našli nadalje kaolinitna pšena, ki imajo enako sestavo kakor pšena v kaolinitnih usedlinah s pšenasto strukturo. Manj pogostna so litoidna zrna. Gre predvsem za zrna silificirane in kaoli-nizirane predornine, ki tu in tam še kažejo reliktno porfirsko strukturo. Poleg njih so tudi kaolinizirana zrna predornine in zrna, ki vsebujejo nekaj več klorita in v enem primeru smo našli tudi sfen. Skoraj vsa zrna spremenjene predornine so impregnirana s piritom. Vezivo sestoji predvsem iz mikrokristalnega kaolinita in prav tako mikro-kristalnega kremena. V nekaterih različkih je nekaj več karbonatov, v drugih sericita, vselej pa vsebuje vezivo tudi pirit. Gre za pravilno razvite samostojne kristalčke, ki tvorijo nepravilne leče, ali pa obrobljajo zrna glinencev in litoidna zrna. Posamezna zrna pirita so delno spremenjena v železove hidrokside. Vezivo vsebuje tudi malo montmorillonita in illita. 5. Drobnih Kaolinitni skladi Idrije vsebujejo ponekod temno sivo usedlino z značilno psamitsko strukturo, ki se že na oko razlikuje od drugih kamenin. Gre za drob-nik, ki sestoji iz zrn kremena, kaolinita, meljevca in kvarcita v drobnozrnati osnovi. Vezivo tvorijo karbonati in neprozorni minerali. Razmerje med zrni ter osnovo in vezivom je približno 3:1. Med zrni prevladujejo kremenova, ki dosežejo sicer velikost 600 mikronov, toda merijo navadno 200 do 400 mikronov. ]\^onokristalna kremenova zrna po— temnjujejo valovito in pravilno ter so podolgovata, kažejo pa tudi bolj ali manj izometrične preseke; nekatera so lepo zaobljena. Zrna s pravilno potemnitvijo so magmatskega izvora. Polikristalna kremenova zrna sestoje navadno iz 2 do 6 zrnc, ki zvečine nekoliko valovito potemnjujejo. Zelo verjetno gre za zrna žilnega kremena. Po količini slede kaolinitna zrna, ki merijo povečini 100 do 350 mikronov. Nekatera sestoje le iz mikro- in kriptokristalnega kaolinita, druga pa vsebujejo tudi nekaj dobnih zrnc kremena in pirita; tu in tam zasledimo kaolinitna zrnca s črvi-častim presekom. Kaolinitna zrna imajo sicer tu in tam izometrične in celo okrogle preseke, zvečine pa so sploščena in celo močno deformirana, tako da jih je večkrat težko ločiti od osnove. Zrna meljevca vsebujejo kremen, minerale glin in sericit ter malo neprozornih mineralov. V kvarcitnih zrnih smo našli le zrnca kremena, ki se zobčasto zra-ščajo in valovito potemnjujejo. Osnova sestoji iz mineralov glin, kremena in sericita ter iz posameznih zrnc cirkona. V diagenezi so nastali v osnovi karbonati in pirit. Po mineralni sestavi sklepamo, da je material drobnika prišel iz permskih in permokarbonskih skladov, ki jih je dvignila srednjetriadna tektonika na površje. Prisotnost zrn magmatskega kremena in predvsem kaolinitnih zrn pa pove, da je prinašala erozija v sedimentacijski bazen tudi delce langobardskih kamenin. Značilni preseki langobardskih kaolinitnih usedlin Kaolinitne usedline imajo pestro sestavo in različne strukture. To dokazuje, da so nastale pri različnih pogojih. Toda preden bomo razpravljali o njihovem Abb. 24. Lithologisches Profil der Tongesteine auf der 7. Etage des Erzkorpers Hangend, iiber der VII. Sohle 3, l a, 2 in 3 pšenasta kaolinitna usedlina 1, la, 2 und 3 Graupentonstein nastanku, nas zanima, kakšno je njihovo litološko zaporedje. V ta namen bomo prikazali tri različne preseke, ki smo jih nadrobno preučili. Gre za presek na 7. etaži v rudnem telesu Hangend nad VII. obzorju, pri slepem jašku št. 16 na II. obzorju in pri slepem jašku Avgust na II. medobzorju. V rudnem telesu Hangend nad VII. obzorjem leže kaolinitne usedline na permokarbonskih plasteh. Loči jih srednjetriadna erozijska diskordanca. Skupna debelina kaolinitnih usedlin je v tem profilu komaj 2 m (si. 24). Neposredno na permokarbonskem skrilavcu in meljevcu se nahaja debelo-zrnata kaolinitna usedlina s pšenasto strukturo. Ponekod vsebuje ta kamenina u 9m — 5 — Om Vs—/V« yr^ • • • • — o ® o • • • • • »i^eN« - -• 1> o/TJW --- - q o o /irTi" o «=» • »o «=> "A" \/ FmV WV \/ -VvV V AW A AM/ \/ /VW /WV A A A AW V w A 'WV VW V A/W A A/VV V V' VvV A AM/ v WV AW A AW V W A A W V A AW /vvv v V AAA/ A /VVV v V /vvv C3 f a C3 cd' i ,_* AW A MV A /\ _/yyy^ y ✓vw A AAŽV £=> C3 CT jWo j—, Prehod v kaolinitno usedlino s pšenasto strukturo (vzorec 9) je zvezen. Pšena merijo povečini 0,5 do 2 mm ter sestoje iz kripto- in mikrokristalnega kaolinita. V vezivu prevladujeta mikrokristalni kaolinit in kremen. Tudi ta kamenina vsebuje v spodnjem delu pole pirita. V zgornjem delu prehaja usedlina s pšenasto strukturo v peščeni meljevec (vzorec 16) in v kaolinitno usedlino s psamitsko strukturo (vzorec 10). Slednja sestoji iz kaolinitnih zrn z nepravilnimi preseki; vmes so tudi zrna s preseki, ki dokazujejo, da gre za psevdomorfozo kaolinita po glinencih. Premeri zrn se gibljejo zvečine od 200 do 800 mikronov. V vezivu je največ mikrokristalnega kremena in kaolinita. Lateralno in vertikalno prehaja tudi ta kamenina v peščeni meljevec (vzorec 16), ki sestoji večidel iz zrnc kremena in kaolinita, vsebuje pa tudi litoidna zrna, velika 2,3 mm. Največ je zrn meljevca podobne sestave kot osnova, v kateri leže. Poleg njih so zrna meljevca z nekoliko večjimi kremenovimi zrni ter zrna drobnozrnatega peščenjaka in kaolinita. Debelina teh usedlin je zelo neenakomerna; pri slepem jašku št. 16 se giblje od 0,4 m do 3 m. Zgornji del profila se prične z debelozrnato kaolinitno usedlino pšenaste strukture. Kriptokristalna in mikrokristalna kaolinitna pšena merijo sprva 0,3 do 2,5 mm (vzorec 11 in 13), nato pa dosežejo poprečno velikost 4 mm (vzorec 14). Vezivo vsebuje predvsem mikrokristalni kaolinit, v katerem nahajamo tudi precej mikrokristalnega kremena (vzorec 11 in 13) in karbonatov (vzorec 14). V vezivu je vselej prisotna tudi organska snov. Najmlajša kaolinitna tvorba v tem profilu je debelozrnata kaolinitna usedlina s psamitsko strukturo (vzorec 12). Med zrni prevladujejo kaolinitova, ki imajo nepravilne preseke. Leže v svetlo rjavem vezivu, ki sestoji iz kriptokristalnega kaolinita in mikrokristalnega kremena. Ta plast vsebuje leče srednjezrnate kaolinitne usedline s psamitsko strukturo (vzorec 15). Kaolinitna zrna imajo nepravilne, deloma tudi pšenaste preseke; v vezivu prevladujejo mikrokristalna zrnca kremena. V krovnini kaolinitnih usedlin leži tudi tu svetlo siva dolomitna breča. Največjo debelino, skupno 17,5 m, dosežejo langobardske kaolinitne usedline pri slepem jašku Avgust na II. medobzorju (si. 26). Anizični dolomit prekriva tod kaolinitna usedlina s psamitsko strukturo (vzorca 1 in 2). Kaolinitna zrna sestoje v glavnem iz mikrokristalnega kaolinita in merijo 0,1 do 1 mm, razvrščena pa so vzporedno s plastovitostjo. Vezivo je kaolinitno-kremenovo in le rahlo obarvano z organsko snovjo, ki je ponekod skoncentrirana v nepravilnih amebastih krpah. Ta kamenina prehaja postopoma v kaolinitno usedlino s psefitsko strukturo (vzorci 3, 4 in 5). Kaolinitna zrna dosežejo tu velikost 5 mm in imajo nepravilne preseke ter vsebujejo poleg kripto- in mikrokristalnega kaolinita tudi kremen, klorit, karbonate, pirit ter drobno razpršeno organsko snov. Druga sestoje le iz kripto- in mikrokristalnega kaolinita ter imajo bolj ali manj eliptične preseke. Prisotna so tudi zrna kaoliniziranih glinencev (predvsem v vzorcu 5). Vezivo je kaolinitno-kremenovo in vsebuje pogosto drobno razpršeno organsko snov. V spodnjem delu teh usedlin smo našli več leč dolomitnega konglomerata. V litološkem zaporedju sledi skoraj 6 m usedlin, ki so bile prvotno brez dvoma tuf (vzorci 6, 7, 8 in 9). Nekateri vzorci vsebujejo namreč številna lepo ohranjena zrna kislih in srednje kislih plagioklazov ter ortoklaza, velika 3mm; vmes smo našli tudi drobna zrnca kremena magmatskega izvora (vzorec 7 in 9). V drugih različkih so glinenci močno kaolinizirani, karbonatizirani in sericitizira- ni, vendar smo še opazili njihove ostanke (vzorec 6). Le v enem primeru (vzor<-8) so glinenci povsem spremenjeni, navzlic temu pa so njihovi prvotni preseki še lepo vidni. Vselej so prisotna tudi zrna spremenjene predornine. Ponekod prevladuje v vezivu mikrokristalni kaolinit, ki se mu pridružujeta predvsem drob-nozrnati kremen in sericit, drugod pa sestoji vezivo v glavnem iz kremena in sericita. V srednjem delu preseka smo našli plasti kaolinitne usedline s klastično strukturo (vzorec 10). V kripto- in mikrokristalnem vezivu leže nepravilna zrna komaj anizotropnega kaolinita s premeri pod 1 mm, ki so prepojena z organsko snovjo ter vsebujejo tudi nekaj mikrokristalnega kremena in drobna zrnca piri-ta. Poleg tega smo opazili tudi kaolinitna pšena in psevdomorfoze kaolinita po glinencih. Meja teh skladov s krovninskim meljevcem je povsem razločna. V meljevcu smo našli plast dolomitnega peščenjaka (vzorec 13). V zgornjem delu preseka prevladuje kaolinitna usedlina s klastično strukturo. Kaolinitna zrna dosežejo velikost 0,3 mm (vzorec 11), oziroma 1 mm (vzorec 12). Nekatera imajo nepravilne preseke ter vsebujejo v glavnem kripto- in mikrokristalni kaolinit (npr. vzorec 12). Druga predstavljajo psevdomorfozo kaolinita po glinencih, tu in tam pa smo našli tudi kaolinitna zrna s pšenastim presekom. V vezivu prevladuje mikrokristalni kaolinit, ki ga spremljajo zrnca kremena SI. 27. Lega in litološko zaporedje bazalnih langobardskih plasti v rudnem telesu Brus nad II. medobzorjem Abb. 27. Lage und lithologische Entwicklung der basalen langobardischen Schichten im Erzkorper Brus tiber der II. Zwischensohle in pirita in v manjši meri tudi sericita. Stik teh usedlin s krovninskim dolomit-nim konglomeratom je lepo viden. S kartiranjem in petrografsko raziskavo smo torej ugotovili, da sestoji litološko zaporedje langobardskih kaolinitnih usedlin v rudnem telesu Hangend na VII. obzorju, pri slepem jašku št. 16. na II. obzorju ter pri slepem jašku August na II. medobzorju predvsem iz kaolinitnih usedlin. V rudnem telesu Hangend na VII. obzorju so razvite le kaolinitne usedline s pšenasto strukturo, ki vsebujejo leče pirita ter pole in plasti meljevca. Pri slepem jašku št. 16 na II. obzorju pripada kaolinitnim usedlinam s pšenasto strukturo srednji del preseka, v spodnjem in zgornjem delu pa leže kaolinitne usedline s klastično strukturo. Za ta presek so značilne leče in pole pirita, plast antracita ter meljevec v njegovem zgornjem delu. Pri slepem jašku Avgust na II. medobzorju prevladujejo kaolinitne usedline s klastično strukturo. Vendar pripada skoraj tretjina preseka kaoliniziranemu, karbonatiziranemu in sericitiziranemu kristalastemu tufu, ki še vsebuje številne ostanke plagioklazov in ortoklaza. V zgornjem delu preseka pa smo našli tudi plasti meljevca. Vse naštete primere prehodov med kaolinitnimi usedlinami in ostalimi lan-gobardskimi sedimenti ter zapletene prostorske odnose med njimi smo trodimen-zionalno opazovali v rudnem telesu Brus in jih prikazali na sliki 27. Nastanek langobardskih kaolinitnih usedlin Iz raziskave treh profilov sledi, da je litološko zaporedje kaolinitnih usedlin v različnih delih idrijskega rudišča različno. Značilno pa je, da prevladujejo te usedline v vseh profilih, ki smo jih preučili. Podobne kaolinitne usedline so našli tudi v premogovnikih pod premogom ter med plastmi premoga in tudi nad njimi. Najbolj znane in tudi najbolj nadrobno so popisane tovrstne usedline v po-sarskem, porurskem in vestfalskem revirju. Posamezne kaolinitne plasti so navadno debele le nekaj deset centimetrov, vendar zavzemajo površino več kot 10 km2 in celo več 100 km2 ter predstavljajo pogosto vodilne stratigrafske horizonte (Fiichtbauer in Muller, 1970). Po petrografskih značilnostih ločijo štiri skupine usedlin: 1. Kristalaste kaolinitne usedline sestoje iz stebričastih, črvičastih in plošča-stih kaolinitnih kristalov, ki leže v organskem, redkeje glinastem vezivu. 2. Pšenaste kaolinitne usedline sestoje iz kaolinitnih pšen in organskega veziva. 3. Goste kaolinitne usedline vsebujejo submikroskopska zrnca kaolinita. 4. Psevdomorfne kaolinitne usedline sestoje iz drobcev glinencev ter kaolini-tovih psevdomorfoz po glinencih in sljudah v kaolinitni osnovi. Za nastanek prvih treh različkov je več razlag: S t u t z e r (1931), Petrascheck (1951), S t a c h (1950), S t o f f 1 e r (1963), Fiichtbauer, Muller (1970) in mnogi drugi menijo, da je bil piroklastični material, predvsem tuf kremenovega porfirja, na ta ali oni način prinesen v močvirje in tam spremenjen v kaolinit. Drugi raziskovalci, med njimi Schiiller (1951), Teichmiiller, Meyer in Werner (1952) terHerbst, Koerner in Stadler <1962) sodijo, da gre za kemični proces, pri katerem nastane kaolinit iz gela, ki vsebuje aluminijev hidroksid in kremenico. Tretja skupina raziskovalcev, npr. Burger in Stadler (1971) pa sklepa, da so kaolinitne usedline nastale iz močvirskega mulja, ki je vseboval predvsem illit, naplavljen z območij, kjer so preperevale predornine, bogate s sljudami. Po Fuchtbauerju in Mullerju (1970) je prva, tako imenovana »tufska teorija« najbolj verjetna. Vendar so lahko nastale kaolinitne usedline tudi na druga dva načina. Vprašati se torej moramo, kako so nastale kaolinitne usedline v idrijskem rudišču? Pri odgovoru na to vprašanje moramo upoštevati naslednje: — V kaolinitnih usedlinah s klastično, predvsem psamitsko strukturo, smo našli številne psevdomorfoze kaolinita po glinencih in njihovih drobcih. Tudi kaolinitne usedline s pšenasto strukturo vsebujejo takšne psevdomorfoze. — Med kaolitnimi usedlinami leže plasti spremenjenega kristalastega tufa; glinenci so močno kaolinizirani, karbonatizirani in sericitizirani, navzlic temu pa smo našli še ostanke oligoklaza. — Vse kaolinitne usedline vsebujejo idiomorfna zrnca cirkona in apatita z ravn;mi robovi. — V vseh kaolinitnih usedlinah je pogosto razpršena organska snov. Poleg tega najdemo tu in tam tudi antracit. Ce upoštevamo navedene podatke, je najbolj verjetno, da so kaolinitne usedline nastale iz piroklastičnega materiala, ki je bil naplavljen v močvirje in tam spremenjen v kaolinit. Pri tem bi se lahko oprli na podatke Stofferja (1963), ki je petrološko, mineraloško in geokemično raziskal kaolinitne usedline v premogovniku Ensdorf v Posarju. Njegova raziskava je namreč pokazala, da se je usedel riolitni tuf v stoječo vodo nizkega močvirja. V prisotnosti huminskih kislin je piroklastični material povsem razpadel z izjemo kremena, cirkona in apatita. Pri tem naj bi nastale raztopine ali geli, iz katerih je »in situ« kristaliziral kaolinit, odvečna kremenica pa se je izločila kot kremen. Po Stofferju naj bi bil nastanek različnih vrst kaolinitnih usedlin odvisen od sestave piroklastičnega materiala in stopnje kaolinizacije. Tam kjer se je odlagalo le vulkansko steklo, naj bi bil med diagenezo nastal pšenasti kaolinit, drugod, kjer so v piroklastičnem materialu prevladovala zrna glinencev, pa pseudomorfni kaolinit. Podobno bi mogli razložiti tudi nastanek kaolinitnih usedlin s pšenasto strukturo in deloma tudi nastanek kaolinitnih usedlin s klastično strukturo v idrijskem rudišču. Toda klastična struktura in prav posebno sestava nekaterih zrn govorita, da je geneza idrijskih kaolinitnih usedlin bolj zapletena. Najprej moramo omeniti, da vsebujejo kaolinitne usedline v idrijskem rudišču zaobljena zrna silificirane in kaolinizirane, deloma tudi karbonatizirane predornine, ki vsebujejo tudi nekaj pirita. Našli smo jih skoraj v vseh zbruskih, čeprav v majhnih količinah. Navadno kažejo reliktno porfirsko, izjemoma tudi reliktno intersertalno strukturo. Pod mikroskopom vidimo zrna, ki po sestavi in strukturi povsem ustrezajo hidrotermalno spremenjeni predornini. Tudi njihove oblike in ostre meje kažejo, da gre za tujke v kaolinitnih usedlinah, podobno kot so tujki tudi zrna dolomita. Menimo, da gre verjetno res za zrna hidrotermalno spremenjene predornine, ki so bila prenesena v nastajajoče kaolinitne usedline. S tem v zvezi pa se seveda ponuja razlaga, da je del kaolinita v naših usedlinah v genetski zvezi s spremenjeno magmatsko kamenino. Podobno kot je erozija prinašala njena zrna, je lahko prinašala tudi izpran kaolinit, ali pa so bile vode relativno obogatene z aluminijevim oksidom in kremenico ter je v močvirju nastal gel, iz katerega sta nato kristalizirala kaolinit in kremen. Res je sicer, da na površju Idrije ni tako močno spremenjenih triadnih predornin. Vendar omenja M u n d a (1953) zelo spremenjeno triadno predornino in tuf med Hrastnikom in Laškim. Spomniti se moramo, da vsebujejo prav bazalni langobardski skladi Idrije ponekod v plagioklazovih zrnih in litoidnih drobcih cinabarit (Mlakar in Drovenik, 1971). Zapisali smo, da so bila plagiokla-zova zrna orudena, preden so se sedimentirala. To pa pomeni, da so hidrotermal-ne raztopine morale priti v predornino ali tuf, pri čemer so ga utegnile tudi močneje spremeniti, npr. silificirati in kaolinizirati. Nadalje moramo omeniti, da najdemo predvsem v kaolinitnih usedlinah s psamitsko strukturo sorazmerno večja kaolinitna zrna nepravilnih oblik. Ta so nastala najbolj verjetno pri dezintegraciji slabo konsolidiranih kaolinitnih usedlin in so bila s podvodnimi plazovi prinesena v nastajajočo, prav tako kaolinitno usedlino. S tem je posredno podan dokaz, da se je dno močvirja, v katerem so nastale omenjene usedline, neenakomerno dvigalo in spuščalo, kar je bila verjetno posledica tektonskih premikov v zvezi z oblikovanjem idrijskega srednje-triadnega tektonskega jarka. Ce vse to upoštevamo, potem je nastanek langobardskih bazalnih usedlin potekal najbolj verjetno takole: 1. V začetku langobardske dobe se je dvignilo območje idrijskega rudišča; zato so prišle anizične, skitske, permske in permokarbonske plasti v območje erozije (prva razvojna faza — Car, 1975). Pri denudaciji so nastali plitki sedimen-tacijski bazeni, morda bolj ali manj zaprte lagune, zaraščene z močvirskim rastlinstvom (druga razvojna faza — Car, 1975). Istočasno je zaživela vulkanska aktivnost. Izlili so se felzitporfir, porfirit, kremenov keratofir in diabaz, pri vulkanskih erupcijah pa je bil izvržen tudi piroklastični material, ki je v močvirju skoraj povsem razpadel. Le cirkon, apatit in drobci magmatskega kremena se niso spremenili. Menimo, da so del kaolinita, oziroma AltOs in SiO* prinesle v močvirje površinske vode z izdankov silificirane in kaolinizirane predornine. Obenem so te vode prinašale tudi zrna spremenjene predornine ter material, ki je izviral iz starejših, preperelih mezozojskih in paleozojskih usedlin. 2. Iz razkrojenega piroklastičnega materiala ter kremenice in glinice, ki sta bili prineseni s površinskimi vodami, so nastali geli, iz katerih sta kristalizirala kaolinit in kremen. Pri tem so nastala v številnih plasteh okrogla zrna, ki so bila sestavljena skoraj izključno iz kaolinita, ter vezivo, ki je vsebovalo poleg kaolinita tudi kremen in organsko snov. Ker so bili pogoji v posameznih plasteh različni, so bila tudi kaolinitna zrna različno velika. Da sta nastala kaolinit in kremen iz gela, dokazujejo številna pšena in tudi večje leče v kaolinitnih usedlinah, ki še sedaj sestoje iz izotropnega, ali le rahlo anizotropnega gela. Zaradi naraščajoče teže krovninskih plasti so se kaolinitna zrna deformirala v sploščene elipsoide. Tako je nastala kaolinitna usedlina s pšenasto strukturo. Tabla 1. Deformirane pole meljevca (temno rjavo) v kaolinitni usedlini (belo in rumeno zaradi železovih hidroksidov) Tafel 1. Deformierte Siltsteinlagen (dunkelbraun) im Tonstein (weifflich und gelb, falls mit Eisenhydroxiden iiberzogen) V plasteh, kjer se kaolinitna in kremenova zrnca niso ločila, je nastala kaolinitna usedlina s pelitsko strukturo. Pri premikih v zvezi z magmatsko-tektonsko aktivnostjo so usedline z višjih delov bazenov polzele v nižje. Pri tem so se deloma dezintegrirale in nastale so predvsem kaolinitne usedline s psefitsko in psamitsko strukturo. Predvsem v slednjih najdemo pogosto tudi psevdomorfoze kaolinita po glinencih in njihovih drobcih, kar dokazuje, da so bili le-ti spremenjeni v močvirju. Težko si namreč zamišljamo, da bi prinesla kaolinizirane glinence v močvirje erozija. Na poti v močvirje bi spremenjeni glinenci zelo verjetno razpadli, ali pa bi bila vsaj njihova zrna lepo zaobljena. Kjer močvirska voda ni vsebovala dovolj humin-skih kislin, so bile piroklastične komponente manj spremenjene — to dokazujejo plasti, ki vsebujejo ostanke glinencev. 3. Tuf je vseboval tudi nekaj odstotkov železa. V zgodnji diagenezi je zaradi zmanjšanja pritiska CO2 v zvezi s fotosintezo močvirskih rastlin prišlo do diso-ciacije HCOa~; ker je bilo prisotno Fe2+, je nastal siderit. Najdemo ga predvsem v vezivu, pa tudi v kaolinitnih zrnih, kjer tvori ksenomorfna in idiomorfna zrna z vključki kaolinita. Nato sta ob prisotnosti H2S in Fe2+ nastala markazit in pirit, ki pogosto obrobljata sideritna zrna. Ta dva minerala najdemo zvečine v vezivu, le izjemoma tudi v kaolinitnih zrnih.Psevdomorfoze pirita po markazitu dokazujejo, da je pirit mlajši. Fairbridge (1967) navaja, da nastaja markazit v sedimentih v kislem in nevtralnem okolju (pH je v splošnem nekoliko manjši od 7), pirit pa v rahlo alkalnem. To nas navaja na sklep, da je kristaliziral pirit šele potem, ko se je koncentracija huminskih kislin in CO2 v talnih vodah zmanjšala. Pri takšnih pogojih so nastale tudi piritne pole in leče. 4. Medtem ko se je usedal piroklastični material, je prinašala erozija fragmente, oblice, zrna in mulj z izdankov starejših kamenin. Tako so nastale plasti in leče dolomitnega konglomerata in peščenjaka, ki sestoje iz zrnc, prodnikov in fragmentov anizičnega in skitskega dolomita ter karbonatnega in kaolinitnega veziva. Tu in tam je iz prinesenega materiala nastal drobnik, sorazmerno največ pa je meljevca, ki ga najdemo predvsem v zgornjem delu kaolinitnih usedlin. Sestavi meljevca in drobnika kažeta, da je prinašala erozija v glavnem material permokarbonskih in permskih skladov. 5. Močna erozija je na severnem delu severnega praga odstranila najprej tanko plast langobardskih usedlin, nato pa je zajela skitske, anizične in permo-karbonske sklade (tretja razvojna faza — Car, 1975). V sedimentacijski bazen južno od tod, kjer je še vedno nastajal kaolinit, je prinesla prodnike, fragmente in bloke dolomita. Tako se je formiral langobardski konglomerat, v tem obdobju pa so nastale tudi olistostrome (Car, 1975). Klastični material je padal v kaoli-nitno-kremenov mulj, zato vsebuje konglomerat v spodnjem delu povečini kao-linitno-kremenovo vezivo. Vendar pa moramo poudariti, da najdemo kaolinitno-kremenove leče tudi v srednjem in celo v zgornjem delu konglomerata. Sklepamo torej, da so vladali v sedimentacijskem bazenu še vedno pogoji, pri katerih so razpadale piroklastične kamenine. Močvirsko okolje dokazujejo tudi rastlinski ostanki, ki smo jih našli v eni izmed kaolinitnih leč. 6. Pri tektonskih premikih med alpsko gorotvorno fazo so kaolinitne usedline razpokale. Nastale so predvsem kaolinitne, ponekod tudi kaolinitno-kremenove, kremenove in karbonatne žilice; kaolinit je kristaliziral tudi ob številnih piritnih 10 — Geologija 18 zrnih. Vse te žilice torej niso v nobeni zvezi z živosrebrovim orudenjem, temveč so nastale tako, da so pome vode prinašale snovi iz kamenin v razpoke. Prikaz obravnavanih langobardskih bazalnih usedlin pa ne bi bil popoln, če ne bi omenili velikih nezaobljenih kosov kaolinitnih usedlin v olistostromi, ki zapolnjuje najgloblje dele idrijskega srednjetriadnega tektonskega jarka. To nenavadno lego kosov kaolinitnih usedlin smo lahko razložili šele po natančnem pregledu starosti ostalih komponent olistostrome in razmer na nekdanjem severnem pragu (Car, 1975). Do močnega »srednjetriadnega« preloma Auersperg se debelina in litološka sestava spodnjih horizontov langobardskih plasti ne spreminjata. Na drugi strani preloma pa so v južnem bloku na II. medobzorju in Prontom profili langobardskih plasti močno reducirani. Skoraj v vsem tem delu jame leže neposredno nad diskordanco konglomerat ali različni deli skonca plasti. Kaolinitne usedline se javljajo le tu in tam v manjših lečah. Po doslej znanih fazah kinematskega razvoja idrijskega tektonskega jarka (Placer in Car, 1975; Car, 1975) sklepamo, da so to erozijski ostanki nekdaj sklenjenega horizonta bazalnih langobardskih usedlin. In končno bi sklepi o izvoru kaolinitnih usedlin v idrijskem rudišču mogli prispevati tudi k razlagi nastanka »bele gline«, ki jo po podatkih J. S k e r 1 j a in njegovih sodelavcev (1975) pridobivajo v premogovniku Huda jama pri Laškem. Dopuščamo možnost, da je nastala tudi ta glina v močvirskem okolju iz piroklastičnega materiala, podobno kot so nastale kaolinitne usedline v idrijskem rudišču in v veliko večjih količinah npr. v posarskih premogovnikih. Na to možnost kaže še prav posebno prisotnost siderita v njej. Langobard-Tongesteine in der Idrija Lagerstatte Matija Drovenik in Dragica Strmole Inštitut za geologijo FNT, Univerza v Ljubljani, Aškerčeva 20 Jože Car Rudnik živega srebra Idrija Die Tongesteine sind charakteristische basale Langobard-Sedimente, welche bei der Aufgliederung der Langobard-Schichtenfolge einen wichti-gen Korrelationshorizont darstellen. Sie bestehen hauptsachlich aus Kaolinit und Quarz, oft sind Pyrit und Siderit anwesend, in kleineren Mengen sind auch einige andere Minerale vertreten. Die Struktur ist graupenartig und klastisch. Die Tongesteine sind in Mooren entstanden, besonders durch Zerfall pyroklastischen Materiales sauerer Gesteine, welches bei mi ttel triassischen vulkanischen Eruptionen ausgeworfen wurde. Sie wechseln mit Einschliissen, Lagen und Schichten von Siltstein, und sandigem Siltstein, dolomitischem Konglomerat und Sandstein, umge-wandeltem Kristalltuff und Grauwacke, enthalten aber auch Linsen und Lagen von Pyrit und Anthrazit. Charakteristisch ist, dass Tonsteinlinsen auch im hangenden Langobardkonglomerate gefunden werden. Kaolinitic rocks are characteristical Langobardian sediments, and represent an important correlation level in the sequence of Langobardian beds. They consist mainly of kaolinite and quartz, often pyrite and siderite are present, in smaller quantities also some other minerals can be found. Millet-seed and clastic texture have been observed. Kaolinite rocks, originated in swamps, specially following the disintegration of pyro-clastic materials of acid rocks, that had been ejected during the Middle Triassic volcanic eruptions. There occur alternations of intercalations, sheets and layers of siltstone, sandy siltstone, dolomite-conglomerate and sandstone, altered crystalline tuff and graywacke; they contain also lenses and sheets of pyrite and anthracite as well. Characteristical are kaolinitic rocks also in the overlying Langobardian conglomerate. Einleitung Das lithologische Saulenprofil der Sedimente der Idrija Lagerstatte ist sehr he-terogen. Wahrend die permokarbonischen Schichten uberwiegend aus klastischen Sedimentgesteinen bestehen, herrschen zwischen den triassischen Schichten Karbonatgesteine vor, welche stellenweise in mergelige und sandsteinartige Vari-etaten, sowie in Siltstein, Schiefer und Sandsteine ubergehen. Die grosste He-terogenitat zeigen die ladinischen Sedimente, welche wahrend der machtigsten triassischen magmatischen und tektonischen Ereignisse entstanden sind. Mlakar (1967) benannte eines der altesten langobardischen Sedimente »basaler Sandstein«. Dieses Gestein wurde bis jetzt in der Idrija Lagerstatte stratigraphisch nicht richtig eingegliedert und dessen Zusammensetzung war nicht geniigend bekannt. Im Rahmen dieser Studie haben wir festgestellt, dass in den Schichten, die Mlakar »basalen Sandstein« nennt, relativ wenig Sandstein vorkommt; deswegen durfen wir diesen Ausdruck nicht in seiner allgemeinen Bedeutung gebrauchen. Ebenso zeigten eingehende Untersuchungen, dass dieses Gestein nicht das ein-zige basale langobardische Sediment ist. Deswegen ist auch der Ausdruck »basal« nicht angemessen. Da es sich um ein sehr charakteristisches Gestein handelt, in welchem Kaolinit iiberwiegt, scheint es zweckmassig zu sein, dieses Gestein als eine besondere lithologische Einheit darzustellen, obwohl sie nicht einen konstanten stratigraphischen Horizont einnimmt. Deswegen haben wir dieses Gestein langobardische Tongesteine benannt. Allgemeines In der umfangreichen Literatur bezuglich der Idrija Lagerstatte konnen nur sparliche Daten iiber langobardische Tongesteine gefunden werden. K o s s m a t (1911), Kropač (1912) und Berce (1958) haben zwar diese Sedimente bemerkt und sie stellenweise in den geologischen Grubenkarten sogar in besonderen Streifen dargestellt, jedoch haben sie sie nicht von den anderen stratigraphisch-lithologischen Einheiten getrennt. K o s s m a t reihte sie in Werfen- und Wengen-sedimente, Kropač in Werfen-, und Berce in die Wengenschichten ein. Mlakar (1967) wertete die langobardischen basalen Sedimente als einen wichtigen Korrelationshorizont bei der Gliederung der Aufeinanderfolge der Langobardschichten. Da ihre Struktur teilweise psammitisch ist, benannte er sie basalen Sandstein. Nach M1 a k a r s Angaben bestehen diese Sedimente aus Chalcedonkornchen mit Karbonat-, Pyrit- und Sericitbeimengungen. Neuere Untersuchungen (Mlakar und D r o v e n i k , 1971), zeigten, das diese Schich-ten hauptsachlich Kaolinit enthalten. Kaolinit haben in der Idrija Lagerstatte schon S c h r a u f (1891) und Berce (1958) gefunden, jedoch nur in dunnen, weissen Gangchen. Schrauf gab die chemische Analyse, und meinte, dass es sich um Tuesit handelte, welcher eine sekundare Bildung vorstellen solite. Auch bei Berce konnen zwei chemische Analysen gefunden werden. Die erste zeigt, dass die Probe fast ausschliesslich aus reinem Kaolinit bestand, aus der zweiten kann gefolgert werden, dass der Kaolinit auch ziemlich viel Beimengungen hatte. Nach Berce soil der Kaolinit nachtraglich in die Lagerstatte transportiert worden sein. Die Lage der Langobard-Tongesteine in der Idrija Lagerstatte Die Grundlagen fiir die heutige Vorstellung der Idrija Lagerstatte wurden von Mlakar (1967, 1969) gegeben. In spateren Arbeiten (Mlakar und D r o -ven i k, 1971; Placer , 1973; Placer , 1974; P1 a c e r und Car, 1975) wurde das Wissen iiber die Struktur vertieft, so dass die Phasenfolge derer Entstehung hauptsachlich schon bekannt ist. Die langobardischen Tongesteine wurden unmittelbar auf die stark ausge-pragte mitteltriassische Erosionsdiskordanz abgesetzt, jedoch nicht in alien Teilen des mitteltriassischen tektonischen Systems. Angaben eingehender Untersuchungen zeigen, dass sie sich im tektonischen Graben, in den Struktureinheiten Cemernik und Karoli, sowie in der Nord-Hochscholle, und in dem nordlichen Sedimentationsgebiet abgesetzt haben. In dieser Verhandlung werden diejenigen langobardischen Tongesteine beschrieben, welche auf der Nord-Hochscholle so- wie im Cemernik- und Karoligebiet enthalten sind. Das mitteltriassische tektonische System von Idrija wurde durch Obertrias-, Jura-, Kreide- und Tertiarsedimentgesteine uberdeckt. In der »alttertiaren« Phase ist die Deckenstruktur entstanden, welche aus vier umfangreichen Decken besteht (Mlakar, 1969). In der letzten Phase der alpinen Orogenese wurde die schon sehr verwickelte Struktur der Lagerstatte von subvertikalen Verwerfungen der »jungtertiaren« Phase zerschnitten. Abbildung 1 bietet ein stark vereinfach-tes Profil der Idrija Lagerstatte mit eingezeichneten Schichten der langobardi-schen Tongesteine dar. Abbildung 2 bezeigt, dass die Tongesteine im Bereiche der Struktureinheiten Karoli und Cemernik diskordant auf den anisischen Dolomit, jedoch an der Nord-Hochscholle auf den Grodener Sandstein und permokarbonische Schichten abgelagert worden sind. Petrographische und chemische Untersuchungen Die langobardischen Tongesteine zeigen ihre grosste Machtigkeit in der Struk-tureinheit Karoli, wo der anisische Dolomit wahrend der Sedimentation dieser Schichten durch normale »mitteltriassiche« Verwerfungen zerstuckelt war. Der morphologisch bewegte Boden des Sedimentationsgebietes beeinflusste die Machtigkeit der Tongesteine, welche durchschnittlich 4 bis 9 m betragt, jedoch bis auf 17,5 m reichen kann (Abb. 2). Bei Grubenaufnahmen und laboratorischen Untersuchungen wurde festge-stellt, dass die Tongesteine oft Gerolle und ungerundete Bruchstiicke anisischen Dolomites enthalten; in senkrechter Richtung wechseln Einlagerungen, Lagen und Schichten anderer langobardischer Gesteine, meist mit Dolomitkonglomerat und Dolomitsandstein. Ausserdem fanden wir auch umgewandelten Kristalltuff, Siltstein, sandigen Siltstein und Grauwacke. Oft konnen Ubergange aus einer lithologischen Einheit in die andere beobachtet werden. Stellenweise wurden in dem Tongesteine sogar diinne Anthrazitlinsen und -lagen gefunden. Um die Deutung der Entstehung der Tongesteine besser darzustellen, werden hier auch die petrologischen Merkmale aller anderen Gesteine angefiihrt. Tongesteine Graue, graugriine und grunliche Tongesteine sind in der Idrija Lagerstatte typische langobardische Gesteine. Gewohnlich sind sie massiv; gut entwickelte Schichtung wurde nur selten, in den unteren Teilen der Schichten, angefunden. Ansonsten ist die Schichtung wegen verschiedenen Strukturen oder Einlagerungen anderer lithologischen Glieder genugend erkennbar. Schon bei der Gru-benaufnahme konnen namlich Tongesteine mit graupenartiger oder klastischer Struktur gesondert werden. Die Durchschnittsprobe fiir chemische Analyse wurde im Bergwerk an vielen Stellen mit der Schlitzmethode entnommen, und zwar so, dass man grosseren Linsen der Karbonatgesteine ausgewichen ist. Die Analyse (Tab. 1) zeigt, dass die Sedimente liberwiegend SiOž, AI2O3, FeS* und HsO+ enthalten. Diesen vieren Komponenten fallen insgesamt 91,31 €/o zu, alien anderen 8,84 °/o. Durch mikroskopische Untersuchung wurde festgestellt, dass der haufigste Bestandteil Kaolinit ist. Mengenweise folgen Quarz, Pyrit, Dolomit, Siderit, Cal-cit, Sericit, Chlorit und Markasit, untergeordnet noch Apatit, Rutil, Goethit, Leukoxen, Zirkon und sogar Zinkblende. In kleinen Mengen ist oft organische Substanz vorhanden. Mit Rucksicht auf die Ergebnisse der chemischen und mikroskopischen Untersuchungen wurde festgestellt, dass die Tongesteine ungefahr 56,5 °/o Kaolinit, rund 24,5 °/o Quarz, 8,21 % Pyrit, den Markasit begleitet, 5 °/o Karbonate, etwas mehr als 1 ®/o Rutil und Leukoxen, und 0,5 °/o Apatit enthalten. Den ande-ren Bestandteilen, besonderes Sericit und Chlorit, fallen also zusammen etwas mehr als 1 °/o zu. 1. Graupentonsteine. Diese Sedimente sind wegen ihrer besonderen Struktur und eigenartigen Mineralbestandes zwischen den alteren Langobardgesteinen die interessantesten. Schnitte quer zur Schichtung zeigen hellgraue, graue, dunkel-graue und stellenweise fast schwarze Korner mit vorwiegend graupenartigen und elliptischen Querschnitten. Die Graupengrosse wechselt von einigen 10 Mikronen bis 7 mm. Charakteri-stisch ist, dass sie in einzelnen Schichten ziemlich gleich bleibt. Deswegen kann man grobkornigen, mittelkdrnigen und feinkornigen Graupentonstein sondern. Die Graupen sind iiberwiegend aus Kaolinitkornchen gebildet. Deren Quer-schnitt ist meistens isometrisch, mit Durchmessern von 1 bis 10 Mikronen. Stellenweise wurden bis 600 Mikronen grosse »Kaolinitwurme« gefunden. In einigen Proben bestehen die Korner weiter auch aus kryptokristallinem Kaolinit, ausnahmsweise konnen Graupen aus schwach anisotropem Kaolinitgel beobach-tet werden. Ausser Kaolinit konnen in den Graupen in kleineren Mengen auch Siderit, Calcit, Quarz, Apatit, Zirkon und die Korner eines silifizierten, kaolini-sierten und schwach pyritisierten Eruptivgesteines gefunden werden. Ausser den Kaolinitkorner enthalten die Gesteine auch gerundete Dolomit-korner, wie auch Korner, ahnlich dem umgewandelten Eruptivgesteine, wie es in den Graupen gefunden worden ist. Der haufigste Bestandteil des Bindemittels ist Quarz. Mengenweise folgen Kaolinit und Pyrit (± Markasit). In einigen Proben ist auch Siderit ein relativ haufiger Bestandteil. Die rontgenographische Bearbeitung, von N. Vene ausgefuhrt, besagt, dass grossere Graupen zweier Proben hauptsachlich Kaolinit, untergeordnet auch Siderit enthalten (Tab. 2). A. Grimšičar fand durch DTA- Analyse in den Graupen ausser Kaolinit und Siderit noch Pyrit, Goethit und etwas organische Substanz. Chemisch hat das grobkornige Graupentonstein V . H u d n i k ana-lysiert. Sie fand als Hauptkomponenten SiOž, AhOs, HaO+ und FeSa. Der Anteil dieser Komponenten betragt insgesamt sogar 96,6 %, der anderen nur 3,65 °/o. Der aus den Analysenangaben umgerechnete Mineralbestand sagt aus, dass das Gestein aus ungefahr 93% Kaolinit, rund 3 % Quarz, 2,1 °/o Pyrit (± Markasit), und gegen 1 °/o Karbonaten, wie auch 1 %> anderer Mineralen besteht. Im Graupentonstein wurden stellenweise Linsen eines dichten Gesteines mit mehr oder weniger ausgepragtem Fettglanz und muscheligem Bruch beobachtet. Durch mikroskopische Untersuchungen wurde festgestellt dass es sich um ein Gestein handelt, welches iiberwiegend aus Kaolinitgel besteht. Die chemische Analyse (Tab. 1) zeigt 38,7 ®/o S1O2, 33,9 °/o AhOs, 10,5 °/o H*0+, und 11,6 °/o FeS2. Mikroskopische und rontgenographische Untersuchungen (Tab. 2) von Kaoli-nitgangchen, welche den Graupentonstein schneiden, haben festgestellt, dass sie fast ausschliesslich mikrokristallinen Kaolinit flihren, und nur in kleinen Mengen auch Karbonate enthalten. Wir glauben, dass Kaolinit und die Karbonate in Kliiften, welche in den Sedimenten wahrend tektonischer Bewegungen entstan-den sind, kristallisiert haben. 2. Tonsteine mit klastischer Struktur. Ofters werden in den langobardischen basalen Sedimenten Tonsteine mit klastischer Struktur gefunden. Die Korngrosse einzelner Varietaten betragt von einigen Mikronen bis 10 mm, so dass man die Tonsteine psephitischer, psammitischer und pelitischer Struktur unterscheiden kann. Tonstein von psephitischer Struktur bilden 1 mm bis 10 mm grosse, untere-inander parallele, weisse Kaolinitkorner, graue Korner silifizierten und kaolini-sierten Eruptivgesteines, und das Bindemittel. Zwei Arten von Kaolinitkornern sind zu unterscheiden. In der Mehrzahl der Proben uberwiegen betrachtlich die Korner mit unregeimassigen und langlichen Querschnitten, deren Rander oft zackig sind. Sie bestehen aus Kaolinit, dem sich in untergeordneten Mengen noch Quarz, Pyrit, Karbonate, Chlorit, Apatit und Zirkon zufugen. Oft kann eine etwas leicht gefaltete, pseudofluidale Struktur beobachtet werden. Kaolinitkorner mit elliptischem Querschnitt sind seltener: diese bestehen eigentlich nur aus Kaolinit. Auch im Bindemittel ist Kaolinit Uberwiegend, oft von Quarz begleitet; Pyrit, Chlorit, Karbonate sowie untergeordnet Zirkon und Apatit sind weiter noch vertreten. Die chemische Analyse einer Probe von psephitischer Struktur zeigte, dass dem Gesamtanteil von SiC>2, AI2O3 und H20+ 91,45 °/o ent-sprechen; an FeSa fallen 4,10 °/o ab, und an die anderen Komponenten 4,94 °/o. Die Ergebnisse der Analyse deuten auf ungefahr 92 °/o Kaolinit, Quarz und Chlorit, 4,10 °/o Pyrit und etwa 2 %> Karbonate, wahrend auf die anderen Mineralien nur 2 °/o entfallen. Im Tonstein psammitischer Struktur messen die Kaolinitkorner, welche stark uberwiegen, von 100 Mikronen bis 2 mm. Die Anzahl veranderter Eruptivge-steinskorner sowie Karbonatkorner ist viel geringer. Im feinkornigen Bindemittel kann makroskopisch nur Pyrit festgestellt werden. Es handelt sich um drei Arten von Kaolinitkornern. In einigen Varietaten uberwiegen die Korner mit quadratischen, rechteckigen und rhombischen Querschnitten; wir glauben, dass es sich um kaolinisierte Feldspate handelt. In anderen Varietaten sind Korner von unregeimassigen Querschnitten, so wie sie bei Sedimenten psephitischer Struktur beschrieben wurden, haufiger. Die dritte Art von Kornern hat grau-penartige Querschnitte. In alien drei Arten ist mikro- und kryptokristalliner Kaolinit die bedeutendste Komponente, doch konnen auch »Kaolinitwurme« gefunden werden. In kleineren Mengen enthalten die Korner ausserdem noch Quarz, Pyrit, Siderit, Sericit, Apatit und Zirkon. Das Sediment hat ein kaoli-nitisches, kaolinit-quarziges und kaolinit-karbonatisches Bindemittel, welches immer auch etwas Pyrit und Markasit fiihrt. Durch chemische Analyse (Tab. 1) wurde 71,5 °/o SiOa, 18,2 °/o AlaOa und 5,85 °/o HiO+ bestimmt; an die anderen Bestandteile entfallt nur 4,74 ®/o. Das Gestein enthalt rund 46 ®/o Kaolinit und etwas weniger als 50 »/o Quarz, weiter 1,33% Pyrit (±Markasit), 0,66 »/o Rutil, ungefahr 0,5 °/o Karbonate und 0,35 «/o Apatit, wahrend auf andere Mineralien etwa 1,5 °/o entfallen. Am seltesten sind Tonsteine mit pelitischer Struktur. Sie werden hauptsa-chlich aus mikro- und kryptokristallinen Kaolinit gebildet. Unter dem Mikroskop konnen stellenweise Linsen von schwach anisotropem Kaolinitgel bemerkt werden, anderswo »Kaolinit wurme«. Ausserdem wurden lithoide Korner gefunden, welche dem Dolomit und dem silifizierten Eruptivgesteine angehoren. Relativ oft kommen Pyritkornchen vor. Quantitativ zurucktretend sind Quarz, Siderit, Sericit und Apatit. Als Besonderheit mussen verzwillingte Plagioklasbruchstiicke erwahnt werden. Ubrige Gesteinsarten Charakteristische langobardische basale Sedimente sind ferner Siltstein und sandiger Siltstein. Die vorliegenden Dunnschliffe weisen aus, dass Siltstein haupt-sachlich aus Quarz-, Kaolinit-, Sericit-, und Muskovitkornern besteht. In viel ge-ringerer Menge treten Karbonate und Pyrit auf, sporadisch wird auch Apatit gefunden. Die Zusammensetzung dieses Gesteines vervollstandigen einzelne Korner feinkornigen Sandsteines, wie auch mikrokristalline Kaolinitkorner. Sandiger Siltstein hat einen anlichen Bestand, doch enthalt er auch Sandstein-korner. Die Tonsteine enthalten zahlreiche Linsen Dolomitkonglomerates, deren Mach-tigkeit von einigen Dezimeter bis einige Meter wechselt. Sie sind aus Bruch-stucken anisischen Dolomites aufgebaut, das Bindemittel ist calcitisch oder dolo-mitisch. Die Anzahl der Dolomitlinsen sowie Dolomitbruchstucke und -gerolle wachst gegen das Hangende an, so dass der Ubergang in das langobardische Konglomerat stufenlos verlauft. Nur an einem Orte wurde in den basalen Sedi-menten auch eine Sandsteinlinse angetroffen, die aus Dolomitkornern und dolomitischem Bindemittel bestand. Stellenweise enthalten die Basalsedimente auch kaolinisierten, karbonati-sierten und sericitisierten Kristalltuff. In ihm uberwiegen umgewandelte Feld-spate, nur hie und da werden Reste sauerer Plagioklase und Orthoklases gefunden. Lithoide Korner sind durch Korner des silifizierten und kaolinisierten Eruptivgesteines vorgestellt. Oft konnen Kaolingraupen gefunden werden. Das Bindemittel besteht aus mikrokristaUinem Kaolinit und Quarz, enthalt aber auch Karbonate, Pyrit, Sericit, Montmorillonit und Illit. Ausnahmsweise findet man in den Tonschichten auch Grauwacke, welche aus Quarz-, Kaolinit-, Siltstein- und Quarzitkornern, sowie aus dem feinkornigen Bindemittel besteht. Die Quarzkorner sind uberwiegend; mengenweise folgen die Kaolinitkorner, welche aus mikro- und kryptokristallinem Kaolinit aufgebaut sind, und auch »Kaolinitwurme« enthalten. Das Bindemittel ist aus den Tonmineralien Quarz, Sericit, Karbonaten und Pyrit gebildet. Die Strukturbeziehungen der Tongesteine und die lithologische Entwicklung der basalen langobardischen Schichten wurden besonders gut bei den Forsch-ungen und dem Abbau des Erzkorpers Brus erkannt (Abb. 27). Die Entstehung der langobardischen Tonsteine Die Grubenaufnahme, eingehende Untersuchungen einzelner Profile und petrologische Untersuchungen liessen uns auf den wahrscheinlichsten Verlauf der Entstehung der Tonsteine schliessen: 1. Tektonische Bewegungen haben im Beginne der langobardischen Unter-stufe das ursprungliche Gebiet der Idrija Lagerstatte gehoben, so dass die anisi-schen, skythischen, permischen und permo-karbonischen Schichten in den Be-reich der Erosion kamen (Erste Entwicklungsphase nach Car, 1975). Es entstan-den seichte Sedimentationsgebiete, vielleicht mehr oder weniger geschlossene Lagunen, mit Moorgewachs verwachsen (Zweite Entwicklungsphase nach Car, 1975). Gleichzeitig belebte sich die vulkanische Aktivitat. Felsitporphyr, Porphyr, Porphyrit, Quarzkeratophyr und Diabas gossen aus, und wahrend vulkanischer Eruptionen wurde auch pyroklastisches Material ausgeworfen. Das in den Moo-ren stagnierende Wasser war reich an Humussaure, deswegen hat sich pyroklastisches Material fast vollkommen zersetzt. Nur Zirkon, Apatit und Quarz-splitter wurden nicht umgewandelt. Wir glauben aber auch, dass ein Teil des Kaolinites, beziehungsweise SiOs und AlsOs von Oberflachengewassern in das Moor von den Ausbissen des silifizierten und kaolinisierten Eruptivgesteines eingeschwemmt wurde. Gleichzeitig brachten diese Gewasser Korner des ver-anderten Eruptivgesteines, sowie Korner und Schlamm, welcher aus alteren, verwitterten mesozoischen und palaozoischen Sedimentgesteinen entstammte. 2. Aus dem zersetzten pyroklastischen Material, sowie Kieselsaure und Ton-erde welche die O berflachenge wasser angeschwemmt hatten, entstanden Gele, aus welchen Kaolinit und Quarz kristallisierten. Dabei haben sich in zahlreichen Schichten runde Korner gebildet, die fast ausschliesslich aus Kaolinit bestanden, sowie das Bindemittel, welches ausser Kaolinit auch Quarz und organische Sub-stanz enthaltete. Wegen der Belastung der jlingeren Schichten haben sich die Kaolinitkorner in verflachte Ellipsoide deformiert. So entstanden die Graupen-tonsteine. Als Beweis, dass Kaolinit und Quarz aus Gel kristallisierten, dienen zahlreiche Graupen und auch grossere Linsen im Tongesteine, die noch jetzt aus schwach anisotropem Gel bestehen. In Schichten, wo sich Kaolinit- und Quarzkornchen nicht getrennt haben, entstand Tonstein mit pelitischer Struktur. Bei Bewegungen, die mit magmatisch-tektonischer Aktivitat verbunden wa-ren, rutschten die Schichten von hoheren Teilen des Sedimentationsgebietes in die tieferen. Dabei haben sie sich teilweise desintegriert, und so entstanden Tonsteine mit psephitischer und psammitischer Struktur. Besonders in den letz-teren konnen oft auch Pseudomorphosen von Kaolinit nach Feldspaten gefunden werden, was beweist, dass diese im Moor umgewandelt wurden. Falls das Moor-wasser nicht genugend Humussaure enthielt, waren die pyroklastischen Kom-ponenten weniger zersetzt — dass bezeugen Schichten mit Feldspatresten. In unserem Falle wurden also die Tongesteine auf ahnliche Weise wie in den Ko-hlenrevieren des Saargebietes, Ruhrgebietes und Westfalen gebildet (S t u t z e r , 1931; S tac h, 1950; S t of f ler, 1963; Fiichtbauer und Muller, 1970). 3. Der Tuff enthielt auch einige Prozente FeO + Fe20s. In der Friihdiagenese entstand im Tonstein zuerst Siderit. Er kann hauptsachlich im Bindemittel gefunden werden, wie auch in den Kaolinitkornern. Danach bildeten sich in Anwe- senheit von H2S Markasit und Pyrit, welche oft die Sideritkorner umranden; meist werden sie im Bindemittel gefunden, ausnahmsweise auch in den Kaolinit-kornern. Pseudomorphosen von Pyrit nach Markasit beweisen, dass der letzt-genannte alter ist. Einigemale wurden bei der Grubenaufnahme auch Pyritlagen und -linsen beobachtet. 4. Wahrend der Ablagerung des pyroklastischen Materiales, brachte die Erosion Bruchstiicke, Gerolle, Korner und Schlamm von den Ausbissen alteren Ge-steines zu. So entstanden Linsen und Schichten von Dolomitkonglomerat und Dolomitsandstein, die aus Kornchen, Gerolle und Bruchstucken anisischen und skythischen Dolomites mit iiberwiegend karbonatischem Bindemittel aufgebaut sind. Stellenweise bildete sich aus dem zugebrachten Material Grauwacke, die ausser den Quarzkornern auch Kaolinit-, Quarzit- und Siltsteinkorner aufweist. Relativ am haufigsten sind Siltstein und sandiger Siltstein, welche man besonders im oberen Teile des Tonsteines antrifft. Beide Gesteine fuhren auch Korner von Siltstein, feinkornigen Sandstein und Kaolinit. Die Zusammensetzung der Grauwacke und des Siltsteines beweisen, dass die Erosion Material anbrachte, welches iiberwiegend aus den Permokarbon- und Permschichten entstammte. 5. Starke Erosion hat im nordlichen Teile der Nord-Hochscholle zuerst die dunne Schicht der Langobard-Ablagerungen entfernt, und danach die Skyth-, Anis- und Permokarbon-Schichtenfolge angegriffen (Dritte Entwicklungsphase nach Car, 1975). In das siidlicher gelegene Sedimentationsgebiet, wo sich noch immer Kaolinit bildete, brachte sie Gerolle, Bruchstiicke und Blocke von Dolomit. So entstand langobardischer Konglomerat und Olistostrome. Das klastische Material fiel in kaolinitisch-quarzigen Schlamm, deshalb enthaltet der Konglomerat im unteren Teile iiberwiegend kaolinitisch-quarziges Bindemittel, und auch relativ viel Pyrit. Es muss jedoch betont werden, dass Linsen, welche aus Kaolinit und Quarz bestehen, auch im mittleren und sogar im oberen Teile des Konglo-merates gefunden worden sind. Man kann deshalb schliessen, dass in dem Sediment ationsgebiete immer noch solche Bedingungen herrschten, bei denen die pyroklastischen Komponenten zersetzt werden konnten. 6. Bei tektonischen Bewegungen in Verbindung mit der alpinen Orogenese zerkliifteten sich die Sedimente. Es entstanden iiberwiegend kaolinitische, kaoli-nitisch-quarzige und karbonatische Gangchen; Kaolinit kristallisierte auch um zahlreiche Pyritkorner. Die Gangchen sind also keineswegs mit der Quecksilber-vererzung verbunden, sondern stellen Bildungen vor, die dadurch entstanden sind, dass das Porenwasser das Material aus dem Gestein in die Kliifte tran-sportierte. Literatura Berce, B. 1958, Geologija živosrebrnega rudišča Idrija. Geologija 4, Ljubljana. Burger, K., Stadler, G. 1971, Monographie des Kaolin-Kohlentonsteins Zol-lverein 8 in der Essener Schichten (Westfal B1) des niederrheinischwestfalischen Steinkohlenreviers. Forschungsberichte des Landes Nordrheinwestfalen, Nr. 2126, Kbln und Opladen. Caillere, S., Henin, S. 1963, Mineralogie des argiles. Paris. Car, J. 1968, Razvoj langobardskih plasti v strukturi IV. pokrova v bližnji okolici Idrije. Diplomsko delo, Ljubljana. Car, J. 1975. Olistostrome idrijskega srednjetriadnega tektonskega jarka. Geologija 18, Ljubljana. Fairbridge, R. W. 1967, Phases of diagenesis and autogenesis, iz zbornika: Dia-genesis in sediments, Amsterdam. Fuchtbauer, H., Miiller, G. 1970. Sedimente und Sedimentgesteine, Stuttgart. Herbst, G., Koerner, K., Stadler, G., 1962, Kaolin-Kohlentosteine im Oberkarbon des Aachener Reviers. Fortschr. Geol. Rheinl. u. Westf., 3, 2, Krefeld. Kossmat, F. 1911, Geologie des idrianer Quecksilberbergbaues. Jb. Geol. R. A. Wien. Kropač, J. 1912, Uber die Lagerstattenverhaltnisse des Bergbaugebietes von Idria, Wien. Mlakar, I. 1967, Primerjava spodnje in zgornje zgradbe idrijskega rudišča. Geologija 10, Ljubljana. Mlakar, I. 1969, Krovna zgradba idrijsko žirovskega ozemlja. Geologija 12, Ljubljana. Mlakar, I., Drovenik, M. 1971, Strukturne in genetske posebnosti idrijskega rudišča. Geologija 14, Ljubljana. Munda, M. 1953, Geološko kartiranje med Hrastnikom in Laškim. Geologija 1, Ljubljana. Placer, L. 1973, Rekonstrukcija krovne zgradbe idrijsko žirovskega ozemlja. Geologija 16, Ljubljana. Placer, L. 1974, Strukturna analiza epigenetskega rudnega telesa Griibler v idrijskem rudišču. Rudarsko-metalurški zbornik, št. 1, Ljubljana. Placer, L., Car, J. 1975, Rekonstrukcija srednjetriadnih razmer na idrijskem prostoru. Geologija 18, Ljubljana. Petrascheck, W. 1951, Die vulkanischen Tuffe des oberschlesischen Karbons, Berg.-und Huttenmann. Monatsh. 96, Wien. Schrauf, A., 1891, Ueber Metacinnabarit von Idria und dessen Paragenesis. J. Geol. R. A. Wien. S chuller, A., 1950, Zur Nomenklatur und Genese der Tonsteine. N. Jahrbuch f. Mineralogie, Monatshefte, Stuttgart. S t a c h, E. 1950, Vulkanische Aschenregen uber dem Steinkohlenmoor. Gliickauf, 86, Essen. Stoffler, D. 1963. Neuere Erkenntnisse in der Tonsteinfrage auf Grund sedi-mentpetrographischer und geochemischer Untersuchungen in Floz Wahlschied der Grube Ensdorf (Saar). Beitr. Miner. u. Petr., 9, Berlin, Gottingen, Heidelberg. Stutzer, O., 1931, Vulkanische Aschen als Leithorizonte in Kohlenflotzen. Z. prakt. Geol., 39. S k e r 1 j, J., C e b u 1 j, A., S t e r n, J. in Vesel, J., 1975, Industrijski minerali in kamenine v Sloveniji. Geologija 18, Ljubljana. Werner, H. 1952, Der erste Tonsteinfund im Aschener Revier und die Frage nach der Entstehung der Graupen und Kristalltonsteine. Geol. Jb. 66, Hannover. UDK 551.311.6:551.243.12:551.761 Olistostrome v idrijskem srednjetriadnem tektonskem jarku Jote Car Rudnik živega srebra Idrija V idrijskem srednjetriadnem tektonskem jarku so se usedale v lango-bardu med drugimi sedimenti tudi olistostrome, ki so značilne kamenine za razgibana in hitro se pogrezajoča območja. Nastajale so z gravitacijskimi podvodnimi blatnimi tokovi. Najdena sta dva tipa olistostrom. V prvem primeru gre za usedline, ki so po končanem plazenju ostale v istem stratigrafskem nivoju; zato sestoje le iz odlomkov kamenin, ki so sicer njihovi bočni ekvivalenti ali pa tvorijo njihovo podlago. Za te sedimente uporablja avtor nov izraz — intraformacijska olistostroma. Druga vrsta sedimentov s kaotično teksturo so tipične olistrostrome, ki zapolnjujejo tektonsko enoto Karoli v debelini 110 m. Na podlagi zaporedja v nastanku bazalnih langobardskih kamenin, lito-stratigrafske sestave olistolitov, klastov in prodnikov so v zadnjem poglavju opisane tri važnejše faze kinematskega razvoja ter paleogeografske razmere v osrednjem delu idrijskega srednjetriadnega tektonskega sistema v langobardu. Uvod Z obsežnimi raziskavami spodnjetriadnih in srednjetriadnih sedimentov na Idrijskem smo ugotovili, da je tektonski jarek, v katerem leži idrijsko rudišče, le del idrijskega srednjetriadnega tektonskega sistema (L. Placer in J. Car, 1975). Ker je langobardska starost rudišča dokazana (B. B e r c e , 1958; I. M 1 a -kar in M. Drovenik, 1971), je natančno poznavanje razprostranjenosti, zaporedja in okolja nastanka langobardskih sedimentov bistvenega pomena za rekonstrukcijo kinematskega razvoja idrijskega srednjetriadnega tektonskega sistema in paleogeografskih razmer v srednji triadi. Doslejšnje poznavanje ladin-skih sedimentov (I. M1 a k a r, 1967,1969) za omenjeno rekonstrukcijo ni zadostovalo. Leta 1968 (J. Car) smo dopolnili podatke o langobardskih sedimentih v bližnji okolici Idrije, v zadnjih letih pa jih podrobneje razčlenjujemo v idrijskem rudišču. Langobardske plasti ležijo v idrijskem rudišču diskordantno na različno starih litostratigrafskih členih. Zato nam je posebno dragocene podatke o paleogeografskih razmerah ter kinematskem razvoju idrijskega srednjetriadnega tektonskega jarka prinesel študij bazalnih sedimentov. Neposredno nad erozijsko diskordanco slede ponekod neplastovite usedline s kaotično teksturo. V osnovi, ki je lahko peščena, meljasta ali glinasta, »plavajo* povsem brez reda odlomki in prodniki kamenin različnih starosti, velikosti in zaobljenosti. Ker se ti sedimenti nahajajo le v idrijskem srednjetriadnem tektonskem jarku, in še to le v nekaterih njegovih delih, so nesporno v zvezi z njegovim nastankom. Prav interpretacija geneze in prostorske zveze kamenin s kaotično teksturo z ostalimi langobardskimi sedimenti ter številni podatki o triadni tektoniki so bili ključ za rekonstrukcijo kinematskega razvoja idrijskega tektonskega jarka. Poimenovanje sedimentov s kaotično teksturo Kamenine s kaotično teksturo še niso zadovoljivo poimenovane. Zato se nam zdi potrebno, dati o tej problematiki nekaj informacij. Splošno priznanega izraza, ki bi petrografsko karakteriziral sedimente s kaotično teksturo, še ni. L. J. G. Scher mer horn (1966) je predlagal ime »mikstit«, ki naj bi bilo »kvalitativno ime za nesortirane ali slabo sortirane klastične sedimente z megaklasti ne glede na njihovo sestavo ali nastanek*. Čeprav ta izraz — po našem mnenju — zelo dobro karakterizira sedimente s kaotično teksturo, uporablja večina raziskovalcev raje facialno-genetska opisna imena. Iz pregledane literature vidimo, da lahko povzroče pojavi, ki so sicer različni po izvoru, obsegu in kraju, nastanek enakih ali vsaj na prvi pogled zelo podobnih usedlin. Zato se je težko dokopati do zadovoljive sheme, ki bi genetsko natančno opredeljevala posamezne različke kaotičnih sedimentov. K. Gorier in K. J. Reutter (1968) navajata celo vrsto opisnih izrazov za genetsko različne sedimente s kaotično teksturo, ki so že bili uporabljeni v literaturi. Poudarjata, da je včasih podobnost dveh, po nastanku sicer različnih sedimentov, tako velika, da ju ne moremo ločiti. V številnih primerih pa opazujemo tudi genetske prehode iz enega tipa v drugega, kar nam problem določitve še bolj zaplete (K . Gorier in K. J. Reutter, 1968; S. V. Ružencev in I. V. Hvorova, 1973). Za tiste usedline s kaotično teksturo, ki so nesporno sedimentnega izvora, se je uveljavil v zahodni literaturi izraz olistostroma (L.J.G.Schermerhorn, 1966; K. Gorier in K. J. Reutter, 1968; E.Abbate in drugi, 1970). Po splošni definiciji je olistostroma sediment, ki je nastal s presedimentacijo starejših kamenin z blatnimi tokovi (K. Gorier in K. J. Reutter, 1968). E.Abbate in drugi (1970) uporabljajo ime olistostroma kot sinonim za podvodni blatni tok. Ruski geologi so takšne usedline prej imenovali »tilitom podobni sedimenti-« (N. M. Cumakov, 1965; I. N. Cerenkov, 1972; D. V. Postni k o v in drugi, 1972). V zadnjem času pa z nekaterimi pridržki uporabljajo ime olistostroma (S.V. Ružencev in I. V.Hvorova, 1973). Pri nas so za kaotične sedimente v flišu iz okolice Anhovega uporabili ime olistostroma D. Skaberne (1973) ter D. Kuščer, N. Kuščer in D. Skaberne (1974). G.Flores,kije uvedel izraz olistostroma (1955, vE.Abbatein drugi, 1970) poudarja, da te sedimente karakterizira litološka in petrografska hetero-genost materiala, ki je ponavadi popolnoma premešan in odložen kot semifluidno telo. Olistostrome nastajajo v zaporedju normalnih sedimentov in so dovolj obsežne, da jih lahko kartiramo. Ne kažejo prave plastovitosti, razen morebitnih velikih vključkov prej plastovitega materiala. V vsaki olistostromi ločimo osnovo, sestavljeno iz prevladujočega heterogenega pelitskega materiala, v katerem so vključeni odlomki trših kamenin. To osnovno definicijo so v zadnjih letih različni raziskovalci bistveno razširili in dopolnili. Najpomembnejše dopolnitve Floresove definicije lahko združimo v naslednjih točkah: a) Največja doslej ugotovljena dolžina drsenja materiala je 200 km. Olistostrome nastajajo tudi pri lokalnih, neznatnih zdrsih (K. Gorier in K. J. Reutter, 1968). b) Debelina olistostrom je lahko nekaj decimetrov do več kot dva kilometra (K.Gorier in K.J. Re utter, 1968). c) Izključno ekstraformacijski izvor komponent (E . A b b a t e in drugi, 1970). d) Olistostrome imajo lahko tudi monolitološko sestavo (A. Jacobacci, 1965). e) Ni nujno, da prehajajo olistostrome navzgor in navzdol zvezno v prika-menine. Običajno je spodnja meja ostra, zgornja pa postopna (K. Gorier in K. J. Reutter, 1968;S.V. Ružencev in I. V. H v o r o v a , 1973). Ce upoštevamo zgoraj naštete dopolnitve, lahko imenujemo sedimente s kaotično teksturo v idrijskem srednjetriadnem tektonskem jarku v splošnem miksti-te, njihov dobršen del pa olistostrome. Druge sedimente s kaotično teksturo, ki ne ustrezajo povsem zgoraj navedeni definiciji pravih olistostrom, bomo imenovali intraformacijske olistostrome. Kot bomo videli iz naslednjih odstavkov, so to pravi intraformacijski sedimenti, ki pa so po genezi in teksturi povsem podobni olistostromam. Po G. F1 o r e s u (1955, E. A b b a t e in drugi, 1970) naj bi vse nezaobljene vključke, ne glede na njihovo velikost, ki so popolnoma samostojni in so nastali po drsenju, imenovali olistolite. Enakega mišljenja sta tudi K. Gorier in K.J.Reutter (1968). Pri obravnavi naših olistostrom bomo upoštevali novejšo klasifikacijo vključkov (E . A b b a t e in drugi, 1970), ki se nam zdi primernejša. Italijanski geologi, ki so se doslej s tovrstnimi sedimenti največ ukvarjali, so predlagali za večje vključke — nad 4 m v premeru — ime olistolit, za manjše pa klast. O tej meji so izrazili pomisleke že nekateri ruski raziskovalci (S. V. Ružencev in I. V. Hvorova, 1973). Tudi za naš tip olistostrom je ta meja verjetno previsoko postavljena. Upoštevati je treba, da je velikost vključkov odvisna predvsem od petrografske sestave sedimentov, ki zdrsijo, ter energije okolja, v katerem je blatni tok nastal. Ti pogoji pa so za vsako olistostromo gotovo drugačni. Da ne bo še večje zmede v že tako zapleteni problematiki, bomo obdržali pri obravnavanju olistostrom v idrijskem rudišču kar italijansko razmejitev med klasti in olistoliti. Lega olistostrom v idrijskem rudišču Sedimenti s kaotičnimi teksturami so razviti v dveh različnih delih idrijskega rudišča, in sicer na območju, ki ga imenujemo »Talnina«, ter v tektonski enoti Karoli. Genezo in lego obeh omenjenih območij v idrijskem srednjetriadnem tektonskem sistemu (si. 1), kakor tudi njihovo današnjo lego v strukturi rudišča (si. 2) ter v širši zgradbi idrijsko žirovskega ozemlja so obravnavali I. Mlakar 1967, 1971), L. Placer (1973) ter L. Placer in J. C a r (1975). V naslednjih odstavkih bomo navedli le tiste podatke iz omenjenih del, ki so nujno potrebni za razumevanje geneze obravnavanih sedimentov. Poudariti je treba, da so triadni odnosi med posameznimi tektonskimi enotami v idrijskem srednjetriadnem tektonskem jarku (si. 1) še ohranjeni v zgradbi idrijskega rudišča, le splošna prostorska orientacija nekaterih delov je zaradi kasnejših tektonskih premikov precej drugačna (si. 2). »Talnina«, kot imenujemo 600 do 700 metrov širok južni in osrednji del nekdanjega idrijskega srednjetriadnega tektonskega jarka (si. 1), je ohranila v današnji zgradbi rudišča prvotno lego (si.2). Na južni strani jo loči od tako imenovanega južnega praga normalni triadni prelom Veharše. Z druge strani je omejena s tektonsko enoto Cemernik, ki ima danes subhorizontalno lego kot vsi ostali deli srednjetriadnega tektonskega jarka, ki so ležali v triadni dobi severno od območja »Talnine«. Enoto Cemernik loči od »Talnine« srednjetriadni normalni prelom Cemernik, na drugi strani pa jo normalni prelom Karoli loči od tektonske enote Karoli (si. 1) Pri terciarnih tektonskih premikih je bil zahodni del idrijskega tektonskega jarka odrezan ob narivni ploskvi; njegovega neposrednega nadaljevanja danes ne poznamo. Na vzhodni strani se bomo omejili le na študij sedimentov do močnega triadnega preloma »O«, ki je imel v triadi približno smer N-S in je torej vzporeden z našim profilom na si. 1, zato ga nismo mogli prikazati. Na drugi strani preloma »O« so langobardski sedimenti že nekoliko drugače razviti kot v obravnavanem delu rudišča. Pri »staroterciarnem« gubanju so zavzele plasti idrijskega srednjetriadnega tektonskega jarka v sekundarni gubi zgornjega krila velike polegle gube normalno, subvertikalno in inverzno lego (I. Mlakar, 1969; L. Placer, 1973). »Talnina« je z južnim pragom obdržala prvotno lego. Tektonski enoti Cemernik in Karoli sta se nahajali v prevojenem delu sekundarne gube in sta prešli v subhorizontalno lego (I. Mlakar, 1967; L Placer, 1973). V času delovanja »staroterciarne« tektonike je bilo rudišče s spodnje in zgornje strani omejeno z narivi, v »mladoterciarni« fazi pa še presekano s sistemom normalnih prelomov NW-SE. Najpomembnejša sta idrijski prelom, ki omejuje rudišče s severovzhodne strani, in prelom Zala, ki reže orudeno strukturo z jugozahodne plati. Del tektonske enote Karoli se je pri terciarnih premikih vrnil v subvertikalno lego. »Talnina« je danes odprta s številnimi rovi na višini III., IV., VI. in VII. obzorja, kjer smo lahko dodobra proučili ohranjene elemente triadne tektonike; zato v tem delu rudišča ni bilo težko rekonstruirati triadnih razmer. Mnogo več SI. 1. Poenostavljen profil skozi idrijski srednjetriadni tektonski jarek konec langobardske dobe Fig. 1. Generalized section through the Idrija Middle-Triassic trough-fault, at the and of the Langobardian period 1 Permokarbonske kamenine, 2 Grfldenski peščenjak, 3 Zgornjepermske in skitske kamenine, 4 Anizicni dolomit, 5 Langobardski In cordevolskl sedimenti, 8 OUstostroma, 7 Srednjetrladna tektonska cona z vgnetenimi bloki milonitiziranega anizlčnega dolomita, S Srednjetriadni prelom 9 Srednjetrladna erozijska diskordanca, 10 »Mladoterclarni« prelom, 11 »Staroterciarni« narlv znotraj pokrova, 12 »Staroterciarna« meja pokrova, 13 OUstostroma v tektonski enoti Karoli 14 Olistostroma v območju »Talnine«, IS Profil prikazan na sliki 3 1 Carboniferous-Permian rocks, 2 Val Gardena sandstone, 3 Upper Permian and Scythian rocks, 4 Anisian dolomite, 5 Langobardian and Cordevolian sediments, 6 Ollstostrome, 7 Middle--Triassic structural unit bearing rolled blocks of mylonitized Anisic dolomite, 8 Middle-Triassic fault, 9 Middle-Triassic erosional unconformity, 10 Late Tertiary fault, 12 Early Tertiary thrust sheet within the nappe structure, 12 Early Tertiary boundary of the nappe, 13 Ollstostrome within the Karoli unit, 14 Olistostrome within the Talnina unit, 15 Section drawn in fig. 3 IDRIJSKI TEK TONSKI JAREK IDRIJA TROUGH FAUL T N 0 • m • • C • « C • O ' < * II zm 9 tO n ■""' 13 (A) 12 M fs) 190 m /5----- sw TIC NIC A NE Severni prag Northern ridge fault Tektonski enota Karoli Karoli structural unit Prelom Urbanovee-Vrbi novec Zovčan Prtlom Karoli Karoli fault Zovčan fault Prtlom Cemernik Čemernik fault 100 m 0 too 300 Legenda na sl.l Explanation in fig. t Po Placer ju in C ar ju,197 S SI. 2. Poenostavljen profil skozi idrijsko rudišče Fig. 2. Generalized section through the Idrija ore-deposit problemov smo imeli pri določevanju triadnih dimenzij in oblike enote Karoli. Zapletena terciarna tektonika in številni stari jamski zasipi so nam onemogočili izluščiti vse detajle nekdanjih razmer. Na sliki 3 vidimo stanje v najnižjih in srednjih delih tektonske enote Karoli po končani sedimentaciji langobardskih usedlin. Prvotno enoten blok anizičnega dolomita je bil že pri triadnem grezanju močno deformiran. Glede na triadno prostorsko lego ter razvoj sedimentov ločimo enoto Karoli na zahodni, centralni in vzhodni del. Zahodnega loči od centralnega močan triadni prelom s smerjo sever-jug, ob katerem sta bloka drsela v vertikalni smeri drug nasproti drugemu vsaj za 50 m (sl.3). V zahodnem delu se nahaja danes diskordanca aniz-langobard kakih 10 m pod višino IV. obzorja, v centralnem delu pa tik nad XI. obzorjem. Ali loči centralni del tudi od vzhodnega triadni prelom ali pa je nastala velika višinska razlika med njima zaradi terciarnih tektonskih premikanj, ni bilo mogoče ugotoviti. Ta območja v rudišču danes niso dostopna. Na zahodni strani se končuje tektonska enota Karoli ob triadnem prelomu, ki ga še nismo poimenovali. Na južni in severni strani jo omejujeta, kot smo že omenili, močna normalna triadna preloma Karoli, oziroma Urbanovec-Zovčan, ki se v vzhodnem delu združita v močni prelomni coni z vgnetenimi milonitizira-nimi lečami anizičnega dolomita. Tudi anizični dolomit centralnega dela se ob prelomih izklinja navzdol. Struktura prehaja v močno tektonsko cono z vgnetenimi zdrobljenimi bloki anizičnega dolomita (sl.l in 3). Čeprav je tektonska enota Karoli izredno zapletena, lahko vendarle sklepamo, da ima dno obliko nepravilne elipse z daljšo osjo približno 200 m in krajšo Fig. 3. Section through the Karoli structural unit 50 do 60 m. V spodnjih delih, kjer so razviti kaotični sedimenti, se dolžina tektonske enote Karoli ne spreminja, širina pa se poveča na približno 70 do 80 m. V današnji zgradbi rudišča se nahajajo obravnavani sedimenti med X. in IV. obzorjem (si. 2). Opis kaotičnih sedimentov v »Talnini« Langobardske plasti se v »Talnim« zaradi specifičnih pogojev usedanja po debelini in zaporedju členov zelo hitro spreminjajo. Neposredno nad diskordanco leži ponekod nekaj deset centimetrov tufita; povečini pa svetlo sivi langobardski dolomit ali sediment s kaotično teksturo, ki prehaja v plasti skonca (si. 4). Skupna debelina olistostrom in plasti skonca je 20 do 25 m. Sledi še 50 do 80 m tufita (I. Mlakar, 1967), ki je najvišji člen langobardskih plasti v idrijskem srednjetriadnem tektonskem jarku. Na območju »Talnine* najdemo kaotične sedimente v obliki leč, katerih daljše osi imajo danes smer NW-SE. Njihove prvotne orientacije v idrijskem srednjetriadnem tektonskem jarku zaradi zapletenih terciarnih premikov sicer natančno ne poznamo, menimo pa, da se bistveno ni spremenila. Leče kaotičhih sedimentov dosežejo največjo dolžino v smeri NW-SE, in sicer celo 100 m, medtem ko v širino ne presegajo 30 m. Debelina leč je največ 10 m. Omenjene sedimente smo opazovali v številnih progah na VI., IV. in III. obzorju ter še posebno lepo na 12. in 13. etaži odkopnega polja Talnina. Zanimive podatke o strukturi ter lateralnih prehodih smo dobili tudi pri vrtanju rudnega telesa Talnina. - 25 —20 m -/5 —0 m Diskordinca Unconformity SI. 4. Profil langobardskih usedlin na območju »Talnine« Fig. 4. Section showing the Langobardian sediments of the Talnina unit A Zgornjeskitski dolomit in skrilavec, B Langobardski dolomit z drsnimi teksturami, C Intra- formacijska olistostroma, D Plasti skonca, £ Tuf In tufit A Upper Scythian dolomite and shale, B Langobardian dolomite showing slump structures, C Intraformational olistostrome, D Skonca beds, E Tuff and tuflite Sedimenti s kaotično teksturo ležijo le ponekod na langobardskem svetlo sivem, zrnatem, tu in tam poroznem dolomitu, sicer pa diskordantno na zgornje-skitskem zrnatem dolomitu z značilnimi prevlekami pilolita ter na zgornjeskit-skem sivkasto zelenem skrilavcu z lečami dolomita. Na IV. obzorju je ponekod pod mikstiti ohranjen tudi zgornjeskitski laporasti apnenec ali celo anizični dolomit. Diskordanca med zgornjeskitskimi kameninami in langobardskimi sedimenti je povsod lepo vidna. Pod langobardskim dolomitom jo karakterizira nekaj milimetrov do več centimetrov temno zelene gline (si. 4). V glavni progi na IV. obzorju opazujemo močno razgibano diskordančno ploskev, nad katero je bilo odloženo 30 cm drobnozrnatega tufskega peščenjaka. Svetlo sivi, masivni, grobozrnati, ponekod porozen langobardski dolomit, ki doslej še ni bil najden, je ohranjen v obliki nepravilnih leč debelih do 9 m (VI. obzorje, NW od slepega jaška Talnina) in ima povečini izrazito intraklastično strukturo. Po R. L. Folkovi (1969) klasifikaciji ga označujemo kot debelo do srednje kristalasti intraklastični dolomit (Vi :Do) ali celo dolorudit. Navzgor in lateralno prehaja zvezno, skorajda neopazno, prek vseh stopenj intraklastične strukture v grobo intraklastično brečo, ta pa v kamenino z drsnimi teksturami (si. 5, 6 in 8a), ki končno prehaja v sedimente s kaotično teksturo (si. 7). V bližini kontakta z brečastim dolomitom so razpoke med drsniki (M. N. Dimitrije-vič, M. D. Dimitrijevič, B. Radoševič, 1967) le neznatne. Opazimo SI. 5. Langobardski dolomit na območju »Talnine« z nakazano drsno teksturo Fig. 5. Langobardian dolomite showing slump structure within the Talnina unit jih le zaradi infiltracije bituminozne mase (si. 6). Z oddaljenostjo od neporuše-nega dolomita se razpoke širijo in infiltriranega glinastega-bituminoznega materiala je vedno več. Drsniki so v bližini leč še jasno usmerjeni vzporedno z di-skordanco (si. 8a) in se po obliki bolj ali manj tesno prilegajo drug drugemu. Včasih drsniki še niso povsem ločeni in prehajajo drug v drugega ter imajo nepravilne lečaste oblike. V tej fazi še lahko dosežejo velikost 1,5 m. Drsniki dalje bočno prehajajo v klaste paralelepipednih, trapezoedričnih ali povsem nepravilnih podolgovatih oblik, ki brez reda plavajo v vezivu (si. 7, 8a in b). Vezivo je največkrat črn bituminozen glinast ali meljast material z večjo ali manjšo primesjo karbonatov in tufskega materiala. Z oddaljenostjo od dolomita se v bočni smeri odstotek veziva veča, tako da ga je končno 50 do 70 odstotkov. Po vertikali so razmere nekoliko drugačne. Langobardski dolomit in nekateri drsniki pogosto prehajajo v vezivo, in sicer tako, da je v dolomitna polja, ki so močno porozna, vključeno vezivo. Konture dolomitnih polj so tu in tam že močno zabrisane. Više so klasti vedno manjši in redkejši. Vmes se pojavljajo tudi bolj ali manj zaobljeni prodniki skitskih kamenin. Vezivo je vedno bolj urejeno in glinasto meljasta masa fluidalno obkroža klaste. Končno prehaja kamenina v skrilavec in meljevec skonca ali tufit z ekstraklasti. Ponekod je vezivo temno sivo, apneno in prehaja v klastični laporasti apnenec z redkimi dolomitnimi ekstraklasti (si. 4). SI. 6. Drsniki langobardskega dolomita na območju »Talnine« Fig. 6. Slump balls originating from Langobardian dolomite within the Talnina unit SI. 7. Intraformacijska olistostroma. Detajl čela rova pri slepem jašku Vončina na IV. obzorju Fig. 7. Intraformational olistostrome from the face of the gallery at the Vončina blind shaft of the 4th mine level Geneza intraformacijskih olistostrom v »Talnini« Prostorska razporeditev in medsebojni prehodi sedimentov v »Talnini« nam kažejo na njihovo tesno genetsko zvezo. »Talninski« mikstiti so nastali s podvodnim drsenjem, ki je prešlo ponekod v podvodno plazenje (R. H. Dott, 1963; K. Gorier in K. J. Reutter, 1968). Tako dobimo v končni fazi plazenja sedimente s kaotično teksturo, ki so enaki olistostromam, ne ustrezajo pa, kot smo že poudarili, povsem definiciji pravih olistostrom. Premaknjene kamenine s kaotično teksturo so namreč ostale v istem stratigrafskem nivoju, tako da je njihov lateralni ekvivalent v našem primeru bodisi neporušen dolomit ali dolomit z drsnimi teksturami. Klasti so torej vedno iz langobardskega dolomita. Zato ni izpolnjen pomemben definicijski pogoj za olistostrome o splošnem ekstrafor-macijskem izvoru komponent. Opisane intraformacijske olistostrome se bistveno ločijo od intraformacijskih breč in prav tako od intraformacijskih konglomeratov (K . G or 1 e r in K . J . Reutter, 1968), ki nastajajo pri intraformacijskih plazovih prodnih nanosov. V ruski literaturi dobimo za tovrstne sedimente izraz »tiloidi pogrezanja« (N. M. C u m a k o v , 1965). SI. 8 a) Prileganje langobardskih dolomitnih drsnikov v »Talnim« b) Značilno izoblikovan klast iz intraformacijske olistostrome v »Talnim« c) Dolomitni olistoliti v peščeno-glinasti osnovi v olistostromi tektonske enote Karoli Fig. 8 a) Slump balls shortly after the breaking of Langobardian dolomite b) Lumpy clast from the intraformational olistostrome within the Talnina unit c) Dolomite olistoliths in the sandy argillaceous material of the olistostrome from the Karoli unit Ko je bil dolomit v spodnjem delu že dobro konsolidiran, v zgornjem pa manj, je prišlo zaradi tektonskih premikov do večjih sprememb morskega in kopenskega reliefa. Dolomitna masa je začela drseti po diskordančni ploskvi v lokalne kotanje. Nastali so dolomitni drsniki in drsne teksture v dolomitu. Istočasno je začel prihajati z bližnjega kopnega bituminozni glinasti in tufski material, ki je zapolnjeval nastale razpoke med drsniki in klasti. V zgornjem delu nekonsoli-dirane dolomitne mase so nastali zanimivi zvezni prehodi med dolomitom in črnim bituminoznim glinastim skrilavcem. Premiki znotraj zdrsele mase so sorazmerno majhni. Sodimo, da dosežejo največ nekaj 10 metrov. Od dolžine premika je odvisno, ali so v sedimentih razvite le drsne teksture, ali pa se je dolomit deformiral do take mere, da so nastale intraformacijske olistostrome. V našem primeru so zdrsele nekaj metrov debele plasti delno litificiranih kamenin. Ker je diskordančna ploskev močno razgibana in je bilo na njej odloženo le nekaj milimetrov do nekaj centimetrov glinastega materiala, menimo, da je bil naklonski kot pobočja velik. Tesna zveza intraformacijskih olistostrom s tufski-mi sedimenti nas opozarja na pomembno vlogo vulkanskega delovanja ter spremljajoče potresne aktivnosti pri nastanku sedimentov v »Talnim«. Olistostrome v tektonski enoti Karoli Iz prehodov med bazalnimi litološkimi členi langobardskih plasti na območju enote Karoli sklepamo, da je bil na erodiranem anizičnem dolomitu odložen sivi zrnati ponekod porozni dolomit, kakršnega smo že opisali pri obravnavanju razmer v »Talnim«, dalje dolomit z ekstraklasti, kaolinitne usedline z lečami dolomita ali konglomerata ter ponekod konglomerat. Našteti litološki členi se med seboj prepletajo. Zaradi diferencialnega gibanja posameznih blokov znotraj tektonske enote Karoli po končani sedimentaciji so pretrpele bazalne tvorbe različne spremembe. Najpreprostejše razmere so na zahodnem delu (si. 3), kjer je bil odložen le langobardski dolomit in dolomit z ekstraklasti. Ker je bil blok malo nagnjen proti vzhodu, ni prišlo do večjega drsenja. Kamenino preprezajo do 1 cm široke razpoke pravokotno na plastovitost, ki so bile zapoljene z dolomitom ali glinasto snovjo. Dolomit prehaja navzgor (pod IV. obzorjem) postopno v dolomit z ekstraklasti, sledi mu konglomerat. Proti centralnemu delu območja Karoli prehaja langobardski dolomit postopno v olistostromo (si. 3). V ostalih delih območja Karoli so razmere dosti bolj zapletene. Na vzhodnem bloku, močno nagnjenem proti centralnemu delu Karolija, je zdrsel celoten langobardski dolomit po diskordančni ploskvi. V tistem delu, ki je najbližji centralnemu delu in je torej najgloblje pogreznjen (si. 3), so v spodnjem delu lan-gobardskega dolomita nastale drsne teksture, zgornji del dolomitnega horizonta pa je prešel v intraformacijsko olistostromo. Lateralno se ti sedimenti vežejo s podobnimi, ki so razviti v centralnem delu tektonske enote Karoli (si. 9). Nepravilni drsniki se stikajo med seboj, ali pa so že povsem ločeni drug od drugega s skrilavim kaolinitnim vezivom. Zanimivo je, da je zaradi usmerjenosti drsnikov vzporedno z diskordanco videti, kot da je sediment plastovit, čeprav je bil dolomit pred drsenjem masiven. V višjih delih vzhodnega dela tektonske enote Karoli (odkopno polje Urban VI/6) najdemo med dolomitnimi tudi že drsnike konglomerata različnih dimenzij, ki prav tako plavajo v glinasto peščeni osnovi s fluidalno teksturo. Ce upoštevamo le majhne premike — nekaj 10 m — nam položaj konglomeratnih drsnikov pojasnjujejo večje koncentracije dobro zaobljenih prodnikov zgornjeskitskih kamenin in anizičnega dolomita, ki se pojavljajo kot manjše leče v langobardskem dolomitu. Mehansko manj odporna obrobja konglomeratnih leč so bila dobra predispozicija za drsne ploskve. Pogosto pa so potekale drsne ploskve tudi po dolomitu in v takih primerih opazimo v drsnikih večja polja dolomita. Nad tem horizontom ležijo v višini 5. etaže odkopnega polja Urban nad VI. obzorjem 20 cm ali pa celo 2 do 4 m dolgi in do 1 m debeli bloki langobardskega dolomita, ki se sicer nahaja pod konglomeratnimi plastmi. Bloke obdaja glinasto peščena osnova s fluidalno teksturo. Položaj teh blokov smo pojasnili šele z opazovanjem razmer na 6. etaži odkopnega polja Urban nad VI. obzorjem. Langobardski dolomit je zdrsel v celoti, in sicer čez konglomeratne plasti, ki so nekoliko mlajše od dolomita. Tako lahko v tem primeru govorimo o pravih olistolitih, čeprav znaša premik le nekaj 10 m. V najvišjih delih obravnavanega območja (na III. obzorju pri slepem jašku Leithner) leže diskordantno na svetlo sivem grobozrnatem dolomitu najprej kaolinitne usedline in šele nad njimi konglomeratni drsniki, ki pa v tej višini ne prehajajo v olistostromo kot v nižjih delih, temveč v konglomerat z lečami svetlega dolomita (si. 9). Najnižja območja centralnega dela tektonske enote Karoli danes niso dostopna; zato ni bilo mogoče ugotoviti, kakšni langobardski sedimenti so razviti neposredno nad diskordanco, če je seveda ta ohranjena. V višini X. obzorja (na 1. etaži odkopnega polja Koralna ruda na X. obzorju), kjer je najnižje danes dostopno mesto na območju Karoli, so že razvite olistostrome. Njihova posebnost je velik odstotek prodnikov, ki so povečini nepravilno razporejeni med olistoliti in klasti. Ti, za centralni del Karolija zelo značilni sedimenti, se pojavljajo vsaj od višine X. obzorja pa do višine 5. etaže odkopnega polja Urban nad VI. obzorjem (si. 9). Razporeditev, sestava, premer, zaobljenost in količina olistolitov, klastov ter prodnikov se pogosto spreminjajo. Po predlagani italijanski definiciji velikosti olistolitov so olistoliti sorazmerno redki, drugod pa manjkajo. Doslej smo opazovali olistolite grodenskega peščenjaka, oolitnega apnenca, anizičnega dolomita in langobardskega dolomita (sl.9, 8c in 10). Olistoliti so posebno lepo vidni na IX. in VII. obzorju ter na 4. etaži Urban nad VII. obzorjem, 5. etaži odkopnega polja Urban nad VI. obzorjem ter 5. etaži rudnega telesa Sebastijan nad VI. obzorjem. Litostratigrafska sestava klastov je bolj pestra. V olistostromi centralnega dela Karolija smo našli klaste iz naslednjih kamenin: permokarbonskega me-ljevca in peščenjaka, grodenskega peščenjaka, različnih skitskih kamenin, anizičnega dolomita, langobardskih kaolinitnih usedlin, konglomerata in langobardskega dolomita (si. 11 in 12). Kot prodniki se pojavljajo različne zgornjeskitske kamenine, anizični dolomit in langobardski dolomit. Odstotek prodnikov v zgornjem delu olistostrome se navadno veča, klastov pa manjša. Prav tako se po vertikali veča zaobljenost prodnikov. Redke, toda idealno zaobljene prodnike zgornjeskitskih kamenin najdemo tudi v najnižjih delih olistostrome. V glavnem dosežejo 1. do 3. stopnjo zaobljenosti, kar kaže na transport nekaj 100 m ali največ nekaj kilometrov. tektonske enote Karoli Fig. 9. Section showing the basal Langobardian series from the northern border of the central part of the Karoli unit A Anizični dolomit, B Olistostroma, C Langobardski konglomerat z lečami dolomita, 2 Olistoliti anizlčnega dolomita, 2 Olistoliti skitskih kamenin, 3 Olistoliti grodenskega peščenjaka, 4 Langobardski intraklastični dolomit s prodniki A Anisic dolomite, B Olistostrome, C Langobardian conglomerate with dolomite lenses, J Oli-stoliths of Anisic dolomite, 2 Olistoliths of Scythian rocks, 3 Olistoliths of Val Gardena sandstone, 4 Langobardian intraclastic dolomite with gravel Za najnižje dele olistostrome je značilno, da sestoje iz sorazmerno majhnih klastov (največ 25 cm v premeru), ki brez kakršnega koli reda plavajo v vezivu (si. 11). Prevladujejo odlomki langobardskega dolomita, redkejši so kosi zgornje-skitskih in permokarbonskih kamenin in grodenskega peščenjaka. Opazujemo celo območja, ki sestoje izključno iz klastov langobardskega dolomita. Ta sediment je enak intraformacijskim olistostromam iz »Talnine« in vzhodnega dela tektonske enote Karoli, vsebuje pa tudi prodnike. V splošnem lahko ugotovimo, da kažejo klasti iz centralnega dela Karolija na nekoliko daljši transport kot vključki iz drugih omenjenih lokacij. Genetsko med njimi ni razlike. Lateralno se vežejo na dolomit z drsnimi teksturami vzhodnega bloka območja Karoli. Ponekod so klasti in prodniki odloženi zelo nagosto, tako da je veziva le kakih 30 °/o, drugod pa ga je celo do 70 °/o (si. 11). V višjih delih centralnega dela Karolija se procent langobardskega dolomita zelo zmanjša in klasti v olistostromi so dosti manj sortirani. Sestoje iz stratigrafsko starejših kamenin, njihova velikost pa je zelo različna. Osnova je v spodnjem delu olistostrome temno rjava, temno siva ali ponekod skoraj črna peščeno meljasta glinasta masa. Sestava osnove se spreminja od glinastega peščenjaka do peščenega meljevca in peščenega skrilavca. Hitre spremembe opazujemo tako v vertikali kot tudi v horizontali. Zelo redko so zrna v osnovi toliko sortirana, da bi lahko govorili o pravem peščenjaku, meljevcu ali skrilavcu. Pod mikroskopom opazujemo precej kremena, kalcedona, pirita, sljudo, ponekod velika zrna plagioklazov, precej organske primesi in karbonatnih vključkov. V zgornjih delih južnega obrobja tektonske enote Karoli prehaja olistostroma zvezno v kamenine, ki se po notranji razporeditvi vključkov sicer ločijo od že opisanih, vendar jih po osnovnih značilnostih še prištevamo med olistostromne sedimente. Kot vključki se pojavljajo klasti ali prodniki, ki so lečasto razporejeni v vezivu. Olistolitov tu ni več. Vezivo bi lahko še vedno označili kot meljasto peščeno glinasto maso, čeprav peščena frakcija močno prevladuje. Na številnih mestih prehaja vezivo v peščenjak ali glinasti peščenjak. Te kamenine dosežejo največjo debelino ob južnem obrobju Karolija, in sicer okrog 40 m (sl.l). V nižjih delih obrobja, ki leži v današnji zgradbi rudišča zaradi zapletenih terciarnih tektonskih premikanj na višini III., IV. in VI. obzorja, se obravnavani sedimenti ob normalnem triadnem prelomu Cemernik naslanjajo na spodnjeskitski skrilavec z oolitnim apnencem, v severnem delu območja Cemernik pa so bili odloženi diskordantno na zgomjeskitskem dolomitu in skrilavcu. Danes so ti deli tektonske enote Cemernik dostopni na etažah odkopnih polj Urban, Trije kralji in Vsi Sveti. Bočno, proti severnemu obrobju Karolija, prehaja olistostroma v konglomerat, ki je značilen za razvoj langobarda v idrijskem rudišču (sl.l). Prodniki zgornjeskitskih kamenin, anizičnega in langobardskega dolomita, ki se pojavljajo v lečah, so povečini idealno zaobljeni. Zanimivo je, da se kot klasti pojavljata le anizični in langobardski dolomit. V spodnjih nivojih je ponekod klastov in prodnikov toliko, da vezivo ne presega 20 do 30 odstotkov, medtem ko jih je drugod le nekaj odstotkov. Vključki so koncentrirani v obliki nepravilnih leč, ki so ponekod dolge in debele le nekaj decimetrov, drugod pa tudi do 10 metrov. Imajo razpotegnjeno daljšo os v smeri NE-SW. Urejenosti klastov oziroma prodnikov znotraj leč nismo opazili. Ponekod so se formirala gnezda povsem nepravilnih oglatih zrnc v velikosti 0,3 do 0,5 cm pa tudi manj. V njihovi neposredni bližini imamo leče drobnozrnatega konglomerata ali peščenjaka. Niso redka območja, kjer opazimo, v peščenoglinastem vezivu na površini tudi več kvadratnih metrov le nekaj klastov ali redke prodnike. Včasih tudi ti manjkajo ali pa plava v vezivu večji klast. V zgornjem delu sedi-mentov so pogostni lepo zaobljeni prodniki pirita. Nastali so z dezintegracijo permokarbonskih in langobardskih kaolinitnih usedlin, ki vsebujejo številne leče SI. 10. Olistolit anizičnega dolomita na 6. etaži rudnega telesa Sebastijan nad VI. obzorjem Fig. 10. Olistolith of Anisic dolomite from the Sebastian ore-body above the 6th mine level singenetskega pirita. Proti severnemu obrobju območja Karoli prehaja olistostroma v običajen nesortiran konglomerat. V splošnem se število vključkov navzgor manjša in so vedno manjših premerov; začenjajo prevladovati prodniki, klasti pa so v zgornjem delu že izredno redki. Doslej opisani sedimenti prehajajo navzgor v polimiktni peščenjak, ki sestoji iz nesortiranih delcev kremena, sljude in karbonatov. Je temno siv ali rjav in pogosto grobozrnat. V zgornjih delih se zrna počasi urejajo in na območju odkop-nega polja Trije Kralji prehajajo v debeloplastovit trd kremenov peščenjak in končno v sedimente zgornjega horizonta skonca. SI. 11. Značilna slika olistostrome v tektonski enoti Karoli Fig. 11. Characteristic features of the olistostrome within the Karoli unit SI. 12. Klasti zgornjeskitskega, anizičnega in langobardskega dolomita v čelu odkopa na etaži Sebastijan VI/6 Fig. 12. Clasts of Upper Scythian, Anisic and Langobardian dolomite from the stope in the Sebastian ore-body Geneza olistostrom v tektonski enoti Karoli Spodnji del langobardskih kamenin je v tektonski enoti Karoli enako razvit kot v »Talnini«. V zahodnem delu opazujemo dolomit z drsnimi teksturami. Njegovo genezo smo že razložili pri obravnavi razmer v »Talnini«. Na vzhodnem delu so langobardski sedimenti zdrseli v celoti. Delno so ostali na istem kraju območja Karoli, in sicer kot intraformacijske olistostrome, dobršen del kamenin pa je zdrsel v obliki podvodnega plazu in zapolnil najnižji del centralnega območja Karoli. Zaradi tega nas ne preseneča, da najdemo ponekod izključno langobardske klaste ali pa ti prevladujejo. Redki dobro zaobljeni prodniki langobardskih in zgornjeskitskih kamenin kažejo na ponovno aktiviranje denuda-cijskih procesov na območju »Talnine«, kjer so bile te kamenine nad erozijsko bazo. Srednji del olistostrome se loči od spodnjega po veliki raznolikosti klastov tako po litološki kot tudi po stratigrafski plati. V času nastanka tega dela oli-tostrome so bila obsežna območja severnega praga na kopnem. Razgaljeni so bili različni permokarbonski členi, tik nad robom jarka pa tudi kompaktnejši gro-denski peščenjak. S te in severozahodne strani je prihajal z občasnimi plazovi material dezintegriranih permokarbonskih kamenin, ki se je zaradi zelo kratkega transporta — nekaj 100 m — le malo spremenil. V peš čenomel j as tih glinastih plazovih so bili vključeni prodniki in klasti, ki so jih vode odlagale v bližini obale na nestabilnem obrobju jarka, ali pa se je material kopičil kot grušč, ki se je gravitacijsko kotalil v obrobne dele jarka. S severnega praga so prinašali plazovi tudi klaste permokarbonskega meljevca in olistolite grodenskega peščenjaka. Območje Cemernik je dajalo klaste langobardskih kamenin, predvsem pa klaste in olistolite anizičnega dolomita, skitskega oolitnega apnenca ter klaste zgornjeskitskega dolomita in skitskega skrilavca. Istočasno so se sproževali tudi plazovi na zahodni in morda tudi na vzhodni strani, ki so vsebovali procentualno več klastov in prodnikov kot plazovi s severnega obrobja jarka. Osnovni material teh plazov je bil svetlo zelenkasto siv dezintegriran zgornjeskitski skrilavec. Tudi v teh plazovih tufske primesi niso redke. Plazovi so drseli v kotanjo, široko komaj do 60 m in jo hitro zatrpavali. Material plazov se je med seboj mešal. V spodnjih delih še lahko opazujemo prepletanje, medtem ko vsebujejo zgornji deli olistostrome predvsem temnejši material, ki ima izvor na severnem pragu. Pri obravnavi geneze zgornjih delov olistostrome moramo imeti pred očmi, da so sedimenti nastajali v sorazmerno majhnem in omejenem območju. Idrijski tektonski jarek je bil tedaj že precej napolnjen. Plazovi so bili le še občasni in so imeli manjšo hitrost. Vsaka leča ali plast prodnikov in klastov, ki se lateralno v vseh smereh izklinja, predstavlja samostojen zdrs v sedimentacijski bazen. Material — tako osnova kot vključki — so se očitno sortirali že na obrobju bazena. Končno so se premiki na območju idrijskega tektonskega jarka umirili, denudacija na kopnem se je zmanjšala in sedimentacija v bazenu je postajala enakomerna; na ta način lahko razložimo postopen prehod olistostrom v peščenjak skonca. Nastanek olistostrom je vezan na območje orogenih con, antiklinal, na narivna čela in stopničasto zgradbo z občasnimi tektonskimi sunki. V našem primeru so verjetno podvodne blatne tokove povzročali občasni potresni sunki, ki so spremljali dogajanje v idrijskem srednjetriadnem tektonskem sistemu, in vulkansko delovanje v širši okolici. Zaradi zelo strmih pobočij tektonskega jarka pa bi mogli nastajati tudi gravitacijski plazovi brez tektonskega povoda. O tem, pri kakšni hitrosti blatnih tokov naj bi nastale olistostrome, so mnenja zelo deljena. V idrijskem srednjetriadnem tektonskem jarku so sedimenti s kaotično teksturo verjetno nastali pri hitrem drsenju podvodnih blatnih tokov. Rekonstrukcija paleogeografskih razmer in kinematskega razvoja idrijskega tektonskega jarka Kakšne so bile paleogeografske razmere na območju idrijskega tektonskega jarka pred odložitvijo langobardskih sedimentov, lahko zanesljivo sklepamo iz odnosov med bazalnimi tvorbami in erodirano podlago ter iz sestave kamenin tik nad diskordanco. Dobršen del langobardske dobe so bila območja severnega praga, tektonske enote Karoli, »Talnine« in južnega praga dvignjena nad erozijsko bazo (si. 1). Sedimentacija je bila skozi ves langobard verjetno neprekinjena le v tistem delu idrijskega srednjetriadnega tektonskega sistema, ki je ležal na drugi strani severnega praga in smo ga imenovali severno sedimentacijsko območje (L . P1 a -cerin J. Car, 1975). Na to nam kaže litološki razvoj v pregledanih profilih in še posebno izredna debelina klastičnih sedimentov ter sestava prodnikov v konglomeratu (J . C a r , 1968). O razmerah v južnem sedimentacijskem območju še nimamo dovolj podatkov. V prvi razvojni fazi idrijskega tektonskega jarka so bili na večjem delu območja med južnim in severnim pragom, ki je bilo široko le okoli 1,5 kilometra, razgaljeni zgornjeskitski litološki členi, in sicer sivi zrnati dolomit, zelenkasti skrilavec ter laporasti apnenec. V posameznih blokih, pogreznjenih ob prelomih E-W se je ohranil tudi anizični dolomit. Čeprav so nastali prelomi istočasno, so bili premiki ob njih po velikosti zelo različni. Območje Karoli se je ob normalnem prelomu Urbanovec-Zovčan na severni strani in normalnem prelomu Karoli na drugi strani pogreznilo vsaj za 750 m. Na to nam kaže tudi velika debelina anizičnega dolomita v nekaterih profilih, kjer se je ohranil celo v debelini 150 m. Ob manjših prelomih znotraj »Talnine« so znašali premiki le nekaj 10 m. V takih primerih debelina anizičnega dolomita ne presega 45 m. Posamezni bloki so bili nagnjeni in delno erodirani; zato ležijo langobardski sedimenti v »Talnini« na dveh ali celo treh litostratigrafskih členih. Naklonski koti so bili sorazmerno majhni; dosegli so 30 do 35°.Na območju rudnega telesa Grtibler je znašal kot le 23° (L. P1 a c e r , 1974—75). V tej prvi razvojni fazi je obstajal tudi že normalni prelom Cemernik. Po poteku erozijske površine ter ohranjenih litoloških členih sklepamo, da je bilo območje Cemernik nagnjeno proti severu (si. 1). Severno od tektonske enote Karoli, na območju severnega praga, je erozija že odstranila anizični dolomit, zgornje skitske in spodnjeskitske usedline ter zgor-njepermski dolomit. Na površju so ležali permokarbonski skrilavec, meljevec in peščenjak ter ponekod grodenski peščenjak. Enake razmere so bile tudi zahodno od preloma »O« na južnem permokarbonskem pragu. V drugi razvojni fazi so bili posamezni deli »Talnine«, celotno območje Karoli ter vsaj nekateri deli južnega obrobja severnega praga pogreznjeni pod morsko gladino in začeli so se odlagati langobardski bazalni sedimenti. V plitvi vodi morfološko razgibane »Talnine« se je usedal apnenec, ki je že v zgodnji diagenetski fazi prešel v svetlo sivi zrnati, ponekod porozni dolomit. Podobne razmere so bile na južnem obrobju severnega praga. Tudi tu so nastajale leče dolomita in konglomerata ter kaolinitne usedline. Najpogosteje so se te kamenine sedimentirale izmenoma, tako da opazujemo zanimive kombinacije vseh treh vrst kamenin. V nekoliko globlji vodi relativno hitreje pogrezajočega se območja Karoli so nastajale kaolinitne usedline, dolomit, dolomit z ekstraklasti in leče konglomerata, ki sestoji izključno iz prodnikov anizičnega dolomita in zgornjeskitskih kamenin. Iz tega sklepamo, da so vode prinašale material z vzhoda, zahoda in juga. V teh delih idrijskega tektonskega jarka so bile v tem času omenjene kamenine dvignjene nad erozijsko bazo. Temu relativno mirnemu obdobju so sledila v tretji razvojni fazi ponovno različno močna premikanja ob že formiranih prelomih z generalno smerjo E-W, ali prečno na to smer. Posamezni bloki so se med premikanjem nagnili in začeli so nastajati olistostromni sedimenti. V severnem pragu so bili v tej fazi močnejši premiki ob normalnem prelomu Auersperg, ki se je nahajal kakih 260 m severno 12 — Geologija 18 od preloma Urbanovec-Zovčan (si. 1). Blok permokarbonskih kamenin južno od preloma Auersperg se je nagnil proti jugu in že odloženi langobardski sedimenti so zdrseli. Nastale so kamenine z drsnimi teksturami. Ker je ostal blok še nadalje na območju sedimentacije, se je nanje začel usedati konglomerat značilen za območje idrijskega rudišča. Blok severno od normalnega preloma Auersperg je bil ponovno dvignjen nad erozijsko bazo. Začela se je najprej počasna, nato pa hitra denudacija. Erozija je odstranila tanko plast langobardskih sedimentov in nato je odnašala grodenski peščenjak in permokarbonske litološke člene. Nekateri severni deli severnega praga so ostali skozi ves spodnji langobard na kopnem. V območje sedimentacije so prišli v času usedanja plasti skonca, v celoti pa je bil prag potopljen pod morsko gladino šele med usedanjem tufita in tufa, kajti v skrajnih severnih delih ležijo piroklastične kamenine neposredno na permokarbonskih plasteh. Višinska razlika med najvišjimi in najnižjimi deli podvodnega reliefa v »Talnim-« je bila 10 do 20 m. V take lokalne kadunje je drsel delno konsolidiran dolomit. Nastal je dolomit z drsnimi teksturami ali pa intraformacijska olisto-stroma. Zahodni del tektonske enote Karoli ni bil nagnjen (si. 2). Langobardski dolomit je razpokal, premaknil pa se ni. V centralnem in vzhodnem delu je poleg dolomita in dolomita z ekstraklasti zdrselo še nekaj metrov tankoplastovitega konglomerata. Tako so tudi tu nastali sedimenti z drsnimi teksturami ali pa so prešli v intraformacijsko olistostromo vzhodnega oziroma centralnega dela enote Karoli. Istočasno so začeli nositi kratki plazovi z območja severno od preloma Auersperg material erodiranega langobardskega dolomita in kaolinitnih usedlin, grodenskega peščenjaka ter permokarbonskih plasti. V komaj 50 do 80 m široko in 500 m dolgo kotanjo so se s severne strani privalili olistoliti grodenskega peščenjaka, z zahodne strani in območja Čemernik pa olistoliti anizičnega dolomita ter oolitnega apnenca. Najvišji del olistostrome že kaže na bolj umirjeno sedimentacijo. Medtem ko je peščenomeljasti glinasti material neprekinjeno zatrpaval območje Karoli, so prihajali prodniki in klasti le z občasnimi plazovi. Po delni zapolnitvi kotanje se je začela sedimentacija peščenjaka skonca. Prodnike zgornjeskitskih kamenin, anizičnega dolomita in langobardskega dolomita so vode prinašale z zahodnih in vzhodnih strani tektonskega jarka pa tudi »Talnine«, in sicer iz tistih delov, kjer so se kasneje sedimentirali neposredno na zgornjeskitske člene ali na anizični dolomit plasti skonca ali tufi. Litološko in stratigrafsko sestavo klastov in prodnikov v idrijskem tektonskem jarku potrjujejo tudi raziskave v severnem sedimentacijskem območju (J. Car, 1968). Popolna odsotnost zgorajepermskih in spodnjeskitskih prodnikov v idrijskem tektonskem jarku je prepričevalen dokaz, da na območjih, ki so komunicirala s tem delom srednjetriadnega tektonskega sistema, v času usedanja olistostrom omenjene kamenine niso bile na površju ali pa so bile že zdavnaj odnesene. V severnem sedimentacijskem območju, kjer je sedimentacija trajala verjetno neprekinjeno skozi ves langobard, pa najdemo prodnike zgornjeperm-skih in spodnjeskitskih kamenin tudi že zelo nizko v profilu langobardskih sedimentov. Olistostromes in the Idrija Middle Triassic Trough-Fault Jože Car The Idrija Mercury Mine Thorough investigations of the Idrija ore-deposits and their surroundings have shown that the trough-fault structure in which the Idrija ore-deposits occur is just one part of the extensive Idrija Middle-Triassic tectonic system (L. Placer and J. Car, 1975). As the age of the ore-deposit has been proved to be Langobardian (B. B e r c e , 1958; I. Mlakar and M. Drovenik, 1971), a thorough knowledge of the extension, sequence and deposition environment of the Langobardian sediments is of essential importance if a reconstruction is to be made of the kinematic development of the Idrija Middle-Triassic structure and of the paleogeographic features in the Middle-Triassic period. The Langobardian rocks of the Idrija ore-deposits rest unconformably upon lithostratigraphic units of various ages, so particularly valuable data about geological events in the Middle-Triassic period have been made available by a study of the sediments immediately overlying the unconformity. In this morphologically very varied environment there originated, in the Langobardian substage, among other things, chaotic deposits composed of random boulders and gravels of varying age, size, and roundness, which are floating in a sandy, silty or clayey material. The nomenclature of chaotic deposits The term »olistostrome« has come into use for the naming of chaotic deposits (A. Jacobacci, 1965; L. J. G. Schermerhorn, 1966; K. Gorier and K. J.Reutter, 1968; E.Abbateet al., 1970; D. Skaberne, 1973; S. V. Ružencev and I. V. Hvorova, 1973; D.Kuščer, N.Kuščer, D. Skaberne, 1974). The generally accepted definition of an olistostrome is »a sediment which is formed by the resedimentation of older rocks through the action of turbidity currents.« The author distinguishes two types of chaotic sediments in the Idrija ore-deposit. Most of the rocks can, according to their main characteristics, be considered to be typical olistostromes; the rest of them, however, do not have all the characteristics which would be needed in order to class them as real olistostromes, so we shall call them »intraformational olistostromes-«. In the latter case we are concerned with rocks which have the same appearance and genesis as real olistostromes; however, they originate from beds of the same stratigraphic level, in which they have accumulated after slumping, or from the bedrock itself. Consequently the main definition requirement, namely that the olistostrome constituents should be derived from rocks of foreign formations, is not fulfilled. In classifying inclusions according to size we are going to retain the proposal of the Italian geologists (E . A b b a t e at al., 1970), that blocks with a diameter of greater than 4 m be called olistoliths, and those with a smaller diameter clasts. The geological position of the olistostromes in the Idrija ore-deposit The present complicated structural features of the Idrija ore-deposit are a result of Triassic and Tertiary tectonic action. The structural geology of the Idrija area has been dealt with in detail by I. Mlakar (1967, 1969), L. Place r (1973), and by L. Placer and J. C a r (1975). The structural features of the Idrija area in the Middle Triassic have been shown to be the following: the Northern sedimentary basin, the Northern ridge-fault, the Idrija trough fault, the Southern ridge-fault, and the Southern sedimentary basin. Chaotic deposits have been accumulated in the Idrija trough-fault, to be more exact in the area known as Talnina, and in the Karoli structural unit (fig. 1 and 3). In the complicated Tertiary processes of folding and of the occurrence of extensive nappes the general direction of some parts of the Middle-Triassic Idrija trough-fault changed very considerably, but, nevertheless, the Triassic features have been preserved and they can be seen in the present structure of the Idrija ore-deposit (fig- 2). The intraformational olistostromes in the Talnina structural unit In the Talnina area the intraformational olistostromes in some places overlie Langobardian light-grey dolomite, in other places they lie discordantly on Upper Scythian dolomite or shale. They occur as lense-shaped intercalations, whose longer axes lie in the direction NW-SE. The thickness of the lens is at the most 10 m, and in length they reach as much as 100 m, whereas in breadth they do not exceed 30 m. Light-grey, massive, coarse-grained, in places cellular, Langobardian dolomite passes upwards and laterally sequentially through finer-grained intraclastic rocks into coarse intraclastic breccia, and the latter into rocks showing slumping structures (fig. 4, 5, 6 and 8a), which finally grade up into intraformational olistostrome (fig. 7). Near to the contact with the brecciated dolomite the joints between slide-rocks appear to be small; as one gets further away, however, the joints become wider and are filled by bituminous clay. In the vicinity of the dolomite lenses the slide-rocks still lie close to one another (fig. 8a), laterally they pass into clasts of irregular paralelopiped and trapezohedric form or else of completely irregular oblong form, which are floating at random in a black, bituminous, clayey or silty material with a larger or smaller amount of carbonate component or tuff material added (fig. 7 and 8a,b). The origin of the intraformational olistostromes mentioned above is closely related to the tectonic events in the Idrija trough-fault structure. At a stage when the lower part of the dolomite was well-consolidated and the upper part was only weakly-consolidated, major changes in the sea and land relief took place. The dolomite mass started to slump along the plane of unconformity into local basins. In places submarine creeping and sliding occurred. This was the way in which took place the described gradual transitions from dolomite, through all the various stages of intraclastic textures, to intraformational olistostromes. Displacements within the slump structure are relatively small. It is considered that they were, at the most, about 10 m. The origin of the olistostromes occurring in the Karoli unit The morphology of the Karoli unit, which formed the deepest part of the Idrija Middle-Triassic trough-fault, is rather complicated. The relations between its individual parts and their dimensions are shown in fig. 3. In the western part, on account of the small amount of creeping which took place, only creep features developed in the dolomite and in the dolomite with extraclasts. In the eastern part, dolomite, dolomite with extraclasts, and lenses of conglomerate were deposited above the erosional unconformity. Because this part was steeply inclined towards the central part of the Karoli unit during Triassic displacements, the whole mass of Langobardian sediments slumped. Dolomites with slumping structures formed which pass into areas with well-developed slump balls (fig. 8a). In lower parts the Langobardian rocks slumped and turned into intraformational olistostrome. Part of the slumped rocks remained in the eastern part of the Karoli unit, while the remaining part filled the lowest area of the central part of the Karoli unit. The distribution, composition, size, roundness and quantity of olistoliths, clasts and gravels in the true olistostromes, which fill the remaining part of the central area of the Karoli unit up to a depth of 110 m, varies from place to place. They are characterized by a large percentage of gravel, which, in general, is distributed completely at random among the olistoliths and clasts. Olistoliths of Val Gardena sandstone, of oolitic limestone, and of Anisian and Langobardian dolomite are relatively rare (fig. 10). The lithological composition of the clasts is much more various. Determined were clasts of Carboniferous-Permian silt and sandstone, of Val Gardena sandstone, of various Scythian rocks, and of Anisian dolomite, Langobardian kaolinite deposits, conglomerate and dolomite. Gravels are reprensented by various Upper Scythian rocks and by Anisian and Langobardian dolomite. In the upper parts of the Karoli unit the chaotic deposits (fig. 11) pass gradually into olistostromes, in which clasts and gravels are aggregated in lenselike forms in the binder (fig. 9). Olistoliths are lacking here. The binding material is dark-grey to black in colour, an unsorted sandy-silty-clayey material composed of quartz, chalcedony, carbonate fragments, mica and abundant organic admixtures. In places large plagioclase grains can be found. The olistostromes of the central part of the Karoli structural unit had their origin in submarine turbidites, which are thought to have been induced by earthquakes caused by volcanic activity in the Idrija region. The clasts and gravels aggregated in the intercalations, which quickly thin out, indicate independent slumping of the sorted material at the edge of the basin. The palaeogeographic features and development of the Idrija trough-fault In its inital development stage a good part of the Idrija trough-fault, as well as the Northern and Southern ridge faults, was uplifted above erosion base level (fig. 1). In the area of the Idrija trough-fault mainly the Upper Scythian beds have been exposed. Here and there outcrops of Anisian dolomite occur, too. The country is crossed by faults lying roughly in the directions E-W and N-S. Notwithstanding that the faults are of the same age, the amounts by which individual faults have been displaced vary a great deal. The Karoli unit dropped between two normal faults, the Urbanovec-Zovčan fault in the north and the Karoli fault in the south. The downthrow amounts to 750 m (fig.l). This is also indicated by the considerable thickness of the Anisian dolomite, which amounts to as much as 150 m in places. Individual blocks were inclined and partially eroded, so that the Langobar-dian beds of »Talnina« overlie two or even three stratigraphic units. The angles of inclination vary from 23 to 35°. Anisian dolomite, Scythian beds and Upper Permian dolomite had been removed by erosion from the Northern and, partly, from the Southern ridge fault. Consequently Carboniferous-Permian shale, silt and sandstone, together with, in places, Val Gardena sandstone, were exposed. In the second stage some parts of the Talnina unit, the whole of the Karoli unit, and at least some parts of the southern edge of the Northern ridge fault, were submerged below sea level. Depending on depth, the energy of the environment, and the chemical composition of the water, dolomite, dolomite with extra-clasts, and lenses of conglomerate or kaolinite deposits started to be deposited. All the above-mentioned rocks occur in alternation with each other and show a rather complicated structure. This relatively quiet period was followed by the third development stage, which was characterized by large movements along already-existing faults E-W and N-S. Powerful displacements took place in the Northern ridge fault, along the Auersperg normal fault (fig.l). South from here the Carboniferous-Permian block was inclined towards the south, and the already deposited Langobardian top sediments slumped. The accumulated slumping structures then started to be covered by the conglomerate common in the Idrija ore-deposit. After the thin Langobardian deposits had been removed from the northern side of the Auersperg fault, erosion of the Val Gardena sandstone and Carboniferous-Permian beds set in. Some northern parts of the Northern ridge fault were flooded by the sea during the period of sedimentation of tuffs only, so that pyroclastic sediments overlie the Carboniferous-Permian beds. The palaeogeomorphological features and tectonic events in the Idrija trough-fault led to the development of chaotic sediments. Firstly, intraformational oli-stostromes accumulated in the Talnina area, as well as in the eastern and central parts of Idrija trough-fault. Subsequently the rock debris of Langobardian dolomite, kaolinitic deposits, Val Gardena sandstone and Carboniferous-Permian sediments were brought down from the northern side of the Auersperg fault. From the northern side olistoliths of Val Gardena sandstone slumped into a trough 50-80 m wide and 500 m long, and from the western side and from the Cemernik area (fig. 1) olistoliths of Anisian dolomite and oolitic limestone. The top part of the olistostrome indicated more uniform deposition of sand, silt and clay. From time to time gravels and clasts were slumped. After partial filling of the hollow, sedimentation of Skonca sandstone started. The lithological and stratigraphic composition of clasts and gravels from the Idrija trough-fault has also been confirmed by investigation of the Northern sedimentary basin (J. Car, 1968). The complete lack of Upper Permian and Lower Scythian gravels in the trough-fault is convincing proof that the corresponding beds were removed long before from the areas communicating with the Idrija trough-fault. The gravels mentioned above occur at the lowermost Langobardian level of the Northern sedimentary basin, where continuous sedimentation took place during the whole of the Langobardian period. Literatura Abbate, E., Bortolotti, V., Passerini, P. 1970 Olistostromes and oli-stoliths. Sedimentary Geology, Vol. 4, No. 3/4, 521-557, Amsterdam. Berce, B., 1958, Geologija živosrebrnega rudišča Idrija. Geologija 4, Ljubljana. Car, J. 1968, Razvoj langobardskih plasti v strukturi IV. pokrova v bližnji okolici Idrije. Diplomsko delo, Ljubljana. Cerenkov, I. N. 1972, Tillitopodobnye obrazovanija v otloženijah geosinkli-nal'nyh oblastej. AN SSSR. Litologija i poleznye iskopaemye, No. 1, Moskva. Cumakov, N. M. 1965, O nekotoryh dokembrijskih tillitopodobnyh porodah SSSR. AN SSSR. Serija geologičeskaja 2, Moskva. Dimitrijevič, M. N., D i m i t r i j e v i č, M. D., Radoševič, B. 1967, Se-dimentne teksture u turbiditima. Beograd. D o 11, R. H. 1963, Dynamics of subaqueous gravity depositional processes. Bull. Amer. Assoc. Petroleum Geologists, Vol. 47. No. 1., 104—128, Tulsa. Folk, R. L. 1969, Klasifikacija karbonatnih i klastičnih stijena. Geološki glasnik 13, Sarajevo. Gorier, K., Reutter, K. J. 1968, Entstehung und Merkmale der Olisthostro-me. Geologische Rundschau, Band 57, Heft 2, Berlin. Jacobacci, A. 1965, Frane sottomarine nelle formazioni geologiche. Interpre-tazione dei fenomeni olistostromici e degli olistoliti nell' Appennino e in Sicilia. Boli. Soc. Geol. ital., 86, No. 1, Roma. Kuščer, D., Krošl-Kuščer, N., Skaberne, D. 1974, Olistostrome v flišu pri Anhovem. Povzetki referatov, 8. jug. geol. kongres, Ljubljana. Mlakar, I. 1967, Primerjava spodnje in zgornje zgradbe idrijskega rudišča. Geologija 10, Ljubljana. Mlakar, I. 1969, Krovna zgradba idrijsko-žirovskega ozemlja. Geologija 12, Ljubljana. Mlakar, I., Drovenik, M. 1971, Strukturne in genetske posebnosti idrijskega rudišča. Geologija 14, Ljubljana. Placer, L. 1973, Rekonstrukcija krovne zgradbe idrijsko-žirovskega ozemlja. Geologija 16, Ljubljana. * , « Placer, L. 1974-75. Strukturna analiza epigenetskega rudnega telesa Grubler v idrijskem rudišču. Rudarsko-metalurški zbornik, št. 1, Ljubljana. Placer, L., Car, J. 1975, Problemi rekonstrukcije srednjetriadnih razmer na idrijskem prostoru. Geologija 18, Ljubljana. Postnikov, D. V., Latypov, S. S., Fattahutdinov, G. A., Jaku-pov, I. A. 1972, Osobennosti sedimentacii i diageneza devonskih osadkov v tekto-ničeski aktivi žiro vanno j zone vostočnoj okrainy russkoj platformy. AN SSSR. Serija geologičeskaja, tom 202, no. 6, Moskva. Ružencev, S. V., Hvorova, I. V, 1973, Srednepaleozojskie olistostromy v Sakmarskoj zone južnogo Urala. AN SSSR. Litologija i poleznye iskopaemye 6, Moskva. Schermerhorn, L. J. G. 1966, Terminology of mixed coarse-fine sediments. Journal of Sedimentary Petrology, Vol. 36, No. 3, Tulsa, Oklahoma. Skaberne, D. 1973, Sedimentološke raziskave fliša okrog Anhovega. Diplomsko delo, Ljubljana. Strahov, N. M. 1962, Osnovi teorii litogeneza. Tom. 11. AN SSSR. Moskva. (JDK 551.351:551.761 Sedimentne oblike triadnih karbonatnih kamenin v osrednjih Posavskih gubah Bojan Ogorelec in Uroš Premru Geološki zavod Ljubljana, Parmova 33 Karbonatne kamenine srednje in zgornje triade v osrednjem delu Posavskih gub imajo sedimentne teksture, značilne za nastanek v neritičnem okolju šelfnega morja. V nekaterih profilih vsebujejo apnenci in dolomiti algine stromatolite, izsušitvene pore in korozijske votline, ki so nastale v plasteh nadplimske cone. V drugih so pogostni intraklasti, inkrustirani z algami, ter megalodontidne školjke in peleti, ki kažejo na sedimentacijo v podplimski coni. Na vrhu triadnega profila kažejo apnene plasti lofer-ski razvoj. Uvod Pri kartiranju osrednjih Posavskih gub smo za nadrobno preučevanje nabrali vzorce kamenin iz značilnih profilov anizične in anizično-ladinske stopnje, korde-volske podstopnje in retske stopnje. Vzorce je sedimentološko raziskal B. Ogorelec v laboratoriju za sedimentologijo v Heidelbergu. Uporabil je rentgensko metodo, mikroskopiranje in barvanje karbonatov. Opis profila Anizična stopnja. Iz srednjega dela anizičnih plasti ,smo posneli dva mikro-profila, med seboj oddaljena približno 1 km. Prvi leži v manjšem kamnolomu južno od Riharjevca (južno od Šmartna pri Litiji), drugi pa ob cesti Leskovica-Javorje (si. 1 in 2). V kamnolomu se menjava svetlo sivi drobnokristalasti plasto-viti dolomit z laminarnim mikritnim apnencem, ki je delno dolomitiziran. Plasti so debele po nekaj centimetrov. Laminacija je pogojena s številnimi iz-sušitvenimi porami, ki so vzporedne s plastovitostjo. Pore so povečini manjše od enega milimetra in so zapolnjene s sparitom (si. 3). V zgornjem delu profila vsebuje okoli 10 cm debela plast pelmikritnega apnenca redke apnene grudice in nedoločljive gastropode. V profilu ob cesti Leskovica-Javorje je v delno dolomitiziranem apnencu samo en laminirani horizont z izsušitvenimi porami. Debel je okoli 20 cm. SI. l. Lokacije profilov v osrednjem delu Posavskih gub Fig. 1. Location map of profiles examined in the Central part of Sava Folds Vzorci v obeh profilih kažejo na sedimentacijo v mirnem okolju, verjetno v laguni, na zelo plitvo vodo in na nadplimsko cono, na kar sklepamo po izsu-šitvenih porah. Proti zgornjemu delu profila postajajo skladi apnenca z izsušitve-nimi porami vedno debelejši. Anizična in ladinska stopnja. V spodnjem delu profila v kamnolomu pri Lukovici je dolomit plastovit, v zgornjem pa pasovit. Ker je njegov kontakt s permokarbonskimi kameninami tektonski, ne moremo ugotoviti, ali pripada ani-zu ali ladinu. Črni plastoviti dolomit v spodnjem delu kamnoloma, debel sedem metrov, vsebuje redke preseke diplopor. Slede sest metrov debela plast temno sivega SI. 2. Sedimentne teksture triadnih kamenin v posameznih profilih Fig. 2. Sedimentary structures of Triassic rocks in different profiles Ml krit 7 Diplopore Micrite Diploporae 8 Megalodontidne školjke Lumpal pelmicrite Meeaiodontida* Algin stromatolit Megalodontldae Algal stromatolite 9 Večji gastropodi Intraklasti, Inkrustirani z algami Large gastropods Algal incrusted intraclasts 10 izsugitvene pore Meljasti peščenjak Shrinkage pores Silty sandstone Intraformacijska breča 11 Korozijske votline intraformational breccia Solution cavities ČRNI GRABEN 10 cJ O (J Ui cj ** O 88sss@aeasE O GfiMAČE t^VvV P" a MALA KOSTREVNICA V c^V/V^. 57 ^ bi & 7 ^ S 11 ^ ^ 8 <7 □ SI. 3. — Fig. 3. Mikritni apnenec z izsušitvenimi porami, ki so vzporedne s plastovitost-jo in zapolnjene s sparitom. Anizični apnenec, južno od Hiharjevca — Mi-critic limestone showing shrinkage pores arranged parallel to bedding planes and filled with sparry calcite. Anisian stage S of Riharjevec, natural size SI. 4. Intraklasti, inkrustirani z algami v mikritnem dolo-mitiziranem apnencu s peleti. Anizično-ladinski dolomit, kamnolom Lukovica, naravna velikost Fig. 4. Intraclasts being incrusted with algae in pelmicritic dolomitized limestone. Anisian-Ladinian stage, Lukovica quarry, natural size pasovitega dolomita, štiri metre debela plast belega pasovitega dolomita in tri metre debela plast belega neplastovitega kristalastega dolomita. Vzorec temno sivega pasovitega dolomita sestoji iz peletov v mikritni osnovi. Vmes se pojavljajo milimetrski pasovi plastiklastov, inkrustiranih z algami. Vzorec belega pasovitega dolomita sestoji iz peletov v mikritni osnovi. Med njimi je centimetrski pas intraklastov, inkrustiranih z algami. Vezivo je sparit. Med intraklasti smo našli tudi stromatolitni apnenec in redke drobce koral (si. 4). Vzorci kažejo na sedimentacijo v mirnem plitvem okolju, na kar sklepamo po peletih in alginih prevlekah plastiklastov. Občasno je bila energija valovanja v sedimentacijskem prostoru nekoliko večja. Takrat je bilo apneno blato odplak-njeno in se zato intraklasti nahajajo v sparitni osnovi. Kordevolska podstopnja. Jugovzhodno od Šmartna pri Litiji je lepo razgaljen profil na križišču cest v Mali Kostrevnici. Debel je nekaj nad 5 metrov in se spodaj prične s črnim kristalastim dolomitom, ki više prehaja v belega. Dolomit je neplastovit. Spodnji del profila vsebuje do 50 cm debele leče s številnimi algami Diplopora annulata Schafhautl. Nad temi lečami so alge redke. Sledi okoli 90 cm temno sivega dolomita s korozijskimi votlinami, velikimi nekaj cm. Votline so popolnoma ali delno zapolnjene s pasovitim sparitom. Nekoliko više so votline manjše. Zgornji del profila sestoji iz intraformacijske dolomitne breče, posamezni kosi dolomita merijo do 2 cm. Njen srednji del vsebuje centimeter debele plasti rumenega in temno rdečega meljastega peščenjaka z laminarno strukturo. Peščena zrna so tudi dolomitna. V intervalu, kjer se pasovi dolomitne breče menjavajo z meljastim peščenjakom, opazujemo ponekod postopno zrnavost. Mikroprofil v kordevolskem dolomitu kaže na prehod globjega sedimentacij-skega okolja v plitvo, breča pa na prekinitev v sedimentaci ji. Površje je bilo v krajši kopni fazi izpostavljeno zakrasevanju. Po podatkih s širšega prostora domnevamo, da se intraformacijska breča, korozijske votline in leče z diploporami večkrat ponavljajo in kažejo na ritmično sedimentacijo. Retska stopnja. V retskem apnencu smo raziskali dva mikroprofila lofer-skega razvoja v različnih tektonskih enotah. Profila sta med seboj precej oddaljena. Mikroprofil v Črnem grabnu obsega sedimente kordevolske podstopnje ter noriške in retske stopnje. Debel je 15 metrov in zajema več ciklotemov, debelih 1 do 4 metre. V talnini in krovnini profila nastopa debeloplastoviti svetlo sivi mikritni apnenec. Intraformacijska breča sestoji v intervalu A iz ostrorobih in slabo zaobljenih intraklastov stromatolitnega in mikritnega apnenca ter iz dolomita intervalov B in C. Drobci breče merijo povečini nekaj milimetrov, medtem ko so nekaj cm veliki intraklasti redkejši. Vezivo je karbonatno in zaradi netopnih ostankov apnenca, nastalih pri zakrasevanju, rjavkasto. Kremena v osnovi ni. Poleg intraklastov svetlega apnenca vsebuje breča še redke nekaj mm velike dobro zaobljene drobce črnega apnenca. Breča je nastajala na kraju samem, le drobci črnega apnenca so bili prineseni od drugod. Stromatolitni interval B je debel največ 10 cm. Stromatoliti kažejo povečini horizontalno plastovitost (poligonalni tip stromatolita; si. 5 in 6). Valoviti, hemi-sferoidni tip stromatolita najdemo le v eni plasti. Po B. W. L o g a n u in drugih (1964) je to tip LLH (bočno vezani hemisferoidi). Stromatolitni horizonti SI. 5. Stromatolitni dolomitizirani apnenec prehaja v zgornjem delu v mikritnega, naravna velikost A izsušitvene pore, B plastovite izsušitvene razpoke, vzporedne s plastovitostjo, oboje so zapolnjene s sparitom. b in c vzorca za rentgensko analizo (glej rentgenograme si. 6). Zgornjetriadni apnenec, Črni graben, naravna velikost Fig. 5. Stromatolitic dolomitized limestone passing up into micritic limestone, natural size A schrinkage pores, B sheet cracks both filled with sparite, b and c samples taken for the radiographic analyse (See fig. 6). Upper Triassic limestone Črni Graben DOLOM IT KALCIT e: r DOLOM IT KALCIT KALCIT SI. 6. Rentgenogrami vzorca stromatolitnega horizonta iz si. 5. a poprečni vzorec, b in c parcialna vzorca Fig. 6. X-ray diffraction of the stromatolite (sample on Fig. 5.) a average sample. b and c partial samples SI. 7. — Fig. 7. Loferit z izsušitvenimi porami, ki so diagenetsko zapolnjene s sparitom. Zgornjetriadni apnenec, Črni graben, naravna velikost Loferite riddled by shrinkage pores, filled with sparite. Upper Triassic limestone Črni Graben, natural size SI. 8. Korozijske votline v mikritnem apnencu, zapolnjene s pasovitim sparitom, kažejo kokardno teksturo. Zgornjetriadni apnenec, Črni graben, % naravne velikosti Fig. 8. Solution cavities in micritic limestone filled with laminated sparry calcite and showing cockade structure. Upper Triassic limestone, Črni graben, of natural size SI. 9. — Fig. 9. Intraformacijska breča s tanjšim stromatolitnim vložkom. Osnova in-traklastov je mikrit. Pore so cemen-tirane s sparitom. Reto-lias, Grmače, 2 X povečano Intraformational breccia with thin stromatolitic intercalation. Intraclasts consist of micrite, pores are filled with sparite. Rhaetian-Liassic, Grmače, 2 X enlarged SI. 10. Stromatolitni horizont prerašča intraformacijsko brečo. Posamezni intraklasti so inktrustirani z algami. Reto-lias, Grmače, naravna velikost Fig. 10. Intraformational breccia with some algal coated intraclasts, outgrown by stromatolite. Rhaetian-Liassic, Grmače, natural size sestoje iz kalcita in dolomita, ki se ponekod menjavata po laminah. Jasne stro-matolitne laminarne teksture pogosto nadomešča loferit (si. 7), ki vsebuje številne izsušitvene pore in razpoke, zapolnjene s sparitom. Dolomit je nastal diagenetsko. Magnezij je bil prvotno organsko vezan v algah. Tako vsebuje 2 mm debela recentna plast modrozelenih alg dovolj magnezija za dolomitno lamino, debelo 1 mm (C. D. G e b e 1 e i n in P. Hoffman, 1973). Dolomitizacija v mikroprofilu Črni graben je vezana na stromatolitne horizonte, na kar kaže tudi dejstvo, da dolomita v intervalih A in C ni. Interval C je najdebelejši in je po sestavi mikrit. Vsebuje lupine velikih megalodontidnih školjk, ki ponekod grade strnjene horizonte. Od drugih fosilov SI. 11. Intraformacijska breča prehaja v stromatolit in mi-kritni apnenec. Spodaj: presek, zgoraj: naravna površina. Reto-lias, Grmače, naravna velikost Fig. 11. Intraformational breccia passing into stromatolite and micritic limestone. Lower: polished section, upper: natural surface. Rhaetian-Liassic, Grmače, natural size 13 — Geologija 18 nahajamo še redke polže in foraminifere Permodiscus sp. V zgornjem delu intervala C so pogostne korozijske votline, nastale med zakrasevanjem (si. 8). Zapolnjene so s pasovitim sparitom in kažejo kokardno teksturo, ponekod pa so delno zapolnjene z rdečkastim karbonatnim blatom, kakršno najdemo v vezivu breče intervala A. Profil Grmače je debel štiri metre. Leži v zgornjem delu sedimentnega zaporedja in stratigrafsko najverjetneje pripada retu. Kaže tipični loferski razvoj, posamezni ciklotemi so debeli 1 do 2 metra. Interval A sestoji iz sive in rožnate intraformacijske breče. Njeni nezaobljeni in slabo zaobljeni kosi so veliki 1 mm do 1 cm in predstavljajo povečini zdrobljene kamenine stromatolitnega horizonta B. Nekateri so inkrustirani z algami. Tu in tam vsebuje breča stromatolitne pasove, debele nekaj mm do dva cm (si.9 do 11). Najdemo tako poligonalni kot hemisferoidni stromatolitni tip. Vezivo breče je sparit. Stromatolitni interval B nadomešča ponekod do 25 cm debel horizont intra-klastov, na debelo inkrustiranih z algami. Osnova je tudi tu sparit (si. 12). Interval C je svetlo sivi mikritni apnenec, ki vsebuje redke pelete, tu in tam sprijete v gruče. Vmes so redki fragmenti drobnih školjk. V tem intervalu so pogostne tudi korozijske pore in votline, velike 1 do 10 cm. V njih se ritmično menjavata mikrit in sparit (si. 13). Mikrit vsebuje pogosto pelete. Megalodontid v tem profilu nismo našli, pač pa v neposredni okolici. Oba profila, v Črnem grabnu in pri Grmačah, kažeta na sedimentacijo v mirnejšem plitvem okolju, na kar sklepamo po peletih in stromatolitih. Občasno je bila energija valovanja večja in takrat so se posamezni intraklasti breče svobodno gibali ter inkrustirali z algami. Sediment je bil občasno nekoliko dvignjen nad morsko gladino in izpostavljen zakrasevanju. SI. 12. Intraklasti mikritnega apnenca so inkrustirani z algami. Reto-lias, Grmače, naravna velikost Fig. 12. Algal coated intraclasts. Intraclasts consist of mi-critic limestone. Rhaetian-Liassic, Grmače, natural size SI. 13. Del zapolnjene votline, nastale pri zakrasevanju. Ritmično menjavanje peletov v mikritni osnovi in sparita. Reto-lias, Grmače Fig. 13. Part of the solution cavity. Rhythmical alternation of pelmicrite and sparite. Rhaetian-Liassic, Grmače, natural size Povzetek V osrednjih Posavskih gubah sta avtorja opisala nekaj značilnih sedimentnih oblik triadnih kamenin. Posnela sta več krajših mikroprofilov, katerih skupna značilnost je sedimentacija v plitvem in relativno mirnem okolju šelfnega morja. V anizični stopnji se menjavata laminirani mikritni dolomitizirani apnenec in plastoviti dolomit. Laminacija je posledica izsušitvenih por. Mikroprofil anizično-ladinskega dolomita kaže v spodnjem delu plastoviti dolomit z redkimi preseki diplopor, v zgornjem delu pa pasoviti dolomikrit s pe-leti. Vmes so redki tanki pasovi drobnih plastiklastov, inkrustiranih z algami, in intraklasti stromatolitnega apnenca. V mikroprofilu kordevolskega dolomita nastopa intraformacijska breča, ki se ponekod menjava z meljastim peščenjakom. Neplastoviti kristalasti dolomit vsebuje leče z algami Diplopora annulata Schafhautl in korozijske votline. Breče kažejo, da je bila sedimentacija občasno prekinjena. Profila v Črnem grabnu in pri Grmačah kažeta tipični loferski razvoj. Verjetno sta retske starosti. Interval A vsebuje intraformacijsko dolomitno brečo, katere intraklasti so ponekod inkrustirani z algami. Breča se javlja le v nekaterih ciklotemih. V intervalu B nastopa povečini poligonalni tip stromatolita, redkeje hemisferoidni tip LLH. Pri Grmačah je interval B ponekod nadomeščen s horizontom intraklastov, ki so močno inkrustirani z algami. Interval C sestoji iz mikrita, ki vsebuje ponekod tudi pelete. V Črnem grabnu so v teh intervalih številne megalodontide in korozijske votline. Votline kažejo kokardno teksturo in so zapolnjene s pasovitim sparitom ali ponekod delno z rdečkastim karbonatnim blatom. Pri Grmačah kažejo enake votline geopetalno zapolnitev z ritmičnim menjavanjem peletov in sparita. V tem mikroprofilu ni megalodontid, najdemo pa jih v bližnji okolici. Sedimentary Structures of Triassic Carbonate Rocks in the Central Part of Sava-Folds Bojan Ogorelec and Uroš Premru Geološki zavod Ljubljana, Parmova 33 Carbonate rocks of Middle and Upper Triassic age occurring in the Central Part of Sava Folds show sedimentary structures characteristic for the deposition in neritic condition of the shelf sea. Some of them include algal stromatolites, shrinkage pores and solution cavities indicating a supratidal zone, while others abound in intraclasts incrusted with algs, megalodonts and pellets indicating a subtidal level. The uppermost Triassic beds show lofer facies. Common characteristic for all the samples taken from the Triassic carbonate rocks of the central Part of Sava Folds (Figs. 1 and 2) are the sedimentary structures conditioned by the sedimentation in the neritic environment of the shelf sea. The Anisian beds consist of fine-grained dolomite intercalated with a few centimeters thick laminated dolomitized limestone. The lamination is effected by numerous shrinkage pores, which are characteristic for the supratidal zone during the deposition (Fig. 3). The microprofile drawn across a quarry near Lukovica village shows bedded dolomite with Dipplopores in the lower part and thin layered micritic dolomite with pellets in the upper part, both of the Anisian-Ladinian age. Some algal incrusted plasticlasts and small intraclasts of stromato-litic limestone are present too (Fig. 4). Intraformational breccia and solution cavities have been observed in the microprofile of Cordevolian dolomite. They indicate a break in the sedimentation. Profiles across Črni graben (Figs. 5-8 ) and Grmače (Figs. 9-13) show lofer facies. Both profiles belong most probably to Rhaetic stage. Some intraclasts of the intraformational breccia (interval A) are incrusted with algs. Breccia is not present in every cyclothem. In the interval B poligonal stromatolite type predominates. Interval C consists of micritic limestone with some pellets and megalodonts. Solution cavities are very common and show geopetal filling with sparite. Literatura Fischer A. G. 1964, The Lofer Cyclothems of the Alpine Triassic, V: Merriam D. F.-editor, Symposium on Cyclic Sedimentation. Kansas Geol. Surv. Bull., Vol. 169, No. 1, s. 107—149. Gebelein, C. D. & Hoffman, P. 1973, Algal origin of dolomite laminations in stromatolitic limestone. Jour. Sed. Petrology, Vol. 43, No. 3, s. 603—613. Logan, B. W., Rezak, R. & Ginsburg, R. N. 1964, Classification and environmental significance of algal stromatolites. Jour. Geology, Vol. 72, s. 68—83. Zanki, H. 1971, Upper Triassic Carbonate Facies in the Northern Limestone Alps. V: Sedimentology of parts of Central Europe, Guidebook VIII. Inter. Sediment. Congress 1971, s. 147—185. UDK 551.243.12 + 551.8:551.761 Rekonstrukcija srednjetriadnih razmer na idrijskem prostoru* Ladislav Placer in Jože Čar Rudnik živega srebra Idrija Današnja geološka zgradba idrijskega prostora je rezultat treh faz alpskega gorotvornega cikla: srednjetriadne faze radialnih prelomov, sta-roterciarne faze gubanja in narivanja ter mladoterciarne faze zmikanja. Časovno te faze še niso točno določene. Najbolj so spremenili triadno sliko učinki staroterciarne faze, ko je nastala krovna zgradba. Problematična sta mehanizem in starost mladoterciarnih zmikov. Med nje spada idrijski prelom; ob njem se je premaknil proti jugovzhodu del idrijskega rudišča. Za rekonstrukcijo srednjetriadne slike je bilo treba izločiti vplive obeh mlajših faz. Pri tem sta si avtorja pomagala tudi s preučevanjem sedimentnega zaporedja, zlasti geneze konglomeratov in kaotičnih sedi-mentov langobardske starosti, nakopičenih v nekaterih delih idrijskega srednjetriadnega tektonskega jarka, kjer je v langobardski dobi nastalo tudi idrijsko rudišče. Rezultate preučevanja ponazarjata dva prečna profila, prvi konec Iangobarda in drugi skozi današnje rudišče. Uvod Nastanek obeh naših alpskih rudišč, Idrije in Mežice, je v zvezi s triadnimi tektonskimi dogajanji. Kljub temu je bil stil »srednjetriadne« tektonske faze doslej le grobo obdelan. Zato smo se pred nekaj leti lotili celovite rekonstrukcije srednjetriadnih razmer na Idrijskem. Ta problematika ni zanimiva samo za Idrijo, temveč za širši slovenski alpski in dinarski prostor. Zato bomo prikazali metodiko in prve rezultate dela. Raziskave v tej smeri pa bomo še nadaljevali. Vsi sklepi o zgradbi idrijskega ozemlja slonijo na podrobnem kartiranju površine 250 km2 v merilu 1 : 10 000 v letih 1956 do 1973, kartiranju približno 140 km obzornih prog in približno toliko etažnih del v merilu 1 : 500 v letih 1957—1973, kartiranju 74 km globokih jamskih in 60 km vrtin s površine od leta 1948 do 1973, geofizikalnih meritvah in geokemičnem vzorčevanju. * Avtorja podajata vsebino svojega predavanja na 8. jugoslovanskem geološkem kongresu na Bledu v oktobru 1974. Tektonske faze in prelomni sistemi na Idrijskem Razvoj tektonske zgradbe idrijskega ozemlja, kakor smo ga poznali doslej, je bil prikazan na podlagi klasičnih geoloških metod, ki zadostujejo za osnovno predstavo. Za študij tektogeneze in triadnega stanja so pomembni podatki raziskovalcev stratigrafskih in tektonskih razmer, ki so jih v starejšem obdobju posredovali M. V. Lipoid (1874), F. Kossmat (1899, 1911, 1936), M. Lima n o w s k i (1910a, 1910b), J.Kropač (1912), A . P i 1 z (1908, 1915), A.Winkler (1924) in A. Winkler — Hermaden (1936) ter v polpreteklem obdobju M . I s k r a (1961) in B . B e r c e (1958, 1962, 1963). Vendar je današnja predstava o stratigrafiji in tektoniki v glavnem plod I. Mlakarjevega (1957, 1959, 1964, 1967, 1969, 1971) dela, ki so ga v zadnjem času dopolnili J. Car (1968), B . V1 a j (1969), F . C a d e ž (1972) in M . C i g a 1 e (1973) na področju stratigra-fije ter L. Placer (1973, 1974/75, 1976) na področju zgradbe rudišča. Tako so bile na Idrijskem ugotovljene tri močnejše tektonske faze alpskega gorotvornega cikla: »srednjetriadna« faza radialnih prelomov, »staroterciarna« faza gubanja in narivanja ter »mladoterciarna« faza zmikanja. Te faze časovno še niso natančno določene. Danes poznamo le učinek in približni časovni okvir njihove aktivnosti. Zato jih navajamo v narekovajih. Položaj srednjekarnijskih klastitov na cordevolskih skladih in diskordantna lega eocenskih flišnih plasti na zgornje-krednem apnencu še nista pojasnjena. Potrebne bodo širše regionalne raziskave južnoalpskega in dinarskega območja, da bi dobili pravo predstavo o njunem geotektonskem pomenu. Po A. Tollmannu (1966, 47) bi sprememba sedimen-tacije na meji med cordevolsko in julsko dobo ustrezala severnoalpsko-karpatski mladolabinski fazi, medtem ko predlaga A. Ramovš (1971) zanjo ime mlado-slovenska faza, ki naj bi trajala ves jul. Diskordantna lega flišnih plasti na krednem apnencu ustreza po H. S t i 11 e j u (A. T o 11 m a n , 1966, 86) lara-mijski fazi. Vendar te domneve še niso potrjene. Pri rekonstrukciji srednjetriadnih razmer je bilo treba izločiti vplive mlajših tektonskih faz, ki so prekrile učinke triadne tektonike. Zato smo najprej preučili »staroterciarno« in »mladoterciarno« fazo ter posvetili posebno pozornost problemu prekrivanja tektonskih struktur različnih starosti. »M lado terciarna« faza zmikanja obsega najmlajše tektonske deformacije na idrijskem ozemlju. Prištevamo ji prelome sistema NW-SE, kot npr. idrijski prelom in njemu vzporedne regionalne prelome. Po smeri premikov so to pravi desni zmiki s subhorizontalnim drsenjem blokov, pri čemer vpadajo drse pod kotom 5 do 15° proti jugovzhodu. Študij premika ob idrijskem prelomu je pripeljal do odkritja rudišča Ljubevč (I. Mlakar, 1964), kar je pospešilo raziskovanje tega prelomnega sistema. Premik ob idrijskem prelomu znaša po I. Mlakarju 2500 m, medtem ko so premiki ob vzporednih prelomih krajši in znašajo v rudišču nekaj decimetrov do 80 m. Poleg desnih zmikov NW-SE nastopajo tudi levi v smeri NE-SW. Zanje je značilna izrazita porušna cona, toda brez bistvenih premikov. Drse ob njih so v splošnem subhorizontalne in se končujejo ob prelomih NW-SE. Vendar poznamo tudi premike ob prelomih NE-SW, na katere sistem NW-SE ni vplival ali pa zelo malo. Precej jasnemu sistemu omenjenih primarnih prelomov je podrejena mreža sekundarnih prelomnih deformacij, ki je bistveno različna v posameznih delih rudišča in zunaj njega. Primarna orientacija trajektorij normalnih in tangencial- nih napetosti se je po nastanku zmikov NW-SE in NE-SW spremenila, in sicer v odvisnosti od razporeditve primarnih prelomnih deformacij ter koeficienta trenja v njihovih drsnih ploskvah. Vertikalne premike ob podrejenih primarnih in sekundarnih prelomih pripisujemo sekundarnemu napetostnemu stanju. V tej fazi raziskav so nas zanimale predvsem smeri premikov in njihova velikost ob subvertikalnih zmikih. Ti podatki so nam bili potrebni za rekonstrukcijo stanja po fazi »staroterciarnega« gubanja in narivanja. Z določitvijo primarnih in sekundarnih prelomnih deformacij »mladoterciarne« faze premikanja se je mreža neznanih struktur bistveno razredčila. Tu velja omeniti občo problematiko »mladoterciarnih«« zmikov, ki jo je na Slovenskem nakazal R.Gospodaric (1969). V splošnem je ta sistem prelomov zelo slabo raziskan. Premalo je poznana njihova morebitna vloga v alpskem go-rotvornem ciklu, kakor tudi zveza z globinskimi prelomi v zemeljski skorji smeri NW-SE in NE-SW. Zato ni mogoče podati širše tektonske sinteze dokler nimamo dovolj detajlnih podatkov. Problematičen ni le geotektonski mehanizem obravnavanih problemov temveč tudi njihova starost. Na Idrijskem sekajo prelomi tega sistema strukture vseh starejših tektonskih faz. Po A. Winklerju (1936, 241) naj bi začetki premikov ob idrijskem prelomu segali v pliocensko dobo, sam prelom pa naj bi bil zasnovan že nekoliko prej, v miocenu. Faza »staroterciarnega« gubanja in narivanja je najbolj spremenila triadno zgradbo idrijskega ozemlja. Raziskovala sta jo že M . L i m a n o w s k i (1910) in A. Winkler (1923), vendar je solidno osnovo za nadaljnje preučevanje postavil šele I. Mlakar (1969). Pri študiju krovne zgradbe idrijsko žirovskega ozemlja in Trnovskega gozda je razlikoval avtohtono podlago, ki jo je imenoval avtohton le glede na idrijsko ozemlje, in štiri pokrove. Taka zgradba naj bi predstavljala končni stadij deformacije velike polegle gube. Njegova shema krovne zgradbe idrijsko žirovskega ozemlja in Trnovskega gozda je temljno delo o tektonski zgradbi jugozahodne Slovenije, ki je tako dokumentirano, da presega okvir teorije. Starost gubanja in narivanja določimo lahko le približno. Ker prekrivajo krovne strukture eocenske plasti vipavske flišne kadunje, bi »staroterciarni« fazi lahko pripisali posteocensko starost, vendar ne moremo izključiti, da so se premiki začeli že v eocenu ali še prej. V okviru alpskega orogena bi »staroterciarni« premiki ustrezali pirenejski fazi v širšem smislu, pravo starost pa bi lahko določili le z detajlnimi sedimentološkimi raziskavami terciarja v zahodni Sloveniji. Razlikovanje deformacij gubanja in narivanja od »mladoterciarnih« deformacij je sorazmerno enostavno. V rudišču imamo opravka s »staroterciarnimi« prelomnimi deformacijami, ki se bistveno razlikujejo od mreže »mladoterciarnih« porušitev po smeri prelomnih ploskev in vrsti premikov. Ugotovili smo, da je prekrivanje primarnih porušitev obeh tektonskih faz skoraj izključeno, medtem ko je pogosto med sekundarnimi deformacijami obeh sistemov. Ponekod se prekrivajo tudi sekundarni »staroterciarni-« in primarni »mladoterciarni« prelomi. »Srednjetriadna« tektonska faza predstavlja prvi močnejši sunek alpskega gorotvornega cikla. Številni raziskovalci našega ozemlja so ji pripisovali različno starost. Tako jo je F. K o s s m a t (1936) imenoval ladinska ali predkarnijska orogeneza, ki naj bi trajala ves ladin in cordevol, B . Berce (1963) jo je označil kot predladinsko in naj bi obsegala ves aniz. A. Tollmann (1966, 47) je uvrstil srednjetriadne premike v starolabinsko in glavno labinsko fazo. Na podlagi novejših ugotovitev (I. Mlakar, 1967; J. Car, 1968) je postavil J. Car njene začetke v fassan in meni, da se je nadaljevala tudi v langobardu. V začetku naj bi imela orogenetski, pozneje pa epirogenetski značaj. V zadnjem času je A. Ramovš (1971) podal pregled raziskav triadnih tektonskih dogajanj in predlagal za premike v anizu ime staroslovenska faza, za premike v fassanski dobi in spodnjem delu langobarda pa slovenska faza. U. Premru (1974) je ugotovil ob omenjenih premikih v postpfalskem obdobju do liasa intenzivno epirogenetsko pogrezanje, za katero predlaga ime mezozojska epirogenetska faza. Po I. Mlakarju (1967) so v srednji triadi radialni prelomi E-W in N-S razkosali idrijsko ozemlje na izolirane bloke. Premiki ob njih naj bi bili subver-tikalni, a skladi naj bi ohranili približno horizontalno lego. Ugotovitve J . C a r -j a (1968) o sedimentaciji langobardskih plasti v idrijski okolici to potrjujejo. Pri obravnavi genetskih in strukturnih posebnosti idrijskega rudišča sta I. M 1 a -kar in M. Drovenik (1971) prvič dokumentirala njegovo langobardsko starost, pri čemer nastopa v langobardskih skladih singenetska ruda, v starejših plasteh pa epigenetska. Raziskave »srednjetriadne« faze so bile usmerjene najprej le na odprte razpoke in prelome v idrijskem rudišču, orudene s cinabaritom in piritom. Strukturna analiza glede na horizontalno lego plasti, ki naj bi prevladovala v srednji triadi, je pokazala, da so imeli ti prelomi in razpoke enotno smer, značilno za vsa območja idrijskega rudišča.Tako smo lahko izključili večjo remobilizacijo cina-barita v prelome mlajših tektonskih faz. Po I. Mlakarju in M. D r o v e n i -k u (1971), nastopata v orudenih razpokah poleg cinabarita, metacinabarita, pirita, kremena in drugih zelo redkih mineralov še dolomit in kalcit, ki sta lahko pre-cipitirala iz hidrotermalnih raztopin ali pa prekristalizirala iz prikamenine. Tako sta postala tudi ta dva minerala sledilni komponenti za odkrivanja »srednjetriad-nih« prelomnih deformacij in starejših diagenetskih ali drugih diskontinuitet. Ker prelomi mlajših tektonskih faz niso zapolnjeni s kristalizacijskimi produkti, se po tem jasno ločijo od »srednjetriadnih«. Strukturna analiza odprtih razpok in prelomov, zapolnjenih samo z dolomitom in kalcitom, je dala enake rezultate kot analiza razpok, zapolnjenih s cina-bariton in piritom (L. Placer, 1974/75). Ce upoštevamo horizontalno lego plasti, imajo vse enako smer. »Srednjetriadno« tektonsko fazo označujejo normalni prelomi in spremljajoče odprte razpoke, ki so imeli v srednji triadi regionalno smer E-W. Prelomi so vpadali proti severu in jugu pod povprečnim kotom 75®, medtem ko so bile razpoke subvertikalne. Poleg tega sistema je nastopala vrsta prečnih prelomov, ki so vpadali strmo proti vzhodu in zahodu s spremljajočimi subvert i kalnimi razpokami, tako da je bila morfološka slika obeh sistemov identična. Razlikovala sta se le po tem, da so bili bloki ob normalnih prelomih E-W premaknjeni vertikalno, ob prelomih N-S pa poševno. Prelom »O«, kot najizrazitejši predstavnik tega sistema, kaže sedaj poleg vertikalne tudi horizontalno komponento premika. Zaenkrat še ne moremo trditi, ali gre za diagonalni premik, ali pa je primarna le vertikalna komponenta, s čimer bi se ta prelomni sistem izenačil s sistemom vzhod-zahod. Problem smeri triadnih prelomov in razpok je rešen le regionalno, medtem ko nastopajo v posameznih območjih rudišča in zunaj njega dokajšnje razlike v smeri prelomnih ploskev. Problem prekrivanja »srednjetriadnih« tektonskih deformacij z mlajšimi smo rešili z detajlnim študijem morfologije in geneze triadnih struktur. Prvotno sub-vertikalne triadne prelomne deformacije so pri gubanju zavzele položaj, ki je bil ponekod vzporeden primarnim (» Talnina«), drugod pa sekundarnim »staro-terciarnim« prelomom (spodnja jama, srednja jama).-Tako je prekrivanje tektonskih faz zavzelo sorazmerno velik obseg. »Staroterciarnim« moramo prišteti še »mladoterciarne« porušitve, ki ponekod tudi prekrivajo »srednjetriadne«. Vendar poznamo reaktivirane »srednjetriadne« prelome in razpoke po razmazu cinabarita, pirita, dolomita, kalcita in črne organske snovi. Novi podatki o odvisnosti razvoja langobardskih sedimentov od tektonskih dogajanj v okviru idrijskega tektonskega sistema Na podlagi strukturne analize smo dobili prve predstave o triadnih tektonskih procesih. Za ponazoritev kinematskega razvoja tektonskega jarka, v katerem leži idrijsko rudišče, ter paleogeografije posameznih stopenj in podstopenj srednje triadepa so bile potrebne obširne sedimentološke raziskave triadnih sedimentov. Za uspešno reševanje teh problemov je bilo treba razčleniti ladinske sedimente v rudišču in zunaj njega mnogo detajlneje kot so to izvedli doslej (I. Mlakar, 1967, 1969). V primerjavi z dosedanjimi podatki o razvoju langobardskih kamenin nastopajo pomembne razlike predvsem pri bazalnih tvorbah ter v oceni debelin posameznih litoloških členov. Neposredno nad srednjetriadno erozij sko-tektonsko diskordanco najdemo poleg skrilavca in peščenjaka skonca, konglomerata ter kaolinitnih usedlin še brečo, tufit, apnenec, dolomit in olistostrome. Našteti sedimenti prehajajo v konglomerat z vložki dolomita, tufita in peščenjaka. Sledi zgornji horizont skonca, ki ga prekriva črn klastični apnenec ter končno tuf in tufit z lečami silificiranega apnenca. Ze prva groba litološka korelacija debelin je nakazala na idrijskem prostoru tri sedimentacijska območja, ki so bila v srednji triadi ločena s pragovi (si 1). Prvi sedimentacijski bazen je tako imenovano severno sedimentacijsko območje (»idrijska srednjeladinska kotlina« — J. Car, 1968), ki leži znotraj žirovsko trnovskega pokrova v okolici Idrije, Gor, Dol in Rovt. Tu dosežejo ladinski sedimenti debelino 660 m. Na Tičnici južno od Idrije ležijo langobardski sedimenti diskordantno na spodnje in zgornjeskitskih kameninah, medtem ko severno in zahodno od Idrije prekrivajo povsod le anizični dolomit. Prodniki grodenskih in permokarbonskih kamenin dokazujejo, da so bili permokarbonski in permski sedimenti v srednji triadi zaradi tektonskih premikov dvignjeni nad erozijsko bazo ter vsaj delno erodirani, čeprav z neposrednim opazovanjem na površju doslej nismo mogli dokazati diskordance med permokarbonskimi in langobardskimi usedlinami (J. Car, 1968). Od tega sedimentacijskega bazena se bistveno loči drugi, idrijski tektonski jarek, kjer je nastalo živosrebrno rudišče. Znotraj tega je že I. Mlakar (1967) v razvoju langobardskih plasti razlikoval dve območji; medtem ko dosežejo langobardski sedimenti v »Talnim« ponekod le 60 m, so v tektonski enoti Karoli debeli celo 220 m (si. 1 in 2). Litološka primerjava langobardskih sedimentov v posameznih delih rudišča je pokazala, da nastopajo razlike v sedimentaciji samo do srednjega dela plasti skonca. Zgornji del horizonta skonca je razvit enotno kot skrilavec, medtem ko je horizont tufa in tufita v idrijskem tektonskem jarku že univerzalen. Na podlagi te zakonitosti smo našli ali potrdili vrsto pomembnih triadnih prelomov, posebno v zgornji zgradbi rudišča. Pomembne rezultate smo dobili z raziskovanjem bazalnih langobardskih plasti in njihovega odnosa do erodirane podlage (si. 1). Prvotno so domnevali, da so bazalne tvorbe v »Talnim« in v tektonski enoti Karoli kaolinitne usedline (I. Mlakar, 1967; I. Mlakar in M. Drovenik, 1971). Novejše raziskave pa kažejo, da kaolinitnih sedimentov v »Talnini« ni, kar je še posebno pomembno pri iskanju komunikacij med posameznimi tektonskimi enotami znotraj idrijskega srednjetriadnega tektonskega sistema in smeri transporta v prvi fazi odlaganja langobardskih sedimentov. Na območju »Talnine« ležijo v dobršnem delu neposredno na erodiranih zgornjeskitskih kameninah kaotični sedimenti, ki prehajajo prek sedimentov z drsnimi teksturami v svetlo siv zrnat, tu in tam porozni langobardski dolomit. Le malo kje je podlaga langobardskih sedimentov tufit. Stik langobardskega dolomita z različnimi permokarbonskimi litološkimi členi ter grddenskim peščenjakom v zgornji jamski zgradbi je imel I. Mlakar (1967) za srednjetriadni tektonski kontakt (si. 2). Tudi v tektonski enoti Karoli in SW od nje se ponekod pojavlja dolomit na bazi langobardskih sedimentov, pogosto pa ležijo neposredno na permokarbonskih sedimentih pla-stovite ali slabo plastovite kaolinitne usedline in šele na njih leče dolomita ali konglomerata. V višjih delih rudišča nad 1. obzorjem, se naslanjajo na paleo-zojski skrilavec plasti skonca, v višini Antonijevega rova pa že tufit. Izravnava prevrnjene sinklinale idrijskega rudišča ter pravilen sklep o značaju stika permokarbonskih in grodenskih plasti z langobardskimi sedimenti sta omogočila tolmačenje, da predstavlja stik paleozojskih kamenin z langobardskimi sedimenti srednjetriadno erozijsko kotno diskordanco. Globinsko vrtanje rudnih teles v skrajnem južnem in jugozahodnem delu rudišča na območju »Talnine« je dalo zanimive podatke o zgradbi tega dela jame, Pokazalo je, da leže tudi tu langobardske plasti diskordantno na permokarbon-skem skrilavcu in peščenjaku. Torej so na območju »Talnine« ohranjene podobne triadne strukture kot nad tektonsko enoto Karoli in jugozahodno od nje. Z upoštevanjem teh razmer in številnih tektonskih podatkov sklepamo, da predstavlja blok paleozojskih kamenin v »Talnini« južni prag idrijskega srednjetriadnega tektonskega jarka (si. 1 in 2). Langobardski sedimenti, ki leže diskordantno na zgornjem skitu na drugi strani južnega praga imajo že drugačen razvoj kot tisti na območju »Talnine« in spadajo v južno sedimentacijsko območje. Stik permokarbonskih in skitskih sedimentov na območju »Talnine« med 6. in 7. obzorjem je torej rezultat srednjetriadne tektonike ter potrjuje I. Mlakarjevo (1969, 45) domnevo o triadnem kontaktu med prvim in drugim delom tretjega pokrova v »Talnim« idrijskega rudišča. Po opazovanju tega kontakta je V. J. S m i r -nov (1965) začel dvomiti v srednjetriadno starost rudišča, ker se je tedaj ta stik obravnaval kot »staroterciarna« narivna ploskev. Izredno bogata ruda v permokarbonskih in skitskih kameninah ter velika koncentracija samorodnega živega srebra v skrilavcu sta dobili s tem enostavno in logično razlago. Kamenine južnega sedimentacijskega območja so ohranjene na ozemlju Vojskega, na Gove- karjevem vrhu, pri Anžicu v dolini Zale in južno ter jugovzhodno od Rovt vzhodno od Idrije. Na podlagi diskordantne lege langobardskih sedimentov na permo-karbonskih plasteh je možno prostorsko povezati vsa tri sedimentacijska območja ter pravilno vrednotiti permokarbonske in permske prodnike v konglomeratu severnega sedimentacijskega območja. Pred rekonstrukcijo kinematskega razvoja idrijskega srednjetriadnega tektonskega sistema smo preučili še genezo nekaterih langobardskih sedimentov, da bi prišli do osnovnih podatkov o sedimentacijskem okolju, relativnem zaporedju usedanja na posameznih blokih in hitrosti sedimentacije. Študij okolja v času usedanja kaolinitnih usedlin tektonske enote Karoli in severnega permokarbon-skega praga ter detajlne sedimentološke raziskave so dale prve zanesljive podatke o njihovi genezi ter o mikromorfologiji triadnega površja in vulkanizma v spodnjem ladinu. Za razlago nastanka idrijskega tektonskega jarka, posebno še tektonske enote Karoli, ter za oceno smeri in dolžine transporta pa so zlasti pomembne raziskave sestave in geneze sedimentov z drsnimi in kaotičnimi tek-sturami — olistostrome, ki zapolnjujejo nekatere dele jarka. Sliko razvoja srednjetriadnega tektonskega jarka dopolnjujejo številne sedi-mentne teksture v skrilavcu skonca in spodnjem delu tufita. Poleg tega smo določevali starost in lego prodnikov v langobardskem konglomeratu v rudišču in na severnem sedimentacijskem območju, Na približne smeri transporta v severnem sedimentacijskem območju kažejo imbrikacije v njem. Ti podatki in časovno vzporejanje erozije posameznih blokov so nam omogočili dobro rekonstrukcijo razmerja med kopnim in morjem v različnih fazah ter nakazali pomembnejše razvojne mejnike. SI. 2. Shematični profil skozi rudišče Idrija. Dopolnjen I. Mlakarjev profil (1967, 5. si.; 1971, tabla 1) Abb. 2. Schematisches Querprofil durch die Idrija Quecksilberlagerstatte. Erganztes Profil von I. Mlakar (1967, 5. Abb.; 1971, Tafel 1) 1 cordevolske plasti, 2 langobardske plasti, 3 grodenske, zgornjepermske, spodnjetriadne in anizične plasti, 4 permokarbonske plasti, 5 diskordanca med zgornjekrednimi in eocenskimi plastmi, 6 diskordanca med permokarbonskimi do anizičnimi in langobardskimi plastmi, 7 »mladoterciarnl« zmik, 8 »staroterciarna« meja pokrova, 9 »staroterciarni« nariv znotraj pokrova, 10 »srednjetriadni« normalni prelom, 11 smer dotekanja hidrotermalnih živosrebrnih raztopin, 12 epigenetsko orudenje s HgS, 13 singenetsko orudenje s HgS, 14 samorodno Hg, 15 žirovsko trnovski pokrov, 16 kanomeljski pokrov, 17 čekovniški pokrov, 18 koševniški pokrov, 19 »avtohtona« podlaga, 20 »srednjetriadni« normalni prelom Veharše, 21 »srednjetriadni« normalni prelom Grtibler, 22 »srednjetriadni« normalni prelom Cemernik, 23 »srednjetriadni« normalni prelom Karoli, 24 »srednjetriadni« normalni prelom Urbanovec-Zovčan, 2V — noriški dolomit, Ki — spodnjekredni apnenec, K* — zgornjekredni apnenec, E — eocenski fliš 1 Cordevol-Schichten, 2 Langobard-Schichten, 3 Gr5den-, Oberperm-, Untertias- und Anis--Schichten, 4 Permokarbon-Schichten, 5 Diskordanz zwischen den Oberkreide- und Eozan--Schichten, 6 Diskordanz zwischen den Permokarbon- bis Anis- und Langobard-Schichten, 7 »jungtertiSre« Horizontalverschiebung, 8 »alttertižire« Deckengrenze, 9 »alttertiare« "Uberschie-bung innerhalb der Dečke, 10 »mitteltriassische« Verwerfung, 11 Richtung der Zustrčmung der Hydrothermalquecksilberlosungen, 12 epigenetische Vererzung mit Zinnober, 13 syngenetische Vererzung mit Zinnober, 14 gediegenes Quecksilber, 15 2iri—Trnovo-Decke, 16 Kanomlja-Decke, 17 Cekovnik-Decke, 18 Koševnik-Decke, 19 »autochthone« Unterlage. 20 »mitteltriassische« Verwerfung Veharše, 21 »mitteltriassische« Verwerfung Griibler, 22 »mitteltriassische« Verwerfung Cemernik, 23 »mitteltriassische« Verwerfung Karoli, 24 »mitteltriassische« Verwerfung Urbanovec-Zovčan, 7V — norischer Dolomit, Ki — Unterkreide-Kalk, K: — Oberkreide-Kalk, E — Eozanflysch JUŽNO OBMOČJE SUD GEBIET V) OJ "O C Uj ce o> s •i —J * a' ^ lu C £ io tt Q SEVERNO OBMOČJE NORO GEBIET WOOm O 1km SI. 1. Shematični prečni profil srednjetriadne geološke zgradbe idrijskega območja konec langobarda Legenda na si. 2. Abb. 1. Schematisches Querprofil durch den mitteltriassischen geologischen Bau des Idrija-Gebietes Ende Langobard Legende in Abb. 2. Sklep Potem ko smo identificirali prelome »srednjetriadne« tektonske faze in določili njihovo srednjetriadno lego ter upoštevali sedimentološke podatke, smo šele mogli celovito rekonstruirati razmere konec langobarda. V ta namen je bilo treba analizirati kinematiko gubanja in narivanja. Prvi korak k reševanju tega problema je bila natančnejša rekonstrukcija oblike izhodne polegle gube (L. P1 a c e r , 1973), s pomočjo katere so bili določeni premiki med posameznimi krovnimi enotami, njihova prvotna lega ter smer gubanja in narivanja. Pokrovi so bili na Idrijskem narinjeni od NNE proti SSW. Njihovi horizontalni premiki znašajo nekaj kilometrov do 30 km za četrti, tj. žirovsko trnovski pokrov. Določena je bila tudi lega idrijskega rudišča, ki se nahaja v prevrnjeni gubi drugega reda znotraj žirovsko trnovskega pokrova. Ta ugotovitev je omogočila študij srednjetriadnih razmer na območju rudišča in njegove bližnje okolice, saj predstavlja izravnava sekundarne gube glavno strukturno transformacijo v postopku rekonstrukcije. Izravnava prevrnjene sinklinale idrijskega rudišča in analiza rudonosnih struktur z upoštevanjem rezultatov sedimentoloških raziskav sta dali okvirno paleotektonsko sliko srednjetriadnega tektonskega jarka, v katerem je nastalo rudišče živega srebra. Jarek je bistveno večji kot je bilo znano doslej iz I. Mlakarjevih del; rekonstruirali smo ga na dolžini približno 19 km od Vojskega do Zaplane. V njem nastopajo poleg idrijskega rudišča tudi pojavi cinabaritne rude v Kurji vasi 10 km vzhodno od Idrije in geokemične anomalije na Vojskar-ski planoti. Rast polegle gube regionalnega obsega, ki jo uvrščamo med primarne deformacije, je spremljala rast prevrnjene sekundarne gube idrijskega rudišča, pri čemer je njeno obliko in velikost pogojevala lega orudenih kamenin med sorazmerno deformabilnimi permokarbonskimi skladi in srednjekarnijskimi klastiti (L. Placer, 1973, tabla 1 in tabla 2 ter 1976, tabla 1). Preučevanje geometrije in mehanizma gubanja sekundarne gube je privedlo do odkritja zanimivih prelomnih deformacij, ki na prvi pogled niso v skladu z regionalno smerjo gubanja in narivanja, saj so se krovninski bloki ob njih narivali za nekaj metrov do 150 m proti NNE, torej v nasprotni smeri narivanja pokrovov. Vendar se je pokazalo, da so takšni premiki v skladu z mehaniko gubanja in narivanja. Medtem ko smo zgornjo mejo močnejše tektonske aktivnosti v srednji triadi na območju rudišča že določili, nam za celotno območje idrijskega srednjetriadnega tektonskega sistema podrobni podatki manjkajo. Prav gotovo so se premikanja v širšem prostoru nadaljevala. Na Cerkljanskem imamo pomembne litološke spremembe še v zgornji triadi. Tudi o začetkih tektonskih premikanj v okviru idrijskega srednjetriadnega tektonskega sistema še ne vemo veliko. O intraformacijski breči v spodnjeskit-skem dolomitu je zbranih le nekaj skopih podatkov. Primerjava litološkega razvoja sedimentov na obeh straneh »srednjetriadnega« preloma »O« nam zanesljivo kaže, da je bil aktiven že v zgornjem skitu. Nekoliko več podatkov imamo o lito-loških spremembah v anizičnem dolomitu, ki so jih nedvomno povzročila premikanja v sedimentacijskem bazenu v zvezi s širšimi tektonskimi dogajanji na Idrijskem (J. Car, 1968; C a d e ž , 1973). SEVERNO OBMOČJE NORO CEBIET SEVERNI PRAC fHfg ž^v^S? Antoni rov-Schlsi J ALNINA ^.J ST^T*"- ..UEGENDES^ IORD HOCH: JUŽNO OBMOČJE SUD GEBIET JUŽNI PRAG SUD HOCHSCHOLLE —H— t—.__ 2 ? A L 5 6 -' w _ Si02. Ta pesek ima tako širok razpon zrnavosti, da ga je možno z bogatenjem prilagoditi skoraj vsem zahtevam glede granulacije. Poskusi flotiranja so dali proizvod, uporaben v steklarski industriji za izdelavo embalažnega stekla. Pesek iz teh nahajališč uporabljajo predvsem v livarstvu, manjše količine pa v gradbeništvu in kot filtrski material. Odkopavajo ga površinsko, in to samo spodnji in srednji sloj. Puconci. V širši okolici Puconec so znana številna nahajališča kremenov eg a proda in peska. V Puconcih ga pridobivajo že vrsto let. Na tem območju razlikujemo primarna in sekundarna nahajališča. Primarna so vezana na pliocenske dakijske sedimente Goričkega. V okolici Puconec zajemajo površino večjo od 2 km2. Debelina proda presega 30 m. Sekundarna nahajališča so bila pre-sedimentirana in danes leže v obliki večjih ali manjših leč v pleistocenskih sedimentih. Dolžina posameznih leč variira 400 do 500 m, širina 100 do 200 m in debelina 4 do 6 m. Največja leča, ki je danes v eksploataciji, je dolga 1000 m, široka 500 m in debela 2 do 9 m. V krovnini, debeli 2 do 4 m, leži laporasta glina, v talnini pa peščena laporasta glina. Na splošno se opaža, da na širšem območju od vzhoda proti zahodu raste vsebina grobih frakcij nad 20 mm, ki predstavljajo glavno koristno komponento nahajališča. Tako znaša pri Lendavi vsebina frakcij nad 20 mm manj kot 25 °/o, v bližini avstrijske meje pa naraste na 40 °/o do 50 %>. Prod je zaglinjen, zato ga je treba prati in separirati. V Puconcih pridobivajo kremenčev pesek za livarstvo, gradbeništvo in za različne filtre. Njihova osnovna usmeritev pa je proizvodnja kremenčevega proda za proizvodnjo ferosilicija. Vrhe pri Štorah. To nahajališče predstavlja del miocenskih plasti, ki se raztezajo v pasu Celje—Store—Šentjur. V tektonskem pogledu pripadajo Posavskim gubam, in sicer motniški sinklinali. V nahajališču Vrhe je sloj kremenčevega peska debel 6 m, debelina odkrivke pa znaša 2 m. Debelina peska narašča proti vzhodu in obstaja možnost odpiranja nahajališč z boljšimi odkopnimi po^ goji. To nahajališče je bilo odprto za bližnjo štorsko železarno, ki je bila dolga leta njegov lastnik. Pesek je debelozrnat, zrna so oglata, robovi zaokroženi, površina zrn pa je hrapava. V rovnem stanju vsebuje pesek do 0,78 % Fe2Oa. Vsebina odplakljivih snovi dosega 20 D/o. Pesek iz tega nahajališča uporablja železarna v rovnem stanju. Nastanek nahajališč kremenčevega peska. Vsa nahajališča kremenčevega peska v Sloveniji so sedimentnega nastanka. Velikost in zaobljenost zrn kažeta na relativno dolg transport od izvornih območij do različnih miocenskih, pliocenskih in kvartarnih sedimentacijskih bazenov, kjer se je pesek odlagal. Za pesek na Vrheh velja kot izvorno območje Pohorje. Granulacija peskov, debelejši ali tanjši jalovi vložki in količina odplakljivih snovi kažejo na spremembe v vodnem režimu v posameznih bazenih. Ponekod je pesek odložen v močvirju, povečini pa gre za pravi rečni sediment. V zadnjem primeru je možna vsaj delna rekonstrukcija posameznih vodnih tokov, ki so imeli na posameznih krajih značilnosti pravih delt (stari tok Ledave pri Puconcih). Poznejša erozija je nekatera nahajališča skoraj popolnoma odnesla; danes vidimo njihove ostanke kot zapolnitve različnih vrtač (Birčna vas na Dolenjskem). V tem primeru je pesek zelo droben in predstavlja pravi kremenov pelit, ki je že naravno opran. Izpiranje peska je tukaj proces, ki traja še danes. Na splošno posledice erozije močno- vplivajo na današnje odkopne razmere v po-sameznih nahajališčih. V končni fazi je erozija privedla do formiranja pre-sedimentiranih nahajališč, kakršna so pleistccenska nahajališča v Puconcih. 2. Glina V Sloveniji pridobivajo keramično in ognjevzdržno glino samo v Rudniku lignita, gline in kremenčevega peska Globoko in v Rudniku rjavega premoga Laško. Letna proizvodnja v obeh rudnikih ne presega 10 000 ton. Glino pridobivajo jamsko in jo potem ročno prebirajo. V Laškem jo nato plavijo v manjši separaciji z zmogljivostjo 5000 t/leto. Laško. V premogovniku imajo keramično glino v odkopnih poljih Brune in Govce. Nahajališča so razvita le čas to v smeri od zahoda proti vzhodu in strmo vpadajo (65°) proti jugu. Dolžina leče Brune znaša okrog 100 m in leče Govce okrog 280 m. Debelina variira od 3 do 7 m. Z rudarskimi deli je ugotovljeno, da leče segajo v globino 70 do 80 m od površja. Tako imenovana »bela glina« Laško iz polja Govce je uporabna samo po plavljenju. Pri tem se odstranjuje precej kremena iz železa (siderit), dviguje pa glinena komponenta. Izkoristek pri plavljenju znaša okoli 65 °/o. Tako pridobljeni material se uporablja za izdelavo sanitarne keramike in bele keramike tipa »steingut«. Globoko. V pliocenski premogovni kadunji Globoko leži na sloju lignita do> 100 m debela serija gline in kremenčevega peska. V tej seriji je zanimiva plast plastična in keramična glina, debela do 15 m. Po kvaliteti jo delimo na tri dele. V spodnjem delu plasti je razvita siva drobnopeščena glina, uporabna za keramiko. V odkopih rudnika jo imenujejo »G-III«. Debelina tega dela plasti variira od 0,4 do 8 m. Ta glina v zgornjem delu prehaja v temno' sivo visoko plastično glino, katere zgornji del v odkopih imenujejo »G-I«, spodnjega pa »G-II«. Debelina plasti variira od 3,2 do 7 m. Glina kvalitete G-I in G-II ima tipične vezivne lastnosti in relativno nizko ognjestalnost med SK 26 in SK 28. Po mineralni sestavi je glina »Globoko« zmes kaolinita z ilitom in hidro-muskovitom ter kremenom, montmorillonitom in glinencem. Po svojih lastnostih predstavlja surovino za proizvodnjo šamota in kamenine. Z zadnjimi raziskovalnimi deli so našli uporabno glino tudi više v profilu. Po načrtu naj bi v bodoče odkopavali glino in kremenčev pesek na velikem površinskem kopu. Nastanek. Pri globoških glinah ni posebnih genetskih niti stratigrafskih problemov. Tega pa ne bi mogli trditi za gline iz nahajališča Laško. Zanimivo je, da se keramična glina v Laškem pojavlja samo na krajih, kjer so med psevdoziljskim skrilavcem in oiigocenskimi plastmi pojavi kremenovega keratofirja in njegovega tufa. Na podlagi tega je verjetno, da je keramična glina nastala po spremembi kremenovega keratofirja in tufa. Na to kaže tudi lečasta oblika glinastih teles. Laboratorijske preiskave v tej smeri do sedaj niso bile izvedene. Postopen prehod med psevdoziljskim skrilavcem in glino je lahko samo navidezen kot posledica stratigrafske lege predornine in tufa na skrilavcu. 3. Kaolin Prve pisane podatke o kaolinu v Črni imamo iz leta 1856, ko so začeli izvajati jamska dela v rovu »Roža«. Surovi kaolin so predelovali v mali tovarni v dolini Črne. Začetek pridobivanja kaolina ni evidentiran, ker ta surovina takrat ni spadala pod rudarski zakon, eksploatacijska dela pa so bila površinska. Rudnik kaolina Črna je danes edini proizvajalec te surovine v Sloveniji. Letno proizvaja okoli 25 000 ton plavi j enega kaolina, v glavnem v kosih (75 ki ga uporabljajo kot polnilo v papirni industriji (75°/o), gumarski industriji (2 */<►), industriji barv (6,5%), proizvodnji insekticidov (2,5 Vo) in v obrtništvu (14 %). Kaolinska telesa v dolini Črne leže v erodirani in tektonsko deformirani ladinski antiklinalni strukturi. Sledijo jih ob vzdolžnih prelomih smeri E—W na dolžini 1500 m in do globine 100 do 150 m od površja. Debelina posameznih teles variira od 2 do 20 m. Kaolinska telesa strmo vpadajo proti severu ali jugu pod 60° do 70°. Vertikalno in lateralno se izklinjajo ter nato znova pojavijo, ali pa se razcepijo in zopet združijo. Znanih je več kaolinskih teles, ekonomski pomen pa jih ima sest. V Tuhinjski dolini je pri Selah raziskano kaolinsko telo na dolžini 1,5 km, po vpadu pa do 120 m od površja. Njegova debelina variira od 0,5 do 20 m. To kaolinsko telo zaenkrat ni v eksploataciji, ker še ni rešen problem bogatenja. Mineraloško sestoji kaolinska substanca nahajališča v dolini Črne v glavnem iz ilita, delno pa iz kaolinita. V Selah vsebuje tudi montmorillonit. Kaolin take kvalitete je uporaben samo kot polnilo in ne pride v poštev za keramiko. To velja tudi za substanco iz nahajališča v Selah. Visoka belina tega materiala (75 °/o do 80 °/o napram MgO) kaže na njegovo vrednost za uporabo v papirni industriji. Za nahajališče v Selah je treba rešiti problem separiranja. Zaradi prisotnosti montmorillonita ni mogoče uvesti mokrega postopka kot v Črni. Nahajališča kaolina so nastala v tektonskih predmineralizacijskih conah pod vplivom hidrotermalnih raztopin na predornine. Naknadni descendentni procesi so kaolinsko snov obogatili, kar se predvsem odraža z višjo stopnjo silifikacije v globini. To dejstvo ima praktičen pomen; najbogatejši deli nahajališč so bili namreč blizu površja in so jih v Črni najprej odkopali. V globljih delih pada količina koristne substance, naraščajo pa jalovi silificirani vložki. 4. Rcženec, kvarcit, kremenov konglomerat in kremenove žile Med kameninami, naštetimi v naslovu, se danes v Sloveniji pridobiva samo roženec v nahajališču Jersovec pri Mirni na Dolenjskem, kjer je urejen površinski kop (si. 1). Roženec drobijo, perejo in klasirajo. Glavni del proizvodnje, okoli 20 000 ton letno, izvažajo v Zvezno republiko Nemčijo, Avstrijo in Italijo. Poleg roženca so v Sloveniji znana številna nahajališča kvarcita, kremeno-vega konglomerata in kremenovih žil. V paleozojskem skrilavcu severno od Drave so številne leče dobrega kvarcita, ki vsebuje čez 99 °/o Si02. Pomemben je tudi kremenov konglomerat v Dolžanovi soteski nad Tržičem ter številne kremenove žile v različnih delih Slovenije. Stopnja raziskanosti omenjenih surovin je izredno nizka, čeprav imajo nekateri pojavi ekonomski pomen. V dolini Mirne na Dolenjskem prihaja roženec na površje v pasu, dolgem 30 km in širokem 3 km. Danes je v eksploataciji primarno nahajališče Jersovec, medtem ko je nahajališče Ogorelka le delno raziskano, vse ostalo pa sploh še ni raziskano. Talnino nahajališča Jersovec in Ogorelka gradijo triadni dolomiti, ki pogosto vsebujejo gomolje, leče in pole roženca premera 5—20 cm. Na splošno se opaža, da so centralni deli nahajališč predstavljeni z velikimi lečami roženca, proti periferiji nahajališča pa prevladuje roženec pomešan z glino. Zgornji deli nahajališča so erodirani in roženec pokriva tanjša ali debelejša plast pleistocenske ilovice. Obe nahajališči imata obliko nepravilnih leč, dolgih čez 1000 metrov. Širina dosega nekaj sto metrov. Maksimalna izmerjena debelina (Jersovec) znaša okoli 40 m. Mineraloško gre za roženec, v katerem je opal nadomeščen s kalcedonom in kremenom. Mikroskopska analiza je pokazala 50 °/o kalcedona in 50 °/o kremena. Struktura je kriptokristalasta do polimorfna. Kvaliteto nahajališča Jersovec karakterizirajo naslednji podatki, ki se nanašajo na prodajne produkte iz tega nahajališča: Si02 97,90 °/o; Al.,Os 0,78 °/o; FaO, 0,32%; CaO 0,30 enakomerno, samo žganje je sorazmerno kratko, okoli 80 ur. Opeka silika iz tega materiala je izredno vzdržljiva in ima mehčišče (T) 169 °C do 1730 °C. Nahajališča, ki vsebujejo surovino take kvalitete, so redka in cenjena v Evropi. O nastanku roženca. Primarno so leče in pole roženca interstratificirane v zgomjetriadnem ploščastem apnencu in dolomitu. V pliocenu in kvartarju je bil dolomit močno erodiran; na površju so ostale odkrite večje ali manjše leče roženca, ki so izstopile iz reliefa. Po-znejša erozija je del roženca presedimenti-rala v bližnjo in širšo okolico. 5. Kreda Prvi pisani podatki o eksploataciji krede na Slovenskem datirajo iz leta 1852, ko jo je tržaški trgovec Ostan odkupoval od domačinov za proizvajalce steklarskega kita. Danes jo pridobivata podjetji »Kreda« Radovna in »Kreda« Srpe-nica. Surovo kredo s površinskih kopov sušijo in meljejo. Letna proizvodnja znaša 5500 ton. Glede na obstoječe možnosti povečanje proizvodnje ne bi predstavljalo problema, če bi to tržišče zahtevalo. Srpenica. V dolini Soče prihaja kreda na površje na dolžini 20 km. V eksploataciji je samo največje erozijsko odprto nahajališče jugovzhodno od Srpenice. Del doline Soče je bil v kvartarju preplavljen z jezerom, kjer se je odlagala kreda. Jezerski sedimenti dosežejo debelino približno 200 m. Prekriti so na debelo s prodom in meljem. Radovna. Soteska Radovne pri Bledu je tudi zapolnjena z mlajšimi jezerskimi sedimenti, med katerimi nastopa jezerska kreda. Debeline krede zaenkrat ne poznamo, ker so z vrtanjem zajeli samo zgornje dele nahajališča do globine 40 m od površja. Kreda ali jezerska kredna glina je svetlo siva ali sivkasto rumena. Sestoji predvsem iz kalcijevega karbonata (okrog 38 v Srpenici), ali magnezijevega karbonata (okrog 44 °/o v Radovni). Ima veliko specifično površino. Količina nakopane krede se v deponiji zmanjša za 19 utežnih odstotkov. Naša kreda je izrazito finozrnata. Zato predstavlja odlično polnilno sredstvo za celo vrsto industrij. Ni pa uporabna za izdelke, ki zahtevajo belo barvo in visok odstotek kalcijevega in magnezijevega karbonata. O nastanku jezerske krede. Naša kredna nahajališča predstavljajo jezerske kredne glinaste usedline postglacialne starosti. Za te sedimente je značilno menjavanje svetlejših finozrnatih pasov s temnejšimi pasovi večje zrnavosti. V tem menjavanju se odražajo deževne in sušne periode med sedimentacijo, oziroma poletni in zimski čas. Spremembe v vodnem režimu jezera so nakazane s prodom in gruščem v višjih delih nahajališča. Na vrhu leži peščen prod z meljem. 6. Tuf V Savinjski dolini so že zdavnaj znani pojavi andezitnega tufa. Intenzivno so ga začeli odkopavati leta 1964. Danes ga pridobivajo na območju Slatine (podjetje »Oljka« Šmartno ob Paki) in v Zaloški gorici (podjetje »Montana« Žalec). Letna proizvodnja v obeh podjetjih presega 210 000 t. Geološki prikaz. Tuf je razvit kot drobnozrnat pelit. Uporaben je za puco-lanske izdelke. Nahajališča so odprta z velikimi površinskimi kopi. Kvaliteto tufa karakterizirajo naslednji podatki: SiOž 62 % do 64 %, AhOa 13 % do 16 °/o, FeA 2,5 °/o do 4,5%; CaO 1,7% do 3,7%; MgO okrog 1,2%; alkalije in ne-topno 3,9 % do 7%; žarilna izguba pri 1000 °C 4,24% do 7,15%; nagibna trdnost 24 kg/cm2 do 25,8 kg/cm2 in tlačna trdnost 65,8 kg/cm2 do 78 kg/cm2. Razen za cementno industrijo je tuf delno uporaben tudi za polnila. Zaenkrat se v Sloveniji eksploatira samo andezitni tuf z območja smrekovškega vulkanizma. 7. Bentonit V Celjski kotlini so na območju Zaloške gorice že pred letom 1854 odkopavali bentonit in ga uporabljali za razmaščevanje volnene preje. Med obema svetovnima vojnama so z eksploatacijo ponovno začeli. Manjša povojna eksploatacija je ustavljena leta 1971. V oligocenskih sedimentih Zaloške gorice, ki jih prištevamo k Posavskim gubam, je razvit kot relativno stalen člen serije precej debel bentonitni horizont. V globlji talnini horizonta leži tuf. ki postopno prehaja v bentonitizirani tuf. Neposredno talnino večjega dela nahajališča predstavlja sivica, laporasta glina, ki leži tudi v krovnini bentonitnega horizonta. Bentonitni horizont je erozija razdelila na pet con — pet sinklinalnih struktur, med katerimi so antiklinalni deli odneseni. Bentonitni horizont je debel približno 50 m. Sestoji iz več slojev, med katerimi so pomembni samo trije. Debelina posameznih slojev močno variira od 1,5 do 16 m. Bentonit Zaloške gorice, katerega glavna komponenta je montmorillonit, je po kemični sestavi natrijski, kalijski in vmesni bentonit. Surovina teh nahajališč je primerna za kemično aktiviranje. Uporabna je za razbarvanje, za vezavo za sintetične peske ter za izplake in podobno. Nahajališča bentonita v Zaloški gorici so prostorsko in genetsko vezana na andezitni tuf, ki je zaradi visokega pH v jezerski vodi razpadal, kar je omogo*-čilo nastanek alumosilikatov montmorillonitnih mineralov. 8. Dolomit Na ozemlju SR Slovenije so odprti številni kamnolomi dolomita predvsem za potrebe v gradbeništvu. V industrijske namene (steklarstvo, jeklarstvo, keramika, proizvodnja elektrod itd.) pridobiva dolomit le »Comet« iz Zreč. S proizvodnjo, ki znaša okoli 20 000 ton/letno so tukaj pričeli v večjem obsegu šele 1964. Dolomit je v Sloveniji zelo razširjena kamenina. Najpogosteje je zastopan srednjetriadni in zgornjetriadni dolomit. Krednega in jurskega dolomita je znatno manj in nastopa predvsem na Dolenjskem, Notranjskem in Primorskem. Edino nahajališče industrijskega dolomita leži na območju Gračič v bližini Zreč. Dolomit se razprostira na površini 0,4 km2 in ga stratigrafsko prištevamo anizični stopnji srednje triade. Je siv, drobnozrnat in tektonsko porušen ter leži neposredno na metamorfnih kameninah. Kemična sestava dolomita v Sloveniji povečini omogoča uporabo v industriji nepregornih materialov na bazi dolomita, v keramiki in tudi v steklarstvu. Povprečno kemično sestavo dolomita iz nahajališča Gračič pri Zrečah kaže naslednja kemična analiza: Si02 0,18 ®/o do 0,40 °/o; P205 0,011 °/o do 0,016 °/o; Fe20;t 0,03 °/o do 0,07 °/o; ALA 0,09 °/o do 0,19 °/o; CaO 30,32 °/o do 30,89 °/o; MgO 21,49 »/o do 21,52 °/o in žarilna izguba 47,40 °/» do 47,55 %. Glede na kemični sestav ima ta dolomit veliko uporabno vrednost v številnih panogah (za steklarstvo, za proizvodnjo elektrod, za polnilo v bitumenu in v livarstvu). 9. Apnenec in kalcit Na območju Slovenije so odprti številni kamnolomi, kjer pridobivajo apnenec predvsem za potrebe gradbeništva. Kalcit izkorišča le Rudnik kaolina Črna, ki ima svoj sedež v Kamniku. Nahajališče leži v vasi Stahovica, kjer je odprt površinski kop ob belem triadnem apnencu. Kalcit drobijo in meljejo ter klasi-rajo za steklarstvo, gumarstvo, kemično industrijo, keramiko in gradbeništvo. Predeluje ga dalje tovarna JUB pri Ljubljani, ki ga fino melje za določene namene. Njegova poprečna sestava je naslednja: SiCX 0,24 °/o, Fe.,03 0,0143 °/o, MgO 0,913 °/o, A1303 0,223 °/o, CaO 54,99 °/o in žarilna zguba 43,624 °/o. 10. Glinenci Na Pohorju in v njegovi širši okolici so znani številni pojavi različnih pegma-titov, ki vsebujejo glinence, sljudo in kremen. Te komponente bi pod določenimi pogoji predstavljale ekonomsko zanimive surovine. Po dosedanjih raziskavah malo bolj detajlno poznamo samo pegmatite v okolici Raven na Koroškem, kjer smo vzeli več vzorcev za poskusno oplemenitenje. Dobljeni rezultati opravičujejo nadaljnje raziskave. Na raziskovanem ozemlju so na površini približno 20 km2 v diaftoritih znani številni pojavi pagmatitov v obliki nepravilnih teles, žil in leč. Dolžina posameznih teles variira v širokem intervalu od nekaj metrov do več sto metrov in celo do tisoč in več metrov. Najbolj so pegmatiti razširjeni na Strojni pri Jakobu in Navrškem vrhu. Analiza prospekcijskih vzorcev je pokazala naslednjo sestavo: SiO„ od 70,4 °/o do 84,5 %; K.,O od 0,9 °/o do 4,1 */o in Na.,0 od 1,5 °/o do 5,4 °/o. Leta 1966 so vzorec pegmatita obdelali v Metalurškem inštitutu v Ljubljani. V letu 1972 pa smo vzeli nov vzorec, ki je bil obogaten v laboratorijih rudnika Mežica. Uspešnost bogatenja pegmatitov bi lahko ocenili ugodno; iz navrških pegma-titov je mogoče dobiti komercialne kvalitete sljude, glinenca in kremena. Posebej so zanimivi rezultati poskusov, s katerimi smo dobili prvovrsten proizvod s K.O + NaaO = 14,5 °/» in Fe203 0,03 °/o. Tudi kvaliteta kremenčevega koncentrata je ugodna. Ker so potencialne rezerve pegmatitov na tem območju precej velike, bi bilo smotrno nadaljevati geološke in tehnološke raziskave. Nastanek. Pegmatiti kot zadnji ostanki silikatne magme, obogatene z lahko-hlapljivimi komponentami, so bili vrinjeni med diaftorite, blestnike, amfibolite, marmorje in druge kamenine pohorskega masiva. Po strukturi, teksturi in paragenezi niso homogeni in med njimi ločimo več različkov. Najgloblji deli imajo skoraj granitoidno strukturo, v višjih delih se opaža pisano pegmatitska (grafična ali hebrejska) struktura. Ponekod so to drobna zrna, drugod pa posamezni kristali glinencev dosežejo velikost 15 cm do 20 cm. Vsebujejo tudi leče muskovita premera do nekaj metrov. Na številnih krajih so posamezne pegmatitske žile zajeli procesi sericitizacije in kaolinizacije. Kaolinizacija je ponekod tako intenzivna, da so posamezne žile eksploatirali kot prava kaolinska telesa (npr. pri Slovenski Bistrici). 11. Surovine za mineralno volno Mineralno volno proizvajata ljubljanski podjetji: Termika v obratu v Škofji Loki in Izolirka v obratu na Jesenicah. Približna letna proizvodnja mineralne volne znaša 11 000 ton. Proizvodnja pri Izolirki je zasnovana na predelavi žlin-der jeseniške železarne, kremenčevega peščenjaka in apnenca, medtem ko uporablja Termika namesto žlindre spilitizirani diabaz. Geološki zavod Ljubljana je izvedel prospekcijo surovin, ki bi bile uporabne za proizvodnjo mineralne volne. Ugotovil je, da bi bilo več kamenin uporabnih za proizvodnjo mineralne volne pod pogojem določene korekcije kislosti. To so>: — laporasti tuf karnijske stopnje triade — andezitni tuf in sivica (laporasta glina) iz oligocenske dobe — nekatere metamorfne pohorske kamenine, predvsem eklogit. Industrijski lokaciji v Škof j i Loki bi najbolj ustrezala avgitni pcrfirit na Črnilcu nad Kamnikom in spilitizirani diabaz v Vanišah v Tuhinjski dolini. Slovenija ima več nahajališč kamenin, iz katerih bi bilo mogoče z minimalnimi korekcijami proizvajati mineralno volno. Vendar se zaenkrat zaradi sorazmerno majhne porabe Termiki ne izplača odpirati lastnega kamnoloma; zato material nabavlja iz odprtih kamnolomov v SR Hrvatski. 12. Sklep Iz pregleda se vidi, da so poznana številna nahajališča industrijskih mineralov in kamenin v Sloveniji. Izkoriščanje in uporaba v industriji je vsak dan večja, vendar še ni dosegla tiste stopnje razvoja, kot jih imajo te surovine drugod po svetu, predvsem zaradi nezadostne razvitosti tehnologije v industriji nekovin. To stanje ima svoj vzrok v razdrobljenosti pcdjetij in neustrezni kadrovski sestavi v tej industriji. Stopnja raziskanosti obstoječih ležišč je v Sloveniji nezadostna. Raziskave se usmerjajo predvsem na trenutne potrebe porabnikov, oziroma naročnikov, ki pa nikoli nimajo dovolj sredstev za sistematične raziskave. Po programu Raziskovalne skupnosti Slovenije naj bi se v bodoče posvečala ustrezna pozornost domačim industrijskim mineralom in kameninam. Literatura Bačer, S. Lj. 1966, Geologija nahajališča kremenovega peska v Moravčah. Livarski vestnik zv. 4, Ljubljana 1966, str. 97—101. Držaj, B. in Lukacs, E. Lj. 1968, Nekatere geološke in tehnološke značilnosti bentonitov iz nahajališč v okolici Celja. Geologija, 11. knjiga, Ljubljana 1966, str. 129—133. 16 — Geologija 1B Germovšek, C. 1955, O geoloških razmerah na prehodu Posavskih gub v Dolenjski kras med Stično in Sentrupertom. Geologija 3, Ljubljana. GrimšiČar, A. 1954, O montmorillonitnih glinah na Dolenjskem. Geologija 2, Ljubljana. Lapajne, V. 1974, Raziskave livarskih peskov v okolici Moravč. Geologija 17, Ljubljana. Lukacs, E. Lj. 1968, Današnje stanje raziskanosti ležišča bentonita Zaloška gorica v primerjavi z nekaterimi drugimi bentoniti. Rudarsko-metalurški zbornik, št. 3, Ljubljana 1968, str. 278—286. Munda, M. 1953, Geološko kartiranje med Hrastnikom in Laškim. Geologija 1. Ljubljana. Ocepek, V. 1961, Mineralna sestava kremenovih peskov iz nekaterih nahajališč v Sloveniji, Geologija 7, Ljubljana. Pleničar, M. in Ramovš, A. 1954, Geološko kartiranje severozahodno od Brežic. Geologija 2, Ljubljana. Ramovš, A. 1961, Prispevek k stratigrafiji severnovzhodnega dela Krškega polja. Geologija 7, Ljubljana. Rihteršič, J. 1958, Bentoniti v celjski kotlini. Geologija, 4. knjiga, Ljubljana 1958, str. 193—196. Stern, J. in Lapajne, V. 1974, Geološke raziskave gline in kremenovega peska v Globokem. Geologija 17, Ljubljana. UDK 550.8:553.5(497.12) Nahajališča okrasnega kamna v Sloveniji Freestone quarried in Slovenia Jožef Vesel, Jožef Skerlj in Avgust Čebulj Geološki zavod Ljubljana, Parmova 33 Anton Grimšičar Zavod za raziskavo materiala in konstrukcij Ljubljana, Dimičeva 12 V Sloveniji so precej razširjene kamenine, uporabne za okrasni kamen. Bolj kot magmatske in metamorfne kamenine so pogostni sedimenti, zlasti apnenec. Da bi prikazali za kakšen kamen gre, so avtorji izbrali več njegovih nahajališč v štirih, zemljepisno različnih pokrajinah Slovenije, ki se v glavnem ujemajo z interesnimi področji kamnoseških podjetij. Geološko najstarejši je devonski apnenec v Matkovem kotu pod hribom Sedele, najmlajši pa lehnjak na Jezerskem. Po starosti je vmes kredni apnenec na Primorskem Krasu, kjer prevladuje kamen mehkih sivih barvnih odtenkov, dalje bolj živobarvni pisani kasijanski apnenec ter črni rabeljski in jurski apnenec na ozemlju med Idrijo, Skofjo Loko in Ljubljano ter triadni in kredni apnenec belih sivih in rjavkastih odtenkov v Beli krajini. Za pridobivanje so geološke razmere manj ugodne, ker so skladi tektonsko razpokam in je teže dobiti bloke standardnih dimenzij. In Slovenia there is an abundance of rocks suitable for freestone working. More frequently found than magmatic and metamorphic rocks are sedimentary rocks, especially limestone. In order to show what kind of rock is involved, the authors have chosen several of the latter's locations, in four geographically-differing regions of Slovenia, which more or less fit in with the working areas of quarrying enterprises. Geologically the oldest is the Devonian limestone in Matkov kot under Mt. Sedele, whereas the youngest is calc-tufa at Jezersko. According to age come inbetween the Cretaceous limestone of the Primorsko Karst, where stone of soft grey shades predominates, the much more brightly coloured Cassianian limestone and the black Rabelj and Jurassic limestone in the area between Idrija, Skofja Loka and Ljubljana, as well as the Triassic and Cretaceous limestone of white, grey and brownish shades which occurs in Bela Krajina. Geological conditions for quarrying are less satisfactory, since the strata are cracked and shattered due to tectonic action ar.d it is more difficult to obtain blocks of standard dimensions. Uvod Kamen je že od nekdaj imel pomembno vlogo v razvoju in življenju Človeka, saj mu je pomenil orodje in orožje v vsakodnevnem boju z naravo. 2e pra-človek je uporabljal kamen tudi v gradbene namene, posebno lepe kose pa je že uporabljal za razna obeležja, spomenike, portale, podboje in drugo. Ta stik človeka z naravnim kamnom se je stalno krepil. Resnejšo konkurenco naravnemu kamnu je v začetku predstavljalo žgano apno, nato cement in v najnovejšem času razne umetne snovi. Vsi ti materiali pa naravnega kamna niso mogli izpodriniti; posebno v zadnjem času je čutiti čedalje večje povpraševanje po njem. Od vseh vrst naravnega kamna je marmor veljal kot glavna surovina v industriji okrasnega kamna, zato se je njegovo ime uveljavilo tudi za druge vrste naravnega kamna, posebno za apnenec. Pridobivanje kamna je bilo še v prejšnjih desetletjih pri nas zgolj obrtniška dejavnost. Z uvajanjem industrijskih metod v pridobivanje, predvsem z uporabo žičnih žag, težkih dvigal in hidravličnih klinov ter z izdelavo umetnih plošč (polimarmcr) pa je proizvodnja močno narasla in povečal se je tudi asor-timent. S splošnim dvigom standarda se poraba kamna povečuje, Čeprav njegova cena stalno narašča. Pred drugo svetovno vojno npr. je bila cena blokov več kot desetkrat nižja kot leta 1963. Od tedaj do danes pa je cena zopet nekajkrat višja. Naraščanje cene je na eni strani dokaz, da kamna primanjkuje, po drugi strani pa je to posledica uvajanja drage mehanizacije in transporta ter večje kupne moči prebivalstva. Poleg tega so bila nekatera ležišča zaradi neustreznih metod odkopavanja (uporaba razstreliv, nepravilen zasip) odkopana z zelo nizkim izkoristkom, kar je velika škoda. Vse to pa čedalje bolj zaostruje razkorak med porabo in rezervami kvalitetnega kamna, kar se ne odraža toliko v skupni masi ocenjenih rezerv, ampak v čedalje slabšem izkoristku blokov. Tabela 1 kaže nekaj osnovnih podatkov o proizvodnji in izvozu izdelkov te industrijske panoge v Jugoslaviji in Sloveniji: Proizvodnja naravnega kamna v Sloveniji Tabela 1: Proizvodnja in izvoz okrasnega kamna v Sloveniji in Jugoslaviji a) proizvodnja Jugoslavija Slovenija leto bloki ma plošče m: 1965 30 172 301 952 1973 43 039 549 379 1965 1489 31384 1973 412 81 893 b) izvoz Jugoslavija Slovenija leto bloki m9 znesek $ 1933 9 200 23 620 1963 12 627 1 540 676 1973 17 860 2 296 851 1965 1 200 144 000 1973 150 20.000 Iz tabele vidimo, da je proizvodnja blokov in plošč v Jugoslaviji naraščala skoraj z isto stopnjo, medtem ko se je v Sloveniji v istem času proizvodnja blokov zmanjšala za več kot trikrat, le proizvodnja plošč se je povečala več kot dvainpolkrat. To je v veliki meri posledica slabšega izkoristka v slovenskih kamnolomih okrasnega kamna, zaradi česar so v nekaterih nahajališčih opustili pridobivanje blokov (Vitez, Drenov grič, Rubije, Gabrovica). Na povečanje proizvodnje plošč je vplivala predvsem nova proizvodnja polimarmornatih plošč v Hotavljah in Kanižarici ter večja pripravljalna dela v kamnolomu Lipica, ki je bil v letu 73 glavni proizvajalec blokov. Izkoristek blokov se je gibal v nekaterih slovenskih kamnolomih v naslednjih mejah: Tabela 2. Izkoristek blokov okrasnega kamna v nekaterih slovenskih kamnolomih Nahajališče 1.1965 1.1970 1.1973 c/c cfc % Hotavlje 15 10 8 Lipica — 18,7 Vitez 20,6 — Gabrovica — — Rubije — — Drenov grič pod 1 pod 1 Skupne rezerve vseh vrst okrasnega kamna v Sloveniji so po podatkih zbranih v arhviu Geološkega zavoda v Ljubljani ocenjene na okrog 5 000 000 m3 kamene mase; od tega približno 370 000 m3 blokov, tj. okrog 7,5 °/v. V tej oceni blokov so upoštevani le boljši deli kamnolomov, kjer kamen še pridobivajo, ali pa so proizvodnjo opustili šele pred kratkim. Opis nahajališč Slovenija je hribovita in gorata dežela, zato so tla večidel kamnita. Prevladujejo karbonatne kamenine, ki jih po geološki starosti razvrščamo od najstarejših — paleozojskih do najmlajših — kvartarnih. Razen po geoloških kriterijih delimo nahajališča okrasnega kamna na ozemlju Slovenije po geografski legi, ki se v mnogih primerih ujema z litološkimi značilnostmi kamna in še bolj z interesnim področjem posameznih kamnoseških podjetij, saj je določena proizvodna organizacija znana po določeni vrsti kamna, npr. Hotavlje po rdeče pisanem apnencu, sežanski kamnolomi po sivem in temnem rudistnem apnencu, pohorski kamnolomi po tonalitu, čizlakitu, marmorju (si. 1) ter po drugih magmatskih in metamorfnih kameninah, belokranjski kamnolomi po školjkastem apnencu in na Ljubljanskem področju Mineral razen po predelavi raznih vrst kamna tudi po črnem apnencu z Drenovega griča. V splošnem prikazu lahko navedemo naslednja kamnoseška območja v Sloveniji: — Primorski Kras med Vipavsko dolino, Brkini in državno mejo z Italijo zajema razne vrste školjkastega apnenca. Značilni tipi apnenca se imenujejo po krajih Lipica, Repen, Kazlje, Gabrovica, Rubije, Kopriva, Avber, Vrhovlje, Lokev, Gorjansko (stalaktit), Brje, Konjske stope, Opat je selo, Fordence, Nova SI. 1. Pohorski marmor v spomenikih iz 2. in 3. stoletja v Šempetru pri Celju Fig. 1. Pohorje marble: Monuments from the 1st and 2nd century, Šempeter near Celje vas, Kostanjevica, Podvarda (stalaktit-bleščeči marmor), Temenica, Lipa, Tomaj in Štanjel. — Bela Krajina z nahajališči sivega čkoljkastega in rjavkastega ter črnega ploščastega apnenca. Svetlo sivi školjkasti apnenec je v ležišču Adlešiči in v okolici, sivi školjkasti je v Gradcu, Vranovičih, Podzemlju, Semiču, Suhorju in Strekljevcu, rjavi ploščati apnenec je v bližini Črnomlja, črni ploščasti pa v Obrhu. — Med Skofjo Loko — Idrijo in Vrhniko prevladujejo' razne triadne karbonatne kamenine. Najbolj znani so sivi in rdeči apnenec v Hotavljah (si. 2) in Lesnem brdu, črni ploščasti apnenec na Drenovem griču ter r aznobarvni konglomerat v okolici Idrije in v Kamnitniku pri Škofji Loki. Blizu Ljubljane pridobivajo še jur&ki apnenec z litiotidami. SI. 2. Steber iz hotaveljskega marmorja na stopnišču iz 1. v 2. nadstropje v hiši trgovske zbornice v Ljubljani Fig. 2. Hotavlje marble: Chamber of Commerce, Ljubljana, column between 1st and 2nd floor — V Karavankah so razširjene predvsem starejše živobarvne toda močno razpokane kamenine, pa tudi kvartarni lehnjak zahodno od Jezerskega (si. 3). V okrasne namene so uporabni rdeči apnenec v Matkovem kotu, modrikasto sivi in rožnati apnenec na Jezerskem ter trogkofelski apnenec in trbiška breča v Dolžanovi soteski. — Pohorje je edino območje magmatskih in metamorfnih kamenin v Sloveniji, ki pridejo v poštev za okrasni in gradbeni kamen. 2e dolgo pridobivajo tu tonalit, čizlakit in marmor, v prihodnje bi mo-gli biti uporabni tudi eklogit, serpentinit in amfibolit. Vzhodna Slovenija z vzhodnimi deli Posavskih gub nima pravega okrasnega kamna; tu je razširjen litotamnijski apnenec, ki je uporaben v gradbeništvu, in ker je precej čist, tudi v kemični industriji. SI. 3. Lehnjak z Jezerskega, v Kranju na Pungartu Fig. 3. Calc-tufa from Jezersko: Pungart in Kranj Primorski Kras Petindvajset kamnolomov okrasnega kamna na Krasu delimo v štiri skupine. V kamnolomih v Lipici pridobivajo dva tipa okrasnega apnenca: lipica enotni in lipica rožasti. — Kamnolomi Lisično I in II, Vitez, Polževo, Doline in Plešivica vzhodno od Sežane se nahajajo v repenskem horizontu, ki se razteza od zahoda proti vzhodu. — Temno sivi apnenec z različnimi organskimi ostanki nahajamo v severnem in osrednjem delu Krasa. Pridobivali so ga v kamnolomih Brje, Avber, Kazlje, Lipa, Fordance, Nova vas, Štanjel, Tomaj in Temenica. — Svetlo sivi apnenec s temnejšimi in svetlejšimi konturami fosilnih ostankov so pridobivali v kamnolomih Gabrovica, Rubije, Kopriva, Bazgovica, Konjske stope, Lokev in Opatje selo>. Poleg tega so uporabljali kot okrasni kamen tudi stalaktite v Podvardi in Gorjanskem. Od navedenih kamnolomov je danes v eksploataciji le Lipica, medtem ko je kamnolom Doline v pripravi za poizkusno odpiranje. Podrobnejše geološke raziskave so se v zadnjem času vršile le v Lipici, Dolinah ter v nekaterih drugih kamnolomih Repna in v Kazljah. SI. 4. Kamnolom Lipica — zahodni del Fig. 4. Quarry at Lipica — western part Skupina kamnolomov Lipica (si. 4) se nahaja na večjem izdanku svetlo sivega apnenca imenovanega lipica enotni, ki navzdol prehaja v lipica rožastega. Slednji je dobil ime po značilnih obrisih školjk, ki jim domačini pravijo rože. Obratujoč kamnolom se nahaja okrog 500 m severovzhodno od znane kobilarne v Lipici. V okolici so še drugi opuščeni odkopi; nekateri so pravi kamnolomi, saj merijo po več sto kvadratnih metrov. Nahajališče pripada tektonski enoti Tržasko-komenske planote, ki jo gradi predvsem kredni apnenec. Oba tipa okrasnega apnenca, ki ga pridobivajo v kamnolomu Lipica, prištevamo k rudist-nemu apnencu senonske starosti. Enako stare so tudi druge apnene plasti v širši okolici Lipice, razen v jugozahodnem delu, kjer je v manjši sinklinali ohranjen tudi paleccenski apnenec. Os te sinklinale ima približno smer NNW—SSE in ped blagim kotom vpada proti SSE. Plasti apnenca v severnem krilu sinklinale položno vpadajo pod kotom 20° proti WSW; tu se nahaja kamnolom Lipica oddaljen 500 m od sinklinalne osi. Po dosedanjih geoloških raziskavah tega ozemlja razlikujemo naslednje plasti. Spodaj je temno sivi gosti bituminozni apnenec, ki pripada povečini spodnji kredi, delno pa spodnjemu delu zgornje krede. Na njem leži neposredna talnina okrasnega apnenca. Tvori jo temno sivi gosti skladoviti apnenec, ki se menjava s sivim rudistnim apnencem. Ta plast pripada turonu. Više sledi okrasni apnenec; pričenja se z rožastim, ki po smeri plastovitosti preide v enotnega. Krovnina je temneje sivi, ponekcd tankoplasto-viti gosti apnenec, ki vsebuje precej fosilov. Rožasti tip ali »lipica fiorito« kot ga lokalno tudi imenujejo, je svetlo sivo-rjavkasto rožnati drebnozrnati apnenec. V homogeni osnovi so številni, različno veliki, običajno temnejši in po plastovitosti usmerjeni ostanki rudistov in drugih fosilov. Enotni tip kamna ali »lipica unito« pa je svetlo sivi zrnati apnenec. V homogeni apneni masi so enakomerno razporejeni ostanki školjk, veliki do nekaj milimetrov in temnejši kot apnena osnova. Oba tipa imata nepravilen ali školjkast lom s hrapavo površino. Struktura je klastična, tekstura pa masivno psevdobrečasta. Apnenec obeh tipov je trden in kompakten, dobro obstojen in se da lepo obdelovati. Tektonika v ležišču Lipica ni izrazita, značilni pa so različni sistemi razpok, po katerih je treba določati način in smer pridobivanja blokov. Debelina vseh krednih plasti na območju Lipice ni znana; produktivni skladi rožastega apnenca na ožjem območju kamnolomov so debeli pet do petnajst metrov in približno toliko tudi skladi enotnega tipa, medtem ko je debelina odkrivke okrog 8 m. Vse plasti na območju kamnoloma imajo enoten vpad 15° do 20° proti jugu. Repen je komercialno ime za okrasni apnenec repenskega horizonta, ki ga po fosilnih ostankih hondrodont in kaprinid uvrščamo v turon. Na površje prihaja v obliki ozkega pasu od Divače na vzhodu in s prekinitvami mimo Sežane dalje prek državne meje v Italijo. Debelina te plasti je v splošnem večja na zahodu, nikjer pa ne preseže 30 m. Litološka sestava območja Repen je naslednja. Spodaj leži cenomanski temno sivi bituminozni dolomit, na njem pa sivi mikritni spodnjeturonski apnenec z zelo redkimi fosilnimi ostanki. Ta apnenec postopno preide v repenski apnenec. Debelina prehoda znaša nekaj metrov. Repnu sledi navzgor zopet mikritni in rudistni apnenec, ki ga tudi uvrščamo v spodnji turon. Vse plasti ležijo normalno z vpadom 0° do 20° proti jugu in jugovzhodu. so dolge le nekaj deset metrov. Na površju je kamen povsod močno zakrasel, razpokan, ponekod zdrobljen, luknjičav in kavernozen, sicer pa trden in malo globlje že bolj kompakten. Geološka lega tega apnenca je enostavna. Talnino in krovnino predstavlja sivi in temno sivi gosti nekoliko bituminozni apnenec, ki je precej zakrasel in vsebuje posamezne školjke ali njihove fragmente. Plastovitost zaradi močne zakraselosti na površju ni izrazita, z vrtanjem pa smo našli razlike v barvi, razporeditvi školjk in kavernoznosti. Po mehanskih in tehničnih lastnostih je to zelo kvaliteten okrasni kamen z malo škodljivih primesi, ki jih predstavljajo tanke lasnice, delno zapolnjene z glino, luknjice in pore. Barva je mehko rumenkasto ali rjavkasto siva s svetlejšimi in temnejšimi konturami školjk s svetlim kalcitnim jedrom. Da se zelo lepo polirati. Barva in sijaj sta obstojna. Prelom je nepravilen, struktura je drobnozrnata, tekstura pa delno homogena, delno psevdobrečasta. Podoben apnenec kot v okolici Gradca je še pri Semiču in Štrekljevcu. Nerajski apnenec (si. 5) je podoben gradaškemu, vendar je temneje siv, bolj razpokan in na splošno mehansko manj odporen, poleg tega pa vsebuje manjše fosile, po obliki nepravilne ter zelo neenakomerno razporejene. V nahajališču ločimo dve plasti apnenca. V spodnjem delu je sivi masivni in delno tudi plastoviti kavernozni apnenec s številnimi temnejšimi fosilnimi SI. 5. Kamnolom Nerajc Fig. 5. Quarry at Nerajc Ekonomsko je najbolj pomemben zahodni del repna ob državni meji, kjer so opuščeni kamnolomi Lisično I in II, Vitez, Polževo in Doline; vzhodno od Sežane pa so repen pridobivali le v kamnolomu Plešivica. Skladi so porušeni, razpckani in zakraseli v vseh delih repna, razlika pa je med spodnjimi in zgornjimi plastmi. Zgoraj je zakraselost globlja tam, kjer repen ni prekrit s krovnino, sega okrog pet metrov v globino. Debelina odkrivke se praviloma povsod veča od izdanka proti jugu, to je po padu repna, kar je neugodno za proizvodnjo. 2e po nekaj desetih metrih v pobočje namreč preraste ekonomsko mejo in je treba prekiniti eksploatacijo na območju, ko postane repen najbolj kompakten. Iz tega razloga so pred kratkim zaprli kamnolom Vitez. Vsekakor je repenski apnenec zelo zanimiv za industrijo okrasnega kamna in to predvsem zaradi njegove mehko svetle barve, dobrih mehanskih lastnosti, lepih fosilnih ostankov ter končno zaradi bližine predelovalnih obratov in tradicije sploh. Kazlje. Temno sivi in črni rudistni apnenec je del spodnjeturonskega rudist-nega apnenca. V Kazljah pri Sežani se nahaja v obliki razpotegnjene leče v smeri WNW—ESE in vpada proti severovzhodu ped kotom 10° do 20°. Srednja debelina produktivnih skladov znaša okrog 41 m in je s petimi jalovimi vložki razdeljena na šest slojev. Talnina sestoji iz dveh delov. Spodaj leži temno rjavi mikritni apnenec brez fosilnih ostankov in na njem z izrazito mejo plastoviti temno sivi in črni apnenec z močno lapornato komponento, ki ima škdjkast lom ali pa se celo iverasto drobi. Fosilni ostanki so redki, najdemo pa v njem že manjše leče rudistnega apnenca, enakega produktivni seriji. Debelina višjega dela talnine je 10 do 30 m. Meja s produktivno serijo je jasna. Apnenec produktivne serije je izrazita grebenska tvorba. To je temno rjavkasto sivi in Črni brečasti rudistni apnenec, ki kaže ponekod jasno plastovitost. Leča osrednjega ležišča se razteza na razdalji skoraj 600 m od glavnih odkopov proti zahodu, medtem ko o nadaljevanju na vzhod nimamo podatkov. Enako kot v talnini, razlikujemo tudi v krovnini dva dela. Meja s produktivno serijo je jasna, medtem ko je meja med obema različkoma krovnine postopna. V spodnjem delu prevladuje črni ploščati apnenec z vložki kazeljskega apnenca, debelimi do 0,50 m. Više sledi rjavi mikritni apnenec z redkimi fosili in kalcit-nimi žilicami. Debelina krovnine verjetno ne preseže nikjer 50 m. Bela Krajina Večji del Bele Krajine predstavlja pogreznjeno kraško ozemlje, imenovano tudi Črnomaljska plošča, ki jo gradijo predvsem kredne in delno jurske karbonatne kamenine. Za okrasni kamen je na ozemlju Bele Krajine uporabnih pet litoloških različkov apnenca. To so gradac, nerajc, Črnomelj, obrh in adlešiči. Najbolj znan in najkvalitetnejši za okrasne namene je sivi školjkoviti apnenec gradac. Ime je dobil po kamnolomu zahodno od železniške postaje Gradac. Pridobivali pa so ga tudi v Veliki Loži severovzhodno od Gradca. Novejše geološke raziskave tega ozemlja so pokazale, da prihaja ta apnenec na površje v obliki leč na več krajih severno od ceste Vranoviči—Gradac—Podzemelj. Leče ostanki, predvsem školjkami. Prelomi potekajo povečini v smeri sever—jug z vpadom 50° proti vzhodu do 80° proti severozahodu. Manj izraziti so prelomi in razpoke drugih smeri. Makroskopsko je kamenina sivi gosti precej žilavi apnenec. Drobnozrnata apnena masa je sicer homogena, vendar tako1 pogosto prekinjena s kalcitnimi žilicami in temnejšimi preseki fosilov, da je lisasta. Večje odprte razpoke so ponekod zapolnjene z rdečo boksitno glino, drugod pa so prazne. Prelom je nepravilen z normalno hrapavo površino. Apnenec je drobnozrnat in masiven, se srednje dobro polira in obdrži sijaj. Debelina skladov ni znana, po starosti jih po starih podatkih uvrščamo v zgornjo triado>. Ležišče sivkasto rjavega ploščastega apnenca se nahaja na obeh straneh La-hinje, okrog 600 m južno od Črnomlja. Pod krovnino, ki jo pod vrhnjo humozno plastjo predstavlja rumenkasta ter rdečkasto rjava ilovnata preperina in ilovica, leži rožnato rjavi in sivkasti pasoviti apnenec v polah, debelih do 80 cm. Plasti vpadajo pod kotom 15° do 30° proti severozahodu. Meja s krovnino je ostra, medtem ko je prehod v spodaj ležeči sivi apnenec postopen. To mejo smo našli le na širšem območju, ker v ležišču z raziskavami nismo prišli do talnine. Tektonsko je kamenina precej porušena, vendar premiki niso veliki, temveč opažamo predvsem številne razpoke v raznih smereh. Starejše razpoke so zapolnjene z belimi kalcitnimi žilicami, mlajše ponekod z živo rdečimi železovimi in aluminijevimi hidroksidi, najmlajše pa so prazne ali je v njih ilovica. Apnenec je plastovit in pol as t. Med posameznimi polarni je do nekaj cm prostora, ki je zapolnjen s tankimi skrilavimi plastmi sivkasto rumenega apnenega laporja in z ilovico. Apnenec sestoji iz drobnozrnate kalcitne mase, ki je v pasovih različno močno obarvana vzporedno s plastovitostjo. Je drobnozrnat, kompakten in žilav. Lomi se školjkasto z gladko površino. Na zahodnem robu vasi Obrh je manjši kamnolom črnega ploščastega apnenca, ki ga občasno pridobiva kmet L. Fortun. Apnenec je kompakten, nekoliko bituminozen in vsebuje posamezne izrazite bele kalcitne žilice. Pole in plasti so debele do 60 cm in imajo vpad 112/12®. Ta apnenec je podoben zgornji plasti apnenca v Nerajcu, je pa temnejši, se dobro polira, zaradi premajhne debeline posameznih pol pa je uporaben le za izdelavo polimarmornih plošč. Škodljivih primesi skoraj nima. Beli okrasni školjkasti apnenec prihaja na površje nekaj sto metrov jugozahodno od vasi Adlešiči kot tektonsko erozijsko okno, veliko okrog 0,3 ha in obdano s sivim močno zakraselim apnencem, ki je enako okrasni kamen zgor-njekredne starosti. Plasti v izdanku imajo približno smer severozahod-jugovzhod in vpadajo proti severovzhodu. V manjšem opuščenem kamnolomu smo našli več manjših prelomov in številne razpoke. Prelomi imajo običajno smer NE-SW z vpadom proti NW, razpoke pa imajo različno smer, vpadajo pa najpogosteje proti SW. Okrasni apnenec iz Adlešičev sestoji iz drobnozrnatega delno fino kristala-stega kalcita in se odlikuje po trdoti, trdnosti in kompaktnosti v manjših kosih. Kamen je prepreden s številnimi tankimi belimi žilicami skoraj prozornega kalcita, manj pa je rdečih žilic železovega in aluminijevega hidroksida. Lom kamenine je neraven in hrapav. Polirana površina obdrži visok sijaj. Zaradi močne razpokanosti v Adlešičih ni možno pridobivati blokov. Ozemlje med Škofjo Loko, Idrijo in Vrhniko Hotavlje. Rdeče pisani apnenec pod Srednjim brdom na Hotavljah ima zanimivo geološko lego, saj se v bližini stikata dve tektonski enoti. Kamnolom pripada še škofjeloško-žirovskemu pokrovu, medtem ko se raztezajo severneje, zahodno ter jugozahodno vrhniško-blegoški nizi. Na tem območju prevladujejo paleozojske kamenine, sam apnenec pa je zgornjetriadni. Starejši permokar-bonski glinasti skrilavec, sljudnati peščenjak in drobnozrnati konglomerat predstavljajo narinjen pokrov na mlajših triadnih karbonatnih in piroklastičnih kameninah. Intenzivna tektonika in močna erozija sta izoblikovali današnji relief. V njem so se predvsem ob robovih dolin pokazale triadne kamenine kot tek tonsko-erozijska okna v permokarbonskih plasteh. Ležišče hotaveljskega apnenca je značilen primer takšnega nastanka. Hotaveljski okrasni apnenec ali marmor, kakor ga že dolgo imenujemo, je po nastanku grebenska tvorba. Prej so ta apnenec uvrščali v srednjo triado, sedaj pa ga na podlagi geološke lege uvrščamo v karnijsko stopnjo med rabelj-ske plasti. Enake starosti sta tudi zelenkasti glinasti skrilavec ter sericitizirani in kloritizirani peščenjak s precej tufske primesi, ki sta ločena od apnenca s skoraj vertikalnim prelomom na vzhodni strani. Skupno so karnijske plasti razkrite tu na razdalji okrog 600 m v smeri sever-jug in okrog 200 m v smeri z a hod-vzhod. Na Hotavljah so znani trije tipi okrasnega apnenca, ki pa jih ločimo le po barvi, medtem ko so litološke, petrografske in mehanske lastnosti enake. Ločimo sivi, rožnati in rdeči tip apnenca. Vsi trije tipi okrasnega kamna se dajo dobro obdelovati in polirati in dolgo obdržijo sijaj. Hitreje izgube sijaj, če so izpostavljeni atmosferilijam ali mehanski obrabi, npr. na stopnicah. Kompaktnejši deli imajo dovolj visoko tlačno trdnost in so uporabni tudi za nosilne elemente pri manjši obremenitvi. Škodljiva primes v tem apnencu so vložki sericitnega skrilavca, limonitizi-ranega hematita in ilovice. Struktura je drobnozrnata, tekstura pa nehomogena. Drenov grič. Od skupine kamnolomov črnega ploščastega apnenca na južnem pobočju Drenovega griča je samo še najzahodnejši v eksploataciji. Temno sivi in črni apnenec (si. 6) pripada rabeljskim skladom zgornje triade in leži diskordantno na glavnem dolomitu. Apnenec nastopa med tufitom. Nekaj sto metrov severneje leži v tufitu tudi rdeči okrasni apnenec na Lesnem brdu, ki je enake starosti. Črni apnenec je prepreden z belimi kalcitnimi žilicami, ki so orientirane povečini pravokotno na plastovitost, pogostne pa so tudi manjše leče kalcita. Med plastmi in polarni, ki so zelo jasno izražene, so pole črnega bituminoznega glinasto laporastega skrilavca debeline do 70 cm, medtem ko so pole apnenca debele do 1,55 m. Skupna debelina produktivne plasti v kamnolomu Drenov grič je 12 do 20 m. Apnenec vsebuje precej fosilov, od katerih so najbolj znane školjke Trigonodus camiolicus in Myophoria kefersteini ter drobni polži. Krovnino, ki sedaj v kamnolomu ni vidna, predstavlja sivi in rdečkasti pisani peščenjak in glinovec. Talnina pa je iz glinastotufskih sedi-mentov, debelih okrog 15 m, ki navzdol preidejo v rdeči apnenec. Plasti apnenca so rahlo nagubane in tvorijo položno antiklinalo v smeri zahod—vzhod, katere os je nagnjena za 5° do 15° proti zahodu. Večjih tektonskih premikov v kamnolomu in bližnji okolici nismo opazili. Vidna sta sicer dva preloma v smeri sever—jug, poleg njih pa še več manjših drs v isti in prečni smeri, ob katerih pa so opazni le manjši premiki. V bližini prelomov so- bele kalcitne žilice gostejše. Prevladujoča sestavina kamenine je jedrnata apnena masa s kalcitnimi zrnci velikosti okrog 0,015 mm ter z malo amorfne mase. Pogostni so drobni vključki kalcita, luske glinasto organske snovi, manj pa je tankih paličastih in zavitih oblik apnenih organskih ostankov ter drobnih zrnc sulfidov. Lesno brdo. Nahajališče sivega, rožnatega in rdečega pisanega apnenca ima obliko nepravilne podolgovate leče ali grebena v smeri WNW—ESE in z vpadom plasti povprečno 10° do 25° proti NNE. Po padu je ta leča razkrita v širini 10 do 60 m, po smeri pa se razteza na razdalji okrog 300 m, s prekinitvami pa še nekaj sto metrov proti vzhodu in zahodu. Debelina apnenca je raziskana z vrtanjem in narašča od zahoda proti osrednjemu delu, kjer doseže 47 m. Južna meja SI. 6. Zamorski kralj iz črnega apnenca z Drenovega griča, Šentjakob v Ljubljani Fig. 6. Black limestone from Drenov Grič: Moorish king, St. Jacobs church, Ljubljana apnenca je tektonska, kar se da sklepiati na podlagi vrtanja in kartiranja. Tu je plast okrasnega apnenca ostro ločena s skoraj vertikalno ploskvijo od južno ležečega rumenkasto rjavega in rdečkasto vijoličastega peščeno laporastega skrilavca, ki vsebuje posamezne bloke sivo rožnatega apnenca. Enako kamenino so našli tudi z vrtanjem pod plastjo okrasnega apnenca. Na severni strani preide rdeče pisani apnenec v sivi plastoviti gosti apnenec. Meja ni točno določena, samice na površju pa kažejo na vpad 30° do 45° proti NE. Proti vzhodu in zahodu se širina in debelina zmanjšata in končno* se apnenec izklini. Apnenec z Lesnega brda je trden, luknjičav, v zgornjih delih nahajališča močno zakrasel ter na splošno tako po barvi kot po litološki sestavi nehomogen. Po plastovitosti se večkrat pojavi tanko> plastoviti pegasti temno vijoličasti lapo-rasti skrilavec, ki se večkrat izgubi in zopet pojavi. Ta apnenec enako kot črnega z Drenovega griča uvrščamo v rabeljske sklade karnijske stopnje. V njem najdemo obilico raznih živalskih ostankov školjk, polžev, foraminifer, ježkov, koral in alg. Škodljive primesi so predvsem glinasto-laporasti vložki, zrnca pirita in skupki limoni ta v stilolitskih šivih ter leče sericitnega skrilavca. V zgornjih delih, do globine okrog 5 m, je apnenec običajno toliko zakrasel, da ni mogoče pridobivati blokov. Po kompaktnosti najboljši apnenec leži v globini 17 do> 40 m, medtem ko se barva tudi z globino na splošno ne menja. Podpeč. V bližini železniške postaje Preserje na Ljubljanskem barju je nahajališče temno sivega apnenca z značilnimi belimi lisami. Ta apnenec, oziroma »podpeški marmor«, kot ga tudi imenujejo, so še pred kratkim pridobivali v znanem kamnolomu v Podpeč i in občasno še v nekaterih manjših odkopih v okolici. Dobre lastnosti tega kamna za obdelavo in poliranje, lep videz, odpornost proti zunanjim vplivom, dobre mehanske lastnosti in predvsem ugodna lokacija so bili vzroki, da je bil ta kamen uporabljen pri številnih gradnjah v Sloveniji, največ pa na ljubljanskem območju. Iz njega so številni portali, stebri, podboji, mize, police, obloge in podobno, med drugim so iz njega tudi stopnišče in nekateri drugi deli Univerzitetne knjižnice v Ljubljani. Njegova neugodna lastnost je, da poliran in izpostavljen atmosferilijam izgubi lesk. V tem kamnu so vidni številni fosilni ostanki. Najbolj izrazita je školjka Lithiotis problematical P° njej štejemo ta apnenec v srednji lias spodnje jure. Njene bele podolgovate konture na temni podlagi zelo požive ta kamen. Od drugih fosilov je veliko megalodontidnih školjk, ramenonožcev in luknjičark. Na splošno je apnenec polast, plastovit in tektonsko močno porušen. Posamezni deli nahajališča so se ob prelomih različno dvignili oziroma pogreznili ter nagnili. Na drsnih ploskvah so še lepo ohranjena tektonska ogledala, kar je tudi eden od podatkov o dobri kvaliteti tega kamna. Posamezne kompaktne pole so debele do enega metra, poprečno pa manj, kar otežuje pridobivanje blokov standardnih dimenzij. Karavanke Matkov kot. Na južnem pobočju hriba Sedele (kota 1242 m) v Matkovem kotu je na višini 1120 m manjše nahajališče rdečega, rožnatega in sivega pisanega apnenca. Izdanek ima nepravilno lečasto obliko in leži v skrilavcu in skrilavem peščenjaku različne barve, ki se menjavata s kremenovim konglomeratom. Po starejših podatkih (T e 11 e r, 1898) je to grebenski apnenec silurske starosti. Zaradi številnih fosilnih bodic krinoidov so ga imenovali tudi krinoidni apnenec. V novejšem času straitigrafska lega teh skladov še ni bila preverjena, vendar so geologi mišljenja, da na tem območju ni starejšega apnenca od devonskega. Petrografsko gre za dolomitizirani apnenec, oziroma rdeči laminirani mikritni in mikrosparitni rekristalizirani apnenec z odlomki krinoidov. Od škodljivih primesi vsebuje leče laporastega sljudnega skrilavca, limonitizirane mikrostiliolit-ske šive, ilovico v porah in kavernah ter redka zrnca avtigenega kremena. Ta kamen ima zaradi barvitosti zelo privlačen videz in se tudi dobro polira. Zato ga predvsem v Zgornji Savinjski dolini že več kot pol stoletja uporabljajo kot okrasni kamen. Poleg majhnih rezerv je glavni problem močna razpokanost, ki onemogoča pridobivanje blokov. Uporaben je za izdelovanje polimarmorja in teraca, za kar se v zadnjem času največ rabi. Kamnolom ima preveč neugodno lego, da bi bilo pridobivanje rentabilno. Jezersko. Lehnjak kvartarne starosti že več desetletij občasno izkoriščajo na levem bregu Kokre okrog 2 km zahodno od Spodnjega Jezerskega. Območje nahajališča obsega okrog 4 ha. Debelina lehnjaka se veča od vzhodnega dela, kjer doseže 20 m, proti zahodu, kjer se izklini. Ta lehnjak je tipično svetlo rumenkasto rjav z lepo ohranjeno strukturo okamenelih stebel, listov, korenin, mahu, biljk in druge podrasti. Za obdelavo je zelo mehak in zato primeren le za nenosilne obloge. Na kvaliteto kvarno vplivajo neenakomerna velikost in razporeditev luknjic in pogoste kaverne, ki merijo tudi nekaj metrov. Zaradi odročne lege in velike višine je pridobivanje omejeno le na poletne mesece. Ta okrasni kamen je bil uporabljen pri oblaganju raznih stavb na Gorenjskem in v Ljubljani, kjer je med drugim obložen fasadni vhod centralne lekarne v Ljubljani. Sklep Industrija naravnega kamna ima v Sloveniji dolgoletno tradicijo. Zaradi vedno večjega povpraševanja po naravnem kamnu narašča tudi zanimanje za opuščene kamnolome in nekatere druge vrste kamna, npr. konglomerat, brečo in peščenjak. Na ekonomsko vrednost vsakega nahajališča okrasnega kamna vplivajo geološke razmere v nahajališču, petrografske in mehanske lastnosti kamna ter tehnični pogoji pridobivanja. Po dosedanjih izkušnjah povzročajo pri pridobivanju naravnega okrasnega kamna največ problemov posledice tektonike, predvsem razpokanost in zdrobljenost, ki skupaj s plastovitostjo in zakrasel ost j o običajno zelo znižajo izkoristek ali celo onemogočajo pridobivanje blokov. Temu vprašanju je treba v metodologiji raziskav posvetiti posebno pozornost. Pri pridobivanju in predelavi okrasnega kamna se postavlja tudi vprašanje odpadkov in slabih delov nahajališč, ki se sedaj smatrajo kot jalovina. V poštev pride uporaba za gradbeni material, izdelava teraca, možnost obdelave manjših nepravilnih blokov, izdelava »umetnega okrasnega marmorja« s pomočjo umetnih veziv in uporaba nekaterih čistejših vrst v kemični industriji, s čimer bi izboljšali ekonomski položaj te industrijske panoge. 17 — Geologija 18 Industrija okrasnega kamna, predvsem kamnolomi, so v glavnem na manj razvitih območjih naše republike, kar naj bi bila tudi ena od spodbud za njen hitrejši razvoj. Razširjenost raznih kamenin, ki bi bile že po dosedanjih krite^ rijih uporabne v okrasne namene, nam nalaga dolgotrajno in odgovorno raziskovalno delo, tako na področju metodologije kakor tudi pri uvajanju sodobnejše tehnologije v predelavi. Literatura Grimšičar, A. in Ocepek, V. 1975, Petrografske in mehanske lastnosti okrasnih kamenin v Sloveniji. Gradbeni vestnik št. 8/9 in 11, Informacije ZRMK 63 in Ljubljana. Grimšičar, A. 1973, Pomembnejši kriteriji za določanje kvalitete kamnin I. Gradbeni vestnik št. 3, Informacije ZRMK 155, Ljubljana. Herbech, A. 1953. Der Marmor, Munchen. PleniČar, M. 1959, Gradbeni kamen Ljubljane. Proteus XXI, št. 6, Ljubljana. Ramovš, A. 1959, Se enkrat gradbeni kamen Ljubljane. Proteus XX/, št.9/10, Ljubljana. Ramovš, A. 1961, Preserje—Podpeč. Geološki izleti po ljubljanski okolici, str. 47, Ljubljana. Ramovš, A. 1962, Še en okrasni kamen v Ljubljani. Proteus XXIV, št. 6, Ljubljana. Teller, F. 1898, Erlauterungen zur Geologise hen Karte Eisenkappel und Kan-ker, str. 24. G. R. A. Wien. Winkler, E. M. 1973, Stone: Properties, Durability in Man's Environment, Wien, New York. UDK 556.382 Hidrogeološke razmere na Sorskem polju Ljubo Zlebnik Geološki zavod Ljubljana, Parmova 33 Po geološki zgradbi je Sorško polje udorina, izoblikovana v neprepustnih terciarnih glinastih plasteh ter zapolnjena s prepustnim pleisto-censkim konglomeratom in prodom. Skozi konglomerat in prod se pretaka podtalna voda, ki se napaja iz Save in iz padavin ter se izliva delno nazaj v Savo, v večji meri pa v izvire na levem bregu Sore. Avtor je izračunal srednjo vrednost koeficienta prepustnosti in efektivne poroznosti vodonosnika. Skozi osrednji del Sorškega polja se pri nizkem vodnem stanju pretaka l,2m'/s, Pri visokem vodnem stanju se pretok poveča za 15 do 20 Za vodno oskrbo prebivalstva bi bilo mogoče izkoristiti 1,1 m8/s. 1. Dosedanje raziskave Leta 1952 je prof. Janko Sketelj izdelal v zvezi z izgradnjo HE Medvode hi- drološko študijo Sorškega polja, ki ji je priložil tudi karto hidroizohips. Neko- liko kasneje, leta 1959/60, je v zvezi z oskrbo vode tovarne celuloze v Goričanah izdelal Hidrometeorološki zavod SRS kratko hidrološko Študijo Sorškega polja. V letih 1963—1965 je Geološki zavod Ljubljana izdelal hidrogeološko karto v merilu 1: 25 000, izvrtal 17 vrtin in jih opremil kot piezometre za opazovanje nihanja gladine podtalne vode. Na podlagi hidrogeološkega kartiranja, vrtanja, opazovanja gladin v piezometrskih vrtinah in meritev izdatnosti izvirov je izdelal približno bilanco podtalne vode Sorškega polja. Hidrometeorološki zavod SRS je kasneje v izvrtanih piezometrskih vrtinah in obstoječih vodnjakih simultano opazoval gladino podtalne vode, meril izdatnost izvirov, izdelal karto hidroizohips pri različnih stanjih vode ter bilanco podtalne vode. Po vseh zbranih podatkih je Projekt-nizke zgradbe ocenil količino in kakovost podtalnice na Sorškem polju. V letih 1973 in 1974 je Geotehnika Zagreb izvrtala na kraju predvidene vodarne na Sorškem polju 4 piezometrske vrtine. V letih 1974 in 1975 pa je Geološki zavod Ljubljana po naročilu Mestnega vodovoda Ljubljana podrobneje hidrogeološko raziskal profil Godešič—Mavčiče, tj. v trasi predvidene vrste vodnjakov. V okviru raziskav so bile izvrtane 3 črpalne vrtine, SOV-51, SOV-53 in SOV-54 ter piezometra SOP-50 in SOP-52. Da bi določil najvažnejSe hidrogeo-loške parametre vodonosnih plasti, je izvedel poskusno črpanje. 2. Kratek morfološki opis Meja podtalne vode Sorškega polja poteka po Savi od Kranja do Medvod, nato od Medvod po Sori navzgor do Suhe pri Škofji Loki in od tod približno vzporedno s cesto Škof j a Loka—Kranj do Kranja. Točen potek razvodnice na zahodu med podtalno vodo Sorškega polja in podtalno vodo, ki se pretaka proti potoku Suhi, ni znan. Na tem območju sestoje pleistocenske plasti v glavnem iz gline in vmesnih vodonosnih prodnih plasti. Nekatere vodonosne prodne plasti so verjetno nagnjene proti Suhi in se podtalna voda, ki se napaja iz padavin, preceja proti Suhi. Na to kažejo številni mali izviri na stikih prodnih in glinastih plasti na levem bregu potoka. Večji del podtalne vode pa se s tega zahodnega roba polja preceja proti sredini Sorškega polja. Tudi med Kranjem in Bregom ni mogoče potegniti jasne razvodnice. Površinska razvodnica je vsekakor Sava, ki po novejših opazovanjih intenzivno napaja podtalno vodo Sorškega polja, posebno ob visokih vodah. Toda razen iz Save se na tem območju pretaka podtalna voda iz Kranjskega na Sorško polje pod savsko strugo. Podtalna voda se pretaka skozi porozne prodne in konglo-meratne plasti, ki se menjavajo z manj prepustnimi, dobro sprijetimi konglo-meratnimi plastmi. V morfološkem pogledu je Sorško polje ravnica, ki položno pada od Kranja proti Godešiču in Medvodam. Površje ravnice, ki je pravzaprav mlajšepleisto-censki vršaj Save, je nagnjeno povprečno za 0,4 °/o proti jugu. Na Laborah pri Kranju je površje ravnice na višini 390 m, pri Sp. Senici na robu strme ježe proti Sori pa na višini 332 m. Iz ravnice se dvigajo starejše pleistocenske terase, Velika Dobrava med Go-dešičem in Retečami, Zejski hrib nad Jeprco, terasa med Zejami in Svetjem ter terasa med Mavčičami, Podrečo in Zbiljami. Površje teh teras je valovito in ponekod tudi zakraselo. Posebno Zejski hrib in Velika Dobrava sta dokaj zakrasela; posebno številne so vrtače. Jugozahodni in južni rob polja se znižuje v več terasah s strmimi ježami proti globoko zarezani dolini Sore. Zahodni rob polja predstavlja rahlo valovit in delno zamočvirjen svet vzdolž ceste Skofja Loka—Kranj, ki loči Sorško polje od povodja potoka Suhe. Tod teče tudi edini površinski tok na Sorškem polju, Biten j ski potok ali Zabnica. Ta izvira v hribovju zahodno od StražiŠča pri Kranju in teče skozi Bitnje, Žabnico, Trato, mimo Lipice in se pod Godešičem spoji s studenčnico, v katero se izlivajo številni izviri iz Sorškega polja. V sušnem obdobju teče Zabnica le do vasi Zabnica, kjer ponikne. Severovzhodni in vzhodni rob polja poteka ob 25 do 45 m globokem kanjonu Save, ki je vrezan v pleistocenske konglomeratne plasti. 3. Geološki opis Sorško polje obsega okrog 35 km2 površine. Prekrito je povečini z mlajše-pleistooenskim prodom, s tako imenovanim mlajšim zasipom. Iz prodne ravnine se dvigajo starejše pleistocenske nizke valovite terase, ki so prekrite z debelo plastjo gline s prodniki: Velika Dobrava severno od Reteč in Godešiča, Zejski hrib med Jeprco in Podrečo, terasa med Zbiljami in S vet jem ter terasa med Mavčičami in Podrečo. Pod prodom, ki prekriva ravne dele polja, leži konglomerat, ki prihaja na površje v soteski Save. Iz konglomerata sestoje tudi zgoraj omenjene terase; le njihova površinska plast je iz glinaste preperine, debele več metrov. Debelina prodne odeje je povečini tenka, do 10 m, le v ozkem pasu med Drulovko, Jeprco in Senieo, kjer poteka stara, s prodom zasuta savska struga, je prodni zasip debel 35 do 45 m. Dno stare struge po dosedanjih podatkih ni globlje od dna današnjega kanjona. Med Jeprco, Gorenj o vasjo, Senieo, Ladjo, S vet jem in Žejami je savska erozija odnesla ves konglomerat, nastalo široko strugo pa je zasula z mlajšepleistocenskim prodom približno 35 m na debelo. Po podatkih geološkega kartiranja in vrtanja poteka s prodom zasuta stara savska struga v začetnem delu od Drulovke proti jugovzhodu vzporedno s sedanjo strugo. Od nje je oddaljena približno 500 m. Potek stare struge med Bregom in Mavčičami ni zanesljivo ugotovljen, vsekakor pa poteka med vrtinama S-15 in S-16. Od tod dalje poteka naravnost proti jugu, zahodno od Jeprce in proti Senici ter Svetju. Ob vtoku pri Drulovki je zasuta savska struga široka okrog 300 m, medtem ko se med Jeprco in Gorenjo vasjo razširi na 1200 m. Med Drulovko in Jeprco njena širina ni točno določena. Podlaga pleistocenskega proda in konglomerata sestoji iz terciarne peščene gline, peščenjaka in kompaktnega konglomerata. Terciarne plasti leže v osrednjem delu polja 65 do 120 m globoko pod površjem, na južnem in jugovzhodnem robu polja pa prihajajo na površje. Izdanki terciarnih plasti so na levem bregu Sore med Retečami in Zgornjo Senieo, pri jezu tovarne celuloze v Goričanah, pod mlinom v Ladji in na levem bregu Sore pod Svetjem. Izdanki terciarnih plasti so tudi pod gostilno Bohinjc v Medvodah, na levem in desnem bregu akumulacijskega bazena HE Medvode do mostu v Smledniku in v ježi terase pri Zejah. Zgornje površje terciarnih plasti na izdankih je pod Gorenjo vasjo na koti 345 m, pod Retečami na 335 m, pod Svetjem na 335 m, pod Ladjo na 313 m, pod gostilno Bohinjc na 330 m, v Zbiljah na 330 m, v 2ejah pa se dvigne na koto 355 m. Terciarna podlaga predstavlja na Sorškem polju globoko kotanjo, zapolnjeno s pleistocenskim konglomeratom in prodom. Najgloblji del udorine, kjer so pleistocenske plasti debele 90 do 120 m, je med Prašami, Bitnjami in Laboraml V tem delu leži terciarna podlaga na višini 256,8 do 279,5 m. Na jugovzhodnem robu najglobljega dela kotanje, kjer so bile v letošnjem letu izvrtane črpalne vrtine SOV-51, SOV-53 in SOV-54, leži terciarna podlaga na višini 274,0 do 291,4 m. 4. Hidrogeoloski opis 4.1. Gladina podtalne vode Iz geološkega opisa vidimo, da je Sorško polje po svoji zgradbi udorina, ki je na debelo zapolnjena s poroznim konglomeratom in delno s prodom. Podlago udorine sestavljajo neprepustne terciarne glinaste plasti. V konglomeratu in produ so akumulirane velike količine podtalne vode. Seveda so zapolnjene z vodo le tiste porozne plasti, ki leže pod gladino podtalne vode. Karta hidro-izohips (tabla 1) in vzdolžni profil (si. 1) kažeta, da gladina podtalne vode na skrajnem severnem robu polja pri Drulovki strmo pada od Save proti jugu. Pri Drulovki je pri nizkem vodostaju na višini 342 m, pri Bregu in pri cestnem nadvozu nad železniško progo pa na višini 335 m. Strmec gladine podtalne vode je na tem območju 9,3 %o. Gladina leži 39 do 43 m globoko pod površjem polja. Od tod proti jugu nekako do železniške postaje v Zabnici in do Praš ima gladina podtalne vode znatno položnejši strmec, ki doseže le 2 %o. Gladina je okrog 43 m globoko pod površjem polja. Na osrednjem delu polja južno od železniške postaje 2abnica in Praš pa vse do Godešiča, Reteč in Jeprce je strmec gladine podtalne vode izredno majhen. Pri Meji je npr. le 0,59 %o. Gladina podtalne vode je v osrednjem delu polja pri nizkem stanju vode 35 do 25,5 m globoko pod površjem. Iz karte hidroizohips vidimo, da se na tem delu polja razdeli tok podtalne vode v več smeri. Del toka je usmerjen naravnost proti jugu, proti izvirom pod Godešičem in Retečami, drugi del proti izvirom pod Senico in Ladjo, del toka pa se usmeri nazaj proti Savi, proti Mavčičam in PodreČi. Na skrajnem južnem robu Sorskega polja nad izviri pod Godešičem, Retečami, Senico, Ladjo in Goričanami se strmec gladine podtalne vode zopet izredno poveča. Tako je na območju tovarne celuloze v Goričanah 5,5 %o, gladina pa je okrog 8 m pod površjem. Pri Jeprci je gladina pri nizkem stanju vode 24,6 m globoko. Vzdolžni profil kaže, da gladina podtalne vode močno niha v odvisnosti od gladine Save in padavin. Na profilu je zarisano zelo nizko stanje vode dne 25. 3.1975 in izredno visoko stanje vode dne 10. 4.1975 po izrednem porastu gladine Save in istočasnih močnih padavinah. V tem sorazmerno kratkem razdobju je na območju med Savo, Drulovko in Bregom gladina podtalne vode narasla za 3,2 do 3,6 m. Če pa upoštevamo skrajno sušno stanje vode dne 15. 3. 1975 je razlika gladin še večja, od 4,0 do 4,4 m. V osrednjem delu polja so bila nihanja gladine manjša. Razlika gladin je po podatkih dne 25. 3. in 10. 4. 1975 1,9 do 2,1 m. Če pa upoštevamo izredno nizko stanje dne 15. 3.1975, je razlika gladin 2,5 do 3 m. Opazna so izjemno velika nihanja gladin na zahodnem obrobju polja vzdolž železniške proge Škof j a Loka—Kranj. Tu so znašale razlike gladin 3,7 do 4,0 m. Če pa upoštevamo podatke zelo nizkega stanja vode dne 10. 3. 1975, tedaj je znašala v vrtini S-20 severno od Trate razlika gladin celo 6 m. Ta velika nihanja je pripisati dotoku visoko ležeče podtalnice SI. 1. Vzdolžni profil Sorškega polja z vrisano gladino podtalnice pri nizkem in visokem stanju vode dne 25. 3. in 10. 4. 1975 Fig. 1. Longitudinal section of the Sora Field showing the groundwater level at low waters of March 25, 1975, and at high waters of April 10, 1975 DOLŽINA SORSKEGA POLJA V KM LENGTH OF THE SORA FIELO IN KILOMETERS iz zahodnega roba polja po močnejših padavinah ter infiltraciji potoka 2abnice, ki se Često razlije iz svoje struge in poplavi bližnje ozemlje. Ob visokem stanju vode se zaradi tega gladina podtalnice na zahodnem obrobju polja močno dvigne, tok podtalne vode pa se preusmeri iz prejšnje smeri sever—jug v smer severozahod—jugovzhod. Pripominjamo, da pri opisu podtalne vode Sorškega polja nismo upoštevali obrobne visoko ležeče podtalnice na zahodnem robu polja, ki se izliva v globoko ležečo podtalnico Sorškega polja. Količine te vode so namreč zelo majhne, pa tudi izdatnost vodonosnih plasti na tem območju je izredno majhna. V poglobljenem vodnjaku pri šoli v Žabnici prevladuje do globine 35 m pod površjem zaglinjen prod z vložki peščenega proda, globlje pa leži terciarna glina. Izdatnost vodnjaka je bila malenkostna, le okrog 0,3 l/s pri znižanju gladine za 17 m. Iz tega smo približno ocenili koeficient prepustnosti k na 3.10-5m/s. Na južnem robu polja je nihanje gladine podtalne vode manjše kot v osrednjem delu polja, okrog 1,35 m. Izjemno smo izmerili večje nihanje v vodnjaku 92 v Retečah (2 m), kar pa je pripisati dotoku z območja visoko ležeče podtalnice pri Gorenji vasi. 4.2. Debelina vodonosne plasti Debelina vodonosne plasti je neposredno odvisna od gladine podtalne vode in globine neprepustne podlage. Z nihanjem gladine podtalne vode se spreminja tudi debelina vodonosne plasti. Po podatkih vrtanja sestoji vodonosna plast na Sorškem polju večidel iz poroznega konglomerata in zbitega peščenega proda. Na južnem robu polja, južno od Jeprce, sestoji vodonosna plast le iz peščenega proda. Vzdolžni profil kaže, da leži neprepustna podlaga najgloblje na severu polja pri Drulovki, kjer je na višini 256,8 m. Proti jugu se podlaga dviga in je na južnem robu polja na več krajih razkrita na površju na višini 313 do 345 m. Iz vzdolžnega profila in karte hidrodzohips vidimo, da je gladina podtalne vode nagnjena proti jugu, neprepustna podlaga pa se v tej smeri dviga, zaradi česar se debelina vodonosne plasti proti jugu postopno močno zmanjša. Pri nizkem stanju vode je pri Drulovki vodonosna plast debela okoli 77 m, na Meji 57 m, v vrtini S-16 38,5 m, v vrtini S-13 pri Jeprci 15 m, v vodnjaku C-5 v tovarni celuloze v Goričanah pa le še 4,2 m. Pri visokem stanju vode se zveča debelina vodonosne plasti za okrog 4,4 m pri Drulovki, za okrog 3 m pri Meji, pri Jeprci za 1,3 m, v bližini izvirov v Goričanah pa le še za nekaj cm. 4.3. Sestava vodonosnih plasti Vrtine iz let 1963—1965, posebno pa novejši podatki črpalnih vrtin in vodnjakov, ki so bili izvrtani v letih 1974 in 1975 na Sorškem polju ter njegovem obrobju, kažejo, da sestoje vodonosne plasti v glavnem iz poroznega konglomerata z vložki zbitega peščenega proda. Le na južnem robu polja južno od Jeprce vsebuje vodonosna plast le peščeni prod. Konglomerat je delno dobro sprijet in malo prepusten, delno pa je porozen in močno prepusten. Peščeni prod, ki sestavlja debelejše in tanj še plasti ter leče med konglomeratom, je dobro prepusten. Posebno dobro je prepusten peščeni pred vodonosne plasti na južnem robu polja, južno od Jeprce. Dobro sprijet in slabo prepusten konglomerat ne sestavlja zveznih plasti, ampak povečini le večje ali manjše leče. Iz zgoraj navedenih podatkov razberemo, da so vodonosne plasti precej bete-rogene in anizotropne tako v navpični kot tudi v vodoravni smeri. Crpalni poizkusi v vrtinah SOV-51, SOV-53, SOV-54 in v vodnjaku Iskre pod vasjo Orehek so dali zaradi tega le podatke o povprečnih vrednostih koeficienta prepustnosti k in efektivne poroznosti 5 za celo vodonosno plast, ki pa je zelo hetero-gena. Torej so te vrednosti le navidezne, ki pa jih lahko uporabimo pri izračunih izdatnosti vodonosne plasti ter pri oceni statičnih in dinamičnih zalog podtalne vode na Sorškem polju. Prave vrednosti koeficientov k in S močno prepustnih poroznih konglomeratnih in prodnih plasti so precej večje od izračunanih, medtem ko so plasti dobro sprijetega konglomerata slabo porozne in skoraj neprepustne. Zaradi lečastega razvoja dobro sprijetega konglomerata ne moremo niti približno oceniti, kolikšen procent celotne debeline kvartarnih plasti pod vodno gladino odpade na skoraj neprepustni dobro sprijeti konglomerat, in kolikšen procent na porozni, močno prepustni konglomerat in peščeni prod. Iz tega pa sledi, da ne moremo točneje oceniti prave vrednosti koeficientov prepustnosti k in efektivne poroznosti S močno poroznih in prepustnih konglomeratnih ter prodnopeščenih plasti. 4.4. Najvažnejše hidrogeološke karakteristike vodonosnih plasti Koeficient prepustnosti k in efektivno poroznost S smo določili na Sorškem polju po podatkih črpalnih poizkusov v vodnjaku Iskre pod Orehkom, v črpalnih vrtinah SOV-51, SOV-53 in SOV-54 ter v vodnjaku C-5 v tovarni celuloze v Goričanah. Poleg tega smo izračunali efektivno poroznost tudi po opazovanjih gladin Save in piezometrov S-36, S-24 in S-35 v Drulovki in na Bregu med poplavnim valom Save v času od 4. 4. do 20. 4.1975. V vodnjaku Iskre pod vasjo Orehek smo poskusno črpali v začetku februarja 1974. Vodnjak ima premer 0,6 m in globino 26,2 m, je torej nepopoln. Neprepustna podlaga je po razpoložljivih podatkih bližnjih vrtin okrog 80 m pod površjem ozemlja. Debelina vodonosne plasti znaša približno 70 m. Po podatkih črpanja smo izračunali koeficient prevodnosti T in iz tega koeficient prepustnosti k. Pri računu smo uporabili podatke znižanja v piezometru P-l, ko se je iz vodnjaka Črpalo 39,5 l/s vode. Piezometer je oddaljen od vodnjaka 10,4 m. Računali smo po Hantushevi korekcijski metodi za nepopolni vodnjak v vodonosniku s svobodno gladino T = 2,3 XQ 4 n X A (s — s2/2 d) T = koeficient prevodnosti (m2/s) j — s2/2 d) — korigirano znižanje v času enega logaritmičnega cikla časa d = dolžina filtra vodnjaka pod vodno gladino (m) po tej enačbi je r = 2,3 X 0.0395 m,/g 4 n X 0,038 Iz tega izračunamo koeficient prepustnosti k po enačbi T 0 19 k = —= 2,72 X 10-3 m/s H 70 H = povprečna debelina vodonosnika. V osrednjem delu Sorskega polja smo v marcu in aprilu leta 1975 črpali iz vrtin SOV-51, SOV-53 in SOV-54. Med poizkusnim črpanjem iz vrtine SOV-51 ni bilo znatnejših naravnih nihanj gladine podtalne vode, medtem ko je po-izkusno črpanje v črpalnih vrtinah SOV-53 in SOV-54 motilo močno dviganje in kasneje padanje gladine podtalne vode. V črpalni vrtini SOV-51, ki ima premer 0,2 m in je globoka 70 m, smo dne 18. 3.1975 najprej črpali 4 ure povprečno 11,8 l/s vode; pri tem je padla vodna gladina v črpalni vrtini za 0,22 m, v 6,73 m oddaljenem piezometru SOP-50 za 0,038 m, medtem ko v 317 m oddaljenem piezometru S-18 ni bilo opaziti padca gladine. Naslednjega dne, 19. 3.1975, smo 6 ur črpali povprečno 22 l/s vode; pri tem je padla vodna gladina v črpalni vrtini za 0,566 m, v piezometru SOP-50 za 0,054 m, medtem ko v piezometru S-18 ni bilo opaziti padca vodne gladine. V zadnjih 3 urah črpanja se je gladina v črpalni vrtini in bližnjem piezometru ustalila. V naslednjih dneh smo od 20. 3. do 22. 3. 1975 48 ur in 30 minut neprekinjeno črpali povprečno 31,4 l/s vode; pri tem je padla gladina v črpalni vrtini za 0,90 m, v piezometru SOP-50 pa za 0,071 m. Med poizkusnim Črpanjem je začela dne 20. 3. ob 13. uri močno naraščati gladina podtalne vode, zato smo pri računu koeficienta prevodnosti T in efektivne poroznosti 5 uporabili le podatke znižanja v piezometru SOP-50 v Času od 9. do 13. ure dne 20 3. 1975. Prav tako smo lahko uporabili za račun koeficienta T podatke dviganja po končanem črpanju dne 22. 3.1975 v črpalni vrtini in bližnjem piezometru, ko se je gladina podtalnice na celotnem polju skoraj povsem umirila. Pri računu koeficienta T iz znižanja gladine v piezometru SOP-50 v določenem času T smo uporabili Jacobovo enačbo za popoln vodnjak in vodonosnik s svobodno gladino. 2,3 . Q 2,3.0,0314 T = --— - --- = 0,2873 mVs 4 n . A s 4 ji . 0,02 Q — količina črpane vode v m8/s As = znižanje gladine v SOP-50 v času enega log cikla časa t (m) t — čas cd začetka črpanja. Iz tega smo izračunali vrednost koeficienta prepustnosti k po enačbi T 0,2873 k = 1T=39^825 = 7'2110"8 m/s H = debelina vodonosne plasti. Vrednost efektivne poroznosti smo izračunali po enačbi J a c o b a 2,25. T. t0 2,25.0,2873.9.3 S = —— = 6i73, = 0,132 = 13,2 •/. to — čas pri znižanju gladine = 0. Za kontrolo zgornjega računa smo izračunali vrednost koeficienta T tudi po podatkih dviganja gladine v črpalni vrtini in bližnjem piezometru po kon- čanem črpanju dne 22.3.1975. Računali smo po Theisovi enačbi s predpostavko, da se je vodna gladina med črpanjem povsem ustalila 2,3. Q T — - 4 n. As Js' = preostala depresija v log ciklu t/t' t = čas od začetka do konca črpanja t' = čas od konca črpanja naprej. Po tej enačbi je vrednost koeficienta prevodnosti T po podatkih dviganja v črpalni vrtini in bližnjem piezometru enaka T = 2,3.0,0314^ a22l m2/s 4^. 0,026 Iz tega izračunamo vrednost koeficienta prepustnosti k k = - = -^ = 5,55.10"* m/s H 39,825 Izračunana vrednost koeficienta k je nekoliko manjša od tiste, ki smo jo izračunali po podatkih upadanja vodne gladine med črpanjem, vendar razlika ni velika. Nastala je zaradi omejene možnosti točnega merjenja gladin in morda neopazno majhnega naravnega nihanja gladine podtalnice, ki ga seveda nismo mogli upoštevati. Podatkov upadanja gladine v črpalni vrtini med črpanjem nismo mogli uporabiti, ker nismo vedeli, za koliko je dodatno padla gladina zaradi uporov pri pretakanju podtalne vode skozi filter vrtine in turbulentnega pretakanja podtalnice v neposredni bližini vrtine. Zaradi anizotropne sestave vodonosne plasti, ki sestoji iz plasti oziroma leč malo prepustnega kompaktnega konglomerata ter močno prepustnega poroznega konglomerata in peščenega proda, sklepamo, da preide med črpanjem v bližini vrtine laminarno pretakanje podtalnice v turbulentno. Naslednji črpalni poizkus smo izvedli v črpalni vrtini SOV-53 v času od 24. 3. do 28. 3. 1975 na Meji. Vrtina ima premer 0,2 m in je globoka 82 m. Črpalni poizkus je nekoliko motilo dviganje podtalne vode, ki pa je bilo zelo počasno. Najprej smo dne 25. 3. 1975 5 ur 45 min črpali povprečno 21 l/s vode; pri tem je padla gladina v črpalni vrtini za 0,094 m, v 6,23 m oddaljenem piezometru SOP-52 pa za 0,016 m. Gladina se je v poslednjih 2 urah povsem ustalila. V piezometru PIN, oddaljenem 140 m, ni bilo opaziti padca gladine. V naslednjih dneh smo v času od 26. 3. do 28. 3.1975 48 ur in 15 minut neprekinjeno črpali povprečno 35,5 l/s vode; pri tem je padla vodna gladina v črpalni vrtini za 0,194 m, v piezometru SOP-52 za 0,024 m in v piezometru PIN za 0,007 m. Izmerjeni padec gladine smo popravili za 3 cm, za kolikor se je v času črpanja naravno dvignila gladina podtalnice v osrednjem delu polja. Za račun koeficienta prevodnosti T smo uporabili podatke naraščanja gladine v črpalni vrtini in piezometru SOP-52 po končanem črpanju dne 28. 3. 1975. Podatkov upadanja gladine med črpanjem v piezometru SOP-52 nismo mogli uporabiti zaradi tega, ker se je gladina že v zelo kratkem času skoraj povsem ustalila, nato pa je zaradi naravnega dviganja gladine podtalnice začela celo naraščati. Razen tega je bilo znižanje gladine zelo majhno in v skrajnih mejah točnosti meritev gla- din, zaradi česar so verjetno nastale tudi manjše napake meritev (v mejah 1 do 4 mm). Pri računu koeficienta prevodnosti T po podatkih dviganja gladine v črpalni vrtini in piezometru SOP-52 smo uporabili Theisovo enačbo s predpostavko, da se je vodna gladina med črpanjem povsem ustalila. Iz podatkov dviganja gladine v črpalni vrtini SOV-53 dobimo : T.M^=l-_3:0!0355_ 1 203mi/s 4 ji . As' 4 ti . 0,0054 Iz tega izračunamo vrednost koeficienta prepustnosti T 1203 k = - = --= 2,265.10-* m/s H 53,12 Če upoštevamo podatke dviganja gladine v piezometru SOP-52, dobimo ^ _ 2,3.0,0355 _ q 0qi ma/s 4 n. 0,0108 fe = = 1,132.10-* m/s 53,12 Za kontrolo smo izračunali vrednost koeficienta prevodnosti T tudi po T h i e m o v i enačbi za ustaljeno gladino med črpanjem po podatkih znižanja gladin v piezometrih SOP-52 in PIN. 2,3 . Q 2,3.0,0355 _ T-------=----= 1,085 mvs 2n.Asm 2 n. 0,123 Asm = maksimalno znižanje na en logaritmični ciklus razdalje r. Iz tega izračunamo vrednost koeficienta prepustnosti k k = L_k°*5 = 2,04.10-m/s H 53,12 Izračunane vrednosti koeficienta prepustnosti k se dokaj ujemajo med seboj. Večja razlika je le v računu vrednosti koeficienta k po podatkih naraščanja gladine v SOP-52, kar pa je verjetno pripisati manjšim napakam pri meritvah gladine (v mejah 1 do 4 mm). Črpalni poizkus v vrtini SOV-54 smo izvedli v času od 19. 4.1975 do 22. 4. 1975. Vrtina ima premer 0,2 m in je globoka 70 m. Črpali smo s črpalko maksimalne zmogljivosti 20 l/s; večje črpalke ni bilo mogoče vgraditi v vrtino. Najprej smo v dneh 19. 4. do 21. 4.1975 48 ur neprekinjeno črpali 20,8 l/s vode; pri tem je padla gladina v črpalni vrtini za 0,19 m, v 6,2 m oddaljenem piezometru S-15 pa za 0,006 m. Gladina se ni dokončno ustalila, ampak se je po začetnem večjem padcu že po 30 minutah ustalila, nato pa je začela padati približno enako kot je naravno upadala gladina podtalnice v celotnem osrednjem delu polja. Naslednjega dne, 22. 4. 1975, smo 6 ur črpali 11,9 l/s vode, pri čemer je padla gladina v črpalni vrtini za 0,086 m, v bližnjem piezometru pa za 0,003 m. Ti padci so že popravljeni za 0,9 cm, za kolikor je naravno padla gladina v tem času. Zgornji podatki kažejo, da je bilo upadanje gladine v piezometru S-15 izredno majhno in že zunaj meja točnosti meritev. Zato nismo mogli izračunati vrednosti koeficienta prevodnosti T niti iz podatkov zniževanja gladine med črpanjem niti iz podatkov dviganja po končanem črpanju. Po primerjavi znižanj v vrtinah SOV-53 in SOV-54 pri črpanju 20 l/s vode pa sklepamo-, da je koeficient prepustnosti k na območju vrtine SOV-54 približno Še enkrat manjši kot na območju vrtine SOV-53. V vrtini SOV-53 je namreč pri črpanju 20 l/s padla gladina le za 0,094 m. Iz diagramov odvisnosti znižanja vodne gladine v črpalnih vrtinah od količine črpanja sklepamo, da bi iz vrtine SOV-51 lahko teoretično črpali okrog 50 l/s vode pri znižanju gladine za 2,2 m, iz vrtine SOV-53 okrog 65 l/s pri znižanju gladine za 0,55 m in iz vrtine SOV-54 okrog 35 l/s pri znižanju gladine za 0,5 m. Praktično iz omenjenih vrtin ni mogoče črpati tolikih količin, ker v nobeno od vrtin ni mogoče vgraditi zaradi majhnega premera (0,2 m) tako močnih črpalk. Vplivni polmer črpalnih vrtin smo lahko določili le pri črpalnem poizkusu v vrtini SOV-53. Pri črpanju 35,5 l/s vode iz te vrtine je segel vpliv vrtine 500 m daleč, kar je pokazal diagram, na katerega smo nanesli maksimalna znižanja gladin v piezometrih SOP-52 in PIN. Razdalje med piezometri in črpalno vrtino so nanesene v logaritmičnem merilu. Seveda pa je znižanje že na razdalji 200 m od črpalne vrtine povsem neznatno, le okoli 5 mm. Med poizkusnimi črpanji v črpalnih vrtinah smo vsak dan merili gladino podtalne vode v celotni mreži piezometrov na Sorškem polju. Na ta način smo dobili jasno sliko o naravnih nihanjih podtalne vode v odvisnosti od padavin in stanja vode v Savi. Podatke o nihanju gladine Save in gladine podtalnice v nekaterih piezometrih, ki so opremljeni z limnigrafi, je dala Hidrološka služba zveze vodnih skupnosti Slovenije. Nihanja gladine Save in podtalne vode v vzdolžnem profilu od Save pri Drulovki do Jeprce kaže tabla 2. S poizkusnimi Črpanji smo pričeli sredi marca 1975 pri izredno- nizkem stanju podtalne vode. Takoj po pričetku poizkusnega črpanja so se začele močne padavine, ki so s prekinitvami trajale do 8. 4.1975. Vmes je 4. 4.1975 še močno narasla Sava, kar vse je povzročilo močan porast gladine podtalne vode na celotnem Sorškem polju. Po 10. 4. 1975 se je začela gladina podtalne vode polagoma zniževati. Podatki nihanj gladine podtalne vode v piezometrih na Sorškem polju so nam rabili za korekcijo znižanja gladin med poizkusnim črpanjem. Razen tega smo po podatkih nihanj gladine Save in obrežnih piezometrov kontrolirali račun efektivne poroznosti po enačbi ruskih avtorjev A. V. Lebedeva in N. N. Bindemana s pogojem, da ni infiltracije iz padavin. AHn = porast ali padec gladine v reki ali najbližjem pieaometru v času t od pričetka naraščanja ali upadanja gladine AH — porast ali padec gladine v drugem piezometru v času t R (A) je funkcija enaka 4 i2 erfc L Vrednost X se odčita iz tabele na strani 75 knjige »Bilans podzemnih voda« avtorja A. V. L e b e d e v a. I = X_. Iz te enačbe je mogoče izračunati koeficient gladinske prevodnosti. 2 I i at X2 a =- 4X*t k H a = koeficient gladinske prevodnosti = —— S x = razdalja med piezometrom in bregom reke, ali pa med dvema piezometroma, ki sta postavljena v smeri toka podtalne vode pravokotno na breg reke. t = čas od pričetka naraščanja ali upadanja gladine reke ali piezometra v bližini reke. Pri računu smo uporabili podatke upadanja gladine v piezometrih S-36 in S-24 v Drulovki v času 10. 4. do 20. 4. 1975 po visokem valu Save (tabla 2) ko ni bilo bistvenih padavin. ^ffs-88 —0,85 R (X) = 4 i2 erfc X = 0,682. Iz tabele dobimo za X vrednost 0,16. Iz znane vrednosti za X izračunamo vrednost koeficienta 360 000 o ------ 4,069 mVs 4 X21 4.0,0256.864 000 x = razdalja med piezometrom S-36 in S-24 = 600 m. Koeficient gladinske prevodnosti a je enak: k.H a =- S Iz tega dobimo vrednost za efektivno poroznost S a Srednja vrednost koeficienta prepustnosti k na Sorškem polju je ksr ■-= = 1,19.10-« m/s. Predstavlja aritmetično sredino vseh vrednosti koeficienta k izračunanih iz podatkov poizkusnega črpanja v vrtinah SOV-51, SOV-53 in v vodnjaku Iskre (tabela 1). Tabela 1. Srednja vrednost koeficienta prepustnosti na Sorškem polju Vodnjak, Koeficient prepustnosti k vrtina _____ P° Jacobu po Theisu po Thiemu po Hantushu iz dviga Iskra y rjn 1 SO V-51 7,21.10-» 5,55.10"s SOV-53 1,132.10"* 2,0410"2 2,265.10-* Koeficient ksr = 1,19.10-* m/s. Debelina vodonosne plasti H je na območju med vrtinama S-36 in S-24 77 m. Iz znanih vrednosti za k in H dobimo vrednost za efektivno poroznost S „ k. H 0,0119.77 S =-= -- = 0,225 = 22,5 °/o a 4,069 Če pa pri vzamem o za koeficient k vrednost, izračunano po podatkih upadanja glfdine pri črpalnem poizkusu na vrtini SOV-51 v Godešiču, dobimo za efektivno poroznost vrednost s=M072L77 = 0 136 = 13 6 0/o 4,069 Ta vrednost se zelo dobro ujema z vrednostjo, izračunano po podatkih črpanja na isti vrtini (13,2 °/o). Podobno kot pri Drulovki smo izračunali efektivno poroznost S tudi pri Bregu. V ta namen smo dobili podatke o nihanju gladine Save na limnigrafu Prebačevo in v piezometru S-35, ki je oddaljen od savskega brega 200 m. V računu smo upoštevali podatke upadanja gladine v času od 8. 4. do 13. 4.1975, ko ni balo bistvenih padavin. R(A) = iH£± = =1^ = 0,811 AHSavu —2,02 R (A) - 4i*erfc; = 0,811 Po tabeli je vrednost X — 0,09 40 000 2/ a =- =-----— 2,86 m*/s 4 A21 4.0,0081.5.86400 a = = ^60 = 0249 = 2490/o S a 2,86 Debelina vodonosne plasti na Bregu je 60 m. Izračunane vrednosti efektivne poroznosti se dokaj dobro ujemajo s Tod-dovimi (1959) podatki za prod (25 do 30 °/o). Verjetno pa je na Sorškem polju zaradi številnih vložkov dobro sprijetega konglomerata efektivna poroznost 5 manjša od efektivne poroznosti proda. Sorazmerno visoke vrednosti za S smo dobili, kot kaže enačba a bodisi zaradi previsoke vrednosti koeficienta prepustnosti k, ali pa zato, ker se podtalna voda pretaka le skozi zgornji del vodonosne plasti H in je zaradi tega v enačbo vstavljena vrednost za H prevelika. Po Ubellovih (1961) podatkih se namreč v zelo debelem vodonosniku premika podtalna voda le skozi njegov zgornji del, medtem ko se v spodnjem delu skoraj ne premika. Kot je znano, so pri računih zalog podtalne vode potrebni tako podatki o srednji vrednosti koeficienta prepustnosti k kot tudi efektivne poroznosti Zato je povsem umestno, da za vrednost efektivne poroznosti na Sorškem polju vzamemo srednjo vrednost vseh dobljenih podatkov. = 0,132 + 0,225 + 0,249 = 0>2()2 = 20>2 0/o Za srednjo vrednost efektivne poroznosti S na Sorškem polju bomo torej privzeli 20,2 °/o. Na južnem obrobju polja, južno od Jeprce, kjer sestoji vodonosna plast iz mlajšepleistocenskega peščenega proda, smo poskusno črpali vodo iz vodnjaka C-5 v tovarni celuloze v Goričanah. Izračunali smo tudi koeficient prepustnosti k; njegova vrednost pa je le približna, kajti na voljo so bili le podatki o znižanju gladine v vodnjaku. Debelina vodonosne plasti na kraju vodnjaka je H = 4,17 m. Iz vodnjaka se je 20 ur črpalo 43,5 l/s vode, gladina pa se je znižala za 0,47 m. V zadnjih 4 urah je bila gladina ustaljena. Po podatkih črpanja smo izračunali koeficient prepustnosti k po D u p u i -t o v i enačbi za vodonosnik s svobodno gladino H = debelina vodonosne plasti pred črpanjem (m), h — debelina vodonosne plasti med črpanjem (H — s), R = polmer vpliva vodnjaka — 300 m, r = polmer vodnjaka 0,3 m, Q — črpana količina vode (m3/s). Iz vseh navedenih podatkov lahko povzamemo, da so najmanj prepustne konglomeratne in prodne plasti na severnem obrobju Sorškega polja pri Kranju, kjer je bila v vodnjaku Iskre določena vrednost koeficienta prepustnosti k = = 2,72.10_8m/s. Nekoliko bolj so prepustne konglomeratne in prodne plasti na jugozahodnem robu polja, kjer je v črpalni vrtini SOV-51 znašala vrednost koeficienta k 5,55.10~s do 7,21.10-* m/s. Znatno bolj prepustne so vodonosne plasti v osrednjem delu polja. V črpalni vrtini SOV-52 je bila določena vrednost koeficenta k 1,132.10-2 do 2.265.10"2 m/s. Zelo prepusten je mlajšepleistocenski prod na območju tovarne celuloze v Goričanah, kjer je znašala v vodnjaku C-5 vrednost koeficienta k 2,98.10"2 m/s. Na Sorškem polju so bile zaloge podtalne vode, predvsem dinamične, že večkrat ocenjene. Leta 1965 je Geološki zavod Ljubljana ocenil pretok podtalne vode po množini padavin in infiltraciji Save na 1,2 m3/s. Hidrometeorološki zavod SRS je leta 1968 ocenil pretok podtalne vode v osrednjem delu polja v profilu predvidenega črpališča na 1,3 do 1,5 mVs. Ocena je temeljila na ocenjeni vrednosti koeficienta prepustnosti k in strmca gladine podtalne vode in se dokaj ujema s podatki meritev izvirov na levem bregu Sore, Če upoštevamo porabo podtalne vode v tovarni celuloze v Goričanah. Ocenjeno je bilo, da je vse podtalne vode 1,523 m5/s. V letih 1965 do 1968 še ni bila znana vrednost koeficienta prepustnosti, zato tudi ni bilo mogoče točno izračunati pretočnih količin. V letih 1974 in 1975 so dala poizkusna črpanja v osrednjem delu polja ter na njegovem severnem in južnem robu dokaj zanesljive podatke o koeficientu prepustnosti. Po teh podatkih je srednja vrednost koeficienta prepustnosti na Sorškem polju k = = 1,19.10-2 m/s. Iz vrednosti k in iz karte hidroizohips za sušno stanje dne 25. 3. 1975, oziroma po podatkih o gladini v piezometrih in vodnjakih za isto 0,732 . Q , R 0,732.4,35.10-2 ---log — -- H2 — h2 r 4,175* — 3,7052 • log- — = 2,98. 10-* m/s 0,3 4.5. Zaloge podtalne vode na Sorškem polju Tabla 1 - Plate 1 PODTALNICA NA SORSKEM POLJU GROUNDWATER OF SORA FIELD 0 12 3 4km 1_i__i_i_i Piezometrična vrtina Observation well sov-51 Črpalna vrtina ino-fin n, ______n SOP-50 ® tt 59 Pumping well Vrtani vodnjak Drilled well Kopaini vodnjak Dug well Pregrada Dam Limnigraf Wateir level recorder Izvir Sprin g Površinski tok Stream Hidroi zohipsa pri nizkem vodnem stanju 330- dne 25. 3. 1975 Ground water contour at low waters of 25. 3. 1975 Tokovnica Flow line Meja med globoko in plitvo podtalnico Boundary separating the perched aquifer from the underlying main aquifer Zasuto savska struga na Sorskem polju Buried Sava stream bed on Sora field i i n / Tokovni pasovi Flow belts Tabla 2 — Plate 2 DIAGRAMI KAŽEJO ODVISNOST GLADINE PODTALNICE NA SORŠKEM POLJU OD SAVE IN OD PADAVIN DIAGRAMS SHOWING THE FLUCTUATIONS OF GROUNDWATER TABLE OF SORA FIELD INFLUENCED BY THE SAVA RIVER AND BY THE PRECIPITATION Padavine v mm - Precipitations in mm Tabela 2. Hidrogeološki podatki za računanje pretokov na Sorškem polju Tokovni pas Gladina podtalne vode v zgornjem in spodnjem preseku stanje 23.3.1975 Razdalja med zgornjim in spodnjim presekom Kota neprepustne podlage v zgornjem in spodnjem preseku bi, bi Širina tokovnega pasu v zgornjem in spodnjem preseku h,, ht Debelina vodonosne plasti v zgornjem in spodnjem preseku i< Strmec nepropustne podlage i Strmec gladine podtalne vode 1. pas Zabnica—Trata 331,0 m 330,0 m 1550 m 2. pas 331,0 m Dobrava—Godešič 330,0 m 2200 m 290,0 m 315,0 m 275,0 m 300,0 m 1000 m 1000 m 41 15 1800 m 56 2600 m 30 0,01613 0,01136 0,00065 0,00045 3. pas 331,0 m 265,0 m 1000 m 66 Meja—Reteško - 1700 m -—- 0,01765 0,00059 polje 330,0 m 295,0 m 1700 m 35 4. pas 331,0 m 260,0 m 600 m 71 - 1350 m -—--- 0,0222 0,00074 Breg—Mavčiče 330,0 m 290,0 m 1050 m 40 stanje ter o debelini vodonosne plasti smo izračunali pretok podtalne vode skozi osrednji del Sorškega polja. V računu nismo upoštevali pretoka plitvo ležeče podtalne vode na zahodnem obrobju polja, ki pa je v sušnem obdobju neznaten. Tok podtalne vode smo razdelili na 4 tokovne pasove (tabla 1). Podtalna voda v prvem pasu se pod površjem izliva v Soro. V manjši meri jo izkorišča industrija na Trati, medtem ko črpališče v Lipici z zmogljivostjo 10 l/s vode začasno ne obratuje. Podtalna voda v drugem pasu se izliva v izvire pod Go-dešičem in Retečami. Podtalna voda v tretjem pasu se izliva v izvire pod Senico in Ladjo. V večji meri jo izkorišča tovarna celuloze v Medvodah (200 l/s) ter črpališči v Sendci in na Svetju (okrog 10 l/s). Podtalna voda v četrtem pasu se izliva pod vodno gladino nazaj v Savo na območju med Mavčičami in Podrečo, Iz tega opisa jasno vidimo, da lahko praktično izmerimo in točno ocenimo le pretok v drugem in tretjem pasu na ta način, da izmerimo izdatnost izvirov in količino črpane vode v črpališčih. Pretok podtalne vode v ostalih dveh pasovih lahko izračunamo le teoretično. Pretok podtalne vode v posameznih pasovih smo računali po enačbi P a v -lovskega za pretok podtalne vode skozi vcdonosno plast enakomerne prepustnosti in nagnjeno neprepustno podlago (v našem primeru se podlaga dviga v smeri toka podtalne vode). ln bg — ln bi k = koeficient prepustnosti (m/s), i0 — naklon površja neprepustne podlage, b2 = širina tokovnega pasu v spodnjem delu (hidrodzohipsa 330 m), bi = širina tokovnega pasu v zgornjem delu (hidrodzohipsa 331 m), hn = izračunana debelina vodonosne plasti (m). Vrednost parametra K izračunamo s približevanjem po enačbi i0.L = h0[tp (rj2) — ) dobimo iz tabel avtorja enačbe (A I j t o v -ski, 1973, Hidrogeološki priručnik str. 150—153). Pri izbiranju vrednosti h0 je treba upoštevati, da je pri nasprotnem naklonu neprepustne podlage hi + h2 i ho <--; pri tem je 2 i> i = strmec gladine podtalne vode v posameznem pasu. V računu pretokov podtalne vode v posameznih pasovih smo se oslanjali na doslej zbrane hidrogeološke podatke na območju med hidroizohipsama 18 — Geologija 18 331 m in 330 m (tabla 1). Zaradi preglednosti podajamo podatke za račun v tabeli 2. Pretok podtalne vode v posameznih pasovih smo podali v tabeli 3. Kot smo že omenili, smo ga računali po enačbi Pavlovskega In bž — ln bj Izjemno smo v prvem pasu računali po enostavnejši enačbi, ker je širina pasu enakomerna. Q = k.i0.h0.B B = širina pasu. V računu smo za vrednost koeficienta prepustnosti privzeli 1,19.10-* m/s, kar je srednja vrednost vseh doslej znanih podatkov na Sorškem polju. V obrobnem prvem pasu smo privzeli manjšo vrednost koeficienta prepustnosti k, ker imajo tu vodonosne plasti znatno več meljne primesi kot v ostalem delu polja. Zaradi tega smo privzeli za vrednost koeficienta k 5.10-3 m/s, kiar je približno enako najnižji vrednosti, dobljeni pri črpalnih poizkusih v vrtinah SOV-51, SOV-53 in SOV-54. Izračunani pretok v 2. in 3. pasu je mogoče kontrolirati z meritvami izdatnosti izvirov. Podtalna voda se v drugem pasu izliva v izvire pod Godešičem in Retečami, v tretjem pasu pa v izvire pod Senico in Ladjo. Na žalost ni podatkov o izdatnosti izvirov pri nizkem stanju podtalne vode, pač pa imamo podatke za srednje stanje z dne 7. 7. 1975. Podatke meritev smo podali v tabeli 4. Tabela 4 kaže, da je skupen pretok izvirov pod Godešičem in Retečami, v katere odteka podtalna voda iz 2. pasu, 386 l/s. Skupen pretok izvirov pod Senico in Ladjo, kamor odteka podtalna voda iz 3. pasu, je 454 l/s. Pri tem smo upoštevali tudi podtalno vodo, ki jo črpajo v črpališčih tovarne celuloze v Go-ričanah, v Senici in na Svetju. Analiza vode v črpališču tovarne celuloze kaže, da je voda zelo trda, saj doseže 13,9° n, enako kot voda iz črpališča Svetje (13,8 do 14,5° n); zato ni dvoma, da prihaja iz Sorškega polja. Sora pri Medvodah ima trdoto 9,1° n. Ti podatki govore proti mišljenju, da v črpališče tovarne celuloze doteka voda tudi iz Sore. Primerjava skupne izdatnosti izvirov pod Godešičem in Retečami z izračunanim pretokom v 2. pasu kaže, da je izračunani pretok znatno večji od skupne izdatnosti izvirov, posebno če upoštevamo, da je bila izdatnost izvirov izmerjena pri srednjem stanju vode, pretok v 2. pasu pa je bil izračunan pri nizkem stanju. Iz tega sklepamo, da je na območju 2. pretočnega pasu koeficient prepustnosti k manjši od povprečne vrednosti koeficienta prepustnosti na Sorškem polju (1,19.10"® m/s). Verjetno se približuje vrednosti 7,21.10-» m/s, ki je bila določena v vrtini SOV-51. Če pri vzamemo za vrednost koeficienta prepustnosti k 8.10-3 m/s, dobimo za pretok v 2. pasu vrednost Q = 0,008.0,1136.1,62.2162 = 0,318 ms/s Ta je sicer manjša cd skupne izdatnosti izvirov pod Godešičem in Retečami, vendar moramo upoštevati, da so bili izviri merjeni pri srednjem stanju vode, pretok pa računan pri nizkem stanju. Izračunani pretok v 3. pasu se ujema z izdatnostjo izvirov, h kateri prištejemo še količino črpane vode v tovarni celuloze. Če upoštevamo, da je pretok 276 L. Žlebnik Tabela 3. Pretok vode na Sorškem polju Pas k b2-b, 11 lnb2 — lnbt Q (m3/s) 1. pas 0,005 0,01613 1 B = 1000 0,080 2. pas 0,0119 0,01136 1,62 2162 0,473 3. pas 0,0119 0,01765 1,65 1318 0,456 4. pas 0,0119 0,0222 1,67 805 0,355 Skupaj 1,364 Tabela 4. Izdatnost izvirov pod GodešiČem, Retečami, Senieo in Ladjo z dne 7.7.1975 Izvirno območje Izvir Pretok l/s Godešič—Eeteče struga v Retečah pri mostu minus Zabnica 332 studenčnica pod Retečami 31 Izvir št. 26 23 Skupaj 386 Senica—Ladja studenčnica pod Sp. Senieo 60 izviri pod Sp. Senieo 35 izvir pod mostom v Goričanah 90 izvir pri Jurčiču 54 manjši izviri nad Soro 5 črpališče tovarne celuloze 200 črpališči Svetje in Senica 10 Skupaj 454 izračunan pri nizkem stanju vode, izdatnost izvirov pa je bila merjena pri srednjem stanju, tedaj je verjetno koeficient prepustnosti k na območju 3. pasu nekoliko večji od srednje vrednosti za Sorško polje (1,19.10-* m/s). Druga možnost pa je, da je bila izdatnost izvirov prenizko ocenjena; voda namreč ponekod izvira pod gladino Sore in tam izvirov ni mogoče točno izmeriti. V tem primeru je koeficient prepustnosti k = 1,19.10-* m/s v tem pasu povsem upra- vičeno upoštevan v računu pretoka. Skupen pretok podtalne vode skozi osrednji del Sorškega polja je, upoštevajoč zgornji popravek, 1,209 m8/s. Pretoka skozi prvi pas, ki doseže le 0,080 m3/s, ne bi bilo vredno izkoristiti za vodopreskrbo, ker je količina vode sorazmerno majhna, po-leg tega pa ga v precejšnji meri že izkorišča industrija na Trati. Tudi kvaliteta podtalne vode na območju tega pasu verjetno ne ustreza zaradi pronicanja onesnažene vode iz potoka Žabnica. Skupen pretok skozi ostale tri pasove je 1,129 mVs in ga bo mogoče v celoti izkoristiti za vodopreskrbo. 4.6. Bilanca podtalne vode na Sorškem polju Že leta 1968 je bil v poročilu o geoloških in hidrogeoloških razmerah na Kranjsko-sorškem polju, ki ga je izdelal Geološki zavod Ljubljana, podan približen račun, po katerem naj bi od skupnega pretoka 1,2 ms/s podtalne vode na Sorškem polju približno 1 mVs odpadlo na infiltracijo padavin, 0,2m3/s pa na infiltracijo Save. Račun temelji na oceni evapotranspiracije po enačbi L. Tu r c a , P Er - , i— |/0,9 + PVU Er = evapotranspiracija v mm, P povprečna letna višina padavin v mm (v Kranju 1537 mm), L = 300 + 25 t + 0,05 t8, t — povprečna letna temperatura (v Kranju 10,3° C). Po tej enačbi je evapotranspiracija na Sorškem polju 537 mm na leto, medtem ko naj bi v podtalno vodo odteklo ostalih 964 mm od celotne letne višine padavin 1537 mm. Površinskega odtoka namreč na Sorškem polju ni, razen v skrajnem zahodnem obrobju. Novejša opazovanja nihanja gladine Save in podtalne vode na Sorškem polju pa so pokazala veliko odvisnost gladine podtalne vode od gladine Save. kar kaže na močno pronicanje rečne vode v podtalnico (tabla 2 in si. 2). Zato smo ponovno ocenili pronicanje padavinske vode v podtalnico po opazovanjih nihanja gladine v treh piezometrih na osrednjem delu Sorškega polja po enačbi G. N. Ramenskega: _ At 1000 . k r (hn-1 "T" '*'«> s i) (Hw_i,,j 11 — Hn,jj,i) AH Ijt—i,n + ln,n+l L hi—1, n _+ hn+U» + l) (H„iSi 1 — Hn i 1, l) 1 !«,»■(-1 J W = intenziteta pronicanja padavinske vode v določenem obdobju v mm/dan, 5 — efektivna poroznost, AH — sprememba gladine v srednjem piezometru (P-6) v določenem časovnem obdobju At; H je izražen v metrih, At pa v dnevih, k — koeficient prepustnosti v m/dan, 1«—— razdalja v metrih med zgornjim in srednjim piezometrom (vodnjak Meja — P-6), i«, m i = razdalja v metrih med srednjim in spodnjim piezometrom (P-6 — S-16), Jin—s-, t = debelina vodonosne plasti v presekih n—1, n in n + 1 v trenutku s + 1 (dne 5.4.1975, sredina opazovalnega obdobja), H»_i.»+i1Ha,,+i.H(ll4i.»4i = kota gladine vode v presekih n—1, n, n+1 v trenutku $+1 (dne 5. 4. 1975). Za račun smo uporabili podatke o močnem dviganju gladine podtalne vode v piezometrih: vodnjak na Meji, P-6 in S-16 v času od 28. 3.1975 do 12. 4.1975 (tabla 2). V vodnjaku na Meji je postavljen limnigraf, gladine v piezometrih P-6 in S-16 pa smo merili ročno vsak dan. Za srednjo gladino omenjenega časovnega razdobja smo privzeli podatke meritev z dne 5.4.1975. V enačbo smo vstavili za posamezne parametre naslednje vrednosti: S = 0,225 (določena pri Drulovki), AH = 2,13, At = 15, k = 0,0119 m/s =1028,16 m/dan (srednja vrednost za Sorsko polje), ln-\,n = 1000 m, In, n-i i = 950 m, = 56,84 m, hn,s+i = 50,87 m, 5+1 = 38,85 m, Hn—1,,-11 = 331,84, H n, a-f-i = 330,92, H„+i,j4I = 330,45. Napajanje podtalne vode iz padavin W je po teh vrednostih na območju med vodnjakom na Meji ter piezometroma P-6 in S-16: V celotnem opazovalnem obdobju od 28. 3. do 12. 4.1975 pa je prispevalo k porastu podtalne vode W . At padavinske vode, tj. 45,9 mm. V istem časovnem razdobju je porastla podtalna voda v celoti za vrednost: Iz tega sledi, da je razlika med podzemeljskim dotokom in odtokom na opazovanem območju enaka Qi — Os = 1000 . S . AH — W . At = 479,35 — 45,9 = 433,45 mm Pozitivna razlika med podzemeljskim dotokom in odtokom, ki je v glavnem prispevala k porastu podtalne vode v opazovalnem razdobju, je nastala z močnim podzemeljskim dotokom s severa (opazovani piezometri Meja — P-6 — S-16 leže približno v smeri sever—jug), torej iz Save. Delež padavin pri porastu zalog v opazovalnem razdobju je le 9,2 °/o, ostalo tj. 90,8% je pripisati dotoku iz močno narasle Save. Račun ni povsem verjeten, kajti v opazovalnem obdobju je padlo 163,7 mm padavin, od katerih naj bi izhlapelo 163,7 — 45,9 = 117,8 mm padavin. Tolikšna evapotranspiracija v tem razdobju ni možna, kajti tedaj so prevladovale nizke temperature, rastlinje pa sploh še ni ozelenelo. Iz tega lahko sklepamo, da bilančna enačba Kamenskega ni uporabna na osrednjem delu Sorškega polja, ker tokovnice niso vzporedne (tabla 1), bodisi zato, ker neprepustna W = 1000.0,225. 15 1950 L 1000 2,13 _ 1000.1028,16 j~(56,84 + 50,87). (331,84 — 330,92) 1000 1000 . S . AH = 1000.0,225.2,13 = 479,35 mm podlaga ni vodoravna, ampak se izrazito dviga v smeri toka podtalne vode. Možno je tudi, da se podtalna voda premika zaradi velike debeline vodo-nosnika samo skozi njegov vrhnji del in se zato vsi hidrogeološki parametri močno razlikujejo od izračunanih. Zaradi nezanesljivosti računa infiltracije padavin po enačbi Ramenskega na osrednjem delu Sorškega polja smo izračunali infiltracijo padavin še za območje pri Drulovki, kjer se podtalna voda intenzivno napaja iz Save. Uporabili smo enačko A. V. L e b e d e v a za pribrežno območje podtalne vode i—K a) W. At — infiltracija padavin v podtalno vodo v razdobju At, AH0 — porast gladine v piezometru bliže reki v obdobju At, AH = porast gladine v piezometru, ki je bolj oddaljen od reke v obdobju At. Ostale oznake so znane še iz prejšnjih izvajanj na straneh 269 in 270. U 15 16 17 18 19 20 21 22 23 2t 25 2 6 27 2 8 29 30 3ll 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 1 2 13 U 15 16 17 Ifl 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 čas V - DNEVIH TIME IN 0AYS I- APBIL SI. 2. Diagram kaže nihanje podtalnice pri Bregu na Sorškem polju v odvisnosti od Save in padavin Fig. 2. Diagram showing the fluctuations of groundwater at the Breg willage in the Sora field influenced by the Sava River and by the precipitation V enačbo smo vstavili podatke o gladini v piezometrih S-36 in S-24 v Drulovki v razdobju od 4. 4. do 9. 4. 1975, ko je Sava močno narasla, obenem pa je bilo tudi veliko padavin. AH0 = 2,65 m (porast gladine v piezometru S-36), AH = 2,12 m (porast gladine v piezometru S-24), R (J) = 0,682 (določen po podatkih upadanja gladine v piezometrih S-36 in S-24 po enačbi: AH0 S = 0,225, ur A 4. o 2,12 — 2 65.0,682 W .At = S.----= 0,226 m 0,318 Iz tega lahko izračunamo razliko med dotokom in odtokom iz opazovanega območja v času At, ki je enaka napajanju iz Save, po enačbi Qi — Q2 = S. AK + m— — W.At = 0,225.2,38 — 0,226 = 0,309 m 2 Po tem računu je na območju Drulovke podtalna voda narasla v času od 4. 4. do 9. 4. 1975 povprečno za 0,535 m, od česar odpade na infiltracijo Save 0,309 m ali 57,7 °/o in na padavine 0,219 m ali 42,2 %>. Pripominjamo, da pri tem porastu ne gre za zvišanje gladine podtalnice, temveč se nanaša ta porast le na tisto količino vode, ki ustreza efektivni poroznosti. Ta račun je verjetno mnogo bliže resnici kot prejšnji za osrednji del Sorškega polja po enačbi Kamenskega. Tod je namreč tok podtalne vode vzporeden, neprepustna podlaga pa je verjetno vodoravna. Izračunana infiltracija padavin v podtalno vodo (0,226 m) je mnogo večja, kot je bilo padavin v tem obdobju. Nastalo razliko si lahko razložimo s tem, da porabijo padavine za precejanje do podtalne vode skozi vrhnje konglome-ratne in prodne plasti precej časa. Če predpostavljamo, da se je v opazovalnem obdobju precedila do podtalne vode padavinska voda iz prejšnjega deževnega obdobja od 14. 3. do 1. 4. 1975, ko je padlo 220 mm padavin, tedaj je izračunana infiltracija padavin 226 mm previsoka; nekaj padavinske vode je namreč prav gotovo izhlapelo. Iz tega pa lahko sklepamo, da je bil delež Save pri napajanju podtalnice na območju Drulovke v obdobju od 4. 4. do 9. 4. 1975 vsekakor večji kot 57,7 °/o. Zgornji podatki kažejo, da ni zanesljiv račun bilance niti po enačbi Kamenskega niti po Lebedevu; zato smo izračunali še srednji porast podtalne vode na Sorškem polju severno od Črte Godešič—Mavčiče v deževnem obdobju od 14. 3. 1975 do 12. 4.1975, ko se je deževje končalo. V tem času je padlo 0,303 m padavin. Od izračunanega porasta podtalne vode smo odšteli vse padavine v tem obdobju in na ta način dobili delež Save pri porastu podtalne vode. Privzeli smo, da se je celotna količina padavin precedila v podtalno vodo. Srednji porast podtalne vode v tem obdobju je S . AHsr = 0,225.3,28 = 0,738 m AHsr = srednji porast gladine. Ce od tega odštejemo padavine v tem času, dobimo delež Save pri porastu podtalne vode 0,738-0,303 = 0,435 m ali 58,9 */» Delež padavin pri porastu podtalne vode je 0,303 m ali 41,1 °/o. Ta podatek se verjetno povsem naključno ujema z računom na območju pri Drulovki. Sodimo, da tudi ta zadnja ocena ni povsem zanesljiva. Del padavin, čeprav verjetno ne prav velik, ker rastlinje še ni ozelenelo in so prevladovale nizke temperature, je prav gotovo izhlapel. Iz tega pa sledi, da je bil delež Save pri porastu zalog podtalne vode na Sorškem polju v obdobju od 14. 3. do 11. 4.1975 večji od 58,9 °/o. Verjetno bi k razjasnitvi tega problema prispevala daljša opazovanja nihanja gladine podtalne vode in Save. Za nazornejšo predstavo, kolikšen je bil porast zalog podtalne vode na Sorškem polju v času od 14. 3. do 12. 4.1975 severno od črte Godešič—Mavčiče, bomo izračunali prostornino vode, ki jo vsebuje vodonosna plast med nizko in visoko gladino podtalnice po enačbi: AV = AHsr. S . F - 3,28.0,225.22 000 000 = 16 236 000 m3, AHSr = srednji porast gladine na obravnavanem območju (3,28 m) v času od 14. 3. do 12. 4.1975, 5 = 0,225, F — 22 000 000 m2 (površina obravnavanega območja). Ta količina bi zadostovala za 188 dni neprekinjenega obratovanja predvidene vodarne na Sorškem polju, če bi črpali povprečno 1 mVs. Tolikšen porast zalog v sorazmerno kratkem obdobju 29 dni je pripisati v večji meri napajanju iz Save, v manjši meri pa deževju. Razmerje napajanja iz Save in napajanja iz padavin je pri intenzivnem naraščanju gladine Save vsaj 60: 40, medtem ko je pri počasnejšem naraščanju to razmerje verjetno nekoliko drugačno. Točnejše podatke o tem bi dala nadaljnja opazovanja gladine na celotnem Sorškem polju, seveda z istočasnimi opazovanji gladine Save. Raziskave so torej pokazale, da k znatnejšim občasnim naraščanjem gladine podtalnice na Sorškem polju in s tem k naraščanju zalog podtalne vode prispeva v veliki meri Sava, ki pri višjih vodah intenzivno napaja podtalnico med Kranjem in Bregom. Visokovodni valovi Save se z veliko hitrostjo prenašajo vse do črte Godešič—Mavčiče, medtem ko so pri Jeprci visokovodni valovi Save že zabrisani zaradi vpliva padavin in velike retenzijske sposobnosti osrednjega dela polja (tabla 2). Neprepustna podlaga polja ima namreč obliko sklede, katere južni rob je visoko dvignjen nad njeno dno. Zato je odtok podtalne vode iz osrednjega dela polja otežen in ne zmaguje velikega dotoka iz narasle Save. V zvezi s tem začne gladina podtalne vode skoraj istočasno naraščati na večjem delu polja, podobno kot pri umetnih zajezitvenih jezerih na rekah. Ko narašča gladina podtalne vode, se povečujejo tudi njeni strmci, debelina vodonosne plasti in pretok podtalne vode. Pri nizkem stanju vode dne 25. 3. 1975 je bil strmec gladine med Mejo in vrtino S-16 približno 0,00066, medtem ko je bil pri visokem stanju dne 10. 4. 1975 približno 0,00077, tj. za 16,6 °/o večji. Ce upoštevamo še povečanje debeline vodonosne plasti, potem se je povečal pretok na enoto širine toka podtalne vode v skladu z osnovno Darcyjevo enačbo q = h . k . i za več kot 16,6 °/o. Iz tega lahko sklepamo, da bi v predvidenem črpališču na Sorškem polju lahko nemoteno črpali ves nizkovodni pretok podtalne vode, tj. 1,129 m3/s, ne da bi se pri tem posušili izviri na levem bregu Sore. Občasne visoke vode Save, posebno pa zelo visoke vode, kakršna je bila npr. od 4. 4. do 6. 4.1975, skupaj s padavinami v toliki meri povečajo zaloge podtalne vode in tudi pretok, da bi ga v črpališču ne mogli izkoristiti in bi višek odtekal proti izvirom. V dalj časa trajajočem sušnem obdobju, kot je bilo npr. od novembra 1974 do sredine marca 1975, pa bi se izdatnost izvirov vzporedno z zmanjševanjem pretoka skozi Sorško polje enakomerno zmanjševala, dokler ne bi na koncu po izredno dolgem sušnem obdobju presahnili. Tega seveda ne bi smeli dopustiti, ker stoje na južnem robu polja črpališča v tovarni celuloze, na Svetju in v Senici s skupaj 210 l/s vode, ki bi v tem primeru ostala brez vode. Iz tega sledi, da bi morali v izredni suši črpanje vode v črpališču zmanjšati na 900 do 800 l/s. Z vodnogospodarskega gledišča pa bi bilo vsekakor umestno, da bi glavni potrošnik podtalnice Sorškega polja, tovarna celuloze v Goričanah, črpal industrijsko vodo iz Sore. V tem primeru pa je predvidenemu črpališču na Sorškem polju zagotovljeno 1,1 m®/s vode tudi v zelo dolgotrajnem sušnem obdobju. 4.7. Kvaliteta podtalne vode Med črpalnimi poizkusi so bili v vseh treh črpalnih vrtinah vzeti vzorci vode za kemično in bakteriološko analizo. Kemična analiza kaže, da so si vsi vzorci vode med seboj zelo podobni; vsi pripadajo tipu kalcijevo hidrokarbonatnih vod. V vzorcih vode iz vrtin SOV-51 in SOV-53 je suhega ostanka 210 do 230 mg/l, trdota pa je 11,6 do 12,0° n. Voda iz vrtine SOV-54 vsebuje nekoliko več suhega ostanka, 251 do 254 mgA, pa tudi trdoto je večja, saj doseže 13,3°n. Po kemični sestavi so vsi analizirani vzorci vode primerni za pitno vodo. Razen v enem primeru so vzorci tudi bakteriološko neoporečni. 5. Predlog za lokacijo črpališča 5.1. Kot smo že omenili, se skozi Sorško polje pri zelo nizkem stanju podtalne vode pretaka okrog 1,2 mVs podtalne vode, medtem ko je njen pretok pri visokem stanju približno 15 do 20 °/o večji. Od tega pretoka bi mogli izkoristiti približno 1,1 m3/s vode, ki bi jo bilo najprimerneje zajeti na južnem robu osrednje globoke kotanje Sorškega polja vzdolž črte GodešiČ—Mavčiče (tabla 1). Predložena lokacija črpališča je ugodna iz več razlogov. Z vrsto vodnjakov vzdolž približno 4200 m dolge črte med Godešičem in Mavčičami ba bilo mogoče zajeti vso podtalno vodo, ki odteka proti izvirom ob Sori in proti Savi. Debelina vodonosnih plasti na tem območju je po do sedaj znanih podatkih 40 do 53 m, prepustnost pa 5,5.10-® do 2,2.10_2m/s. Na podlagi teh hidrogeoloških parametrov je mogoče pričakovati povprečno izdatnost vodnjakov okrog 50 l/s. S to količino bi bilo mogoče v črpališču zajeti ves sušni pretok podtalne vode 1,1 mVs z 22 vodnjaki, ki bi bili razporejeni vzdolž črte Godešič—Mavčiče v medsebojni razdalji 200 m. Črpališče bi bilo tudi dovolj oddaljeno od vseh možnih onesnaževalcev podtalne vode. 5.2. Črpanje podtalne vode bo seveda povzročilo znižanje njene gladine na celotnem Sorškem polju. Kolikšno bo to znižanje, je seveda težko napovedati, ker je pretok podtalne vode skozi Sorško polje nestacionaren, kar pomeni da se neprestano spreminja v odvisnosti od intenzivnosti napajanja iz Save in padavin Poleg tega je pričakovati tudi znatnejše spremembe v smereh pretakanja podtalne vode; pri tem bi predstavljala določeno nevarnost delna preusmeritev onesnažene podtalne vode iz 1. pasu proti vodnjakom v Godešiču. Točnejšo prognozo bi lahko izdelali le s pomočjo analognega električnega ali matematičnega modela in z obdelavo podatkov na računalniku. Verjetno pa bi za izdelavo modela potrebovali gostejšo mrežo piezometrov ter seveda podatke večletnih opazovanj gladine podtalne vode na celotnem Sorškem polju in gladine Save. Zajezitev Save pri Mavčičah bi v znatni meri vplivala na zaloge podtalne vode na Sorškem polju. Povečala bi se debelina vodonosne plasti, znatno bi se povečal tudi pretok podtalne vode, kolikor se ne bi bregovi akumulacijskega jezera močno zablatili. V tem primeru bi se seveda pretok podtalne vode zmanjšal; različni računi bilance so namreč pokazali, da odpade več kot polovica napajanja podtalne vode na pronicanje Save. Za točnejšo oceno tega pojava bi nam lahko rabili podatki opazovanj na črpališču mariborskega vodovoda v Kamnici. 5.3. Po ustaljenem mnenju večine strokovnjakov, ki se ukvarjajo z zajetji podtalne vode, mora segati ožji zaščitni pas tako daleč navzgor po toku, da porabi podtalna voda za pot od roba zaščitnega pasu do vodnjakov 6 mesecev. Hitrost pretakanja podtalne vode je po Darcyjevi enačbi v = k .i V osrednjem delu Sorškega polja je hitrost pretakanja podtalne vode pri povprečnem strmcu i 8=8 0,0006 v = 1,19.10"»m/s. 6.10"4 - 7,14.10"® m/s = 0.61 m/d. Pri tej hitrosti napravi podtalna voda v 180 dneh 111 m poti. Iz tega sklepamo, da bi zadostoval navzgor od črpališča 110 m širok zaščitni pas, medtem ko bi bil lahko navzdol nekoliko ožji. Z izgradnjo črpališča in s pričetkom črpanja podtalne vode se bo seveda na ožjem območju črpališča gladina podtalne vode znižala vsaj za 1 m ali pa več, s tem pa se bo seveda strmec gladine močno povečal. Povečani strmec je pričakovati na celotnem območju depresijskega lijaka, ki sega po opazovanjih med podzkusnim črpanjem na vrtini SOV-53 teoretično 500 m daleč, praktično pa še več. Če privzamemo, da bo segal depresijski lijak od piezometra S-16 do piezomeitra P-6, tj. 950 m daleč in da se bo znižala gladina zaradi črpanja na območju piezometra S-16 za 1,5 m, se bo povečal povprečni strmec na 2.10-4. Pri tem strmcu bi se povečala hitrost pretakanja podtalne vode po enačbi v = 1,19.10-* m/s. 2,10-3 = = 2,38.10-5 m/s = 2,07 m/dan in bi podtalna voda napravila v 180 dneh 370 m poti. Če bo znižanje gladine na ožjem območju še večje, česar pa brez izdelave modela ni mogoče predvideti, bo seveda strmec večji in hitrost večja, v zvezi s tem pa bo potreben širši varstveni pas. Po do sedaj znanih podatkih je najprimerneje, da bi segal varstveni pas navzgor od črpališča vsaj 500 m daleč. Navzdol naj bi bil varstvni pas širok vsaj 150 m. Poleg zaščite predvidenega črpališča z ožjim varstvenim pasom bi bilo treba urediti potok Zabnico. Preprečiti bi bilo treba izlivanje nepre&ščenih odplak industrije na Trati v ta potok, ki v precejšnji meri napaja podtalnico v zahodnem delu Sorškega polja. 6. Sklep in predlog za nadaljnje raziskave 6.1. Po podatkih poizkusnih črpanj in opazovanj nihanja gladine podtalne vode v odvisnosti od nihanja gladine Save in padavin je srednja vrednost koeficienta prepustnosti k na Sorškem polju 1,19.10-2 m/s, vrednost efektivne poroznosti pa 0,225 v osrednjem delu, v zahodnem pa 0,132. Tudi vrednost koeficienta prepustnosti k je v zahodnem delu polja nižja od srednje vrednosti in doseže le 8.1Q-*m/s. Strmec gladine podtalne vode je v osrednjem delu polja izredno majhen in niha od 0,00045 do 0,00074. Debelina vodonosne plasti se spreminja na črti med Godešičem in Mavčičami od 40 do 53 m. Po navedenih hidrogeoloških parametrih znaša pretok podtalne vode skozi osrednji del Sorskega polja pri nizkem stanju vode 1,2 mVs. Pri visoki vodi se pretok zaradi povečanega strmca in večje debeline vodonosne plasti poveča za več kot 16 °/o. Račun pretoka se ujema tudi z meritvami izdatnosti izvirov na levem bregu Sore. Od celotnega pretoka 1,2 mVs bi bilo mogoče izkoristiti v predvidenem črpališču na črti Godešič—Mavčiče 1,1 m8/s. Računi bilance po raznih enačbah, ki pa niso povsem zanesljivi, kažejo, da se podtalna voda napaja vsaj 60 °/o iz Save, ostali del pa prispevajo padavine na polju. Črpanje 1,1 m3/s vode bi znižalo gladino podtalne vode na celotnem Sorškem polju in močno zmanjšalo izdatnost izvirov na levem bregu Sore. V skrajno sušnem razdobju bi se ti izviri lahko celo posušili, v črpališču tovarne celuloze v Goričanah pa bi zmanjkalo vode. Iz vodnogospodarskega stališča bi bilo najprimerneje, da bi tovarna celuloze črpala industrijsko vodo iz Sore. Najprimernejši kraj za izgradnjo črpališča je vzdolž črte Godešič—Mavčiče. Na tej črti bi izkoristili ves pretok podtalne vode skozi Sorško polje z vrsto 22 vodnjakov poprečne izdatnosti 50 l/s. Točne prognoze vpliva črpanja na gladino podtalne vode na polju ter razsežnost depresijskega lijaka za sedaj ni mogoče podati. V ta namen bi bilo treba izdelati analogni električni ali matematični model. Po podatkih kemičnih in bakterioloških analiz je voda primerna za pitje. Po doslej znanih podatkih naj bi seglo ožje zaščitno območje vsaj 500 m navzgor od vrste vodnjakov ter 150 m navzdol. Točen obseg zaščitnega območja bo mogoče podati šele na podlagi podatkov modela. Preprečiti bi bilo treba tudi spuščanje neprečiščenih odplak v potok Zabnico. 6.2. Med nadaljnjimi raziskavami na Sorškem polju bi bilo najprej treba ponovno izmeriti izdatnost izvirov na levem bregu Sore pri nizkem stanju podtalnice in naito še pri različno visokih stanjih. Za točnejšo oceno optimalne izdatnosti vodnjakov v predvidenem črpališču bi bilo treba izdelati poizkusni vodnjak premera vsaj 0,6 m in vanj vgraditi črpalko izdatnosti vsaj 70 l/s. Primeren kraj za vodnjak je v bližini črpalne vrtine SOV-53 ali SOV-54. Uporabne podatke bo dal vodnjak, ki ga nameravajo izdelati za preskrbo Trate z vodo v bližini Godešiča. Nadaljevati bi bilo treba stalno opazovanje gladin v vseh obstoječih piezo-metrih in vodnjakih na Sorškem polju; podatki bi rabili pri izdelavi modela. Preučiti bi bilo treba vpliv morebitne izgradnje HE Mavčiče na napajanje podtalne vode ter možnosti popolnega zablatenja bregov akumulacijskega jezera. Hydrogeologic Features of the Sora Field Ljubo Zlebnik Geološki zavod Ljubljana, Parmova 33 The Sora Field (Sorško Polje) extends along the right bank of the river Sava, between the towns Kranj, Skofja Loka and Medvode. It is a flat country, representing the Pleistocene fan of the Sava. The water--bearing Pleistocene conglomerate and gravel occupy a basin-shaped hollow depression. The bottom of the basin, made up of Tertiary impervious marine clay, is 120 meters deep in the central part of the field, while along its southern and southwestern border Tertiary beds crop out. Consequently, the geologic conditions are suitable to derive the water--supply from the underground water storage of the Sorško Polje. The groundwater table is maintained by the Sava and by the rainfall in a ratio of 60 % by 40 % at high water levels of the Sava. The depth of the groundwater table is 40 meters in the north, 25 to 30 meters in the central part of the field, and 8 meters in its southern part. A multiple well system of 22 pumping stations is designed for construction. The yield of such a system is calculated to be 1,1 cubic meters per second; it would represent a significant source for the increasing demand for water-supply of Ljubljana. The Sora Field lies in Upper Carniola (Gorenjsko) along the right bank of the Sava River, between the towns Kranj, Skofja Loka and Medvode. It covers an area of about 35 square kilometers. It is a flat plain, dipping slightly from Kranj towards Godešač and Medvode. The surface of the plain, that consists of younger Pleistocene fluvial fill of the Saiva River, is dipping for about 0,4 •/• in southern direction. At Lahore near Kranj its elevation is 390 m, near Spodnja Senica the Sava terrace edge is in an altitude of 332 m. Several older Pleistocene terraces emerge from the plaiin. Their surfaces are undulated, in places karstified; karst sinks are numerous. The southwestern and southern border of the field sinks in a flight of terraces with steep slopes towards the deeply cut escarpment of the Sora valley. The western border of the field is a slightly undulating and partly swampy land along the road Skofja Loka—Kranj, that devides the Sora Field from the water system of the Suha River. Here flows the only surface river of the Sora Field, Zabnica. The Sora Field is a basin-shaped hollow depression, filled with permeable Pleistocene conglomerate and gravel. The water-bearing Pleistocene beds are underlain by Tertiary marine clay, that lies in the central part of the field in depths, varying from 65 to 120 meters below the surface; along the southern and southwestern border of the field it is cropping out. These Tertiary outcrops are found along the left bank of the Sora River between Reteče and Zgornja Senica, near the dam of the cellulose factory in Goričane, below the mill at Ladja, and at the left bank of the Sora River near Svetje, as well as near the inn Bohinjc at Medvode, and on both banks of the Zbilje Lake. Through the pervious conglomerate and gravel beds in the Sora Field flows underground water, that is maintained by the Sava River and by rainfall; it discharges partly back into the Sava River, but mainly into springs at the left bank of the Sora River. The underground water table at the northernmost border of the field near Drulovka and Breg dips rather steeply from the Sava River southwards; the dip amounts to 0.93 %. The water table lies between 39 through 43 m below the surface of the field. In southern direction, between Žabnica and PraSe, the dip of the water table is much gentler, and amounts to 0.2 % only; its depth below the surface being about 43 m. In the middle part of the field up to Godešič, Reteče and Jeprca the dip of the water table is extremely gentle, about 0.06%; the depth varyin from 35 to 25.5 m. In the southernmost part of the Sora Field, above the springs near GodešiČ, Reteče, Senica, Ladja and Goiičane the dip of the water table increases considerably. Near Goričane it amounts to 0.55 %, the depth of the water table is about 8 m below the surface. The groundwater level oscillates considerably, depending on the water level of the Sava River and on rainfall. The difference of high and low groundwater level amounts to 4 through 4.4 m at the northern border of the field, in the central part from 2.5 to 3 m, and at the southern border only somewhat more than one meter. The thickness of the water-bearing bed, that consists of pervious conglomerate and sandy gravel, is greatest at the northern border of the field near Drulovka; measured at low waters, it amounted to 77 m. Near Meja the water-bearing layer has a thickness of 57 m, in the bore S-16 38.5 m, near Jeprca 15 m, and near Goričane only 4.2 m. The conglomerate and sandy gravel of the Sora Field are very pervious. According to pumping tests, carried out in the new well of "ISKRA" in Kranj, and in the exploitation drilled wells SOV-51, SOV-53 and SOV-54 in the middle part of the field, the permeability coefficient changes from k = 2.7. 10"3 m/s at the northern and western borders of the field to 2.2.10~2m/s in its central part. According to data from pumping tests carried out in the drilled well SOV-51 the effective porosity S calculated, that amounted to 13.2 %. At the northern border of the field near Drulovka and Breg the effective porosity was calculated from oscillations of the level of the Sava River and in corresponding observation wells near the river banks. The results varied between 22.5 % and 24.9 %. The average value of the permeability coefficient in the Sora Field amounts to k = 1.19. 10"2m/s; the average value of the effective porosity is S = 20.2 %. From pumping test curves, that show the water level depressions at different pumped water quantities, the theoretical yield of the well SOV-51 would be 501/s at a depression of 2.2 m; well SOV-53 would yield about 65 1/s at a depression of 0.55 m, and well SOV-54 about 351/s at a depression of 0.5 m. In practice, however, none of these bores can yield the indicated quantities, as their diametres are too small (0.2 m), and the installation of adequately strong pumps is impossible. The dynamic water reserves of the Sora Field have been repeatedly assessed at 1.2 to 1.5 mVs. In 1975 the underground waterflow through the central part of the Sora Field at low water levels was calculated again, in such a way, that the total flow was divided into four flow belts. The flow belts were constructed on the basis of groundwater contour lines for the date 25. 3. 1975. In the first flow belt the permeability coefficient was assumed as k = 5.10-8 m/s, in the second one k = 8. 10~® m/s, and in the third and fourth flow belt k = 1.19.10~2 m/s. According to our calculation the flow in the first belt amounts to 80 1/s, in the second 3181/s, in the third 4561/s and in the fourth 355 1/s. The total flow through the central part of the Sora Field at low water levels amounts to 1.209 mVs; out of this quantity 1.1 m3/s could be exploited. The calculated flow through the second and third belt approximates roughly the measured yield of the springs at the southern border of the field between Godešič and Ladja, into which the water of both flow belts discharges. According to the first calculation (1968), from the total flow of 1.2 mVs of underground water in the Sora Field about 1 mVs should supposedly originate from rainfall infiltration, and only 0.2 mVs from the infiltration of the Sava River. Recent observations of the oscillations of the Sava level and of the underground water table however inddicated a strong dependency of the underground water table on the river level. This indicates strong infiltration of the river water into the underground water. Calculations of rainfall infiltration according to various equations based on the oscillations of the underground water table have shown, that the groundwater table is maintained at least 60 °/o by the Sava River, and not more than 40 °/o by rainfall. This ratio is valid for every higher rise of the water table in the Sora Field. For more accurate calculations observations of longer duration would be necessary. Observations of the underground water table have shown, that at hight levels of the Sava River the river waves travel very fast up to the Godešič— Mavčiče area, similarly as in artificial lakes on rivers. As the discharge of the large underground water accumulation in the Sora Field is limited to two, rather narrow, spring areas, it cannot fellow the large influx from the increased Sava water level. Therefore the water table of the main part of the field starts increasing with a small retardation. Chemical and bacteriological analyses of the water samples taken during pumping tests, have shown that the water is fit for human consumption. As already mentioned before, about 1,1 m3/s of water could be exploited from the Sora Field. This water could be most suitably captured at the southern border of the deep central basin of the Sora Field along the line Godešič—Mavčiče. The total water flow could be captured by 22 wells with an average yield of 501/s each. The pumping area is sufficiently far away from all possible sources of contamination. Pumping of the groundwater would cause a depression of the water table over the total Sora Field. It is difficult to assess the amount of the depression, as the water flow through the Sora Field is unsteady. A more exact prognosis could be given only by an analogous electrical or mathematical model. In a longer dry period, continuous pumping of 1,1 m8/s would cause constant decrease of the water level, especially downstream of the pumping stations at Jeprca, Goričane and Reteče. Simultaneously also the yield of the springs at the southern border of the field would decrease; should the underground flow decrease to 1,1 m3/s, the springs would become dry. This concerns mostly the wells of the cellulose factory near Svetje and Senica, with a total yield of 210 l/s of water, that would become dry. Therefore in extreme drought pumping in the main pumping area should be reduced to 900 or 8001/s. In any case it is advisable, that the main consumer of the underground water of the Sora Field, the cellulose factory at Goričane, stops using potable water from the field, and converts to pumping industrial water from the river Sora. A dam through the Sava River near Mavčiče would greatly increase the water reserves of the underground water of the Sora Field, unless the escarpments of the artificial lake would be covered by mud. For better assessment of this possibility the data of the observations at the pumping station Kamnica for the Maribor water supply could be useful. LITERATURA Aljtovski, M. E. 1973, Hidrogeološki priručnik. Gradevinska knjiga, Beograd. Breznik, M. 1969, Podtalnica Ljubljanskega polja in možnosti njenega povečanega izkoriščanja, Geologija 12, Ljubljana. Castany, G. 1963, Traitč pratique des eaux souterraines. Dunod, Paris. Filipovič, B. 1972, Praktikum iz hidrogeologije. Naučna knjiga, Beograd. Johnson, E. E. 1966, Ground water and wells, Saint Paul, Minnesota. Jugoslovanski komitet za medunarodnu hidrološku deceniju, 1967, Seminar o bilan-su podzemnih voda, Beograd. Kruseman, G. P., De Ridder, N. A. 1970, Analysis and evaluation of pumping test data, Wageningen, The Netherlands. 2lebnik, L. 1971, Pleistocen Kranjskega, Sorškega in Ljubljanskega polja. Geologija 14, Ljubljana. Tabla 3. Sorsko polje s Karavankami v ozadju Plate 3. The Sora Field adorned by the cloud-capped Karavanke Mountains UDK 551.49:551.312:628.11 Podtalnica Iškega vršaja Marko Breznik Hidrotehnični odsek FAGG, Univerza v Ljubljani, Ljubljana, Hajdrihova 28 Ljubljansko barje je udorina zasuta s pleistocenskimi in holocenskimi jezerskimi in rečnimi sedimenti. Debelina sedimentnega zaporedja presega 100 m. Kjer prihaja Iška na južni rob Ljubljanskega barja, je nasula vršaj precejšnjega obsega. Vršaj vsebuje pomembno količino podtalne vode v dveh vodonosnikih, dobro ločenih z zaglinjenim prodom in peskom. Zgornji vodonosnik je omejen na območje vršaja, medtem ko se spodnji nadaljuje precej daleč proti severu pod Barje. V Brestu je površje zgornjega vodonosnika v globini 5 m in spodnjega v globini 35 m pod površjem terena. Nova vodarna nad Brestom je projektirana tako, da bo v začetku dajala 0,200 m3/sek. Pozneje naj bi se njena zmogljivost zvišala na 0,500 m8/sek. 1. Uvod Ljubljana je v letu 1974 porabila 10801/sek pitne vode, industrija pa še 3001/sek. Vsa ta voda je bila črpana iz podtalnice Ljubljanskega polja na desnem bregu Save. Zmogljivost te podtalnice je ocenjena na okrog 14001/sek v sušni dobi. Pretok izvirov podtalnice v Zalogu se je v zimski suši konec februarja 1975 zmanjšal na 251/sek, kar dokazuje, da je bil skoraj celoten pretok podtalnice že izkoriščen s črpanjem. Ker potrošnja vode stalno narašča, je treba vsako leto povečati zmogljivost črpališč za okrog 1001/sek. V ta namen mora iskati Ljubljana nove vodne vire zunaj območja sedanjih črpališč. V petletnem razvoju 1976—1980 Mestnega vodovoda Ljubljana je predvideno izkoriščanje podtalnice Iškega vršaja z izgradnjo črpališča Brest. V letih 1974 in 1975 so bila na tem področju izvedena obsežnejša raziskovalna dela. 2. Pregled raziskav do leta 1972 Hidrometeorološki zavod LRS je leta 1959 izdelal poročilo »Hidrološki elaborat Ljubljanice in njenih barjanskih pritokov«. Med raziskavami za izdelavo tega elaborata so bile merjene gladine v vodnjakih (tabela 1) in pretoki vodotokov na Barju. Podatki so žal nepopolni za izvire Iškega vršaja. Izdatnost 19 — Geologija 18 vseh izvirov vzdolž izvirnega območja Tomišelj-Brest-Matena-Iška Loka je bila ocenjena na 200 do 2501/sek za 6. 8. 1958, kar naj bi nekako ustrezalo vodni količini Iške pri Iški vasi. Tedaj je prevladovalo mišljenje, da na ravninskem delu Barja, vključno depresijsko območje južno od Črne vasi med Farjevcem in Kozlerjevim potokom, ni podtalnice z zveznim horizontom vodne gladine temveč le podtalnica infiltrirana v zgornjih plasteh barske črnice, šote in slabega humusa. Izdatnost takšne infiltrirane podtalnice bi bila seveda minimalna. Leta 1962 je bila južno od Črne vasi izvrtana raziskovalna vrtina BV-2. Dela je organiziral Geološki inštitut SAZU, financiral pa Sklad Borisa Kidriča. Vrtina je v globini 20 do 30 m našla v produ in pesku podtalnico z arteškim pritiskom. Starost barjanskih sedimentov je določil s pelodnimi raziskavami vzorcev iz vrtin dr. A. Sercelj s SAZU v letih 1965, 1966 in 1975. V okviru hidrogeoloških raziskav zahodnega dela Barja v zvezi s projektiranjem avtomobilske ceste je bila leta 1967 izvrtana vrtina G-12 v Lipah ob izlivu Iške. Tudi ta vrtina je zadela na podtalnico v produ in pesku z arteškim pritiskom. Piezometrične gladine podtalnice v tej vrtini so bile opazovane dve leti. Projekt-Nizke zgradbe je leta 1972 izdelal projekt »Vodovod Barje, Program vodooskrbe naselij jugovzhodnega dela Ljubljanskega barja«. Delo sta financirala Skupščina mesta Ljubljane in Mestni vodovod. »Poročilo o ogledu izvirov na južnem obrobju Barja« iz tega projekta je izdelal dr. L. Zlebnik z Geološkega zavoda. Izdatnost vseh izvirov brez Bršnika je bila v marcu 1972 ocenjena na 300 do 4001/sek. 3. Raziskovalna dela v letih 1974 in 1975 Mestni vodovod je analiziral hidrogeološke in hidrološke razmere, izdelal program raziskovalnih del in izbral najprimernejši profil za raziskave in predvideno črpališče. Tudi nadzor del, njihova obdelava in končno poročilo je delo Mestnega vodovoda. Hidrometeorološki zavod je enkrat izmeril pretok izvirov in Iške. Geofizikalne raziskave, vrtanje, črpalni poizkusi, geološki profili vrtin in merjenja pretokov so delo Geološkega zavoda. Kemično je vzorce vode analiziral Kemijski inštitut Borisa Kidriča, bakteriološko pa Zavod SRS za zdravstveno varstvo. Pregled vzorcev iz vrtin je pokazal, da cvetni prah ni ohranjen in da pelodnih analiz zato ni bilo možno izvršiti. Rezultatov analiz naravnih izotopov vode še nismo prejeli. 4. Geološke razmere Barje je udorina s površjem na nadmorski višini 288 do 292 m, ki je nastala s pogrezanjem v pliocenski in kvartarni dobi in je zasuta delno z rečnimi, v glavnem pa z jezerskimi sedimenti. Kameninska podlaga je bila najgloblje navrtana v vrtani BV-2 v globini 116,8 m (nadmorska višina 170,7 m). Po geofizikalnih meritvah v letu 1962 naj bi bila v severnem delu Barja podlaga od 150 do 200 m globoko. Na območju Iškega vršaja je po podatkih vrtin IŠ-1 in IŠ-2 kameninska podlaga v globini 86 oziroma 108,5 m na nadmorski višini 215 m oziroma 196,7 m. Vzdolžni profil Strahomer-Brest-Iipe (si. 1 in 2), ki Tabela 1 — Nadmorska višina podtalnice v opazovalnih vodnjakih v letu 1958 Table 1 — Elevation of ground water table in the observation wells in 1958 Oz. Vodnjaki na Barju Kota Kota gladine podtalnice No. Well on Ljubljana Moor terena Elevation of ground water table Kraj Location Elevation — of the ground surface m Visoka High m Srednja Mean m Nizka LOW m Nihanje gladine Fluctuation m 1 Opekarska 22 290,26 290,31 289,93 289,19 1,12 18 Pot na Rakovo Jelšo 288,89 288,94 288,05 286,78 2,16 24 »Plutal« 295,28 292,57 291,44 290,88 1,69 39 Brezovica 296,39 296,28 295,82 295,08 1,20 53 Notranje gorice 116 292,63 292,54 291,24 289,31 3,23 61 Log 294,57 293,52 293,25 292,67 0,85 75 Bevke 67 290,18 290,40 289,50 288,32 2,08 30 Kožarje 302,65 301,39 300,35 298,26 3,13 44 Vnanje gorice 290,23 289,78 289,44 288,74 1,04 121 Tomišelj 289,94 290,19 289,36 287,04 3,15 141 Iška loka 292,66 290,65 289,59 289,06 1,59 127 Črna vas 288,81 288,50 288,37 288,07 0,43 149 Ižanska cesta 375 289,10 289,02 288,78 288,41 0,61 167 Babna gorica 289,42 288,46 288,13 287,75 0,71 poteka vzporedno z IŠko, kaže, da se podlaga, ki je na jugu ob Iški na površju na koti 330 m, proti severu hitro spušča v globino in je v profilu Tomišelj-Staje v vrtini IŠ-2 že na koti 196 m ter južno od Črne vasi v vrtini BV-2 na koti 170 m. Takšno grezanje je bilo možno samo ob prelomih. Glavna preloma na območju Iškega vršaja potekata med vrtino IŠ-2 ter južnim in zahodnim kraškim obrobjem Barja blizu današnje struge Iške. Vrtini IŠ-1 in IŠ-2 (si. 3) sta pokazali, da je ta del barske udorine zasut večidel s prodom in peskom, ki vsebujeta malo melja. Vmes je nekaj plasti rjave preperinske gline, debelih do 2 m. Dva kilometra severneje je sestava sedimentov bistveno drugačna (si. 2). Pod plitvim humusom in šoto leži lahkognetna siva karbonatna meljasta glina, zaradi lupinic polžev imenovana polžarica. Ta jezerska glina, ki povzroča mnogo težav pri temeljenju zgradb, sega v globino 7 do 15 m. Pod polžarico je rjava in siva srednjegnetna glina in melj. V globini 20 m do okrog 35 m sledi prod in pesek s podtalno vodo z arteškim pritiskom. Do globine 70 m je siva in rjava glina z organskimi ostanki in vložki proda. Globlje prevladujejo plasti gline in melja nad plastmi meljastega peska in proda. Nad dolomitom v globini 117 m (nadmorska višina 170 m) je 2 m proda in peska. Starost sedimentov na Barju je bila določena v vrtani BV-2 z analizami cvetnega prahu in deloma z analizami radioaktivnosti ogljika C14 (Š e r c e 1 j , 1966). Najstarejši sedimenti stari. 400 000 let iz mindelskega glaciala so v globini 109 m. V mindelsko-riškem interglacialu je bilo Barje ravnina s plitvim močvirjem ali barjem in kameninskim dnom plitvo pod površjem. Sedimenti iz tega obdobja so v vrtini BV-2 v globini 96 do 94 m. Okrog 100 000 let stari sedimenti iz riškega glaciala so v globini 78 m. Takrat se je pričelo dno Barja hitreje pogrezati. Najstarejši wurmski sedimenti (50 000 do 80 000 let) so v glo- Tabela 2 — Pretoki Izvirov Iškega vršaja, kraških izvirov in Iške Table 2 — Discharge of springs of Iski Vršaj, of Karstic Springs and of Iška River Pretok* — Discharge* m8/sec Faktor povečanja pretoka Ratio of Increase Faktor povečanja pretoka Ratio of Increase 23. 4. 1974 13. 6. 1974 1. 3. 1975 31. 7.—1. 8. 1975 of Discharge 13. 6. 74 : 23. 4. 74 of Discharge 31. 7.—1. 8. 75 : 1. 3. 75 Izviri zgornjega vodonosnika Springs of the Upper Aquifer Šalčkov kanal Peščenek Zidarjev kanal Na meji Mali deli Na brodu Bršnik Retje II 0,013 0,064 0,023 0,018 0,017 0,018 0,080 0,240 0,020 0,060 0,040 0,150 0,070 0,014 0,041 0,017 0,090 0,000 0,023 0,030 0,145 0,035 0,010 0,055 0,020 0,055 0,040 6,1 3.8 2,2 8,8 3.9 2,1 3,5 2,1 2,2 oo 1,7 Skupaj — Total 0,153 0,660 0,104 0,390 4,3 3,8 Izviri spodnjega vodonosnika Springs of the Lower Aquifer Strahomerski kanal Jevšnik V Talih Retje I 0,014 0,061 0,021 0,031 0,010 0,080 0,030 0,050 0,010 0,031 0,011 0,032 0,010 0,055 0,020 0,050 0,7 1.3 1.4 1,6 1,0 1,8 1,8 1,6 Skupaj — Total 0,127 0,170 0,084 0,135 1*3 1,6 Skupno izviri Iškega vršaja Total Springs of Iški Vršaj 0,280 0,830 0,188 0,525 3,0 2,8 Kraški izviri Karstic Springs Pri bajerju Cešljenca Šentjanž Roček 0,000 0,005 0,005—0,010 0,000 0,010 0,030 Skupaj — Total 0,005—0,015 0,040 Iška — v Vintgarju — v Iški vasi — pri mostu 0,592 0,548 1,00 0,370** 0,580 Brest—Tomi šel j 0,000 0,000 0,000 * Pretoki dne 23. 4. 1974 so bili merjeni po dvomesečni suši in dne 1. 3. 1975 po štirimesečni zimski suši ter ocenjeni dne 13. 6. 1974 po deževnem maju in dne 31. 7. do 1. 8. 1975 teden dni po daljšem deževju. ** Ocenjen povprečni pretok. Pretok se je tekom dneva spreminjal zaradi zmrzali. * Discharges were measued on 23. 4. 1974 after a two months drought and on 1. 3. 1975 after a four months winter drought. They were estimated on 13. 6. 1974 after a rainy May and on 31. 7. to 1. 8. 1975 a week after a rainy period. ** Estimated mean discharge. During the day the discharge varied due to the frost. bini 44 m. Pleistocen se konča s sedimenti poznega wurma v globini 13 m. Lahkognetna karbonatna meljna glina — polžarica je sediment holocenskega »Mostiščarskega jezera«, ki je nastalo pred 10 000 leti in se je osušilo pred 4 000 leti. Takrat je pričela preraščati površje Barja šota, ki je bila še pred 100 leti debela 6 do 8 m. Določitev starosti proda in peska Iškega vršaja s pelodnimi analizami ni bila možna, ker se cvetni prah v njem ni ohranil. Ker je globina dolomitne podlage v vrtini IŠ-2 ista kakor v vrtini BV-2, lahko predpostavimo, da se je dno Barja v tem delu dokaj enakomerno pogrezalo. Zato lahko ocenimo starost sedimentov v Iškem vršaju po podatkih o vrtini BV-2. Zgornja plast proda je delno ekvivalent polžarice, delno pa je od nje še mlajša, ker ponekod prekriva tudi šoto. 5. Hi d r o ge o 1 o š k e razmere Geološka sestava vpliva seveda odločilno na hidrogeološke razmere. Piezo-metrične višine v raziskovalnih vrtinah IŠ-1 do IŠ-5 in črpalni poizkusi v vrtinah IŠ-3 do IŠ-5 so povsem jasno pokazali, da sta v profilu Tomdšelj— Staje dva ločena vodonosnika. Do globine okrog 27 m pod površjem (nadm. višina 272 m) je zgornji vodonosnik s piezometrično gladino na nadmorski višini 297 do 292 m. V globini 40 do 105 m (nadmorska višina 260 do 191 m) sledi spodnji vodonosnik, sestavljen iz več med seboj povsem ali delno ločenih vodonosnih plasti. Piezometrična gladina spodnjega vodonosnika na nadmorski višini 291 do 290 m dokazuje, da je ta vodonosnik zaprt. Zgornji vodonosnik se napaja iz padavin in Iške, ki v času nizkih voda ponikne med Iško vasjo in Strahomerom (tabla 1). Ob visokih vodah ponikuje Iška med Iško vasjo in Tomišljem in teče še dalje proti severu v Ljubljanico. Zgornji vodonosnik se proti Barju izklini ob nepropustni polžarici in izvira v izvirih šalčkov kanal, Peščenek, Zidarjev kanal, Na meji, Mali deli, Na Brodu, Bršnik in Retje II. Spodnji vodonosnik se napaja iz prenikle Iške ali iz zgornega vodonosnika. Nižja piezometrična gladina ob večji prepustnosti kaže, da je napajanje omejeno, kar si razlagamo s tem, da se vlečejo neprepustne glinaste plasti pod ponorno območje Iške in omejujejo napajanje. Predvidevamo, da iz spodnjega vodonosnika prihajajo izviri Strahomerski kanal, Jevšnik, Na talih in Retje I. Spodnji vodonosnik se nadaljuje še daleč proti severu do Ljubljanice in pod njo. Ta zvezni vodni horizont pod velikim delom Barja do sedaj ni bil znan. Verjetno del voda spodnjega vodonosnika, ki ima na območju Črne vasi piezometrično gladino nad površjem (vrtina G-12), pronica skozi polžarico, ki leži nad njim, an izhlapeva v depresijskem območju južno od Črne vasi. Spodnji vodonosnik Iškega vršaja je verjetno v zvezi z vodonosnikom vršaja ob Gra-daščid V tem primeru bi bil pod velikim delom Barja velik zvezni vodonosnik. Debela plast proda in peska pod polžarico kaže na daljše kopno obdobje med zasipavanjem Barja. Zgornji vodonosnik hitro reagira na povečanje pretoka Iške in je občutljiv za sušo v času nizkih voda Iške. Izvir Bršnik hitro naraste in ob suši usahne. Pretok spodnjega vodonosnika je bolj enakomeren. Razmerje pretokov v deževnem in sušnem obdobju kaže, kateri izviri odvodnjavajo zgornji oziroma spodnji vodonosnik (tabela 2). Tabela 3 — Rezultat črpalnih poizkusov v vrtinah iS-3, lS-4 in lS-5 Table 3 — Results of pumping test with boreholes lS-3, lS-4 and IŠ-5 Crpalni Datum Pretok Ure vodnjak Date Discharge Črpanja pumping mVsec Hours well of lS-l-pl pumping Depresija na koncu črpanja (v metrih) Drawdown at the end ol the pumping (in metres) lS-1-gl lS-2-pl IŠ-2-gl IS-3 IS-4 IS-5 Zgornji vodonosnik — Upper aquifer IS-5 19. 2. 75 0,004 2,5 0,03 0,00 0,26 0,00 — 0,00 lS-5 20.—22. 2. 75 0,012 48,2 0,03 0,07 1,14 0,06 — 0,005 IS-3 3. 3. 75 0,005 5,5 0,17 0,00 0,00 0,00 0,37 — IS-3 4.— 5. 3. 75 0,013 24,0 0,63 0,00 0,02 0,00 1,42 — IŠ-3 5. 3. 75 0,019 2,5 — — — — 1,77 Spodnji vodonosnik — Lower aquifer Ig-4 24. 2. 75 0,012 5,3 0,00 0,06 0,00 0,15 — 0,24 IŠ-4 25. 2. 75 0,030 5,0 0,04 0,20 0,00 0,40 — 0,68 IŠ-4 26. 2.— 1. 3. 75 0,042 72,0 0,06 0,57 0,04 0,91 — 1,38 Ob robu Iškega vršaja so kraški izviri Cešljenca, Roček, Šentjanž in Iščica, ki se napajajo iz zakraselega območja Krima in Mokreca, ter verjetno nimajo pomembne zveze z vodonosnikoma Iškega vršaja. 6. Hidravlične karakteristike črpalnih vrtin in vodonosnikov Rezultati črpalnih poizkusov so podani v tabeli 3. Sovisnice med pretokom in depresijo (si. 4) kažejo naslednje eksploatacijske zmogljivosti črpalnih vrtin IŠ-3 81/sek IŠ-5 151/sek 15-4 301/sek Vrtini IŠ-3 in IŠ-5 v zgornjem vodonosniku sta globoki po 26 m in imata filtrski del cevi med 4,6 oziroma 8,0 m in 22 metri. Vrtina IŠ-4 v spodnjem vodonosniku je globoka 104,3 m s filtrskimi cevmi med 30,3 m in 99,3 metra. Vrtina je zatesnjena od površja do globine 30 m. Prevodnost vodonosnikov je bila računana po Jacobovi grafični rešitvi Theisove enačbe za nestahilizirano depresijo. Rezultati računa prevodnosti »T« in efektivne poroznosti »S« so podani v tabeli 4. Povprečne vrednosti prevodnosti in efektivne poroznosti, izračunane iz prvega dela sovisnice med časom in depresijo ter zadnjega dela sovisnice med t/t' in zaostalo depresijo iz bližnjih piezometrskih vrtin so: IŠ-3 T = 1,78. 10"2 m2/sek = 1540 m Vdan S = 0,0007 IŠ-5 T = 2,50.10-2 m2/sek = 2160 m2/dan S = 0,0000013 IŠ-4 T = 6,56.10-* m2/sek = 5680m2/dan S = 0,00022 7. Zmogljivost podtalnice Iškega vršaja Zmogljivost podtalnice lahko ocenimo na tri načine, iz pretoka izvirov, iz količine Iške, ki ponikne, ter računsko iz padca piezometrične gladine in prevodnosti T, ki je bila ugotovljena s črpalnimi poizkusi. 7.1. Pretok izvirov Skupen pretok izvirov (tabela 2) je bil ocenjen dne 6. 8. 1958 na 0,20 do 0,25 mVsek in marca 1972 na 0,3 do 0,4 m3/sek. Na koncu zimskih suš v letih 1974 in 1975 so bili pretoki izmerjeni. Dne 23. 4. 1974 je bil skupen pretok izvirov 0,280 mVsek; po oceni odpade od tega na spodnji vodonosnik 0,127 mVsek. Dne 1. 3. 1975 je bil skupen pretok 0,188 mVsek. Dne 12. 3. 1975 je znašal skupen pretok 0,203 m3/sek, od tega pretok spodnjega vodonosnika 0.104 m3/s. V deževni dobi se pretok močno poveča in je bil 13. 6. 1974 ocenjen na 0,83 m3/sek, od tega pretok spodnjega vodonosnika 0,170 mVsek ter 31. 7. do 1. 8. 1975 0,525 m3/sek, od tega pretok spodnjega vodonosnika 0,135 m3/sek. Pretok izvirov spodnjega vodonosnika se spreminja od 0,084 mVsek v suši do 0,170 mVsek v deževju in znaša ob suši 45 % ter ob deževju le 20 %> skupnega pretoka. Pretok izvirov zgornjega vodonosnika se spreminja od 0,104 mVsek v suši do 0,660 m3/sek v deževju. Črpalni vodnjak Pumped well lS-3 IŠ-3 IŠ-3 lS-5 IS-5 IŠ-5 IŠ-5 IŠ-5 IŠ-5 IŠ-4 IŠ-4 IŠ-4 IŠ-4 IŠ-4 Tabela 4. Rezultati računa prevodnosti in poroznosti Table 4. Results of calculation of transmissivity and storage coefficient Računska metoda Calculation method Kraj opazovanja depresije Drawdown observation point Zgornji vodonosnik — Upper aquifer JACOB: čas — depresija Time — drawdown JACOB: zaostala depresija Residual drawdown JACOB: čas — depresija Time — drawdown Thiemova metoda Thiem's method Thiem's method IŠ-1-pl IŠ-1-pl IŠ-2-pl IŠ-5 IŠ-2-pl IŠ-2-pl IŠ-1-pl IŠ-5, IŠ-2-pl IŠ-5, IŠ-2-pl Spodnji vodonosnik — Lower aquifer JACOB: čas — depresija Time — drawdown JACOB: zaostala depresija Residual drawdown IŠ-2-gl IŠ-2-gl IŠ-2-gl IŠ-1-gl IŠ-2-gl Pretok Discharge (1/sec) 5,15 13,1—12,8 12,9 11,9 11,9 12,0 11,9 4,0 12,0 12,3 29,8 42,2 42,2 42,6 Prevodnost Transmissivity (m2/sec) 1,85.10-* 1,71 .10"2 8,9. 10"2 1,15 . 10-2 1,61 . 10-2 3,38 .10-2 2,09 . 10-1 7.4 . 10-3 3,7 . 10-3 5,35 . 10-2 7.5 . 10-2 6,33 .10-2 1,04 . 10-1 7,1 . 10-2 Poroznost Storage coefficient 0,00084 0,00056 0,00017 0,0000013 0,032 0,00005 0,000006 0,00059 0,0000008 7.2. Račun pretoka Račun pretokov je lahko samo orientacijski, ker imamo na razpolago le malo podatkov, in sicer meritve prepustnosti v dveh črpalnih vrtinah v zgornjem vodonosniku, meritve prepustnosti v eni črpalni vrtini v spodnjem vodo-nosniku, padec gladine za zgornji vodonosnik, cenitev padca gladine za spodnji vodonosnik (tabela 5) in cenitev širine vodonosnikov v profilu Tomišelj-Staje. Zgornji vodonosnik Tis—3 = l,78.1Cr2 mVsek T/s—j = 2,50.10-2 m2/sek Padec gladine med vodnjakom Vrbljene in vrtino IŠ-2-pl je bil 3. 3. 1975 6,55 m. 6>55 _ i — -• — 7,3 %o 890 Širina vodonosnika je ocenjena na B = 1800 m. Pretok je bil Q2(r = B.T.i= 1800 1,78 + 2,~. 10"2. 7,3.10-3 = 0,28 mVsek 2 Spodnji vodonosnik T/s-4 = 6,56.10-2 mVsek Padec gladine med IŠ-2-gl in ocenjeno gladino izvira Jevšnik 289,0 m je . = 290,36-289,0^ U« = 2770 2770 Ocenjena širina spodnjega vodonosnika je 1500 m in pretok Qsp = 1500 . 6,56.10"*. 0,49.10-3 = 0,048 mVsek Po izračunanem pretoku sklepamo na manjšo1 zmogljivost spodnjega vodonosnika kakor je bilo pričakovati po pretoku izvirov, ki odvodnjavajo spodnji vodonosnik. 7.3. Prenikanje Iške Količino prenikanja Iške lahko izračunamo iz razlike pretokov nad pre-nikalnim območjem in nizvodno od njega. Visoke vode Iške so merili v Vintgarju in Lipah ob Ljubljanici v dneh 11. do 13. 2. 1957. Q= 2 ,090 — 0,733 = 1,357 mVsek Takrat Iška še ni bila regulirana in je v spodnjem toku poplavljala. Ker je bil pretok v Lipah verjetno zmanjšan zaradi retenzije, je za ta čas izračunano prenikanje preveliko. V letih 1956 do 1959 pa je bila Iška merjena samo v Vintgarju. Ob visokih vodah 13. VI. 1974 in 25. VII. 1975 je bila količina prenikanja med mostom v Iški vasi in mostom na cesti Brest—Tomišelj ocenjena na 1 m8/sek. Ob nizkih in srednjih vodah Iške pa je bilo možno količino prenikanja izmeriti, ker takrat Iška v Vintgarju in Iški vasi še teče, pri mostu na cesti Brest—Tomišelj pa je struga že suha. Količina prenikanja je bila odvisna od pretoka Iške in je znašala največ 0,58 mVsek dne 31. VII. do 1. VIII. 1975, najmanj pa 0,376 in 0,388 ms/sek dne 13. II. 1975 oziroma 12. III. 1975. Tabela 5. Piezometrične gladine, merjene Table 5. Piezometric surfaces measured na področju Iškega vršaja in the area of Iški Yrsaj Kraj Location V 7 Vrtina — Borehole Vrbi j ene Vodnjak — Well IŠ-2-pl Vrtina — Borehole lS-2-gl Vrtina — Borehole lS-1-pl Vrtina — Borehole lS-1-gl Vrtina — Borehole V-6 Vrtina — Borehole Bršnik Izvir — Spring Tomišelj Vodnjak — Well BN-2 Vrtina — Borehole G-12 Lipe Vrtina — Borehole Tomišelj Vodnjak — Well Iška Loka Vodnjak — Well Ižanska cesta 375 Vodnjak — Well Črna vas Vodnjak — Well Piezometrična gladina Piezometric surface Doba Period Datum Date Visoka High Nadm. višina Elevation Datum Date Nizka Low Nadm. višina Elevation Vodonosnik Aquifer 19.10. 73 19.10. 73 305 Zgornji Upper 9.—11.1.58 Zgornji 23.12. 74—3. 3. 75 9.—11.1. 58 302,31 3.3. 75 299,86 Upper Zgornji 5. 11.74—3. 3. 75 5. 11.74 297,31 3. 3. 75 293,31 Upper Spodnji 11.11. 74—3. 3. 75 11.11. 74 291,16 3. 3. 75 290,36 Lower Zgornji 11.11.74—3. 3. 75 11. 11.74 295,69 3. 3. 75 292,13 Upper Spodnji 25. 10. 74—3. 3. 75 25. 10. 74 291,89 3. 3. 75 290,35 Lower Zgornji 18. 10. 73 18. 10. 73 294,38 Upper Zgornji 23. 12. 74—3. 3. 75 23. 12. 74 291,70 3. 3. 75 290,99 Upper Zgornji 23. 12. 74 23.12. 74 294 Upper • Spodnji 20. 6. 62 20. 6. 62 291,5 Lower Spodnji 20.1.68—21.1.70 20. 3. 69 291,03 11. 8. 68 290,14 Lower 1958 290,19 287,04 1958 290,65 289,06 1958 289,02 288,41 1958 288,50 288,07 Pregled pretokov kaže tabela 6. Pretok Iške in prenikanje Iške sta verjetno še za 8 °/o večja od pretokov v Iški vasi, podanih v tabeli 6. Meritev 23. IV. 1974 je namreč pokazala, da ima Iška pri domu v Vintgarju za 8 % večji pretok kakor pri mostu v Iški vasi. Iška prenika v manjši količini že nad mostom v Iški vasi 7. 4. Deficit pretoka Po analizi prenikanja Iške in pretoka izvirov je pretok izvirov premajhen za 0,2 m5/sek. Ta deficit je bil manjši dne 31. VII. in 1. VIII. 1975, ker je visoki val Iške takrat že odtekel, visoki val podtalnice pa je še napajal izvire. V ta deficit ne moremo dvomiti, ker so bile količine Iške in izvirov istočasno izmerjene. Del podtalnice, ki ustreza razliki v pretoku, teče ali v kraški izvir Iščice ali proti sredini Barja. V kanjonu Iške, ki sestoji večidel iz dolomita, ni vidnih ponorov. Iška prične prenikati v prodnati vršaj pri Mali vasi. Del voda Iške morda teče v izvir Iščice; tudi ta voda bi morala najprej prenikniti v prod in kot podtalnica napajati zasute ponore, ki bi imeli zvezo s kraškim izvirom Iščice. Hidroizohipse z dne 9. do 11.1. 1958 kažejo na možnost, da odteka del podtalnice v smeri kraškega zaledja izvira Iščice. 7. 5. Minimalni pretok Minimalni pretok izvirov je važen zaradi dimenzioniranja zmogljivosti črpališč. Konec močne zimske suše je bil 1. III. 1975 izmerjen pretok izvirov 0.188 m8/sek in 12. III. 1975 0,203 m3/sek; pri tem je bil pretok Iške ocenjen dne 1. III. 1975 na 0,370 m'/sek, dne 12. III. 1975 pa so izmerili 0,388 m3/sek. Pretok izvirov je neposredno odvisen od pretoka Iške. Ker nimamo drugih direktnih meritev pretoka izvirov, ga skušamo oceniti s primerjavo z režimom Iške. V Iškem Vintgarju je bila od 1955 do 1962 vodomerna postaja z rednimi meritvami stanja vode in pretokov. Površina povodja do vodomera je 58,9 km2. Podatki o minimalnih, srednjih in maksimalnih vodah Iške so zbrani v tabeli 7. Postaja v Iškem Vintgarju je bila ob povodnji porušena. Na novi postaji v Iški vasi so v letih 1969 do 1975 merili gladino vode, pretočne krivulje profila pa ne. Nizka voda Iške, ki se pojavi vsako drugo leto, ima pretok okrog 0,400 ms/sek. V letu 1962 je bil najmanjši pretok 0,200 m3/sek. Dne 16. X. 1921 je bil izmerjen pretok 0,266 m3/sek. Daleč najmanjši pretoki v letih 1955 do 1962 in 1974 do 1975 so bili ob jesenski suši v oktobru 1962 (tabela 7). Trajanje pretokov v sušnem obdobju je podano v tabeli 8. Pretoki, ki so manjši kot v dveletni suši, so v 10-letnem obdobju trajali samo 14 dni. V tem času pretoka izvirov podtalnice Iškega vršaja niso opazovali, moral pa je biti manjši od pretoka v marcu 1975. 8. Kvaliteta podtalnice Vsi analizirani vzorci vode so kemično primerni za pitje. V 6 vzorcih je voda bakteriološko primerna kot pitna voda zaprtega tipa, 3 vzorci pa so neprimerni zaradi 500, 4800 in 30 000 aerobnih bakterij. Koliformnih bakterij in bakterij vrste Eijkman, Proteus sp. in Streptococcus faecalis niso našli. Temperatura vode 11 °C je zelo ugodna, trdota vode pa je od 10,8°n do 17,6^. Vzorci vode so bili vzeti v sušnem obdobju, ko je gibanje podtalnice počasno. Pričakovati moramo, da bo voda v času poplav slabša. Vasi v gornjem delu Iškega vršaja: Mala vas, naselje vikendov, Iška vas, Kot, Strahomer in Vrbljene nimajo kanalizacije in Tabela 6. Pretok Iške, prenikanja Iške in izvirov Iškega vršaja Table 6. Discharge of Iška river, of infiltration of Iška river and of springs of Iški vršaj Čas Time Pretok Discharge mVsec Iške of Iška river prenikanja Iške — of infiltration of Iška river računan na profil Tomi-šelj—Staje calculated for section Tomi-šelj—Staje vseh izvirov of all springs Opomba Remark 23. 4. 1974 13. G. 1974 13. 2. 1975 1. 3. 1975 12. 3. 1975 25. 7. 1975 31. 7.—1. 8. 1975 0,548 1 0,376 0,37 0,388 2 0,58 0,548 1 0,376 0,37 0,388 1 0,58 0,328 0,280 0,730 0,188 0,203 0,525 merjen measured ocenjen estimated merjen measured merjen measured merjen measured ocenjen estimated ocenjen estimated Tabela 7. Pretok Iške 1955—1962 Table 7. Discharge of Iška 1955—1962 Pretoki Iške (mVsec) Discharge of Iška Year nizki srednji visoki low mean high 1955 0,56 2,00 15,00 1956 0,42 1,64 23,60 1957 0,38 1,57 39,10 1958 0,40 1,98 28,80 1959 0,46 2,17 33,00 1960 0,52 2,11 63,30 1961 0,64 1,78 114,00 1962 0,20 2,35 27,70 odpadne vode ponikujejo. Majhne količine nitratov in nitritov, najdene v vzorcih vode, izvirajo iz odpadnih voda. Podtalnica Iškega vršaja ima ugodno temperaturo, kemično sestavo in okus; treba pa jo bo klorirati. Pogoj za gradnjo črpališča Brest je, da se izvede kanalizacija v vaseh nad črpališčem. Iški Vintgar in Iški vršaj pa bo treba razglasiti za zaščitno območje črpališča Brest. Stopnja zaščite bo odvisna od oddaljenosti od črpališča. Tabela 8. Trajanje nizkih pretokov Iške v sušni dobi v oktobru 1962 Table 8. Duration of low discharges of Iška in dry period of October 1962 Pretok (mVsec) Discharge 0,20 0,24 0,28 0,38 0,53 0,99 1,21 Trajanje (dni) Duration (days) 6 6 2 7 3 2 1 9. Eksploatacijska zmogljivost podtalnice in izgradnja črpališč V prvi fazi izgradnje želimo zajeti podtalnico, ki izvira sedaj na stiku Iškega vršaja z Barjem med izvirom Retje I pri Iški Loki in Strahomerskim kanalom pri Tomišlju. Profil Brest je izbran na kraju, kjer se Iški vršaj zoži med vznožjem Krima in osamelcem Gorica na širino 2,2 km. Vsa podtalnica v naplavinah mora teči skozi ta profil; zato jo bo možno zajeti z manjšim številom vodnjakov kakor v izvirnem območju, ki je 4 km široko in oddaljeno 1 do 2 km. Zmogljivost črpališča Brest bo v prvi fazi 0,2 m8/sek, kar ustreza pretoku izvirov v času dveletne suše. V času desetletne suše, ko bi bil pretok izvirov manjši, bi bilo verjetno možno izkoriščati podzemsko akumulacijo in črpati še vedno 0,2 mVsek. Kolikor pa to ne bi bilo možno, bi morali potrošnjo omejevati. Podzemeljska akumulacija zgornjega vodonosnika ni velika, akumulacija spodnjega vodonosnika pa je minimalna. Drugo fazo izgradnje bo možno projektirati 1 do 2 leti po začetku obratovanja črpališča 1. faze. Z eksploatacdjskim črpanjem in nekaterimi dodatnimi raziskavami bo treba razjasniti nekatere, sedaj še nejasne, hidrogeološke lastnosti vodonosnikov in vpliv črpanja na Barje. Zanima nas predvsem razlika med pretokom ponikle Iške in pretokom izvirov v količini okrog 0,2 m3/sek. Kolikor se del podtalnice zgublja proti izviru Iščice, bi ga mogli prestreči z vodnjaki na območju vasi Kot. Ce pa teče del proti depresiji južno od Črne vasi, bi ga zajeli v črpališču Brest. Najprej pa bo treba ugotoviti posledice povečanega črpanja na ekološke razmere na Barju. V tretji fazi izgradnje bi umetno povečali prenikanje Iške v času suše in s tem bi se povečalo črpanje v črpališču Brest. V strugi Iške prenikne do 0,6 ma/sek v času ko je Iška pri Tomišlju suha. Sposobnost prenikanja se poveča na okrog 1 m8/sek ob visokih vodah, ko odteka del Iške od Tomišlja proti Ljubljanici. V suši je pretok Iške 0,35 do 0,40 m8/sek in ob največji suši nad 0,2 m8/sek. Če bi Iški v tem času umetno povečali pretok pri Iški vasi na okrog 0,6 m8/sek, bi vsa ta voda preniknila in zmogljivost črpališč bi se povečala. Nizke vode Iške bi lahko povečali z akumulacijo v zgornjem toku Iške ali dovodom vode iz drugih porečij. Pod sotočjem Iške in Zale bi bilo možno zgraditi dolinsko pregrado Vrbica. Iz kraškega izvira Iščice bi lahko vodo prečrpavali v Iško, težnostno pa bi bilo možno pretočiti Bloščico in zgornji del Cerkniščice. Skupno zmogljivost črpališč vseh treh faz cenimo na 0,5 m8/sek. 10. Črpališče Brest Črpališče Brest bo zajelo tisti del podtalnice, ki sedaj izvira na severnem robu vršaja. Projektiranje in obratovanje črpališča bo dokaj komplicirano, ker gre za dva vodonosnika z različno piezometrično gladino; poleg tega se iz spodnjega vodonosnika ne bo smelo črpati tistega dela podtalnice, ki teče proti sredini Barja in vzdržuje tam visok piezometrični nivo podtalnice. Za vsak vodonosnik bo treba izvrtati ločene vodnjake, tako da bo možno med obratovanjem regulirati količino črpanja iz posameznega vodonosnika. Cenimo, da napaja v času suše zgornji vodonosnik izvire z 0,110 mVsek in spodnji z 0,090 mVsek (tabela 2). Vodnjaki bodo razporejeni v vrsti na dolžini 2,1 km od zavoja Iške nad To-mišljem do osamelca Gorica (si. 1). Vodnjaki zgornjega vodonosnika bodo 28 m globoki in bodo imeli s filtri opremljen del cevi v globini 8 do 24 m. Eksploata-cijska zmogljivost posameznega vodnjaka bo 0,010 do 0,015 m8/sek (si. 4). Razdalja med vodnjaki mora biti majhna, da bo možno zajeti ves tok podtalnice. V začetni fazi bo razdalja med vodnjaki 200 m, v končni pa 100 m. Raziskovalni vodnjak IS-5 bo vključen med črpalne vodnjake, na novo pa bi gradili proti vzhodu še 7 vodnjakov na razdalji po 200 m. Spodnji vodonosnik sega od globine 30 m do dna naplavin v globini 110 do 80 m. Vodnjaki spodnjega vodonosnika bodo globoki 80 m, s filtri opremljen del cevi pa bo v globini 35 do 75 m. Do globine 35 m bodo vodnjaki zunaj zatesnjeni. Eksploatacijska zmogljivost posameznega vodnjaka bo okrog 0,030 m8/sek. Med črpalne vodnjake bo vključen raziskovalni vodnjak lS-4, zgrajena bosta še 2 nova vodnjaka na razdalji 500 m proti vzhodu. Zmogljivost posameznih vodnjakov se bo seveda razlikovala od ocenjene, tudi neproduktiven vodnjak ne bi bil presenečenje. Karakteristike vodnjakov in eksploatacijskih črpalk bo treba ugotoviti s poizkusnim črpanjem. 11. Vpliv črpanja podtalnice na ekološke razmere na Barju Globoki vodonosnik se razteza pod velikim delom Barja in se verjetno napaja iz Iške. Iz njega bi v začetku črpali samo tisti del pretoka, ki napaja izvire na robu Barja, pozneje pa bi črpanje povečali. Piezometrična gladina spodnjega vodonosnika, ki je na nadmorski višini 290,1 do 291,5 m (vrtini G-12 in BV-2), je nad površjem terena 288 do 290 m na velikem delu Barja. Kako bo vplivalo znižanje piezometrične gladine pri povečanem črpanju na ekološke razmere na Barju? Pričakovati je naslednje negativne vplive črpanja: — tla se bodo močneje posedala, ker se bo konsolidirala polžarica zaradi večje teže zemljin po zmanjšanem vzgonu; — na brežinah kanalov bo nastala nevarnost plazov zaradi večje teže zemljin; — trohnele bodo glave lesenih kolov v temeljih mnogih hiš; — povečalo se bo razpadanje šote. Ugodno pa bo vplivalo črpanje na osuševanje kmetijskih zemljišč. Pri ocenjevanju vpliva bodočega črpališča pa moramo vedeti, da je ekološko ravnotežje na Barju že sedaj porušeno in da vsi navedeni pozitivni in negativni vplivi delujejo že sedaj. V tridesetih letih je bila poglobljena struga Ljubljanice skozi mesto, da bi preprečili poplave na Barju, ki so bile katastrofalne leta 1933. Vpliv regulacije Ljubljanice je bil viden šele v petdesetih letih, ko so zgradili zapornico pri stari cukrarni, podrli pomožno zapornico na Spici in znižali gladino Ljubljanice za okrog 1 m. Povečana teža površinskih plasti je povzročila na bregovih Ljubljanice več plazov v polžarici. Znižanje gladine Ljubljanice je omogočilo poglobitev jarkov na Barju in s tem dodatno osuševanje. Šota je pokrila lahkognetno polžarico 6 do 8 m na debelo. Šota ima večjo nosilnost kakor polžarica in omogoča uporabo kmetijske mehanizacije. Na njej se razvijajo rodovitna organska tla. Šota ne raste več in se njena debelina hitro tanjša zaradi izkopavanja in porabe šote za kurivo, izolacijski material in gnojilo. Šota tudi razpada zaradi osuševanja. V letih 1888 in 1958 sta bila pedološko preiskana in nivelirana profila Preserje—Log in Staje—Vič. V tem času se je znižalo površje terena med Črno vasjo in Mateno za 1 do 3 metre. V depresijskem območju južno od Črne vasi je šota debela samo še 0,5 do 1,0 m. Glavni vzrok razkrojevanja šote naj bi bilo znižanje vodne gladine Ljubljanice (R. T a n c i k , 1965). Na drugi strani pa za zboljšanje kmetijske proizvodnje predlagajo kot glavni ukrep osuševanje in znižanje gladine podtalne vode (R. T a n c i k , 1965). V prvi fazi izgradnje črpališča Brest bi črpali samo tisti del podtalnice, ki izvira na robu Barja. V sušni dobi se bodo posušili vsi izviri na robu Barja. Ob srednjih in visokih vodah pa bi izviri še nadalje tekli. Kanal Bršnik, ki teče skozi Brest in Mateno, je delno odvodnik odpadnih voda. Ob suši pa usahne Bršnik že sedaj. Drugi izviri so na polju okrog 1 km od vasi in nimajo določene hidro-tehnične funkcije. Njihovi odvodni kanali, globoki 1 do 2 m, so vkopani v polžarico. Vode ne uporabljajo za namakanje. Obratovanje črpališča bo moralo biti v prvi fazi tako urejeno, da se bo piezo-metrična gladina podtalnice spodnjega vodonosnika minimalno znižala. Da bi to dosegli, bo treba za vsak vodonosnik zgraditi ločen sistem vodnjakov. Z raziskavami in opazovanjem razmer med črpanjem 1. faze bo treba ugotoviti, kako bi znižanje piezometričnega pritiska vplivalo na Barje. Druga faza projekta bo izvedljiva le v primeru ugodnih rezultatov teh ekoloških raziskav. 12. Program raziskovalnih del Dosedanja raziskovalna dela so toliko razjasnila hidrogeološke razmere, da je možno oceniti izdatnost črpališča Brest in način zajetja podtalnice. Zaradi kompliciranih hidrogeoloških razmer pa je še mnogo odprtih problemov, ki jih bo možno rešiti delno z raziskavami, delno pa šele z opazovanji po pričetku obratovanja črpališča Brest. Potrebne raziskave so naslednje. 12.1. Izvrtati je treba 3 piezometrične vrtine z dvojnim piezometrom na območju Bresta in Matene ter med Tomišljem in Lipami. Opazovanje teh vrtin mora trajati vsaj eno leto pred pričetkom obratovanja črpališča Brest. Dve leti je treba dvakrat mesečno izmeriti piezometrično gladino v vseh vrtinah ter nekaterih vodnjakih in izvirih. V času ene ali dveh poplav bo treba meriti gladino vsak dan. 12.2. Ob različnih vodnih stanjih, predvsem pa ob nizkih vodah, je treba meriti pretok Iške v Iški vasi in Tomišlju ter istočasno tudi izvire. Z meritvijo Stra-homerskega in Šalčkovega kanala, Jevšnika, Zidarjevega grabna in Farjevca so upoštevani vsi izviri. 12.3. Pomembno bi bilo raziskati, ali del ponikle Iškine vode v resnici teče v izvire Iščice. V ta namen je treba izbrati ustrezno sledilo in ga dodati vodi pred ponikanjem. Tabla 1. Na dva kilometra dolgi poti od Male vasi (zgornja slika) do Vrbja (spodnja slika) se je 10. oktobra 1975 zmanjšal pretok Iške od 0,4 m:!/sek na 0,01 m:l sek Plate 1. On October 10, 1975 the discharge of Iška River decreased from 0,4 to 0,01 m!l sec along the 2 kilometres long way between Mala Vas (upper figure) and Vrbje (lower figure) m m 360 —i 350- 340- 330- Lipe Ljubljansko barje 320- 310 - 300-- d "o -C o C — D C >o .a,- c ^ S r§ .2. > ^ 290- sp max sp min 280-270-260-250-240-230-220 -210-200-190-180-170- UH MH-CH ML- SFs 6 - o.o jl gp- SP 1nru ■ 0 ■ o ■ o GFS sp max- o JZ > 2 CD Q. o E c o 300m DOL MH- CH CH SFs 'GFS CH GP- SP CH GFS CL- CH OH ML- SFs-CL Ci SFs su Cl-OH GFS ML SFs CI OH CH SFs meljna glina - polžarica spodnji vodonosnik - lower aquifer jz: 200 m SI. 2 - Fig. 2 VZDOLŽNI PROFIL IŠKEGA VRŠAJA IN LJUBLJANSKEGA BARJA LONGITUDINAL SECTION OF IŠKI VRŠAJ AND LJUBLJANA MOOR 8km Kolikor bi bilo po izotopih možno razlikovati vodo zgornjega in spodnjega vodonosnika, bi analizirali vodo teh izvirov, da bi ugotovili, katere izvire hrani posamezni vodonosnik. Morda bi na to vprašanje odgovorile tudi določitve trdote vode v izvirih. 12.4. Strokovnjaki za hidrotehniko, mehaniko tal, kmetijstvo, gozdarstvo in varstvo okolja naj bi skušali odgovoriti na vprašanje, kako bi vplivalo na Barje znižanje piezometrične gladine spodnjega vodonosnika za 2, 5, 10 ali več metrov. Kolikor bi smeli znižati gladino, bi mogli črpališče bolj približati Ljubljani in pojačati njegovo zmogljivost. 12.5. Trdota vode zgornjega in spodnjega vodonosnika je različna. Ugotoviti bi bilo treba, kakšne bodo posledice, če bi mešali vodo Iškega vršaja in Ljubljanskega polja v enotnem vodovodnem omrežju Ljubljane. 13. Sklep Po raziskavah v letih 1974 in 1975 smo določili lokacijo črpališča Brest, kjer je možno v prvi fazi zajeti z 8 plitvimi in 3 globokimi vodnjaki 0,200 m3/sek podtalnice. Zmogljivost plitvih vodnjakov bo 0,010 do 0,015 m3/sek, globina 28 m in medsebojna oddaljenost 200 m. Zmogljivost globokih vodnjakov pa bo 0,030 m8/sek, globina 80 m in medsebojna oddaljenost 500 m. Fizikalne lastnosti vode so ugodne. Voda je bakteriološko v glavnem primerna, vendar jo bo treba klorirati ter kanalizirati vasi nad črpališčem in določiti zaščitno območje vodovoda. V drugi in tretji fazi izgradnje bi zmogljivost črpališč povečali največ do 0,500 m3/sek. V ta namen bi v tretji fazi podtalnico pojačali z umetnim povečanjem pretoka Iške ob suši. To bi dosegli z akumulacijo v zgornjem toku Iške, ali pa bi prečrpavali Iščico, oziroma pretočili Bloščico in zgornji del Cerkniščice v Iško. Ekološko ravnotežje na Barju je zaradi posedanja tal in razkrajanja šote že porušeno. Eksploatacija podtalnice Iškega vršaja mora biti tako urejena, da znižanje piezometrične gladine spodnjega vodonosnika, ki se razteza pod velikim delom Barja, ne bo pospešilo posedanja površja Barja in razkrajanja šote. Pojasnila k sL 2 in 3 Explanations of figs. & and 3 ZG Piezometrična gladina zgornjega vodonosnika Piezometric surface of the upper aquifer SP Piezometrična gladina spodnjega vodonosnika Piezometric surface of the lower aquifer MAX najvišja the highest MIN najnižja the lowest G prod, S pesek, P slabo granuliran, Fs meljast, Fc glinast, M melj, C glina, O organska glina, L nizke plastičnosti, I srednje plastičnosti, H visoke plastičnosti, DOL dolomit G gravel, S sand, P poorly graduated, Fs silty, Fc clayey, M silt, C clay, O organic clay, L of low plasticity, I of medium plasticity, H of high plasticity, DOL dolomite 20 — Geologija 18 Pretok - Discharge SI. 4. Diagram kaže sovisnice med pretokom in depresijo vrtin lS-3, IS-4 in lS-5 Fig. 4. Diagram showing the relation between the discharge and drawdown of the lS-3, IS-4, and lS-5 drilled water wells The Groundwater of the Alluvial Fan of Iška River Marko Breznik Hidrotehnični odsek FAGG, Univerza v Ljubljani, Ljubljana, Hajdrihova 28 The Ljubljana Moor is a subsidence basin filled with Pleistocene and Holocene deposits of lacustrine and fluviatile origin. The thickness of the sediments sequence exceeds 100 meters. A large alluvial fan has been deposited along the southern border of the Ljubljana Moor where ISka River issues from a narrow mountain valley. It contains economically significant quantities of groundwater conducted by two aquifers well separated by clayey gravel and sand. The areal extent of the upper aquifer is limited to the Alluvial Fan while the confined lower aquifer continues rather far to the north below the Moor. At Brest the top of the upper aquifer lies at the depth of 5 metres and that of the lower one at 35 metres below ground surface. The yield of the new pumping station at Brest is designed to be 0,200 cubic meter per second in the first stage of the construction. Later it should be increased to 0,500 cubic meter per second. The regional Quaternary aquifer of Ljubljana polje furnishes nearly all the municipal and industrial water used in the capital of the SR Slovenia. Annual use of water in Ljubljana in 1974 was about 1,380 cubic meter per second. Increased demands for water have stimulated the hydrogeologic investigations of the Alluvial Fan of Iška River (Iški vršaj) situated in the southern border of Ljubljana Moor. The Moor is a subsidence basin formed mainly in Quaternary age. In its central part the sequence of gravel, sand, gray lacustrine silty clay, organic clay and peat is underlain by the Triassic dolomite in a depth exceeding 100 metres. In the same depth there occurs the dolomite bedrock in the section Tomišelj-Staje of the Iška Alluvial Fan. The Quaternary sediments of this section consist mainly of silty gravel and sand intercalated with some brown silty clay. The gray lacustrine silty clay being the common deposit of the central part of the Moor, could not be found in the Alluvial Fan. The age of the Quaternary deposits of the Moor determined by the pollen analysis ranges from the Mindel glacial stage to Holocene i.e. from 400 000 year to 100 years. In the Alluvial Fan of Iška, however, no pollen grains could be found, but the same thickness of the sediments in both areas suggests contemporaneous origin. The new pumping station is to be designed in the area of Tomišelj—Staje, where two aquifers well separated by clayey sand and gravel occur. The top of the upper aquifer lies 295 meters above sea level, the elevation of the ground surface thus being 300 meters. The piezometric surface varies from 295 to 291 meters. The upper aquifer consists mainly of dolomitic gravel and sand and is 20 meters thick. Two exploration wells each of 26 meters depth yield 0,008 to 0,015 cubic meter per second. The upper aquifer thins out at the contact with the lacustrine clay on the southern border of the Moor. The springs occurring 1 km to the north of the villages Matena—Brest—Iška Loka (Plate 1) derive mainly their supplies from the upper aquifer. Their discharge is 0,110 cubic meter/sec during dry period. The lower aquifer continues, however, far from the alluvial fan to the north. The thicknees of the aquifer is 50 to 70 metres in the area of the alluvial fan and about 12 metres in the Moor. The top of the aquifer lies at an elevation of about 265 m. The piezometric surface varies from 292 to 290 metres. Two boreholes G-12 and BV-2 near Črna vas sunk to the lower aquifer are overflowing. The lower aquifer is fed by the upper aquifer, by the Iška River and in the Moor probably also by the Gradaščica River. The yield of the 109,5 m deep well IS-4 penetrating the lower aquifer is 0,030 cubic meter/sec and the transmissivity T = 5680 square meters/day. The upper 30 metres of the well are sealed against the upper aquifer. The discharge of the springs of the lower aquifer is 0,090 cubic meter/sec during dry period. The main spring Jevšnik is situated 2 km to the north of Tomišelj Village. Both aquifers are fed by Iška River having the mean discharge of 1,950 cubic meter/sec, low discharge of 2 years being 0,400 and low discharge of 10 years 0,200 cubic meter/sec. The infiltration rate of Iška River between Iška vas and Tomišelj is up to 1 cubic meter/sec. In the first stage 0,200 cubic meter/sec should be pumped from both aquifers penetrated by 8 wells each of 28 m depth and 3 wells each of 80 meters at Brest. The piezometric surface of the lower aquifer should not be lowered below the Moor surface and the pumping must therefore suit the condition. The pumping capacity should be increased to 0,500 cubic meter/sec in the second and third stages of construction. In the third stage of construction the low discharge of Iška River has to be increased to 0,600 cubic meter/sec in order to increase the yield of groundwater. Low water of Iška River could be enriched by means of an accumulation basin on the Iška River, by pumping of Iščica River, or by deviation of Bloščica and Cerkniščica Rivers into the Iška River. The ecologic equilibrium of the Ljubljana Moor is already destroyed due to the land subsidence and the decomposition of peat. The thickness of peat was 6—8 metres 100 years ago. The surface of Moor subsided for 1—3 metres between Črna vas and Matena in the period from 1888 to 1958. The main reason for the decomposition of peat is the lowering of the water table of the Ljubljanica River. Environmental impact due to the proposed groundwater development has to be evaluated carefully and some regulations are to be established in order to prevent new damaging processes. Possible damaging influence of the lowering of the piezometric surface of the lower aquifer below the Moor surface are: — increased land subsidence due to the consolidation of soft silty clay, — sliding of ditch §lopes, — timber piles will deteriorate rapidly if subjected to dry conditions, — increase in decomposition of peat. Literatura References Breznik, M. 1969, Podtalnica Ljubljanskega polja in možnosti njenega povečanega izkoriščanja. Ground Water of the Ljubljana Polje and Possibilities of Increasing Its Exploitation. Geologija 12, Ljubljana. Buser, S. 1965, Geološka zgradba južnega dela Ljubljanskega barja in njegovega obrobja. Geological Structure of the Ljubljana Moor with Special Regard to Its Southern Borderland. Geologija 8, Ljubljana. Grimšičar, A. in Ocepek, V. 1967, Vrtini BV-1 in BV-2 na Ljubljanskem barju. Exploratory Boreholes BV-1 and BV-2 in the Ljubljana Moor. Geologija 10, Ljubljana. Ravnik, D. 1965, Geolelektrične raziskave na Ljubljanskem barju. Geoelectric Exploration of the Ljubljana Moor. Geologija 8, Ljubljana. Sovine, I. 1965, Nekaj osnovnih geotehničnih značilnosti sedimentov iz vrtine BV-1 med Notranjimi goricami in Podpečjo na Ljubljanskem barju. Some Geotechni-cal Properties of Sediments from Borehole BV-1 on Ljubljana Moor. Geologija 8, Ljubljana. S e r c e 1 j, A. 1965, Paleobotanične raziskave in zgodovina Ljubljanskega barja. Paleobotanical Examinations and the Development of Ljubljana Moor. Geologija 8, Ljubljana. Sercelj, A. 1966, Pelodne analize pleistocenskih in holocenskih sedimentov Ljubljanskega barja. Pollenanalytische Untersuchungen der pleistozanen und holo-zanen Ablagerungen von Ljubljansko Barje. Razprave SAZU IX/9, Ljubljana. Sercelj, A. 1975, Palinološke raziskave na Ljubljanskem Barju. Proteus 37/9-10, Ljubljana. T a n c i k, R. 1965, Pedološke značilnosti Ljubljanskega barja. Pedological Features of the Ljubljana Moor. Geologija 8, Ljubljana. UDK 553.7+622.32/497.12/ Nov vrelec mineralne vode v Spodnji Kostrivnici A Nev Well with Freely Flowing Mineral Water at Spodnja Kostrivnica Anton Nosan Geološki zavod Ljubljana, Parmova 33 Avtor podaja nekaj podrobnosti o nastanku mineralne vode v Rogaški Slatini. Poudarja važnost lokalnih petroloških in regionalnih tektonskih razmer. Mineralizacija vode je neposredno odvisna od andezitnega tufa, ki prihaja v središču Rogaške Slatine blizu površja, od tam se postopno znižuje proti zahodu in proti vzhodu. Skozenj poteka več paralelnih vzporednih prelomov z manjšimi premiki navzdol v glavnem v isti smeri. NajzahodnejŠa vrtina, pri Podplatu, je zadela na tuf v globini 526 metrov in v globini 546 do 579 m na vodonosne razpoke. Po ureditvi zajetja daje ta vrtina 120 l/min mineralne vode in 5 ton ogljikovega dioksida na dan. Dviganje vode po prečnih prelomnih conah je sedaj ponovno potrjeno z vrtino K-2/75 v Spodnji Kostrivnici, ki daje 250 l/min mineralne vode in je doslej najbogatejša vrtina s plinom na območju Rogaške Slatine. Some details are given about the origin of the mineral water occurring in the Rogaška Slatina area. The importance of the local penological and regional structural conditions is emphasized. The close relation between the origin of the mineral water and the andesitic tuff is suggested. The tuff lying near the surface in the center of Rogaška Slatina plunges step-like eastwards and westwards. It is shattered by several parallel transverse faults having minor downthrows in the same direction. The westernmost drilled well at Podplat partly penetrated the tuff in the depth of 526 meters and crossed the shattered zone along one of the transversal faults. After development yields 1201/min of mineral water from the depth of 570—578,5 meters and 5 metric tons of carbon dioxide per day. The rising of the water through the transverse faulted zones is now illustrated by new overflowing well at Spodnja Kostrivnica. It yields 250 ]/min of mineral water and abounds in carbon dioxide. Na podlagi študija litološke sestave in tektonike na območju Rogaške Slatine smo že leta 1967 identificirali cono, ki zajema glavne vodonosnike mineralne vode. Ta cona se ujema z magnetno anomalijo, ki se vleče v smeri zahod—vzhod od Podplata do Rogatca. Da bi dobili čim več informacij za lokacijo novih raziskovalnih vrtin, smo izdelali detajlno geološko karto širše okolice Rogaške Slatine v merilu 1 : 10 000 in razčlenili veliko magnetno anomalijo. Primerjava geološke karte s podatki prej izvrtanih raziskovalnih vrtin in s karto magnetne anomalije je nakazala, da je najugodnejša lokacija vrtine v dolini s smerjo sever—jug, oddaljeni 1,7 km od visoko produktivne vrtine pri Podplatu. (Nosan, 1973). V okolici nove lokacije pri Spodnji Kostrivnici ni površinskih pojavov mineralne vode ali ogljikovega dioksida. Na odločitev za novo lokacijo je vplivalo tudi dejstvo, da imajo vsa dosedanja zajetja v bližini izvirov mineralne vode le manjšo zmogljivost. Vrtina pri Spodnji Kostrivnici z oznako K-2/75 je dala naslednje podatke (si. 1): 0,00 do 4,50 m meljna glina 4,50 do 162,40 m temno sivi peščeni lapor 162,40 do 295,50 m temno sivi peščeni lapor s prehodi v drobnozrnati peščenjak 295,50 do 313,60 m andezitni tuf 313,60 do 484,40 m temno sivi peščeni lapor s prehodi v drobnozrnati pečenjak 484,40 do 546,00 m andezitni tuf Na mineralno vodo in ogljikov dioksid je vrtina zadela v andezitnem tufu v globini 484,40 do 530,00 m, ki je bil na kontaktu s peščenim laporjem zdrobljen do 491,50 m nato pa le razpokan. Razpoke so široke do 1 cm in niso zapolnjene. Po vgraditvi opaznih cevi polirond in njihovi zatesnitvi so bile opravljene meritve, ki naj bi pokazale, pod kakšnimi pogoji bi dosegli enakomerno iztekanje mineralne vode iz zajetja. Najvišji izmerjeni pritisk je 11 kp/cm2. Med meritvijo so bile vgrajene plastične šobe naslednjih premerov: Premer šobe Količina vode pritisk Temperatu v mm Q l/min kp/cm2 vode#C 16 174 8,8 23,9 18 210 8,4 24 20 264 8,2 24 22 282 8,0 24 25 360 7,3 24,1 30 450 6,7 24,1 35 480 5,4 24,1 Maksimalnih količin, ki jih lahko vrtina daje brez vgrajenih Šob, nismo mogli izmeriti, ker še ni bilo urejeno ustje vrtine; so pa gotovo večje od 600l/min. Vrtina daje po približni oceni najmanj še 250 kg plina na uro. Iztekajoča mineralna voda, pomešana s plinom, skoraj ne pulzira niti v primeru, ko je vrtina popolnoma odprta (Tabla 1). Literatura N o s a n ,A. 1963, Geologija Voglajenske pokrajine in zgornjega Sotelskega Geografski zbornik SAZU, Ljubljana. Nosan, A. 1973, Termalni in mineralni vrelci v Sloveniji. Geologija 16 Ljubljana. R i j a v e c, L. 1965, Razvoj terciarnih sedimentov med Rudnico in Bočem Geologija 8, Ljubljana. S i k i č, L., J o v i č, B. 1969, Starost -gornjooligocenskih« naslaga sa smedim ugljenom u području Pregrade (Sjeverna Hrvatska). Geološki vjesnik 22, Zagreb. Tabla 1. Izdaten vrelec mineralne vode iz vrtine K-2/75 v Spodnji Kostrivnici Plate 1. The overflowing mineral water well K-2/75 at Spodnja Kostrivnica Podplat Spodnja Kostrivnica Tekačevo Ratanjska vas RV-1/6* Rogaška Slatina Peščeni lapor s prehodom v drobnozrnati peščenjak - miocen Sandy marl showing transition to fine-grained sandstone - Miocene Andezitni tuf z vložki litotamnijskega apnenca - spodnji miocen Andesitic tuf with intercalations of Lithothamnion limestone - Lower Miocene ♦ Prelom Fault Mineralna voda pod pritiskom Overflowing well MERILO DOLŽIN HORIZONTAL SCALE 1000 1500 m 0 250 500 ■...... ■' MERILO VIŠIN VERTICAL SCALE 0 100 200 300 400 500 600m SI. 1. Pregledni vzdolžni geološki profil čez območje Rogaške Slatine Fig. 1. General longitudinal geologic section across the Rogaška Slatina area UDK 550.834.3 +550.837.3 Geofizikalne raziskave na območju Čateških Toplic Janez Lapajne Geološki zavod Ljubljana, Parmova 33 Avtor obravnava geofizikalne raziskave na območju Čateških Toplic v letih 1970 in 1971. Z geolektrično metodo navidezne specifične električne upornosti in s plitvo refrakcijsko seizmiko je bila določena debelina kvartarnega prodnega zasipa ter litološka sestava njegove podlage. Nizkim vrednostim merjenih fizikalnih količin — specifične električne upornosti in hitrosti longitudinalnega valovanja — ustrezajo lapor in peščeni lapor ali glina, visokim vrednostim pa predvsem litotamnijski apnenec, peščenjak, konglomerat ali laporasti apnenec z roženci. Sest plitvih vrtin je bilo izvrtanih za preskus geofizikalnih izsledkov ter za pridobitev geoloških podatkov, ki so bili potrebni za enolično vrednotenje geoelektrike in refrakcijske seizmike. Najpomembnejši prispevek geofizikalnih raziskav je bila ugotovitev prelomnih con, po katerih lahko prodira topla voda iz globine. Vrtanje v geofizikalno ugotovljenih prelomnih conah je dalo dobre rezultate. Uvod Pri hidrogeoloških raziskavah termalnih vodonosnikov na Cateškem polju je sodeloval geofizikalni oddelek Geološkega zavoda Ljubljana z geoelektričnim sondiranjem in profiliranjem po metodi navidezne specifične električne upornosti ter s plitvo refrakcijsko seizmiko. Naloga geofizikalnih raziskav je bila, določiti debelino kvartarnega zasipa in ločiti posamezne litološke enote v podlagi kvartarja ter po možnosti prikazati litološke razmere v večjih globinah. Za vrednotenje geofizikalnih meritev je treba poznati fizikalne parametre posameznih kamenin. V našem primeru je šlo za specifično električno upornost in hitrost razširjanja longitudinalnega valovanja, ki smo ju dobili delno z meritvami na jedrih vrtin, v glavnem pa s terenskimi meritvami na izdankih globlje ležečih plasti. Poleg tega smo se pri obdelavi in vrednotenju oprli na razpoložljive vrtine; nekaj plitvih vrtin je bilo izvrtanih prav v ta namen. Geoelektrične meritve Uporabo metode navidezne specifične električne upornosti pogojujejo merljive razlike specifične električne upornosti posameznih geoloških oziroma lito-loških enot. Za pravilno vrednotenje morajo biti te razlike zadosti velike. Pri meritvah na jedrih vrtin in pri terenskih meritvah na izdankih smo dobili vrednosti, ki jih podaja si. 1. Vrednosti za posamezne kamenine se pogosto med seboj prekrivajo, kar otežuje ali onemogoča razločevanje. Podatki kažejo, da lahko razdelimo kamenine glede na specifično električno upornost na dve skupini: nižjeuporne kamenine (lapor, glina) in višjeuporne kamenine (prod, peščenjak, litotamnijski apnenec, konglomerat, apnenec, dolomit). Kamenine prve skupine so geoelektrično precej enotne, medtem ko v drugi izstopata prod in dolomit, ki dosegata največje vrednosti specifične električne upornosti. Izmerjene vrednosti specifične električne upornosti obetajo dobro razlikovanje nižjeupornih plasti od višjeupornih, torej laporja in gline od drugih kamenin. Razločevanje drugih litoloških enot med seboj pa je lahko nezanesljivo, ker se območja upornosti prekrivajo. To velja predvsem za nekatere terciarne in kredne kamenine (peščenjak, litotamnijski apnenec, konglomerat, apnena breča, apnenec z roženci). Količinsko vrednotenje geoelektričnih sovisnic, dobljenih pri geoelektričnem sondiranju, je dalo podatke o debelini kvartarnega zasipa na večjem delu Car-težkega polja. Vrednotenje temelji na razliki v specifični električni upornosti proda in terciarnih kamenin, predvsem laporja. Vrtine so nam rabile kot oporne točke pri sicer raznolikem vrednotenju krivulj geoelektričnega sondiranja. Prikazovanje geološke zgradbe v večji globini na podlagi geoelektričnih meritev ne bi bilo zanesljivo, ker je sorazmerno majhno Cateško polje vklenjeno med obrobje Gorjancev in reko Savo. Vrednotenje »kratkih geoelektričnih sond« pa za dobivanje podatkov o globlji geološki zgradbi večinoma sploh ni možno. Pomemben delež v okviru kompleksnih hidrogeoloških raziskav je prispevala geoelektrika z razločevanjem posameznih litoloških enot v podlagi kvar-tarja. Geoelektrični profil na si. 2 jasno odraža geoelektrično različne plasti v KVARTAR - QUATERNARY : lil Prod s peskom J Sandy gravel tm h ■ ■ ■ ■ TERCIAR - TERTIARY: Lop of (glina) _ Marl {cloy) PeUenjak ____j Scndstone m ™™ ■■■■■■ hm litotomnijski apnenec lithothomnion limestone " ' • — ™ Konglomerat ___I Conglomerate •' KREOA - CRETACEOUS: Laporosti apnenec z roienci, apnena breda Marly limestone writh cherts, limestone breče« TRIAOA- TRIASSIC Okorni t Dolomite SI. 1. Specifična upornost nekaterih kamenin Fig. 1. Rock resistivities 3 I i - 2m 200 300 400 «00 600 TOO »00 «00 WOO Glina, lapor P*i£enjak Ptiieni lapor Clay , mori Sandstor* Sandy marl SI. 2. Profil navidezne specifične električne upornosti P-l Fig. 2. Resistivity profile P-l POJASNILA - EXPLANATIONS Območja navidezne specifične električne upornosti - -Apparent resistivity regions: < 25 am 25-50 2 m 50-100 2 m 100-200 2 m 200-400 2 m > 400 2 m Črta enake navidezne specifične električne upornosti v 2 m Equal apparent resistivity line in 2 m o V9/71 Vrtina 8ore hole 300m =J SI. 3. Karta navidezne specifične električne upornosti za tokovni dipol AB = 120 m Fig. 3. Resistivity map for AB = 120 m POJASNILA • EXPLANATIONS Območja navidezne specifične električne upornosti--Apparent resistivity regions: __ -H--H- „ < 25 a m 25-50 2 m 50-100 fim t00-200 a m > 200 S m £ Črta enake navidezne specifične električne upornosti vam Equal apparent resistivity line in fi m o V9/71 Vrtina Bore hole 100 200 300m -1 ■ ~J SI. 4. Karta navidezne specifične električne upornosti za tokovni dipol AB = 240 m Fig. 4. Resistivity map for AB = 240 m podlagi kvartarja, ki jih je mogoče ustrezno določiti po podatkih geološkega kartiranja na obrobju Cateškega polja ter vrtin na polju. Na danem profilu ustrezajo po skopih podatkih nižjeupornim plastem glina, lapor ali peščeni lapor, višjeupornim pa peščenjak; slednji vsebuje vložke laporja in gline in se verjetno zato navidezna specifična električna upornost na območju peščenjaka spreminja v dokaj širokih mejah. Na podlagi geoelektričnih sond in profilov smo izdelali karto navidezne specifične električne upornosti podlage kvartarja, ki naj bi odražala litološke razmere v njej. Takšno karto prikazuje si. 3 za dolžino tokovnega dipola AB = 120 m. Po tej karti moremo razdeliti Cateško polje na sorazmerno enotno nižjeuporno vzhodno in v povprečju višjeuporno, a geoelektrično dokaj neenotno zahodno območje. Da bi geoelektrično sliko spremenili v litološko, smo na Cateškem polju izvrtali šest plitvih vrtin: V-4/71, V-5/71, V-6/71, V-7/71, V-8/71 in V-9/71. Tako smo dobili geološke podatke, ki so neposredno primerljivi z geofizikalnimi. Ti podatki in prejšnje globoke vrtine dopuščajo naslednjo razlago: Na vzhodnem, nizkoupornem območju sestoji neposredna terciarna podlaga kvartarja v glavnem iz laporja, oziroma glinastega ali peščenega laporja, medtem ko na zahodnem, geoelektrično bolj heterogenem območju, prevladuje na jugu peščenjak z vložki laporja in gline (vrtina V-5/71), na severu pa kažejo profili in sonde bolj pestro sestavo; poleg peščenjaka in preperelega laporja (vrtina V-4/71) najdemo lito-tamnijski apnenec z vložki laporja in gline (vrtina V-6/71) ter konglomerat. Na vmesnem nizkoupornem območju pa prevladujeta glina in zdrobljen glinasti lapor (vrtini V-8/71 in V-9/71). Podobna karta (si. 4) za dolžino tokovnega dipola AB = 240 m nam je pomagala izločiti površinske vplive (geoelektrično neenotnost kvartarja po prejšnji karti) ter oceniti povečanje navidezne specifične električne upornosti zaradi triadnih in krednih sedimentov, kjer se le-ti približajo površju. Zahodni del te karte je precej podoben prvi karti, vzhodni pa kaže še večjo enotnost, kar se ujema s podatki vrtin. Prehodi med različnimi območji določajo prelomne cone, ki so verjetno za lociranje vrtin najzanimivejše. Refrakcijske seizmične meritve Obdelava in vrednotenje refrakcijskih seizmičnih meritev temelji na primernih razlikah v hitrosti longitudinalnega valovanja v različnih kameninah. Slika 5 podaja ustrezne vrednosti, ki smo jih dobili pri terenskih meritvah na izdankih. V produ (kvartar), laporju in glini (terciar) je hitrost približno enaka in zato teh kamenin seizmično ni bilo mogoče razločevati. Za tericarne sedimente — lito-tamnijski apnenec, peščenjak in konglomerat — so značilne nekaj večje hitrosti, najhitreje pa se seizmično valovanje širi v krednih in triadnih kameninah. S plitvo refrakcijsko seizmiko smo prav tako kot z geoelektriko želeli dobiti podatke o debelini kvartarnega zasipa ter o litoloških razmerah neposredno pod njim. Ker temeljita geoelektrična in seizmična metoda na različnih fizikalnih parametrih — upornosti in hitrosti, se metodi neodvisno dopolnjujeta. Z vrednotenjem geoelektričnih sovisnic smo dobili dobre podatke o debelini prodnega zasipa tam, kjer je v njegovi podlagi lapor ali glina; razločevanje proda od peščenjaka, litotamnijskega apnenca in konglomerata pa ni bilo zanesljivo. Obratno ni bilo z refrakcijsko seizmiko mogoče razlikovati proda od laporja in gline; količinsko smo seizmične sovisnice mogli vrednotiti na območju, kjer je pod prodom litotamnijski apnenec, peščenjak ali konglomerat, čeprav ločljivost tudi v tem primeru ni bila povsem zadovoljiva. Po podatkih plitve refrakcijske seizmike smo napravili karto hitrosti longitudinalnega valovanja (si. 6), ki je zelo podobna karti navidezne specifične električne upornosti. Nižjim vrednostim hitrosti ustreza poleg laporja in gline še prod, višjim pa litotamnijski apnenec, peščenjak in konglomerat ter kredni in triadni sedimenti. Kjer so razlike večje, kažejo prehodi med hitrostnimi območji na prelome, oziroma na prelomne cone. Geoelektrika in refrakcijska seizmika torej približno enako odražata litološke razmere v podlagi kvartarja. Povzetek Z geoelektričnim sondiranjem in profiliranjem po metodi navidezne specifične električne upornosti in s plitvo refrakcijsko seizmiko smo ugotovili, da je na večjem delu Cateškega polja kvartarni zasip debel 6 do 13 m, kar se ujema s podatki vrtanja. Raziskave so dalje pokazale, da sestoji terciarna podlaga kvartarja na večjem, vzhodnem delu Cateškega polja iz laporja, oziroma peščenega laporja, medtem ko je sestava manjšega, zahodnega dela bolj pestra; tu najdemo peščenjak, litotamnijski apnenec, konglomerat, glino in lapor. Prehodi med geoelektrično niže in više upornostnimi območji ter med conami z različnimi seizmičnimi hitrostmi kažejo na prelome, ki omogočajo prodiranje tople vode iz globine. Vrtini V-13/72 in V-14/72, izvrtani v geofizikalno določenih prelomnih conah, sta bili pozitivni. Poudariti je treba, da se nahajata obe vrtini zunaj prejšnjega ožjega vrelčnega območja. KVARTAR-QUATERNARY Prod i petkom (v vodi) Sandy gravel (in water) TERCIAR -TERTIARY s lapor Marl Glina Clay litotamrtijiki apnenec LithoOtamnion limestone Peitenjak Sond »ton« Konglomerat Conglomerate KREOA- CRETACEOUS: Laporasti apnenec i roienci, oprtana tire ta Marty limeetone with cherts, limestone breccia TRIA DA- TRIASSIC: Oo lomit Oo lomite SI. 5. Hitrost longitudinalnega valovanja v nekaterih kameninah Fig. 5. Compression wave velocities for some rocks 21 — Geologija 18 POJASNILA - EXPLANATIONS Hitrostna območja --Velocity regions: <2,0 km/s 2,0-2,5 km/fe 2,5-3,0 km/s >3,0 km/s — Črta enake hitrosti v km/s Equal velocity line in km/s o V9/71 Vrtina Bore hole 100 —i— 200 3001 =J SI. 6. Karta hitrosti longitudinalnega valovanja Fig. 6. Compression wave velocity map Sorazmerno plitva geofizikalna slika raziskovanega ozemlja kaže, da se termalni vodonosniki nedaleč od znanega vrelčnega območja ali končajo, ali pa se spuste proti severovzhodu v večjo globino. Ce velja slednje, kar je mogoče sklepati na podlagi izsledkov hidrogeoloških raziskav, bi bilo smotrno nadaljevati z raziskovalnim vrtanjem od vrelčnega območja proti severu, oziroma severovzhodu, kjer moremo pričakovati v večjih globinah vodo z višjo temperaturo. Geophysical Exploration of the Čatež Thermal Springs Area Janez Lapajne Geološki zavod Ljubljana, Parmova 33 The results of geophysical exploration, carried out during 1970 and 1971 in the Čatež thermal springs area, are discussed. By electrical resistivity methods and by shallow refraction seismics the thickness of the Quaternary gravel deposits, as well as the lithological properties of the underlaying beds were determined. Low resistivities and low longitudinal seismic velocities corresponded to marl or sandy marl and clay; high values mainly to Lithothamnion limestone, sandstone, conglomerate, and marly limestone with chert. Six shallow bore holes were drilled to check the results of the geophysical survey and to gather necessary geological information to avoid ambiguity in the geophysical interpretation. The most important result of the geophysical exploration, however, was the determination of faulted zones, where thermal water could rise from the bedrock. The results of drilling in the geophysically indicated faulted zones were very satisfactory. In 1970 and 1971 the Geological Survey of Ljubljana surveyed the Čatež thermal springs area by geophysical methods. Resistivity sounding and profiling and shallow refraction seismics were used. The purpose of the detailed geophysical exploration was to determine the thickness of the Quaternary gravel deposits and to map several rock units of the underlying beds as a function of their physical properties, the emphasis being on the last. To enable the interpretation the physical parameters of rocks, resistivity and seismic velocity were measured on the outcrops and on the bore-hole cores. The data are shown in Fig. 1 and Fig. 5. The shallow bore holes V-4/71, V-5/71, V-6/71, V-7/71, V-8/71, and V-9/71 were drilled to check the results of the geophysical survey and to gather necessary geological information to avoid the ambiguity in geophysical interpretation. The geoelectrical sounding curves and refraction travel-time curves showed that Čatež field is covered by a 6 to 13 meters thick Quaternary gravel deposit, in a good accordance with the drilling logs. The interpretation of the geophysical profiles (Fig. 2) and maps (Figs. 3, 4, and 6) shows the lithological composition of the underlying rocks, and what is even more important, the zones of shattered rocks. Low resistivities correspond to marl or sandy marl and clay, high resistivities to Lithothamnion limestone, sandstone, conglomerate, and marly limestone with chert. The geoelectric and seismic discontinuities indicate faulted zones being favourable for thermal water occurrences. The results of drilling in the geophysically indicated faulted zones (bore holes V-13'72 and V-14/72) were very satisfactory. Literatura Ivankovic, J., Nosan, A. 1973, Hidrogeologija Čateških Toplic. Geologija 16, Ljubljana. Lapajne, J. 1971, Geofizikalne raziskave na Cateškem polju v letih 1970—1971. Arhiv Geološkega zavoda, Ljubljana. Nosan, A. 1973, Termalni in mineralni vrelci v Sloveniji. Geologija 16, Ljubljana. UDK 550.837:625.711.3 Električno sondiranje vzdolž trase avtomobilske ceste prek Ljubljanskega barja Danilo Ravnik Naciones Unidas, Cochabamba, Bolivia Sondiranje po metodi navidezne specifične upornosti je imelo namen, določiti debelino mehkih kvartarnih sedimentov na barjanskem delu avtomobilske ceste Ljubljana—Vrhnika ter globino in oblikovitost trdne podlage. Terenske meritve je interpretiral avtor po metodi superpozicije in pomožnih točk ter primerjal relief kameninske podlage po podatkih vrtanja in geoelektrike. Na kratko je prikazal probleme, ki se pojavljajo pri interpretaciji električnega sondiranja in njihovo reševanje. Uvod Da bi pomagali izbrati traso za barjanski del avtomobilske ceste Št. Ilj—Nova Gorica, so geofiziki Geološkega zavoda Ljubljana leta 1967 na površini okoli 40 km2 izmerili na 414 stališčih 434 električnih sond. Poleg tega je J. Lapajne za preiskavo korozivnosti tal izbrane trase izmeril še 24 električnih sond. Istega leta je bilo izvrtanih na tem delu barja okoli 40 vrtin, leta 1972 pa vzdolž izbrane trase še okoli 160 vrtin. Trasa, opisana v tem članku, je bila z nekaterimi manjšimi odstopanji privzeta za avtomobilsko cesto, poteka pa v neposredni bližini stare ceste Ljubljana—Vrhnika. Splošna geologija in hidroiogija Geološke in hidrološke podatke o severozahodnem delu Ljubljanskega barja in njegovega obrobja, kjer poteka trasa avtomobilske ceste Ljubljana—Vrhnika (si. 1, tabla 1), sem prevzel po Zlebnikovem (1969) poročilu o hidrogeoloških razmerah v zahodnem in osrednjem delu Ljubljanskega barja. Dopolnil pa sem jih po Buserju (1969) in Pleničarju (1967 in 1970). Barjanska kotlina je povečini zapolnjena s holocenskimi in pleistocenskimi jezerskimi, močvirskimi in rečnimi naplavinami, na obrobju pa z vršaji. Litološko so to šota, šotno blato, jezerski melj (polžarica), glina, peščena glina, pesek prod in grušč. Pod vrhnjimi šotnimi, meljnimi in glinastimi plastmi slede lahko- 46°00'N Vrhnik H° 22,5'E Greenwich SI. 1. Položajna skica Fig. 1. Location map gnetna jezerska glina in glinasti melj ter bolj trda peščena glina. Med njimi so vložki močvirske organske gline in šote, ponekod peska in proda. Vzhodno od osamelca Plešivica prevladujejo peščenoprodne plasti. Iz barjanske ravnine se dvigajo osamelci, zgrajeni iz triadnega dolomita in permokarbonskega, delno pa triadnega skrilavca. Majhen padec Ljubljanice in njenih pritokov ter neprepustne površinske plasti povzročajo delno zamočvirje-nost ozemlja. Dno barja sestoji iz istih kamenin kot njegovo obrobje in osamelci. Glavne tektonske črte na tem delu barja so mišjedolski, borovniški in viški prelom. Vsi ti in tudi manjši prelomi so važni za podzemeljski režim kraških voda. V barjanskih sedimentih je več plasti s podtalno, ponekod arteško ali sub-arteško vodo. Te plasti so med seboj povečini ločene z nepropustnimi plastmi. Sicer pa je nivo podtalnice tik pod površjem. Podtalnica se nahaja pod pritiskom tudi v dolomitni podlagi. Apnenec ima razpoklinsko poroznost in je prepusten le, če je tektonsko razpokan. Permokarbonski sedimenti so neprepustni in ne vsebujejo podtalnice. Najprej smo električno sondirali le trase, ki jih je predložil investitor, kasneje pa smo z meritvami pokrili vso površino med severozahodnim obrobjem barja ter južno dotikalnico osamelcev. Pri konstrukciji geoelektričnega profila smo uporabili 93 električnih sond, ki razen redkih izjem leže znotraj stometrskega pasu s traso ceste kot osjo. Električno smo sondirali z enosmernim tokom in uporabili Schlumbergerjevo elektrodno razvrstitev. Razdalje med tokovnimi elektrodami so znašale 400 do 2000 m, med centri sond pa okoli 170 m. Elektrodne razvrstitve so bile razen redkih izjem zaradi terenskih možnosti v glavnem paralelne osi trase. V bližini električne železnice so bile meritve nekoliko motene, zato so rezultati tam manj zanesljivi. Terenske krivulje sondiranja smo vrednotili po superpoziciji s teoretičnimi krivuljami in predvsem z metodo pomožnih točk. Vsaka sonda je bila interpretirana večkrat z upoštevanjem različnih geoelektričnih lastnosti kamenin, po- Električne upornostne meritve sebno pri sistemih s štirimi ali več plastmi. Za končno interpretacijo vsake sonde, ki predstavlja aritmetično sredino vseh najbolj verjetnih rešitev, je podan še relativni variacijski koeficient. Njegov račun se nanaša samo na določitev globine do predkvartarne podlage. Ta koeficient je izražen v procentu poprečne interpretirane globine do podlage in je odraz minimalne zanesljivosti interpretacije. Prave globine podlage se lahko gibljejo v teh mejah, lahko pa so odstopanja večja. Krivuljo relativnega variacijskega koeficienta dopolnjujejo tipi sond, ki smo jih pri interpretaciji privzeli kot najbolj verjetne. Geoelektrični profil sestavljajo interpretirane debeline h in specifične upornosti geoelektrično različnih plasti (tabla 2, si. 1). Skala pravih specifičnih upornosti je bila izbrana v geometričnem zaporedju 10, 30, 100, 300, 1000 in 3000 ohm. m, ki v glavnem tudi ustreza specifičnim upornostim litoloških enot tega ozemlja. Pri debelih plasteh so njihove upornosti v geoelektričnem profilu napisane, pri tanki površinski plasti pa smo jih izpustili, njihovo debelino pa označili s horizontalno črtico. Relief kameninske podlage po podatkih vrtanja Podatke za konstrukcijo reliefa predkvartarne podlage (tabla 2, si. 2) smo vzeli iz geotehničnih profilov vrtin, ki so jih v letih 1967 do 1970 obdelali sodelavci geomehanskega oddelka Geološkega zavoda v Ljubljani F. Vidic, M. Marin in J. Ivankovič. Uporabili smo le globino, kjer je vrtina zadela na predkvartarno podlago, ali pa njeno celotno globino, če vrtina ni dosegla podlage. Pri konstrukciji profila smo upoštevali 171 vrtin, od katerih so 103 dosegle predkvartarno podlago. Poprečna razdalja med vrtinami je znašala manj kot 100 m. Iz vzdolžnih geotehničnih profilov trase smo prenesli v naš profil šoto, pol-žarico ter druge zemljine lahkognetne in židke konsistence kot skupno enotno plast s slabimi geomehanskimi lastnostmi. Ostali kvartarni sedimenti pa pripadajo zemljinam srednjegnetne in težkognetne konsistence ter prodni in peščeni glini. Prikazana je tudi litološka diferenciacija podlage v apnenec, dolomit, glinasti skrilavec in peščenjak. Nad profilom so narisane približne konture značilnih topografskih oblik obrobja, ki leže blizu trase avtomobilske ceste. Njihovo podaljšanje v barjanskem dnu potrjuje relief podlage po konstrukciji iz podatkov vrtin. Vrtine nosijo poleg številčne tudi črkovno oznako. Zaradi enostavnosti smo črkovno oznako »B«, ki je najbolj pogostna, opustili, ostale pa smo obdržali. Geoelektrična interpretacija in primerjava s podatki vrtanja Pri krivuljah upornostnega sondiranja na barju prevladujeta v bistvu osnovna naraščajoča tipa H in A. To kaže na višjo upornost podlage, ki sestoji iz apnenca, dolomita, glinastega skrilavca in peščenjaka. Na tej delno neprepustni podlagi leže nekonsolidirani jezerski in rečni sedimenti z nižjimi specifičnimi upornostmi; samo pri Kozarjah na severozahodnem delu profila se pojavljajo visokoupornostni peščenoprodni sedimenti. Določitev reliefa od četrtega cestnega kilometra dalje do konca profila je bila sorazmerno enostavna, razmere na začetnih štirih kilometrih pa so bolj komplicirane. Tu tvorijo podlago prevodne kamenine, ki ponekod segajo tudi prek 200 m globoko; na primer med sondama 74 in 68. Običajno pa se na tem odseku javljajo kamenine visokih specifičnih upornosti le do 60 m globoko ter ponovno od globine 100 m, oziroma 220 m navzdol. Prve nedvoumno pripadajo meljnim peščenoprodnim usedlinam, druge pa naj bi ustrezale permokarbonskim kameninam. Njihove specifične upornosti (250 do 400 ohm. m) so namreč podobne vrednostim, ki smo jih izmerili na karbonskih izdankih. Na sondah 428, 429 in 430 so znašale 230 do 350 ohm. m. Kasneje je bilo ugotovljeno, da imajo tudi permokarbonske usedline nizke upornosti, če so preperele ali zdrobljene in so zato bolj vlažne kot običajno. To potrjuje večina vrtin, ki so te kamenine navrtale. Razlikovanje kvartarnih in paleozojskih kamenin je bilo posebno težko med sondama 75 in 268, kjer so na obliko manj izrazitih večplastnih krivulj sondiranja vplivale še motnje električne železnice. Pri končnem razlikovanju so bili zelo koristni podatki vrtin 108 in 115, ki sta edini na tem območju zadeli na permokarbonske plasti, in deloma nekoliko globlja vrtina G-8. Pri prvi interpretaciji leta 1967 smo preperele permokarbonske sedimente povečini prišteli h kvartarju. Debelina teh »preperelih« permokarbonskih sedimentov je med sondama 74 in 69 precejšnja (povprečno 160 m), kar govori za tektonsko spremenjeno podlago. Po geološki karti to območje dejansko ustreza mišjedolskemu in delno viškemu prelomu. Podlaga pa tudi na ostalem delu profila ne tvori električno homogenega sredstva, temveč opazujemo variacije v njeni upornosti. Večina sond pa ni bila izmerjena do takih elektrodnih razmikov, ki bi bolj zanesljivo dopustili njihovo vrednotenje za večje globine. Cone znižanih specifičnih upornosti leže na več območjih in so posledica tektonike. Vsa ta anomalna področja se v glavnem skladajo z geološko predpostavljenimi tektonskimi črtami na barju. V podlagi opažamo dvoje območij visokih specifičnih upornosti nad 1000 ohm.m. Prvo leži od km 14 dalje do konca profila, drugo pa predstavlja sorazmerno ozek pas med km 6 in 7. Samo za dopolnitev splošne slike je treba še omeniti visokoupornostne kamenine južno od našega profila med km 1,8 in 3, ki leže do 200 m globoko pa tudi več. Po svojih vrednostih ustrezajo apnencu in dolomitu. Prva dva intervala specifičnih upornosti, 10 do 30 in 30 do 100 ohm.m, pripadata izključno kvartarnim sedimentom. Ker so verjetno ti sedimenti zasičeni s podtalnico, izvirajo razlike v njihovi upornosti predvsem iz litološke sestave Podtalnica in površinske vode imajo na raziskanem ozemlju vrednosti med 15 in 35 ohm.m. Višje specifične upornosti povzroče peščenoprodni sedimenti, medtem ko jih večja vsebnost melja in gline niža. Nanosi finih frakcij leže na območju med km 8,6 in 10,3 ter km 10,8 in 13,8. To se v glavnem ujema tudi z geomehansko neugodnimi zemljinami po si. 2 (tabla 2). Vrednosti upornostnih intervalov med 300 in 3000 ohm.m. pripadajo samo predkvartarnim kameninam: nižje ustrezajo per-mokarbonskemu skrilavcu in peščenjaku, višje pa triadnim in jurskim apnencem in dolomitom. Vrednosti tretjega upornostnega intervala med 100 in 300 ohm.m. pa imajo peščeno prodni kvartarni nanosi zahodnega dela profila pri Ko zarjah in tektonsko spremenjene kamenine predkvartarne podlage. Nad geoelektričnim profilom smo napisali tipe upornostnih sond, ki ustrezajo tri, štiri ali petplastnim sistemom. Krivulja sondiranja je tem bolj komplicirana čim bliže poteka trasa barjanskemu obrobju in nad tektonskimi conami. Varia- cijski koeficient interpretiranih globin do predkvartarne podlage leži med nekaj procenti do ± 30 °/o, povprečna vrednost za ves profil pa znaša ±15 %. Površje predkvartarne podlage po podatkih geoelektrike in vrtanja (tabla 1, si. 2) kaže nekatere razlike. Vseh razlik pa ne smemo imeti za napake. Po obeh načinih določena globina do podlage je prikazana s točko, povezava med točkami pa je konstruirana. Diference med obema reliefoma pri cestnih km 6,1, 7,7, 8,5, 10,4, 10,8, 12,1 in 13,5 so nastale zato, ker tam ni bilo geoelektričnih meritev. Obratni primer predpostavljamo lahko povsod tam, kjer ni bilo vrtin ali te niso dosegle podlage, razpolagamo pa z geoelektričnimi meritvami. Vzrok za nekatere razlike je tudi različna lokacija stališč vrtin oziroma sond. To je pomembno povsod tam, kjer se relief podlage hitro spreminja, npr. med km 7 in 8. Točna primerjava med lokacijami vrtin in sond je bila otežena tudi zaradi različnih topografskih osnov in načinov lociranja. Iz krivulj sondiranja smo določili vrednosti vsote vseh vzdolžnih prevodnosti IS = —; če je bil naklon zadnjega dela krivulje manjši od 45°, smo upora-i bili določitev po Orellani (1966). Visoke vrednosti vzdolžnih prevodnosti kažejo na nizke filtracijske sposobnosti kvartarnih sedimentov (Plotnikov, 1972), ki jih opažamo nad vsemi poglobljenimi deli reliefa podlage od cestnega km 7 dalje. Na odseku do km 7 pa sta le dve področji slabih filtracijskih lastnosti med 0,7 do 1,2 km ter med 1,5 in 2 km. Vsa ostala področja pripadajo kameninam z višjo filtracijo. Vendar moramo dodati, da na vrednosti vzdolžnih prevodnosti vpliva tudi oblika reliefa neprepustne podlage. V glavnem je dala interpretacija geoelektričnih podatkov nekoliko večje globine kot vrtanje. V električnem smislu kaže to na postopen prehod kvartarnih sedimentov prek preperele ali zdrobljene podlage v bolj kompaktno kamenino. To na več krajih potrjujejo tudi vrtine. Opažamo pa, da se tudi manjše razlike v reliefu podlage, določene z geoelektriko, zadovoljivo ujemajo z dejanskim stanjem. Prisotnost ozkega dolomitnega grebena pri Sinji gorici se da razložiti z zelo razčlenjeno podlago na obrobju tega osamelca. Od petih vrtin (35, 36, 90, 91 in 182) na 100 m dolgem odseku trase ga je našla samo ena (36), vse druge pa so naletele na podlago šele globlje od 30 m. Tudi električna sonda 213 blizu vrtine 36 sploh ni registrirala dolomita, ležečega samo dober meter globoko. Bila je izmerjena pravokotno na smer predpostavljenega grebena v podlagi. To je največje nesoglasje v globini podlage, dobljene po obeh metodah. Gostota sondiranja je bila majhna. Iz primerjalnih diagramov na si. 2 (tabla 1) vidimo, da bi bilo treba vsaj ponekod obstoječo razdaljo 170 m med sondami zmanjšati. Zelo koristno bi bilo traso najprej upornostno kartirati, kar bi zagotovo signaliziralo vse morebitne anomalije blizu površja in bolj ustrezno usmerjalo kasnejše sondiranje. Oblikovitost podlage imamo v našem profilu vsaj ponekod dobro določeno. Zato lahko primerjamo tudi valovitost podlage po podatkih vrtanja in geoelektrike. Največje odstopanje od povprečne globine podlage je znašalo po rezultatih elektrike in po podatkih vrtanja okrog 10 m. Na tekoči kilometer profila sta prišli poprečno nekaj manj kot dve vzpetini in dva jarka, globina podlage pa je znašala 12 do 40 m. Samo pri geoelektrično določeni podlagi so znašala odstopanja od poprečne globine okrog 18 m v globini 27 do 80 m pri nekaj več kot eni vzpetini in jarku na kilometer. Razmerje med dolžino ene vzpetine in pripadajočega jarka je v obeh primerih skoraj enako. Iste vrednosti smo našli tudi pri reliefu na obrobju barja. Iz tega sledi, da je bila oblikovitost podlage lahko določena še v globinah, ki so bile 2 do 10 krat večje od največjega odstopanja od poprečne globine. Na njeno določitev vpliva tudi kontrast specifičnih upornosti med podlago in na njej ležečimi kameninami. V našem primeru je znašal 2 za skrilavo permokarbonsko podlago, za apneno-dolomitno mezozojsko podlago pa 20. Interpretacija električnega sondiranja Interpretacija je najbolj važen pa tudi najtežji del metode sondiranja navidezne specifične upornosti. Njene osnove leže v teoretičnih odnosih med vzorče-vanjem navidezne specifične upornosti na zemeljskem površju in porazdelitvijo električno različnih plasti pod njo. Matematično predstavlja to zvezo Stefanescu-jev integral, ki je ena od osnovnih funkcij geoelektrične prospekcije (Štefane-scu ter C. in M. Schlumberger, 1930). Te odvisnosti so nam znane in so teoretično recipročne. V praksi je sicer lahko izračunati krivuljo navideznih specifičnih upornosti s privzetimi parametri, obratna naloga, ki nam jo praksa vedno postavlja, pa ima veliko različnih rešitev. Iz navideznih specifičnih upornosti, vzor-čevanih le na nekoliko mestih in z nezadostno natančnostjo, ni mogoče določiti pravih geoelektričnih parametrov h in gt ki so tak potek krivulje povzročili. Drugo osnovno funkcijo geoelektrične prospekcije prikazuje Dar Zarroukova L > krivulja (M a i 11 e t, 1947) s parametrom vzdolžne enote prevodnosti S,- = — in Qi prečne enote upornosti Ti = hi. Pri analizi podatkov sondiranja nam ta funkcija bolj nazorno podaja geoelektrično situacijo kot samo parametra h in q. V vsej uporabni geofiziki in tudi pri upornostnem^sondiranju sta dve možnosti interpretacije: direktna in indirektna. Pri prvi skušamo neposredno določiti geoelektrične parametre iz terenskih podatkov vzorčevanja. Nasprotno pa pri indirektni metodi dobimo rezultat s primerjanjem terenske krivulje z ustrezno teoretično krivuljo znanih parametrov. Pri eni kot drugi pa moramo imeti neko koncepcijo o geometričnih in upornostnih razmerah sistema, ki ga želimo analizirati. Ta je vedno idealizirana, in čim bližja je dejanskemu stanju, tem bolj je njena interpretacija uporabna. Ne glede na kvaliteto približka pa tako pri ročni kot avtomatski interpretaciji predstavljajo največjo oviro integralnost metode, princip ekvivalence in zastiranja ter električna anizotropija (Mail le t, 1947; Kalenov, 1957; Kunetz,1966; Koefoed, 1969; O r e 11 a n a , 1972). Zato nam sonda brez prejšnjih geoloških informacij ali vrtanja navadno dk različne rezultate majhne praktične vrednosti. Nasprotno pa sondiranje vzdolž profilov geološko raziskanih področij lahko zelo reducira ali celo eliminira mnogo-ličnosti interpretacije. Vse interpretacije so bile osnovane na nekaterih poenostavitvah, ki morajo biti vsaj približno izpolnjene. Te so: horizontalne plasti ter njihova električna izotropnost in homogenost. Zato je geoelektrično sondiranje najuspešnejše na mladih sedimentnih področjih, kjer podtalnica še izboljša približek k poenostavitvam. Za geoelektrični opis horizontalno plastovitega sistema, ki ga sestavlja n električno različnih plasti, je potrebno 2n-l geoelektričnih parametrov, to je debelin plasti in njihovih upornosti. Od tega števila moramo z interpretacijo in drugimi informacijami določiti 2n-3 parametrov. Interpretacija se opira na obliko upor-nostnih sond. Značilne oblike krivulj, kot so ekstremi, infleksije in asimptote ter njihove kombinacije, odražajo geoelektrično sestavo tal kot zaporedja plasti raznih parametrov. Pri sistemu z n plastmi je možnih 2n_1 različnih kombinacij upornostnih parametrov, ki jih označujemo kot tipe krivulj. Za interpretacijo so posebno važni vsi štirje tipi triplastnega sistema A, H, K in Q, ki obenem predstavljajo osnovne elemente za nomenklaturo kakršnekoli upornostne sonde. Iz integralnosti metode sledi važen sklep, da morajo debeline plasti, ki jih želimo identificirati z interpretacijo, z globino hitreje naraščati kot po aritmetičnem zaporedju. Obenem pa morajo biti zadosti veliki tudi kontrasti specifičnih upornosti med plastjo ter njeno talnino in krovnino. Iz vseh teh razlogov vidimo, da podatki električnega sondiranja ne zadoščajo za enolično interpretacijo in jih moramo dopolniti z drugimi informacijami. Pogosto zelo koristijo preiskave morfologije krivulj sondiranja in uporaba korela-cijske tehnike (Anstey, 1964; Habberjam, 1970). Sondiranje po metodi navidezne specifične upornosti se uporablja že dobrih petdeset let. Za empiričnimi metodami vrednotenja so se kmalu pojavili poskusi matematično in fizikalno utemeljenih interpretacij. Prvi eksaktni prijem indi-rektne interpretacije je bila metoda superpozicije (Roman 1931), katere bistvo je bila primerjava terenske krivulje z ustreznim izračunanim modelom, oba pa sta prikazana v bilogaritmičnem merilu. Sisteme z več kot tremi plastmi je mogoče reševati s postopno redukcijo dveh plasti v eno. Ta in dve naslednji plasti nam dajo zopet triplastni sistem, ki ga primerjamo z enim od osnovnih tipov H, K, A ali Q. To je metoda pomožnih točk, ki se je od vseh indirektnih metod najbolj obnesla v praksi (Hummel, 1929; E b e r t 1942; M ail let, 1947; Cagniard, 1953; Dahno v, 1953; Kalenov, 1957; Lasfargues, 1957; Koefoed, 1960; Zohdy, 1965; Orellana in Mooney, 1966 in drugi). Metodo superpozicije in metodo pomožnih točk smo uporabili tudi v našem primeru. To je edina interpretacij ska metoda, ki ima prednost pri raziskavah manjšega obsega. Primerna je za raziskovalne terene, oddaljene od računskih centrov. Uporabna je kot predhodnica direktni interpretaciji ter je dostopna vsem manjšim geofizikalnim organizacijam, ki nimajo svojih računalnikov. Edini pogoj je, da razpolagamo s čimbolj izpopolnjeno zbirko modelnih krivulj, predvsem triplastnih. Francozi so že v letih 1933—36 izračunali prve triplastne sisteme, publicirali pa so jih mnogo kasneje (La Compagnie Generale de Geophysique, 1955 in 1963). Sovjetski instituciji Vsegei (Vsesojuznyj geologičeskij institut) in GSGT (Gosu-darstvennyj sojuznyj geofizičeskij trest) sta jih deloma dopolnjene izdali prvič že pred francoskim izidom. Najbolj popolni publicirani zbirki triplastnih krivulj pa predstavljata atlasa Orellana in Mooney (1966) ter nizozemskega Rijkswaterstaata (1969). Vse te krivulje so računane za Schlumbergerjevo elektrodno konfiguracijo in za 12 do 14 različnih debelin druge plasti. V parametričnem diagramu na si. 2 smo prikazali vse publicirane triplastne sisteme po njihovih relativnih parametrih specifičnih upornosti //2 = - in £>1 ps = — . Skupno je to okoli 290 triplastnih familij krivulj Schlumbergerjeve razvrstitve. Zaradi preglednosti ponovitev nismo prikazali. Ravnina diagrama je razdeljena v osem oktantov. V prvem in petem sta tipa krivulj A in Q, ostalih šest oktantov pa pripada tipoma K in H. Za vse vrednosti jm, ki so večje ali manjše od 1, so dvoplastni sistemi zbrani na premicah jua = 1 in /v2 — /is. Premici razdelita diagram na štiri sektorje, ki ustrezajo osnovnim triplastnim sistemom. Krivulje tipov z upornostjo podlage, ki je ali neskončno velika ali neskončno majhna, leže na premicah, paralelnih ordinati, kot je označeno na levi in desni strani slike. Diagram kaže, da leži večina izračunanih krivulj, ki jih pri interpretaciji največ uporabljamo, med vrednostmi parametrov fit in t*3= 0,01 in 100. Da bi zadostili vsem primerom iz prakse, bi potrebovali okrog dvakrat več krivulj, kot jih kaže diagram. Večje geofizikalne organizacije imajo za svoje potrebe še dosti obsežnejšo zalogo teoretičnih krivulj, kot jih je bilo publiciranih doslej. Vsakdo, kdor se ukvarja z indirektno metodo interpretacije upornostnega sondiranja, vedno znova ugotavlja pomanjkanje zadostnega števila triplastnih krivulj. Med obstoječimi izračunanimi familijami krivulj so »luknje«, katerih ne moremo zadovoljivo premostiti samo z interpolacijo. Tedaj si je treba manjkajoče krivulje izračunati. Za to je izhodišče zopet Stefanescujev integral. Tako so jih računali C. G. G. (1955), F1 a t h e (1955), Mooney-Wetzel (1956), van Dam (1965), O r e -liana in Mooney (1966), Deppermann (1973) in z uporabo linearnega filtra Ghosh (1971a). Račun se izvede z računalniki, nekateri načini (F I a t h e . van Dam, Ghosh) pa so prirejeni tudi za računanje z enostavnejšimi pripomočki. Vendar te »ročne« metode le niso tako enostavne, hitre in vsestransko uporabljive, kot bi želeli. Empirične in indirektne metode rešujejo interpretacijske probleme le približno in z znatno uporabo časa. Koncepcija direktne interpretacije je obljubljala več, vendar zaradi kompliciranega računanja ni našla uporabe, dokler ji ni v zadnjih desetih letih odprla vrata v prakso hitra računalniška tehnika. Danes lahko hitro dobimo najpopolnejše aproksimacije poteka navideznih specifičnih upornosti, ki jih vzorčujemo na terenu, problem pa je njihova kore- Sl. 2. Parametrični diagram računanih triplastnih sistemov Fig. 2. Parametric diagram of precalculated three-layer systems • Rijkswaterstaat (Van Dam, Meulenkamp) O Mooney, Orellana x La Compagnie Generale de Geophysique z^ Gosudarstvennyj sojuznyj geofizičeskij trest n število plasti number of layers specifična upornost o resistivity A, K, H, Q tipi krivulj types of the curves lacija z geološkim modelom. Tu naletimo na ovire, ki nam jih postavlja poleg integralnosti metode, principa ekvivalence in zastiranja ter anizotropije še neskladnost interpretacijske koncepcije z razmerami v naravi. Popolna skladnost terenske upornostne krivulje z avtomatsko dobljeno sliko njene interpretacije je sicer potreben, ne pa že zadosten pogoj pravilne rešitve. V zadnjih letih se je pojavila vrsta raznih direktnih in poldirektnih metod z različnimi zanimivimi pristopi glede Čim boljšega približka k enolični rešitvi. Nekaj jih bomo našteli kronološko, kakor so se pojavljale: Koefoed (1965a, b, 1968); Kunetz-Rocroi (1970); Szaraniec (1970); Lee (1972); Lee-Green (1973); Inman, Jisoo Ryu, Ward (1973); Ghosh (1971b); Marsden (1973). Množica raznih metod jasno dokazuje pospešen razvoj direktnih interpreta-cijskih metod v zadnjih letih na ozkem področju uporabne geofizike, kot ga predstavlja sondiranje specifičnih upornosti. Bodočnost uporabne geofizike je odvisna v glavnem od njene učinkovitosti in preciznosti interpretacije. Za oboje so nam porok tako analogna računala kot digitalni računski stroji. Sorazmerno hitro dobljene terenske podatke je treba pravočasno in zadosti natančno razložiti. To je naloga kvantitativne interpretacije, posebno direktne, ki pa zaenkrat še zaostaja za merilno tehniko. Vendar tako kalkulator kot računalnik opravljata obsežno računsko delo, ki ročni obdelavi ni dostopno. Računalniško obravnavanje geofizikalnih podatkov in raznih dopolnilnih informacij dž razne verjetne rešitve, med katerimi mora interpretator sam določiti najustreznejšo. Povzetek Na 15,5 km dolgi trasi bodoče avtomobilske ceste med Ljubljano in Vrhniko smo izvedli električno upornostno sondiranje, da bi določili globino trdne podlage. Trasa ceste poteka v glavnem po obrobju Ljubljanskega barja, ki sestoji iz geomehansko neugodnih kvartarnih usedlin različnih debelin (tabla 1, si. 1). Delno pred meritvami, predvsem pa kasneje je bilo po tej trasi ali v njeni neposredni bližini izvrtanih 171 vrtin, od katerih so 103 dosegle predkvartarno podlago. Terenske podatke je avtor interpretiral po metodi superpozicije in pomožnih točk ter primerjal oblikovitost trdne podlage, dobljene z geoelektričnim sondiranjem in vrtanjem. Skladnost med njima je zadovoljiva kljub neugodnim razmeram zaradi bližine heterogenega obrobja barja in težav pri ločitvi kvartarnih usedlin od preperelih ali tektonsko spremenjenih permokarbonskih kamenin. Variacijski koeficient globin do predkvartarne podlage po geoelektriki (tabla 2, si. 1) je ocenjen s približno i 15 ®/o, kar odraža tudi minimalno zanesljivost interpretacije. Odstopanja so vidna iz grafične primerjave med podlago, določeno električno, in z vrtanjem na si. 2 (tabla 1). Odstopanja izvirajo iz preredko izmerjenih električnih sond, razlike v stališčih električnih sond in vrtin ter lokacijskih netočnosti, delno pa so posledica teoretičnih možnosti metode same. Valovitost podlage je avtor določil v globinah, ki so dva do desetkrat večje od največjega odstopanja od poprečne globine podlage, ki je znašalo okrog 10 m. Na tekoči kilometer trase odpadeta po ena ali dve taki vzpetini in jarka. Geoelektrično sondiranje je dalo tudi nekatere anomalije, ki so posledica tektonike. V geoelektričnem profilu se jasno izraža mišjedolski prelom, manj izrazite, toda še vedno jasne so tudi druge tektonske črte, ki jih predpostavljajo geologi. Iz terenskih krivulj sondiranja je avtor določil vrednosti vsote vseh vzdolžnih prevodnosti S. Visoke vrednosti na zahodni polovici trase od Loga dalje so vedno nad poglobljenimi deli podlage in kažejo na nizke filtracijske sposobnosti sedi-mentov. Razen manjših območij takih lastnosti na vzhodni polovici trase pa imajo vsi drugi kvartarni sedimenti višjo filtracijo. Na te vrednosti pa nekoliko vpliva tudi oblikovitost podlage. Pri geoelektričnih meritvah na barju in drugje je treba v bodoče najprej kartirati po metodi navideznih specifičnih upornosti, v primerih podobnosti električnih lastnosti kamenin pa uporabiti še refrakcijsko seizmiko. Slednja naj bi dopolnjevala geoelektrične meritve povsod tam, kjer postane mnogoličnost električne interpretacije tako velika, da se ne moremo približati uporabnemu rezultatu. Sicer neodvisni metodi pa se istočasno še kontrolirata. Resistivity Sounding Survey along the Route of the Motorway across the Ljubljansko Barje Danilo Ravnik Naciones Unidas, Cochabamba, Bolivia Along the route of the motorway St. Ilj—Nova Gorica a resistivity survey was carried out in the 15,5 km long section between Ljubljana and Vrhnika across the Ljubljana Moor. The aim of this investigation was to help in the selection of the best location of the highway, regarding the thickness of soft clayey deposits and the depth of the bedrock. The method of auxiliary point method was applied for the interpretation of resistivity soundings. The results of 93 soundings and data from 171 boreholes were used for the construction of the two cross sections along the selected route. The correspondence between them was satisfactory. All geologically supposed tectonic lines in the bedrock were confirmed by geophysics. In a short review, the auxiliary point method and direct interpretation techniques are discussed. In the year 1967 several routes for the new motorway Št. Ilj-Nova Gorica between Ljubljana and Vrhnika across the Ljubljana Moor were proposed for the research. A resistivity sounding surwey was carried out along some of them with the aim to help in the selection of the best location, regarding the thickness of soft clayey sediments and the depth to the bedrock. Later this in-line investigation was extended to the area of about 40 km2, comprising about 440 resistivity soundings. The Schlumberger array with current electrode distances up to 2 km was used. Partly before the execution of geophysical measurements and especially during the last few years, an intensive drilling program was fulfilled close to the selected route of the highway. The Ljubljana Moor is a tectonical depression in the zone of inner Dinarides, filled up with predominantly Holocene and Pleistocene deposits of lacustrine, moor, and fluvial origine with alluvial fans in the marginal parts. Lithologically they represent different clays, silt, sand, gravel, rubble, and peat. Many-storey aquifers are usually intercalated in a predominantly clayey material with artesian or subartesian water; but also the dolomite bedrock is water-bearing. The surrounding rocks as well as the island hills in the moor are composed of Permian and Carboniferous shale and sandstone, and of Triassic and Jurassic limestone, dolomite, and shale. Numerous fractures cross the moor in different directions, which are important for the karst groundwater system. For the interpretation of resistivity sounding data the methods of superposition and auxiliary point method were applied. As the result of field work, a map of bedrock configuration was prepared. In this paper the cross section along the selected 15,5 km long route of the future motorway across the Ljubljana Moor is analysed (Plate 1, fig. 1). It was constructed on the base of the interpretation of 93 resistivity soundings (Plate 2, fig. 1). For comparison, data from 171 boreholes offered the base for another construction of the bedrock topography along the same line (Plate 2, fig. 2). Unfortunately, only 103 boreholes reached the pre-Quaternary bedrock and especially the first four kilometres of the route are practically without a direct bedrock control. Correspondance between both ways of determination is satisfactory (Plate 1, fig. 2). Several deviations originate from lower density of resistivity soundings in comparison to that of boreholes (93 soundings versus 171 boreholes), and in different locations of boreholes and soundings, but they represent also theoretically limited resolution power of the method itself. The geoelectrically interpreted depths to the bedrock have in an average a variation coefficient of + 15 °/o, what represents also the minimum reliability of the interpretation. The scale of true resistivities corresponds very good with the lithological and stratigraphical units of the investigated area. Thus, the values between 10 and 100 ohm. m belong exclusively to the Quaternary fill of the moor depression, whereas the intervals within 300 to 3000 ohm.m are related to all pre-Quaternary sediments of the bedrock. The intermediate interval 100-300 ohm. m covers only coarse sandy and gravely Quaternary deposits in the Kožarje region (fault zone) and the disturbed pre-Quaternary rocks of the bedrock. The bedrock undulations were determined to the depths, which are two to ten times higher then the maximum departure of the bedrock from its average depth on the spot of a certain undulation. These departures were in the order of ten metres. One kilometer of the route crossed one to two of such undulations. Regarding the determination of undulations also the resistivity contrast between the bedrock and Quaternary overburden is important. This amounts in this area from two to twenty. Although the main problem was to determine the depth of the bedrock, we succeded also to confirm all geologically established fracture zones in the bedrock. At the end a short review of different interpretation techniques for resistivity sounding is discussed. The theoretical limitations of the interpretation principles, such as the integral character of the resistivity method, the principles of anisotropy, equivalence, and suppression represent a serious limitation of the ~~J Apnenec m dolomit z vložki peščenjaka Unadn m jura) TI Pk(ČC5 I i r*y I apnenec in iapornati skrilavec itficda) ••stone oncf marly shale Unassic) SW Cestni km Motorway km Verd C> vb' b^i luvec n peščenjak (permokarbon) ulayey shale and sandstone I Permian - Carboniferous) Ljubljanica Prelom Fault Nartv Thrust Električna sonda (poševne številke) Resistivity sounding (italic numerals) Trasa avtomobilske ceste z dolžinami v krn Route of motorway with the lengths in km SI. 1 GEOLOŠKA KARTA Z VRTINAMI IN ELEKTRIČNIMI SONDAMI VZDOLŽ TRASE AVTOMOBILSKE CESTE LJUBLJANA - VRHNIKA Fig. 1 GEOLOGICAL MAP SHOWING THE DISTRIBUTION OF BOREHOLES AND RESISTIVITY SOUNDINGS ALONG THE ROUTE OF MOTORWAY LJUBLJANA - VRHNIKA 0 1 2 km Tabla I Plate I Drenov Grič //V w '( \y> x s' \J Površje predkvartarne podlage po geoetektriki Surface of pre-Quaternary bedrock from geoelectrical investigation Površje predkvartarne podlage po podatkih vrtanja Surface of pre-Quaternary bedrock from borehole data Globine vrtin, ki niso dosegle predkvartarne podlage Depth of boreholes not reaching the pre-Quaternary bedrock / \ /V* / V! N VRTANJA si 2 PRIMERJAVA POVRŠJA PREDKVARTARNE PODLAGE PO PODATKIH GEOELEKTRIKE VZDOLZ TRASE AVTOMOBILSKE CESTE LJUBLJANA - VRHNIKA VERTIKALNO MERILO 20 KRAT PREVIŠANO Fig,2 COMPARISON OF THE SURFACE OF PRE-QUATERNARY BEDROCK BETWEEN GEOELECTRICAL RESULTS AND BOREHOLE DATA ALONG THE ROUTE OF MOTORWAY LJUBLJANA - VRHNIKA VERTICAL SCALE 20 TIMES EXAGGERATED 'i "S "" Interpretacija globin do predkvartormh plasti - Depth interpretation to tho p:'- -r ■ Tipi sond „ H QH H KH KH KH KH KH HKH HA Types of H HA H H HA H KH H H HKH KH H H H A A A soundings 5 Verd Vrhnika _ SW Drenov g r i c HKH AKH AKH HKH HK HK KHA KH LJUBLJANICA 270 - 250 - 6 250 C J 240-I SvONVvVV' SI. 1 GEOELEKTRIČNI PROFIL VZDOLŽ TRASE AVTOMOBILSKE CESTE LJUBLJANA - VRHNIKA VERTIKALNO MERILO 20 KRAT PREVIŠANO Fig. i OEOELECTRICAL PROFILE ALONG THE ROUTE OF MOTORWAY LJUBLJANA - VRHNIKA VERTICAL SCALE 20 TIMES EXAGGERATED SKALA PRAVIH SPECIFIČNIH UPORNOSTI V ohm. m SCALE OF TRUE RESISTIVITIES IN ohm, m [153 Električna sonda T Resistivity sounding Specifična upornost plasti v ohm. m v...- v...-< Resistivity of beds in ohm. m Cestni km 15 Motorway km I ID Pp l) j ^ •] 10 - 30 J 30 - 100 100 - 300 U f/y^Zd, 300 " 1000 1000 - 3000 ! Kantala SW / Sinjo Gorica /.'.'■'A f212\ ® © <§> ©©©©P) m # @ © © @ @ (85) © ®\ © ! ! ' 1 i f I Specifična upornost predkvariarnih plasti nedoločene debeline v ohm. Resistivity of pro- Quaternary beds of undetermined thickness in ohn Meja med kvartarnimi m predkvartarnimi plastmi Boundary between Quaternary and pre-Guaternary beds Meja med električno različnimi kameninami, sigurno - nezanesljiva Boundary between electrically different rocks, reliable - supposed (6>|^)| (3s» r^ I fcp j $1 1 s (s|) fe^) T@' @ @ p 1 (t^T <5^© ^ % @ @ (&) (130) & @ @ @ @ (VI7) (115)' (113) (11 i) @ @ @ @) (175) @ 11 (149)T(G7)T(1iŽ i (U3H (ST2H (139) ! fl37l I W ; \ fl??^?^)! i T ffii I ffil I tick ! m^T ^gjj j {J53) I ^47)1 (U9) I ©) hsi2) /If-I^i JAi! \ Zz.x I I ! i I \ i > \ \ st 2 RELIEF PREDKVARTARNE PODLAGE PO PODATKIH VRTANJA VZDOLŽ TRASE AVTOMOBILSKE CESTE LJUBLJANA - VRHNIKA VERTIKALNO MERILO 20 KRAT PREVIŠANO Fig. 2 PRE-QUATERNARY BEDROCK FROM BOREHOLES DATA ALONG THE ROUTE OF MOTORWAY LJUBLJANA-VRHNIKA VERTICAL SCALE 20 TIMES EXAGGERATED p TI^jQ Apnenec {friada in jura) I____I___L_J Limestone (Triassic and Jurassic) (Z.,.../ Dolomit {triada in jura) L/....../........j Dolomite (Triassic and Jurassic) Glinasti skrilavec, peščenjak (per mo kar bon) - Clayey shaie. sandstone (Permian-Carboniferous) { " 1 Lahkognetne do židke zemljine (polžarica, šota) {-i Very soft to liquid soils (lacustrine silt and clay, peat) Vrtina, ki ni dosegla predkvartarnih plasti —f— Borehole not reaching the pre-Quaternary beds 1 Meja med kvartarnimi in predkvartarnimi plastmi '—'* Boundary between Quaternary rocks and pre-Quaternary beds uniequivocal determination of the results. More interest is devoted to the auxil-liary point method which is at present mostly applied interpretation method in practice. The basic condition of a reliable interpretation, using this method lies in a sufficient collection of precalculated model curves. This is illustrated in the parametric diagram of all published three-layer sounding curves in relation to their resistivity contrasts (fig. 2). Development of direct interpretation methods promises to give some impetus to new ideas and interpretation conceptions combined with better resolution power. The rapid propagation of computer techniques and the availability of small sized computers enables their utilization also for small geophysical organizations, although the role of the interpreter is still indispensable in the final selection of computer solved results. Literatura Anstey, N. A. 1964, Correlation techniques — A review. Geophysical Prospecting, vol. 12, str. 355—382, The Hague. Cagniard, L. 1953, La prospection geophysique des eaux souterraines. Colloque d'Ankara sur Thydrologie de la zone aride. UNESCO, str. 184—190, Ankara. B u s e r, S. s sodelavci 1969, Osnovna geološka karta SFRJ, list Ribnica. M 1:100.000, Beograd. Compagnie Generale de Geophysique, 1963, Master curves for electrical sounding. 2nd revised edition, E.A.E.G., The Hague. Dahnov, V. N. 1953, Električeskaja razvedka neftjanyh i gazovyh mestoroždenij. Gostoptehizdat, Moskva. Deppermann, K. 1973, An interpretation system for geo-electrical sounding graphs. Geophysical Prospecting, Vol. 21, str. 424—463, The Hague. Ebert, A. 1942, Grundlagen zur Auswertung geoelektrischer Tiefenmessungen Beitr. z. angew. Geophysik, Bd. 10, str. 1—17. F1 a t h e, H. 1955, A practical method of calculating geoelectrical model graphs for horizontally stratified media. Geophysical Prospecting, vol. 3, str. 268—294, The Hague. F 1 a t h e, H. 1974, Comment on -The automatic fitting of a resistivity sounding by geometrical progression of depths«. Geophysical Prospecting, vol. 22, str. 176—180, The Hague. Ghosh, D. P. 1971a, The application of linear filter theory to the direct interpretation of geoelectrical resistivity sounding measurements. Geophysical Prospecting, vol. 19, str. 192—217, The Hague. Ghosh, D. P. 1971 b, Inverse filter coefficients for the computation of apparent resistivity standard curves for a horizontally stratified earth. Geophysical Prospecting, vol. 19, str. 769—775, The Hague. Habberjam. G. M. 1970, The association of resistivity soundings. Geophysical Prospecting, vol. 18, str. 199—214, The Hague. Hummel, J .N. 1929, Der scheinbare spezifische Widerstand. Zeitschrift fur Geophysik, Bd. 5, str. 89—104. Inman, J. R., Jisoo Ryu, Ward, S. H. 1973, Resistivity inversion. Geophysics. Vol. 38, str. 1088—1108, Tulsa. Kalenov, E. N. 1957, Interpretacija krivyh vertikalnogo električeskogo zondi-rovanija. Gostoptehizdat, Moskva. Koefoed, O. 1960, A generalized Cagniard graph for the interpretation of geoelectrical sounding data. Geophysical Prospecting, vol. 8, str. 459—469, The Hague. Koefoed, O. 1965a, A semi-direct method of interpreting resistivity observations. Geophysical Prospecting, vol. 8, str. 259—282, The Hague. Koefoed, O. 1965b, Directed methods of interpreting resistivity observations. Geophysical Prospecting, vol. 13, str. 568—591, The Hague. 22 — Geologija 18 Koefoed, O. 1968, The application of the kernel function in interpreting geo-electrical resistivity measurements. Gebr. Borntraeger, Berlin. Koefoed, O. 1969, An analysis of equivalence in resistivity sounding. Geophysical Prospecting, vol. 17, str. 327—335, The Hague. K u n e t z, G. 1966, Principles of direct current resistivity prospecting. Gebr. Borntraeger, Berlin. K u n e t z, G., R o c r o i, J. P. 1970, Traitement automatique des sondages člectri-ques. Geophysical Prospecting, vol. 18, str. 157—198, The Hague. Lasfargues, P. 1957, Prospection electrique par courants continus. Masson. Paris. Lee, T. 1972, A general technique for the direct interpretation of resistivity data over two-dimensional structures. Geophysical Prospecting, vol. 20, str. 847—859, The Hague. Lee, T., Green, R. 1973, A method for the direct interpretation of electrical soundings made over a fault or dike. Geophysics, vol. 38, str. 762—770, Tulsa. M a i 11 e t, R. 1947, The fundamental equations of electrical prospecting. Geophysics. vol. 12, str. 529—556, Tulsa. Marsden, D., 1973. The automatic fitting of a resistivity sounding by a geometrical progression of depths. Geophysical Prospecting, vol. 21, str. 266—280, The Hague. M o o n e y, H. M., Wetzel, W. W. 1956, The potentials about a point electrode and apparent resistivity curves for a two-, three- and four-layered earth. Minneapolis. University of Minnesota Press. Orellana, E., Mooney, H. M. 1966, Master tables and curves for vertical electrical sounding over layered structures. Interciencia, Madrid. Orellana, E. 1972, Prospeccion geoelectrica en corriente continua. Paraninfo, Madrid. Pleničar, M. s sodelavci, 1967, Osnovna geološka karta SFRJ, list Postojna, M 1:100.000, Beograd. Pleničar, M. 1970, Tolmač k osnovni geološki karti SFRJ, list Postojna, Beograd. P1 o t n i k o v, N. I., redaktor 1972, Metody geofiziki v gidrogeologii i inženemoj geologii. Nedra, Moskva. Ravnik, D., 1965, Geoelektrične raziskave na Ljubljanskem barju. Geologija, 8 knjiga, str. 80—91. Rijkswaterstaat, The Netherlands, 1969, Standard graphs for resistivity prospecting. E.A.E.G., The Hague. Roman, I. 1931, How to compute tables for determining electrical resistivity of underlying beds and their application to geophysical problems. U.S. Dep. of Commerce, Bureau of Mines, Technical Paper 502, str. 1—44. Szaraniec, E. 1970, Interpretation directe des courbes de sondage Electrique et le probleme de differents dispositifs de mesure. Geophysical Prospecting, vol. 18, str. 1—13, The Hague. Szaraniec, E. 1970, La res isti vite apparente comme transformation linčaire du potentiel et la transformation inverse. Geoph. Prospecting, vol. 18, str. 816—825, The Hague. Stefanescu, S. et Schlumberger, C. & M. 1930, Sur la distribution electrique potentielle autour d'une prise de terre ponctuelle dans un terrain d couches horizontals, homogenes et isotropes. Le Journ. de Phys. et le Radium, VII, p. 132—140. Van D a m, J. C. 1965, A simple method for calculation of standard-graphs to be used in geo-electrical prospecting. Geophysical Prospecting, vol. 13, str. 37—65, The Hague. Z o h d y, A. A. R. 1965, The auxiliary point method of electrical sounding interpretation, and its relationship to the Dar Zarrouk parameters. Geophysics, vol. 50, str. 644—660, Tulsa. 21 e b n i k, L. 1969, Poročilo o hidrogeoloških razmerah v zahodnem in osrednjem delu Ljubljanskega barja. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. UDK 550.83:556.33+553.7 Geofizikalne raziskave vodonosnikov v Sloveniji Geophysical Exploration of Aquifers in Slovenia Janez Lapajne Geološki zavod Ljubljana Na kratko so podani izsledki in problemi raziskav prodnatih in peščenih vodonosnikov v Savinjski dolini, na Krško-brežiškem polju in na Iškem vršaju ter kraškega vodonosnika Malni. Nadalje obravnava članek vodonosnik mineralne vode v Rogaški Slatini ter vodonosnike termalne vode v jugovzhodni Sloveniji. Prikazana je uporabnost, smotrnost in koristnost različnih površinskih metod uporabne geofizike: geoelektrike, refrakcijske seizmike, magnetometrije in gravimetrije. Večina opisanih raziskav je bila preverjena z vrtanjem in jih je zato mogoče dokaj stvarno ovrednotiti; v glavnem je bil geofizikalni prikaz hidrogeoloških razmer potrjen z vrtanjem. The paper deals with geophysical exploration of aquifers of fresh, mineral and thermal water in Slovenia during 1970—1975 performed by the Geological Survey Ljubljana. After the general discussion some case histories are shortly described. The results of the geophysical investigations of gravel and sand aquifers of Savinja valley, Krško-Bre-žice field and of the Iška alluvial fan, of the carst aquifer Malni near Postojna, of the aquifer of mineral water Rogaška Slatina and of the aquifers of thermal water in south-eastern Slovenia are interpreted. The applicability, suitableness and usefulness of some electrical methods, shallow refraction seismics, gravity and magnetic survey are given. Only surface methods are treated. Greater part of these investigations had been already tested with bore-holes, therefore an objective evaluation of the exploration methods and interpretation was possible. Geophysical suppositions and preestimated parameters are in a good agreement with boring results. Uvod Oddelek za geofiziko Geološkega zavoda Ljubljana že več kot dvajset let uvaja geofizikalne metode na raznih področjih uporabne geologije. V tem času se je nabralo toliko raziskovalnih primerov, da lahko kljub skromnim možnostim in majhnemu raziskovalnemu prostoru napravimo nekaj splošnih zaključkov o metodologiji geofizikalnih raziskav in njihovih možnostih na posameznih področjih. Zato sem v predavanjih pri Slovenskem geološkem društvu skušal podati kratek pregled pomembnejših geofizikalnih raziskav na izbranih področjih uporabe ter prikazati nekaj teoretičnih izsledkov, ki predstavljajo naš prispevek k obdelavi in vrednotenju geofizikalnih podatkov in razlagi geoloških razmer. Predavanja naj bi rabila informiranju geologov, hidrogeologov in drugih strokovnjakov na področju geologije o uporabnosti različnih geofizikalnih metod in naj bi prispevala k tesnejšemu sodelovanju geofizike in drugih geoloških raziskovalnih vej. V predavanju dne 20. 2. 1973 sem podal prerez geofizikalnih raziskav na slovenskem krasu in v zelo omejenem obsegu na hrvaškem krasu; obširneje sem isto snov podal v objavljenem članku (L a p a j n e, 1974). Dne 11. 11. 1975 sem v drugem predavanju prikazal rezultate geofizikalnih raziskav vodonosni-kov sladke, mineralne in termalne vode v Sloveniji v letih 1970 do 1975. Povzetek tega predavanja je glavna vsebina tega članka. O uporabnosti geofizikalnih metod v hidrogeologiji Geofizikalne metode so za raziskavo vodonosnikov pomembne v dveh pogledih. Po eni strani prispevajo k obogatitvi spoznanj o vodono6niku z izsledki, ki jih ni mogoče dobiti z drugimi raziskavami, po drugi strani pa s svojo sorazmerno nizko ceno povečujejo gospodarnost raziskovalnih del. Uporabne so tako pri raziskavah sladke vode kakor tudi za reševanje vprašanj termalnih in mineralnih vrelcev. Glede na geološko in hidrogeolosko raznolikost problemov je tudi metodologija geofizikalnih raziskav pestra. Uporabiti moremo praktično vse metode uporabne geofizike; pri tem so za reševanje določene naloge uspešnejše ene, za reševanje drugih nalog pa druge metode. Da bi povečali zanesljivost vrednotenja geofizikalnih meritev in si omogočili celovitejšo predstavo o naravnih razmerah, moramo uporabiti hkrati več metod. Geofizikalne raziskave vodonosnika imajo namen, da skupaj z drugimi raziskavami prispevajo k oblikovanju modela, ki omogoča vsaj približno oceno kakovosti vode, izdatnosti in najboljšega načina (optimalnega režima) izkoriščanja vodonosnika. Pod kakovostjo ne razumemo samo kakovosti same vode, temveč zajema ta pojem še plin pri mineralni vodi in primerno temperaturo pri termalni vodi. Prav tako gre pri mineralnih vodonosnikih poleg izdatnosti vode tudi za količino plina in pri termalni vodi za toplotni tok. Dalje zadeva najboljši način izkoriščanja v splošnem vodo, plin in toplotno energijo. Vodonosnik sestoji iz geološke strukture in vode (ter plina). Ce je mogoče merske količine neposredno primerjati s fizikalnimi parametri vode, vsebujejo geofizikalni podatki tudi ustrezno informacijo o vodi; v tem primeru bomo rekli, da je med geofizikalno sliko in vodonosnikom, oziroma vodo, neposredna odvisnost. Včasih sicer geofizikalni podatki nimajo nobene zveze z vodo in njenimi fizikalnimi lastnostmi, pa so vendar geofizikalne anomalije močno odvisne od pojava vode (ali plina); v takšnih primerih gre za posredno zvezo prek geološke strukture, ki daje ustrezno geofizikalno sliko in je hkrati vodonosnik. Uporaba geofizikalnih metcd v hidrogeologiji je smotrna tudi takrat, ko izsledki meritev nimajo niti neposredne niti posredne zveze z vodo. V to zvrst raziskav spada iskanje geometrijskih parametrov geološke zgradbe, npr. določanje globine oziroma reliefa vodoneprepustne podlage. Naj omenim še to, da je mogoče koristno uporabiti neposredni vpEv vode na geofizikalne merske količine tudi v primeru, ko ne gre za raziskave vodonosnikov. Prisotnost vode oziroma vlage ali vodnega toka in pronicanje vode skozi razpokane kamenine lahko pomaga npr. pri geofizikalnem iskanju rudnih teles, kraških jam ipd. V predstavi vodonosnika moramo razlikovati posrednik vode, vodonosnik in napajalno območje. Tudi v primeru, ko ni mogoče ostro razmejevati naštetih struktur, je delitev v raziskovalnem in ekonomskem smislu praktična in smiselna. V ekonomskem smislu razumemo pod vodonosnikom tisto geološko strukturo, iz katere moremo s primernim posegom, npr. z vrtino, pridobivati gospodarsko pomembne količine vode uporabne kakovosti in izdatnosti pri ustreznem načinu izkoriščanja. Pod napajalnim območjem navadno razumemo tisto območje, ki oskrbuje vodonosnik z vodo; upoštevati pa moramo tudi območje, ki daje plin in toplotno energijo. Iz napajalnih območij ne moremo gospodarno pridobivati ekonomsko pomembnih količin vode. Posrednik je tista geološka zgradba, ki posreduje vodo od vodonosnika proti površju ali k vrtini; s posegcin vanj je z večjo ali manjšo verjetnostjo možno dobiti vodo ali plin v ustreznih množinah. Smiselnost razločevanja omenjenih struktur se kaže tudi v metodologiji raziskav, saj so raziskave praviloma zgoščene na ožjem območju vodonosnika in posrednika vode, če je njun položaj znan. Zaradi naravne zveze vodonosnika z napajalnim območjem pa ni pametno, da se marsikdaj odpovedujemo regionalnim ali manj podrobnim geofizikalnim raziskavam na širšem območju vodonosnika, ki bi lahko dale koristne podatke za razumevanje celotnega sistema in opravičile stroške, ter posegamo po geofizikalnih metodah le na ožjem območju vodonosnika. Po načinu izvajanja geofizikalnih meritev razlikujemo nadpovršinske ali a er o-metode, površinske in pod površinske metode. Med slednjimi se za potrebe hidrogeolcgije uporabljajo skoraj izključno le meritve v vrtinah, ki so tudi sicer najpomembnejše med podpovršinskimi metodami in so važen del spremljave vrtanja. Delovno področje Oddelka za geofiziko na Geološkem zavodu v Ljubljani so bile v preteklih letih predvsem površinske metode in nekatere meritve v vrtinah. Površinske geofizikalne raziskave so tudi predmet tega sestavka. Površinske geofizikalne meritve so koristne v vseh fazah reševanja določene naloge. Njihova uporaba pred vrtanjem daje koristne podatke za oblikovanje prve geološke, litoložke in hidrogeološke slike vodonosnika, ki je izhodišče za načrtovanje raziskovalnega vrtanja. Med vrtanjem pomagajo pri usmerjanju vrtalnih del: pri lociranju vrtin in načrtovanju globin vrtanja. Ker so poceni, jih je pametno uporabiti tudi kot dopolnitev raziskovalnega vrtanja. V nadaljnjem so podani primeri geofizikalnih raziskav, ki jih je izvajal Oddelek za geofiziko Geološkega zavoda Ljubljana pod vodstvom avtorja na območju SR Slovenije. Ti primeri ilustrirajo uporabo različnih geofizikalnih metod za raziskave vodonosnikov in dajejo skromno predstavo o njihovi uporabnosti in koristnosti. Izsledki teh raziskav so povečini že preverjeni z raziskovalnim vrtanjem. Raziskave vodonosnikov sladke vode Splošno Med najpomembnejšimi vodonosniki sladke vode v Sloveniji so kvartarni, redkeje pliocenski prodnati in peščeni vodonosniki. Medzrnska poroznost v zem-ljinah omogoča, da ima podtalna voda v enotnem vodonosniku običajno prosto gladino. Pri raziskavah teh vodonosnikov ima uporabna geofizika največkrat nalogo določiti debelino vodonosnika, njegovo litološko sestavo ter globino in relief vodoneprepustne podlage. Pri tem se večkrat postavlja zahteva po iskanju stare, z mlajšimi naplavinami zapolnjene in pokrite struge, ker je tam debelina vodonosnika praviloma največja. Najprimernejši geofizikalni metodi za tovrstne naloge sta geoelektrično sondiranje in plitva refrakcij ska seizmika. Uporaba in uspeh geofizikalnih metod sta odvisna od razlik, oziroma razmerja ustreznih fizikalnih lastnosti zemljin in kamenin, ki sestavljajo vodonosnik in njegovo podlago. Navadno se uporabljata za reševanje postavljene naloge obe metodi, ker temeljita na dveh medsebojno neodvisnih parametrih: specifični električni upornosti zemljin in kamenin ter na hitrosti razširjanja elastičnega valovanja v njih. Gospodarnost teh raziskav ni vprašljiva, saj prispevajo pomemben delež pri oblikovanju modela vodonosnika. Z določitvijo reliefa podlage, ki omogoča oceno razsežnosti vodonosnika, pocenijo celotne raziskave, ker omeje obseg mnogo dražjih raziskovalnih vrtin na tisto število, ki je potrebno za določevanje hidrogeoloških in hidroloških parametrov ter za enolično vrednotenje geofizikalnih podatkov. Ekonomičnost uporabe geofizikalnih metod pri raziskavah prodnatih in peščenih vodonosnikov pogojuje tudi omejitev uporabe na ožje območje vodonosnika, ki je tu smotrna, ker je vrednotenje podatkov praktično neodvisno od poznavanja napajalnega območja (če izvzamemo Zemljine nad gladino talne vode, ki so pravzaprav tudi napajalno območje, saj skozi nje pronica padavinska voda do gladine podtalnice). Geofizikalne meritve zunaj vodonosnika imajo tu večinoma smisel le za določevanje fizikalnih lastnosti na izdankih zemljin in kamenin, ki jih moramo poznati za vrednotenje meritev na ožjem območju vodonosnika. Problem oskrbe vode je zlasti pereč na krasu, ki zavzema v slovenskem prostoru precejšnjo površino, in zaslužijo zato kraški vodonosniki posebno pozornost raziskovalcev. Kraške vodonosnike oblikujejo zakrasele kamenine s kraško podzemeljsko vodo z večinoma nezvezno gladino. Gre torej za sistem razpok, kavern, kanalov in jam, vsaj delno zapolnjenih z vodo, ki so z ekonomskega stališča cesto bolj podobne posredniku vode, ker je mogoče s posegom vanje le z določeno verjetnostjo dobiti zadovoljivo količino vode. O vodonosniku v ožjem pomenu besede pa moremo v gospodarskem smislu govoriti predvsem v primeru, ko je sistem razpok in kavern dovolj gost in prepusten, kanal ali jama z vodo dovolj velika in seveda, če je vodna gladina zvezna. Takšno pojmovanje vodonosnika je vsebovano tudi v zahtevi, ki se navadno postavlja pred uporabno geofiziko: najti podzemeljski vodni kanal, oziroma vodni tok. Zaradi majhne velikosti iskanega objekta je gospodarnost geofizikalnih raziskav kraških vodonosnikov neprimerno manjša kot v primeru raziskav prodnatih in peščenih vodonosnikov. Raziskovalno območje je neprimerno večje od razsežnosti vodonosnika. Tudi sama raziskovalna problematika je zahtevnejša, saj mora biti med geofizikalno sliko in vodonosnikom neposredna zveza. Problematiko raziskav podzemeljskih vodnik tokov moremo razčleniti na sledenje podzemeljskih vodnih poti in kanalov, iskanje smeri gibanja vode, ocenjevanje hitrosti vodnih tokov, določevanje iztekanja vode iz kraških polj oziroma jezer in akumulacijskih bazenov, raziskovanje zaledja izvirov itd. Med naštetimi nalogami sta prva in druga najzahtevnejši, vendar tudi ostale ne zaostajajo dosti. Bolj enostavni pa so primeri, ko ne gre neposredno za vodo, temveč za relief kameninske podlage kraških polj, kotlin in kotanj, za globino vrtač, debelino preperine in nanosov, za prelomne cone, smeri prevladujoče razpokanosti, cone močnejše zakraselosti, globine zakraselosti ipd. Kakovost izsledkov je tu lahko ogrožena predvsem zaradi kraške morfologije in prekrivanja vplivov raznih nehomogenosti. Po izkušnjah raznih raziskovalcev in naših lastnih opažanjih ima za reševanje kraške problematike med klasičnimi metodami uporabne geofizike še največ uspeha geoelektrika. Geoelektrično sondiranje in refrakcijske seizmične raziskave v Savinjski dolini V letih 1970 in 1971 smo v Savinjski dolini z geoelektričnim sondiranjem in s plitvo refrakcijsko seizmiko v sorazmerno skromnem obsegu raziskovali litološke razmere. Geološki prerez raziskovalnega ozemlja je po podatkih vrtanja v grobem naslednji: kvartar: humus, melj, pesek, prod, glina, peščena glina, meljna glina; pliocen: prod s peskom, meljem in glino, meljna glina; oligocen: siva laporasta glina, tako imenovana sivica, andezitni tuf, tufit, tufski peščenjak. Naloga geofizikalnih raziskav je bila, določiti globino do oligocenskih usedlin, ki jih predstavlja večidel sivica. Po litoloških podatkih je bilo mogoče sklepati, da se specifična električna upornost in hitrost razširjanja longitudinalnega elastičnega valovanja sivice ter drugih oligocenskih sedimentov toliko razlikujeta od istih parametrov pliocenskih in kvartarnih naplavin, da je smiselna uporaba obeh omenjenih metod. Geofizikalne meritve so pokazale, da ustrezata geološkemu profilu naslednji geoelektrični (upornostni) in seizmični (hitrostni) prerez: Upornostni prerez: 20 do 2000 ohm. m: kvartarne zemljine; 20 do 150 ohm. m: pleistocenska aid pliocenska glina, meljna glina, glina s peskom in prodom; 6 do 80 ohm. m: oligocensbe usedline. Hitrostni prerez: 200 do 600 m/s : kvartarne zemljine nad nivojem talne vode; 1500 do 1900 m/s : kvartarne in pliocenske naplavine s talno vodo; 2100 do 2500 m/s in več: oligocenske usedline. Geoelektrična slika nudi več podrobnosti in je na njej mogoče kakovostno razpoznavati več plasti kot na seizmični, vendar dokaj široki in prekrivajoči se upornostni razponi otežujejo že teoretično mnogolično vrednotenje geoelektrič- nih sovisnic. Računska obdelava seizmičnih sovisnic je zaradi razmaknjenih hitrostnih razredov sorazmerno enostavna in je mogoče lepo slediti relief podlage ter poglobljene dele v njem, ki naj bi ustrezali stari strugi Savinje. Obseg geofizikalnih raziskav je bil glede na velikost Savinjske doline, oziroma vodo-nosnika, izredno majhen, število raziskovalnih vrtin, ki so sicer rabile tudi za določitev hidrogeoloskih in hidroloških parametrov, pa precejšnje. Takšen način raziskav je bil delno opravičen; oligocenski sedimenti namreč niso pravo »dno« vodonosnika, ker del plasti nad njimi ni vodonosen, prave podlage pa ni bilo mogoče geofizikalno zanesljivo ugotoviti. Poznavanje skupne debeline kvartarnih in pliocenskih naplavin je za oblikovanje predstave o vodonosniku vseeno koristno. Zato bi bilo pametneje določiti to debelino predvsem geofizikalno in le ponekod z vrtinami. Uporaba geoelektričnih in seizmičnih meritev na istih lokacijah ter skupna obdelava bi verjetno omogočili tudi boljše količinsko vrednotenje geoelektričnih sovisnic, iz česar bi morda dobili zadovoljive podatke o geoelektrično ločljivih kvartarnih in pliocenskih plasteh. Morebitne nove raziskave tega prostora bodo morale zato vsekakor upoštevati primeren obseg geofizikalnih meritev. Geoelektrično sondiranje na Krško-brežiškem polju Na Krško-brežiškem polju smo leta 1971 prav tako določevali globino do vodoneprepustne podlage, oziroma debelino kvartarnih naplavin. Predvideno je bilo samo geoelektrično sondiranje. Primerjava geoloških in geoelektričnih podatkov je dala naslednji geološko-geofizikalni prerez: 1. plast (kvartar): 500 do 5000 ohm. m : prod s peskom; 2. plast (pliocen): 10 do 30 ohm. m : lapor, glina, glinasti melj; 100 do 300 ohm. m : prod (staljen). Poleg določitve debeline kvartarnih naplavin je bilo mogoče zaradi ugodnih upornostnih razmerij litološko razčleniti podlago kvartarja ter določiti približne meje in območje pliocenskega proda, ki naj bi po geološki predpostavki zapolnjeval staro strugo reke Save. Slika 1 podaja pregledno karto dela raziskovanega ozemlja z geoelektrično določenimi mejami, oziroma območjem pliocenskega proda. Severni del te karte pokriva območje jedrske elektrarne Krško, kjer smo s plitvo refrakcijsko seizmiiko potrdili izsledke geoelektričnega sondiranja; seizmično in geoelektrično določeni meji pliocenskega proda sta identični. Za hitrost razširjanja longitudinalnih valov v stisnjenem pliocenskem produ smo dobili vrednost 2 km/s in več, za hitrost v drugih pliocenskih sedi-mentih pa 1,6 do 1,7 km/s, kar je zadostovalo za razločevanje. Ker je hitrost razširjanja elastičnega valovanja tudi v kvartarnih zemljinah s talno vodo približno 1,6 km/s, je bilo mogoče seizmično določiti debelino kvartarnih naplavin le tam, kjer je pod njimi pliocenski prod. V poprečju je torej geoelektrično sondiranje bolj ustrezalo za določevanje debeline kvartarnih zemljin kot refrakcijska seizmika, čeprav je bil račun debelin iz seizmičnih podatkov zanesljivejši, kjer je bil mogoč. Verjetno bi bilo koristno z refrakcijsko seiz-miko preveriti geoelektrično določeno mejo pliocenskega proda tudi drugod (delno so to potrdile že vrtine), oziroma določiti njen potek natančneje, zlasti pa bi bile te meritve koristne tam, kjer iz geoelektričnih meritev ni bilo mogoče izluščiti te meje. POJASNILA - EXPLANATIONS ; Geoelektrično 'dot06en Elektritna sonda 500 ? 59° 10P°" pliocenski prod Electrical sounding Geoelectricaly determined Vrtino Pliocene fl^^^-j, -iO Bore ho[e SI. 1. Geoelektrično določen pliocenski prod na Krško-brežiškem polju Fig. 1. Geoelectrically determined Pliocene gravel in the Krško-Brežice field Geoelektrično sondiranje in refrakcijske seizmične raziskave na Iškem vršaju Na Iškem vršaju na južnem robu Ljubljanskega barja smo v letu 1974 imeli nalogo določiti debelino kvartarnih naplavin, oziroma globino do karbonatne podlage. Pričakovati je bilo, da se tako specifična električna upornost kot hitrost razširjanja elastičnega valovanja v kameninski podlagi jasno razlikujeta od teh lastnosti plasti, ležečih nad njo, zato smo kot raziskovalni metodi uporabili geoelektrično sondiranje in refrakcijsko seizmiko. Iz obdelave geoelektričnih in seizmičnih sovisnic smo dobili po primerjavi z geološkimi podatki naslednja prereza: Upornostni prerez: 20 do 90 (800) ohm. m: humus s prodniki (holocen); 100 do 1000 ohm. m: prod, pesek, melj, glina, glinasti melj, meljna glina, peščena glina, grušč (holocen, pleistocen); nekaj 1000 ohm. m: dolomit (triada). Po geoelektričnih sovisnicah je mogoče sklepati, da leži ponekod na dolo-mitni podlagi ndzkouporna plast s specifično električno upornostjo nekaj 10 ohm. m, ki jo lahko predstavlja glina, meljna in peščena glina ali geo-električno podoben material. Hitrostni prerez: 300 do 500 m/s : kvartarne zemljine nad nivojem talne vode; 1700 do 1900 m/s : kvartarne zemljine s talno vodo; 3700 do 5700 m/s : triadni dolomit. Količinsko vrednotenje samih geoelektričnah sovisnic ni bilo zanesljivo, računska obdelava seizmičnih sovisnic pa je dala sliko kameninske podlage, ki jo delno kaže prerez na sliki 2. Predvsem na podlagi izsledkov refrakcijske seizmike sta bili določeni dve vrtini. Njuni globini do triadne podlage sta .se dobro ujemali z izračunanima globinama. Vrtina Iš-1 je zadela na dolomit v globini 87,6 m, po podatkih seizmike naj bi bila globina 98 m; odstopanje znaša 10,6 °/o. Druga vrtina, IŠ-2, je našla dolomit 108,5 m globoko, kar je praktično enako napovedani globini. Geofizikalne raziskave na območju vršaja Iške so torej pokazale pred vrtanjem, da je debelina kvartarnih naplavin neprimerno večja, kot so pričakovali geologi. To je bilo še posebej pomembno za načrtovanje vrtalnih del. Obseg geofizikalnih meritev je bil tudi tu skromen. Ker je vrtanje potrdilo uporabnost refrakcijske seizmike, bi kazalo seizmično izmeriti najprej celotni Iški vršaj, nato pa postopoma na enak način obdelati še ostale dele Ljubljan- 30&* 200- 517 E5 iS 2 E6 E7 ■ ■ E8 S16 Kvartarne naplavine - Quaternary deposits Triadni dolomit - Triassic dolomite POJASNILA - EXPLANATIONS: S17 ^^^^^^ Refrakeijska seizmična razvrstitev Refraction seismic array Et5 Električna sonda Electrical sounding IŠ1 Vrtina (do kameninske osnove) Bore hole(reaching the bedrock) SI. 2. Geofizikalno določen geološki prerez Iškega vršaja Fig. 2. Geophysically determined geological profile of the Iška alluvial fan skega barja, da bi dobili celoten relief njegove kameninske podlage. Ne glede na težave in omejitve pri količinskem vrednotenju geoelektričnih sovisnic bi bilo koristno, da bi refrakcijske seizmične meritve spremljali z geoelektričnim sondiranjem zaradi vsaj grobega razločevanja prodnatih in peščenih zemljin od meljnatih in glinastih usedlin. Geoelektrične raziskave zaledja izvirov Malni Zaradi popolnejšega prikaza problematike in možnosti geofizikalnih raziskav v hidrogeologiji bom na kratko ponovil rezultate meritev v zaledju izvirov Malni, ki sem jih že objavil (L a p aj n e , 1974). Leta 1970 smo po metodi električno nabitega telesa izmerili zaledje izvirov Malni, da bi dobili površinsko sliko električnega polja, ki bi bila v neposredni ali vsaj posredni zvezi z vodonosnikom ali posrednikom vode. Namen raziskav je bil, po meritvah treh izbranih izvirov določiti zajetje vode za postojnski vodovod. Na raziskovanem območju, ki sestoji iz apnenca, smo ugotavljali električno polje na površju terena okoli tokovne elektrode, potopljene najprej v prvi, potem v drugi in nato še v tretji izvir, končno pa še polje linijske elektrode, potopljene vzdolž potoka MalenŠčice, kamor se steka voda iz vseh izvirov. Pomožna elektroda je bila tako daleč, da praktično ni vplivala na oblikovanje električnega polja. Izolinije so bile močno popačene samo v bližini najmočnejšega, tj. najnižjega izvira. Na podlagi velikosti in predznaka anomalnih vrednosti merjenega električnega potenciala napram elektrodi — izvoru — smo sklepali, da more anomalijo povzročiti ali večja kaverna, oziroma razpokan in kavernozen apnenec, presušen nad gladino vode, ali pa zelo kompakten in suh apnenec. Po prvi razlagi bi bil kraj geoelektrične anomalije ugoden za zajetje, ker je voda morala zaradi bližine izvira zapolnjevati razpoke in kaverne pod določenim nivojem, po drugi pa bi bil seveda popolnoma neprimeren. Prva možnost se nam je zdela bolj verjetna, ker je bilo v zaledju izvira pričakovati kraške kaverne, pa tudi razpokanost v prelomni coni. Na geoelektrično anomalnem kraju smo izvedli raziskovalno vrtanje. Ugodni rezultati vrtin z barvanjem vode so odločili, da je bilo na tem kraju zgrajeno črpališče. Raziskave vodonosnikov mineralne vode Splošno Zaradi raztopljenih mineralnih snovi, ogljikovega dioksida in navadno velikih globin je oblikovanje predstave o vodonosniku mineralne vode bolj zapleteno kot pri sladki vodi (izhajam predvsem iz raziskovalnih problemov v slovenskem prostoru), čeprav kompleksnosti te raziskovalne problematike ne kaže primerjati s težavnostjo raziskav kraških vodonosnikov. Mineralne snovi in zlasti plin še trdneje povezujejo napajalna območja, vodonosnik in posrednik v celoto. Oblikovanje modela vodonosnika mineralne vode zahteva vsestransko preučevanje celotnega sistema. V Sloveniji sta dve pomembni območji mineralnih vrelcev: Radenska Slatina in Rogaška Slatina. V prvem primeru gre za peščen(e) vodonosnik(e) z med- zrnsko poroznostjo, v drugem pa za vodonosnik(e) z razpoklinsko poroznostjo. Kljub obsežnim raziskovalnim delom na območju Radenske Slatine geofizikalnih metod tu niso uporabili. Zato bom obravnaval le takšen tip vodonosnikov mineralne vode, kakršnega predstavlja Rogaška Slatina, kjer so bile vključene tudi geofizikalne raziskave. Geološke in hidrogeološke raziskave v Rogaški Slatini so začeli z vrtanjem na ožjem vrelčnem območju, od kcder so se nato tipaje oddaljevali. Z oddaljevanjem od površinskih znakov (izvirov) pa postaja predstava vedno manj določena. Poleg površinskih geoloških in hidrogeoloških ter hidrckemičnih raziskav so potrebne tudi geofizikalne metode, ki dajejo podatke o globinski zgradbi. V ta namen so zaradi raznolikosti geoloških in hidrogeoloških razmer takih vodonosnikov primerne vse metode uporabne geofizike, ki lahko prispevajo kakovostne in količinske podatke. Kot primer podajam uporabo magne-tometrije. Geomagnetne raziskave na širšem območju Rogaške Slatine Meritve relativnih vrednosti vertikalne komponente gostote magnetnega polja in težnosti v Halozah, na Kozjanskem in Bizeljskem v letih 1958 in 1959 so bile izvedene po programu raziskav nafte in plina in niso bile vrednotene glede na mineralno vodo v Rogaški Slatini. Na geomagnetni karti, izdelani na podlagi teh meritev, je med Podplatom in Rogatcem jasno izražena pozitivna anomalna cona, ki se je delno ujemala s takratnim vrelčnim območjem. Zato je vzbudila pozornost geologa A. Nos a na, ki je sklepal, da utegne biti struktura, ki povzroča anomalijo, v kakšni zvezi z vodonosnim horizontom. Na podlagi te predpostavke je lociral na dveh anomalijah znotraj celotne anomalne cone dve vrtini, in sicer V-3/66 pri Podplatu in Sč-1/67 pri Sečovem. Obe vrtini dajeta Rogaški Slatini že nekaj časa glavne količine mineralne vode in ogljikovega dioksida. Tudi ti dve vrtini sta, kot vse prejšnje na ožjem vrelčnem območju, potrdili, da je vodonosnik, ali vsaj posrednik mineralne vode, andezitni tuf, pokrit z vodoneprepustnim oligocenskim laporjem. Verjetna se je zdela tudi razlaga, da povzroča magnetno anomalijo andezitni tuf ali morda pod njim ležeči andezit. Obe pozitivni vrtini sta kazali na to, da so lahko magnetne anomalije vodilo za lociranje vrtin; zato smo se lotili detajlnih geomagnetnih meritev. Prejšnje meritve so bile namreč dokaj redke — 2 do 3 merska stališča na km2, pa še te so bile zgoščene vzdolž važnejših cest. Leta 1974 in 1975 smo izvedli meritve totalne vrednosti gostote magnetnega polja na ozemlju s površino približno 300 km2. Osrednji del tega območja, ki zajema praktično celotno anomalno cono med Rogatcem in Podplatom, meri kakih 50 km2. Tu smo meritve znatno bolj zgostili kot na ostalem merskem območju. Detajlna geomagnetna karta odraža pozitivno anomalno cono, ki se razteza približno v smeri zahod-vzhod. V grobem se prekriva s sliko, ki so jo dale prejšnje meritve vertikalne komponente magnetnega polja, posamezne anomalije (»vrhovi«) znotraj anomalne cone pa so šele na detajlni karti prišle pravilno do izraza. Anomalija pri Rogatcu je izražena bolj jasno kot na prejšnji karti. Prvotno enotna anomalija na osrednjem delu je razbita na anomalijo pri Sečovem in anomalijo na ožjem območju Rogaške Slatine. Za anomalijo pri Podplatu pa se je pokazalo, da ima maksimum južno od Kostrivnice. Ta štiri anomalna območja bomo na kratko analizirali. Najdlje poznano in najbolj raziskano je ožje vrelčno območje Rogaške Slatine. Tu se andezitni tuf najbolj približa površju, saj se nahaja neposredno pod kvartarnimi usedlinami. Magnetno polje ima tu visoke vrednosti, z oddaljevanjem od središča anomalije pa hitro pojema zlasti proti severu in proti jugu. Kraj pozitivne vrtine V-6/67, najpomembnejše na ožjem vrelčnem območju, je blizu vrha anomalije, čeprav je J. B a č ni lociral na podlagi geomagnetnih raziskav, temveč le glede na bližino drugih vrtin in površinskih pojavov vode. Anomalija pri Sečovem je po gostoti magnetnega polja enaka prvi, čeprav so doslej določene globine do tufa večje. Najbliže površju je najden tuf v vrtini Sč-1/67, in sicer približno v globini 135 m. Polje tudi tu z oddaljevanjem hitro pojema, prav tako se tudi globina do tufa hitro povečuje. V vrtini Sč-2/68, ki je približno 800 m severno od Sč-1/67 zunaj anomalije, je najden tuf šele v globini 675 m, če zanemarimo vložek od 419 m do 444 m. Za Podplat in Kostrivnico je značilna blaga in široka anomalija, ki kaže, da je andezitni tuf sorazmerno globoko. To potrjujejo tudi vrtine, saj je bil najden tuf v vrtini V-3/66, ki je na robu anomalije, šele v globini 530 m ter tanjši vložek od 310 do 320 m globine. Na podlagi nove podrobne geomagnetne izmere je J. Lapajne na osrednjem delu te anomalije predlagal lokacijo vrtine K-2/75, ki daje večje količine mineralne vode in plina kot druge vrtine. S to vrtino je ponovno potrjena posredna zveza magnetnih anomalij in pojavov vode oziroma plina. Globina do vodonosnega tufa je tu 484 m, vložek »jalovega« tufa pa je že v globini 298 do 313,5 m. Anomalno območje pri Rogatcu je še popolnoma nepoznano. Tu ni bilo niti detajlnih geoloških raziskav niti raziskovalnega vrtanja. Po velikosti anomalije je mogoče sklepati, da je tu globina do andezitnega tufa večja kot na območju anomalije pri Sečovem dn manjša kot na anomalnem območju pri Podplatu in Kostrivnici. Pri lociranju vrtin na podlagi kvalitativnega vrednotenja je treba upoštevati, da je zaradi magnetne inklinacije vrh anomalije premaknjen nekoliko proti jugu glede na položaj telesa, ki povzroča anomalijo; premik je odvisen od globine telesa, ki povzroča anomalijo: čim globlje leži telo, tem večji je premik. Na kakovostno vrednotenje smo bili vezani predvsem zato, ker meritev še nismo končali, ko se je že pričelo raziskovalno vrtanje. Vsekakor pa bo treba čimprej napraviti kvantitativen model vodonosnika mineralne vode in plina ter upoštevati izsledke geoloških, geofizikalnih, fizikalnih, kemičnih in drugih raziskav. Dobra predstava ni potrebna zgolj zaradi izbire lokacij za vrtanje, saj je razmerje pozitivnih in negativnih vrtin že sedaj izredno ugodno, temveč predvsem zaradi smotrnega izkoriščanja mineralne vode in plina ter ocene življenjske dobe vodonosnika. K oblikovanju modela geološke zgradbe lahko znatno prispeva matematični model »geomagnetne strukture«, za kar so potrebne meritve magnetne suscepti-bilnosti in remanentnega magnetizma kamenin. V načrtu imamo sistematične meritve fizikalnih lastnosti na vzorcih iz izdankov in na jedrih iz vrtin. Doslej smo kar s terenskim magnetometrom ugotovili naslednje: — lapor ni vplival na magnetometer, — vzorci različkov andezitnega tufa so sicer različno vendar neznatno vplivali na magnetometer, — hiperstenov andezit iz opuščenega kamnoloma pri Trličnem ob Sotli je edina kamenina na širšem območju Rogaške Slatine, ki močno vpliva na magnetometer. Po zelo grobih ocenah magnetne susceptibilnosti sklepamo, da andezitni tuf ne povzroča magnetnih anomalij oziroma anomalnih con na ozemlju Rogaške Slatine, ker je njegova doslej določena magnetna susceptibilnost vsaj deset do stokrat prenizka. Magnetna susceptibilnost hiperstenovega andezita v splošnem ravno zadostuje za razlago anomalij. Ta ali njej sorodna kamenina povzroča povečanje gostote magnetnega polja in verjetno ne bi bilo treba znatno poglobiti vrtin na vrhovih anomalij, da bi iz tufa prišli vanjo. Glede na največje vrednosti gostote magnetnega polja leži ta kamenina najbliže površju na ožjem vrelčnem območju Rogaške Slatine in Sečovega. Ker leži tuf na tej kamenini, so anomalije posredno tudi merilo za njegovo globino. Vse vrtine, ki so bdle doslej izvrtane na geomagnetnih anomalijah, dajejo mineralno vodo in plin, vse ostale pa so negativne. To nas navaja k sklepu, da obstaja močna zveza med magnetnimi anomalijami in vodonosnikom. Na geološki karti doslej ni uspelo odkriti enakovredne korelacije. Kot sem že omenil, je v od on os ni horizont, oziroma posrednik, andezitni tuf, ki pa, kot kaže, ne povzroča magnetnih anomalij, ali pa je njegov prispevek k anomalijam majhen. Magnetne anomalije najverjetneje kažejo na vulkanske izlive andezita vzdolž močnejšega preloma, ki je verjetno tudi posrednik plina. Morda se območja najmočnejših izvorov plina ujemajo z območji geomagnetnih anomalij. Če predpostavimo, da prispeva k dvigu vode na površje največ plin, imamo že eno možno razlago posredne zveze magnetnih anomalij z vodo in plinom. Iz tega razmišljanja sledi, da bi s poglobitvijo vrtin na magnetnih anomalijah morda prišli v cono, iz katere bi dobivali samo plin, ali pa bi dobili toplejšo mineralno vodo. Raziskave vodonosnikov termalne vode Splošno Podobno vlogo kot jo ima plin v problematiki raziskav vodonosnikov mineralne vode ima toplota pri raziskavah vodonosnikov termalne vode. Za razumevanje teh vodonosnikov je treba rešiti vprašanje, kje se voda segreva, oziroma, odkod toplotna energija. Predstava o vodonosnikih termalne vode je navadno še skromnejša kot v primeru vodonosnikov mineralne vode. V splošnem razlikujemo pri nas plitve vodonosnike z medzrnsko poroznostjo, vodonosnike v prelomnih conah in globoke vodonosnike z razpoklinsko ali medzrnsko poroznostjo. V plitvih vodonosnikih se meša termalna voda, ki prihaja iz večjih globin, s hladno podtalnico in je zato temperatura takšne vode sorazmerno nizka. V prelomnih conah moremo dobiti praviloma toplejšo vodo. To so pravzaprav posredniki termalne vode in se v njej lahko oblikujejo vodonosniki pod slabše prepustnimi, oziroma milonitiziranimi conami. Vodonosniki, ki se nahajajo pod globoko ležečimi zapornimi plastmi, so najzanimivejši, saj pomeni uspešen poseg vanje velike količine vode z visoko temperaturo. Tudi termalno vodo so pri nas začeli izkoriščati na ožjih vrelčnih območjih plitvih vodonosnikov. Zaradi nižjdh temperatur in nezadostnih količin tople vode so pozneje v bližini naravnih izvirov locirali kaptažne vrtine. Ker plitvi vodonosnik tudi ne zadovoljuje potreb trajno, so skušali poiskati prelomne cone kot posrednike termalne vode in iz njih iz večje globine dobiti primerne količine dovolj tople vode. Pri iskanju pokritih prelomov in geoloških mej ter določevanju debeline mlajših sedimentov so uspešne geofizikalne metode, npr. geoelektrika ali plitva refrakcij ska seizmika. Poseben raziskovalni problem predstavljajo termalni izviri v kraškem svetu, kjer posredujejo vodo močneje zakrasele cone. Tu je zelo majhna verjetnost, da zadene vrtana vodonosne kaverne ali razpoke, geofizikalno pa njihovega položaja ni mogoče najti. Meritve temperature in temperaturnega gradienta navadno tudi niso vodilo pri raziskavah v krasu, ker cirkulira hladna voda zelo globoko in popači mersko sliko toplotnega polja. O globokih vodonosnikih imamo slabo predstavo ali pa sploh nobene. Zato so tembolj pomembne geofizikalne raziskave, ki lahko kaj povedo o globinski zgradbi. Površinske metode, primerne za takšne raziskave, so reflektivna seizmika, globoko geoelektrično sondiranje, gravimetrija in magnetometrija. Trije primeri ilustrirajo uporabo geofizikalnih metod in kažejo smotrnost njihove uporabe. Geoelektrično sondiranje in refrakcijske seizmične raziskave pri Kostanjevici Geofizikalne raziskave na območju toplih izvirov Topličnik pri Kostanjevici leta 1971 in 1972 niso imele zveze z vodonosnikom, ampak so bile namenjene samo za raziskavo litoloških razmer v manjših globinah. Določiti je bilo treba relief kameninske podlage kvartarnih in miocenskih sedimentov. Geofizikalne raziskave naj bi rabile za načrtovanje globin vrtanja. V ta namen smo uporabili geoelektrično sondiranje in plitvo refrakcijsko seizmiko. Raziskave so dale naslednji geološko-geofizikalni prerez raziskovanega ozemlja: 30 do 100 ohm. m in več / 1100 do 1600 m/s: kvartarna glina, pesek in prod z vodo; 10 do 20 ohm. m / 1600 m/s : miocenski lapor; vsaj nekaj 100 ohm. m / preko 3000 m/s : miocenski litotamnijski apnenec, kredni apnenec, jurski dolomit. Slika 3 kaže rezultat vrednotenja, to je karto globin podlage z veliko hitrostjo razširjanja longitudinalnega valovanja in z veliko specifično električno upornostjo, kar ustreza karbonatnim kameninam — predvsem krednemu apnencu, ponekod tudi litotamnijskemu apnencu, medtem ko jurskega dolomita verjetno nismo zajeli. Geofizikalno določene globine so se zelo dobro ujemale s kasnejšimi vrtinami. Geofizikalne raziskave so na desnem bregu omejile območje z globoko kameninsko podlago. Vrtina V-7 je to potrdila, napovedana globina pa je nekoliko odstopala od prave, ker je bilo količinsko vrednotenje na tem območju zaradi bočnih vplivov manj zanesljivo. Kot običajno je bilo mogoče količinsko nedvoumno vrednotiti le seizmične meritve ter predvsem iz njih dobiti podatke o globini kameninske podlage. Za Fig. 3. Geophysicaly determined bedrock shape in the Topličnik area razločevanje kvartarnih naplavin od miocenskega laporja pa je bila uspešnejša geoelektrika; z njo smo ugotovili, da se na območjih, kjer leži podlaga globlje, nahaja pod kvartarnimi naplavinami miocenski lapor, kjer pa je do podlage le nekaj metrov, npr. v obeh plitvih območjih na desnem bregu, pa te plasti ni. Geoelektrične in refrakcijske seizmične raziskave na območju Cateških Toplic Te raziskave obravnavam v posebnem članku (Lapa j ne, 1975); zato jih tu podajam prav na kratko. V letih 1970 in 1971 smo na Čateškem polju imeli namen predvsem raziskati litološke razmere v manjših globinah; večjih raziskovalnih globin zaradi neugodnih terenskih razmer ni bilo mogoče doseči. Z geo-električnim sondiranjem in prof Hiranjem ter plitvo refrakcijsko seizmiko smo zelo lepo litoloŠko razčlenili podlago kvartarnih naplavin in obenem določili pokrite prelomne cone, kjer smo locirali dve vrtini. Obe sta bili pozitivni, kar utrjuje predpostavko o posredni odvisnosti geofizikalne slike od vodonosnika, oziroma posrednika termalne vode. Geofizikalne raziskave na območju termalnih izvirov jugovzhodne Slovenije Obširne večletne geološke, hidrogeološke in geofizikalne raziskave smo leta 1973 zastavili na območju, ki zajema znana zdravilišča Cateške, Šmarješke in Dolenjske Toplice ter termalne izvire pri Bušeči vasi, Kostanjevici, Otočcu in Klevevžu. Naravni topli izviri na tem območju imajo temperature 19 do 38° C, le v Čateških Toplicah dosežejo 55° C. Z raziskavami posameznih območij v prejšnjih letih je uspelo dobiti nekaj višje temperature, na območju Čateških Toplic celo do 64° C. Pomemben prispevek teh raziskav pa so bile nove količine termalne vode Poleg omenjenih vrelcev na severnem, oziroma severovzhodnem obrobju Gorjancev so termalni izviri tudi na obrobju Žumberaka in Samoborske gore na hrvaški strani, pri Samoboru na vzhodu in pri Sv. Jani na jugu. Večina naštetih izvirov je ob pregibih Krško polje—Gorjanci, dolina Save in Gorjanci—Samoborska gora in Jastrebarsko—Zumberak. Krško polje, savska dolina in Jastrebarsko polje so tektonske udorine, med njimi pa leže dvignjene grude Gorjancev, Žumberaka in Samoborske gore. Za te grude je značilen izrazit gravimetrični maksimum, za tektonske udorine pa močno izraženi minimumi. Omenjeni maksimum je eden največjih v vrsti gravimetričnih anomalij na slovensko-hrvaškem mejnem ozemlju med Kolpo in Muro. Podoben gravimetrični maksimum je na območju Medvednice, kjer so znane Stubiške Toplice in termalni izvir pri Podsusedu. Iz regionalne gra-vimetrične karte lahko sklepamo, da so na gravimetrične anomalije vezani tudi termalni vrelec pri Podčetrtku ter Krapinske, Varaždinske in druge Toplice na hrvaški strani. Precej manj izrazita je regionalna magnetna karta. Tu ne moremo govoriti o kakšni izraziti anomaliji. V poprečju je za območje, kjer imamo pozitivno gravimetrično anomalijo, značilna negativna magnetna anomalija in obratno. Slika 4 kaže gravimetrični in magnetometrični profil Krškega polja, Gorjancev in Žumberaka do Jastrebarskega polja. Primerjava gravimetrične in geomagnetne karte z ustrezno geološko, tektonsko in neotektonsko karto kaže, da se geofizikalna slika dokaj dobro ujema z geološko. Vse važnejše geološke strukture in tektonski elementi se lepo odražajo na gravimetrični karti ter v njenih transformirankah. Po gravimetričnih podatkih je mogoče na splošno oceniti, da Krško udorino zapolnjujejo kamenine z manjšo gostoto in da sestoji jedro gorjanško-žumberaške grude iz kamenin z večjo gostoto od poprečne gostote kamenin obravnavanega območja. Za oblikovanje natančnejšega modela bodo potrebne meritve gostote na vzorcih iz izdankov. Kljub temu pa bo treba sliko še zelo poenostaviti in se opreti na dvomljive predpostavke, dokler ne bodo na voljo globoke vrtine. Največ termalnih izvirov je v prelomnih conah med gorjanško-žumberaško grudo in obdajajočimi udorinami. Po njih si termalna voda utira pot proti površju in so zato bolj posrednik kot vodonosnik. Čeprav lahko poseg vanje prinese večje količine termalne vode, kot npr. v Čateških Toplicah, moramo 23 — Geologija 18 Kr&ko polje Gorjanci - Žumberak SI. 4. Težnostni in geomagnetni profil preko Krškega polja, Gorjancev in Zumberaka Fig, 4. Gravity and magnetic profile across the Krško field, Gorjanci and Zumberak mountains verjetno prave vodonosnike iskati v večjih globinah pod še nepoznanimi zapornimi plastmi. Globinski vodcnosniki so osrednji predmet kompleksnih raziskav termalnih izvirov v jugovzhodni Sloveniji. Ker pa o njih nimamo zanesljivih podatkov, so raziskave usmerjene v preučevanje prelomnih con kot posrednikov termalne vode ter napajalnega območja. V zvezi s slednjim pa je reševanje najvažnejšega vprašanja: Od kod toplotna energija? Možni so trije viri: tektonska toplota, normalni temperaturni gradient in magmatska toplota. V prvem primeru se voda segreva v globokem prelomu, v drugem v večjih globinah v Krški in drugih udorinah, v tretjem primeru pa bi lahko bil vir toplotne energije magmatsko telo pod Gorjanci in 2umberakom. Zaenkrat ni mogoče zavreči nobene od naštetih možnosti, vendar bi bilo po drugi težko razložiti temperaturo 64® C v Čateških Toplicah. Izsledki geofizikalnih raziskav so zaenkrat najbliže tretjemu viru. Kot sem že omenil, je treba za razlago gravimetrične slike predpostaviti pod Gorjanci in Zumberakom telo z večjo gostoto; to telo bi lahko tudi bilo vir toplotne energije za vodo. Negativno magnetno anomalijo na območju Gorjancev in Zumberka povzročajo kamenine s poprečno manjšo magnetno susceptibilnostjo. Magnetna suscepti-bilnost kamenin je odvisna predvsem od vsebnosti magnetita. Nizko magnetno susceptibilnost bi lahko npr. povročila hidrotermalna sprememba magnetita v pirit. Torej bi lahko sklepali na intenzivnejšo hidrotermalno aktivnost znotraj gorjanško-žumberaške grude. Gravimetrična karta pa kaže tudi na močne prelomne cone in globoke udorine in zato ne zavrača ostalih dveh možnosti. Na celotnem raziskovanem ozemlju ni na voljo še nobene globoke vrtine; zato samo po površinskih raziskavah ni mogoče sklepati kaj določenega o globinskih razmerah. Prva naloga sedanjih raziskav je torej izbira primernega kraja za globoko vrtino. Ena sama vrtina bo seveda premalo, o obsegu vrtalnih del pa bodo odločala finančna sredstva. Navezava na podatke raziskovalnega vrtanja bo omogočila zanesljivejše vrednotenje geofizikalnih meritev. Pričakujemo, da bo geofizikalni model bistveno pripomogel k razumevanju raziskovalnega prostora. Povzetek Vrednotenje geofizikalnih meritev kaže, da so za iskanje vodonosnikov primerne praktično vse površinske metode uporabne geofizike. Pri raziskavi plitvih litoloških razmer sta ustaljeni metodi geoelektrika in plitva refrakcijska seizmika. Določevanje globine do vodoneprepustne plasti ali kameninske podlage je s seizmiko dokaj zanesljivo in natančno; zato ima v tem pogledu prednost pred geoelektričnim sondiranjem. Za razločevanje prodnatih in peščenih plasti od meljnatih in glinastih vložkov ter za ugotavljanje raznih drugih nehomogenosti pa je povečini občutljivejša geoelektrika; posebno primerna je za kakovostno vrednotenje, za količinsko obdelavo pa je nujna navezava na poznane razmere, npr. v vrtinah. Hkratna uporaba obeh metod lahko da pri ne premajhnem obsegu meritev zelo koristne podatke o vodonosniku. Raziskave kraških vodonosnikov spadajo med najtežje raziskovalne naloge. Od klasičnih metod uporabne geofizike ima še največ uspeha geoelektrika, ker je električno polje še najbolj občutljivo za kraške nehomogenosti. Za raziskave globljih geoloških struktur, kar je v okviru potreb hidro-geologije v slovenskem prostoru zlasti pomembno pri raziskavah vodonosnikov mineralne in termalne vode, sta za določevanje geometrijskih parametrov primerni metodi geoelektričnega sondiranja in seizmike (predvsem reflektivna seizmika), vendar slednja v ta namen zaradi visoke cene ni bila uporabljena, prva pa v zelo skromnem obsegu. V splošnem metodologija raziskav teh vodonosnikov ni ustaljena in je izbira raziskovalnih metod od primera do primera različna. Kot sem pokazal na primerih, kjer sta bili uporabljeni magneto-metrija in gravimetrija, je odvisno od specifičnih geoloških razmer, katera metoda je primernejša. Najbolje je uporabiti več različnih metod, ki lahko kakorkoli prispevajo k oblikovanju modela vodonosnika. Literatura Faninger, E. 1966, Hiperstenov andezit pri Sv. Roku ob Sotli. Geologija 9, Ljubljana. L a p a j n e, J. 1974, Geofizikalne raziskave na krasu. Acta carsologica VZ/27, Ljubljana. Lapa j ne, J. 1975, Geofizikalne raziskave na območju Cateških Toplic. Geologija 18, Ljubljana. Nosan, A. 1973, Termalni in mineralni vrelci v Sloveniji. Geologija 16, Ljubljana. IZ DEJAVNOSTI GEOLOŠKEGA ZAVODA — LJUBLJANA FROM THE ACTIVITIES OF THE GEOLOGICAL SURVEY — LJUBLJANA UDK 55(084.3 M100) (497.12) Tolmin Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000 list Tolmin Geological Map of SFRJ 1 :100 00 Sheet Tolmin Stanko Buser Geološki zavod Ljubljana, Parmova 33 Od celotne površine 1217 km2 lista Tolmin je doslej kartirana dobra polovica, tj. 609 km2, od tega v letu 1974 53 km2. Najstarejši skladi so amfiklinski, razviti kot glinovec z vložki apnenca in apnene breče. Po mikrofosilih jih je avtor uvrstil v karnijsko stopnjo. Slede ploščasti baški dolomit z roženci noriške in retske stopnje, nato pa ploščati apnenec z roženci, verjetno liasne starosti. Prvikrat so tu dokazane spodnjekredne plasti (barremij, aptij in albij). Sestoje spodaj iz apnene breče, više pa se menjavata kalkarenit in glinasti skrilavec. V cenomanu in turonu se kalkarenit in mikritni apnenec menjavata z glinastim skrilavcem in laporjem. Volčanski apnenec z roženci sega od coniaca do konca campana. Na vrhu pa ležita zgornjesenonska apnena breča in trdi lapor, ki bočno prehaja v fliš. V zgradbi razlikuje avtor banjško sinklinalo ter ponikvan-ski in podmelski pokrov, ki sta prvotno tvorila celoto. Razdelil ju je prelom, ob katerem se je južna gruda s ponikvanskim pokrovom dvignila više. The map sheet Tolmin covers 1217 km2. Up to now one half of the area (609 km1) has been mapped; out of this in 1974 about 53 km2. The geological profile starts with Amphiclina beds consisting of claystone intercalated with limestone and calcareous breccia. According to the microfos-sils the author ranged them into the Carnic stage. The Amphiclina beds are followed by Bača dolomite with chert inercalations, belonging to the Noric and Rhaetic stages. The Bača dolomite is overlain by platy limestone with chert probably of Liassic age. For the first time here the age of Lower Cretaceous beds has been proved ranging from Barremian through Aptian to Albian. Their lower part is built up of calcareous breccia and the upper one of alternating calcarenite and micritic limestone with shale and marl. In Coenomanian and Turonian calcarenite and micritic limestone alternate with clayey shale and marl. Volče limestone with chert extends from Coniacian to the end of Campanian. On the top Upper Senonian breccia and marlstone occur, passing laterally into flysch. The structural features show besides the Banjščice syncline the Ponikve and Podmelec nappes, that originally formed one sole unit. Later they were divided by a fault, where the southern block was upthrown together with the Ponikve nappe. Stratigrafski profil se na kartiranem ozemlju prične z amfiklinskimi skladi. Vložki apnenca v amfiklinskih skladih vsebujejo foraminifere, alge ter odlomke konodontov in preseke amonitov. Na podlagi mikrofosilov moremo te plasti uvrstiti v karnijsko stopnjo. Baški dolomit z roženci je brez fosilov. Po legi ga uvrščamo v noriško in retsko stopnjo. Konkordantno sledi ploščasti apnenec z roženci, ki razen iglic spongij ne vsebuje fosilnih ostankov in ga zato le po legi štejemo v lias. Transgresivno na njem leži apnena breča. Njen spodnji del sestoji iz kosov in blokov organogenega apnenca, zgornji pa v glavnem iz mikritnega apnenca. V breči so bili določeni zgornjetriadni mikrofosili in jurskokredne korale. Verjetno pripada breča barremiju. Nad njo se menjavata glinasti skrilavec in kalkarenit z vmesnimi plastmi in gomolji roženca. Te kamenine so uvrščali prej v juro; pri naših raziskavah pa je bilo dokazano z mikrofosili, da pripadajo spodnji kredi — aptiju in albiju. Le njihov vrhnji del štejemo v cenoman. Više v profilu preide kalkarenit v mikritni apnenec in glinasti skrilavec v glinasti lapor. V zgornjem delu cenomana in turona prevladuje mikritni apnenec z roženci; vmes so tanke plasti rožnatega in sivkasto zelenega laporja. V mikritnem apnencu zasledimo značilne globotrunkanide. V spodnjem delu senona (santon-campan) je razvit ploščasti mikritni volčanski apnenec s plastmi in polarni roženca. Globotrunkane dokazujejo, da je trajala sedimentacija tega apnenca vsaj do konca campana, ni pa izključeno, da je segla celo v maastricht. Na volčanskem apnencu leži apnena breča; v njej prevladujejo kosi zgornjekrednega rudistnega apnenca, dobimo pa tudi kose jurskega apnenca. Redki laporni vložki v breči vsebujejo na več krajih senonski nanoplankton. Apneno brečo pokriva na vzhodnem delu kartiranega ozemlja trdi lapor, ki zahodneje bočno prehaja v fliš. V trdem laporju in v laporju med flišnimi plastmi smo našli senonske oblike nanoplanktona. Sedaj je zanesljivo dokazano, da pripada fliš na kartiranem ozemlju senonu (maastrichtu) in da se pričenja paleo-censki ter eocenski fliš šele južneje od tod. V kvartarnih usedlinah smo ločili morene, terasne rečne zasipe Soče in Idrijce, deluvij, jezersko kredo, sprijeti pobočni grušč in bloke, aluvij, vršaje in po-bočni grušč. Kartirano ozemlje sestoji iz treh večjih tektonskih enot: banjške sinklinale ter ponikvanskega in podmelskega pokrova. Plasti fliša in volčanskega apnenca so pogosto nabrane. Močno in drobno nagubani volčanski apnenec nahajamo med Kolovratom — Volčami — Modrejem in Knežo. Male gube imajo smer E-W in NW-SE. Kjer so gube prevrnjene, zasledimo vedno le proti jugu prevrnjene strukture. Narivna ploskev ponikvanskega pokrova je malo nagnjena proti jugu, kar je verjetno posledica neotektonskih premikov. Ta ploskev ima vpad 20° do 30°. V južnem delu pokrova so vse plasti prevrnjene. Pokrovna struktura je odrezana ob idrijskem prelomu in je južneje od tega preloma ne zasledimo več. Tudi v podmelskem pokrovu so plasti v prevrnjeni legi. Narivna ploskev tega pokrova pa vpada položno proti severu. Prvotna narivna struktura je bila enotna; razdelili so jo prelomi, ob katerih je bila južneje ležeča gruda s ponikvanskim pokrovom dvignjena više kot podmelski pokrov. Kartirano ozemlje sekajo številni prelomi. Najdaljši in najpogostnejši imajo smer NW-SE. Prelomi s smerjo NE-SW so krajši in manj pogostni ter so pre- kinjeni ob prelomih prve smeri. Zelo redki pa so prelomi E-W, ki so najstarejši. Glavni prelom je idrijski, poleg njega so izraziti še podmelski, baški, lomski, doblarski, hojski in čepovanski ter prelom Avče-Dol. Med mineralnimi surovinami je pomemben trdi lapor, ki bi prišel v poštev za proizvodnjo cementa. Nadalje so uporabni prod, pesek, apnenec, apnena breča in flišni peščenjak ter milonitiziran dolomit. Pri terenskem raziskovanju je z avtorjem sodeloval Jože Cajhen, pri laboratorijskih določitvah pa Smiljka Pantič, Jernej Pavšič, Desa Pejovič, Hajka Radoi-čič, Mirjam Silvester, Alojz Sercelj, Ljudmila Sribar in Dragica Turnšek. Raziskave financira Raziskovalna skupnost Slovenije. UDK 55(084.3 M100) (497.12) Ljubljana Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000 list Ljubljana Geological Map of SFRJ 1:100 000 Sheet Ljubljana Uroš Premru Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 List Ljubljana obsega 1430 km8. Doslej je bilo kartiranih 914 km*, od tega v letu 1974 na sekcijah Kokarje, Medija in Polšnik skupaj 232 km*. Rekognosciranih pa je bilo 124 km8 na sekcijah Gornji grad in Podvolov-Ijek. Stratigrafski profil lista Ljubljane obsega skoraj vse člene od permo-karbonskih do holocenskih. Na sekciji Medija je zgornji perm razvit lapo-rasto, apneno in dolomitno. Tod je bila s konodonti dokazana skitska stopnja. Najbolj pestro sliko kaže ladinska stopnja; od severa proti jugu si slede eugeosinklinalni (pseudoziljski) razvoj s kislimi predorninami ter karbonatni in miogeosinklinalni razvoj. Na sekciji Medija je bila ponovno potrjena zgornje triadna in liasna starost dolomita in apnenca, severno od Save pa brečast razvoj reta in liasa. Na sekcijah Medija in Polšnik so se ponekod ohranile erozijske krpe zgornjekrednih sedimentov, ki vsebujejo globotrunkane. V Zgornjesavinjski dolini leži helvetski lapor diskordantno na srednjeoligocenskih plasteh, v zagorski in kolovraški terciarni kadunji pa na spodnjemiocenskih plasteh. Na sekciji Medija je trojanska antikli-nala narinjena na litijski nariv, delno pa više ležeči trojanski nariv pokriva trojansko antiklinalo in litijski nariv. Poleg litijskega se d£ ločiti dolski nariv, ki kaže luskasto zgradbo. The map sheet Ljubljana comprises 1430 km8. In former years 914 km8 were mapped; out of these in 1974 an area of 232 km2 comprising the sheet sections Kokarje, Medija and Polšnik. Reconnaissance survey was carried out on 124 km2 belonging to the sheet sections Gornji Grad and Podvo-lovjek. The columnar section of the sheet Ljubljana comprises nearly all rock units from the Carboniferous-Permian to Holocene. In the area of Medija the Upper Permian occurs in marly, calcareous and dolomite development. The Scythian stage is proved by conodonts. The Ladinian stage is broad-featured. From north to south three different portion can be distinguished: eugeoosyncline (Pseudozilian) deposits associated with acidic effusive rocks, carbonate rocks, and miogeosyncline development. In the area of Medija the Upper Triassic and Liassic age of the dolomite and limestone was repeatedly proved. North of the river Sava, Rhaetic and Liassic rocks occur. In the Medija and Polšnik areas erosional remnants of Upper Cretaceous deposits including globotruncanas are sporadically preserved. In the upper Savinja valley Helvetian marl is unconformably underlain by the Middle Oligocene beds, and in the Zagorje and Kolovrat basins by Lower Miocene beds. In the Medija area the Trojane anticline is over-thrust on the Litija overthrust; the Trojane anticline and the Litija over-thrust are partly covered by the Trojane overthrust. Beside the Litija overthrust, the Dolsko overthrust is distinguished, showing an imbricate structure. Za področje lista Ljubljana, ki je bilo kartirano v letu 1974, obstajata tiskani geološki karti Franza Tellerja v merilu 1 : 75 000 — list Mozirje iz 1. 1898 in list Celje-Radeče iz 1. 1907. Poleg teh pa tudi manuskriptni geološki karti merila 1 : 25 000 D. K u š č e r j a in K. G r a d a iz let 1959—1961 za sekcijo Ljub- ljana 54. Po programu bi morala biti nova karta pripravljena za tisk skupaj s tolmačem leta 1978. Najstarejši skladi so permokarbonski. Na njih leže ponekod konkordantno, drugod diskordantno grodenske plasti srednjega perma. Zgornjepermske plasti severno od Medije sestoje iz laporja, dolomita in glinastega skrilavca. Skitske plasti so dokazane s foraminifero Meandrospira iulia (Premoli Silva) v Soteski pri Mozirju in z združbo konodontov pri Mediji. Ladinska stopnja je zelo pestro razvita. Od severa proti jugu si slede eugeosinklinalni (psevdoziljski) razvoj s kislimi predorninami ter karbonatno-šelfni in miogeosinklinalni razvoj. Apnena in dolomitna sedimentacija je na karbonatnem šelfu na osrednjem delu lista Medija trajala od aniza do liasa. V apnencu eugeosinklinalnega razvoja smo našli kono-donte: Nurrella citae Cherchi, Paragondolella navicula (Huckriede), Neogondo-lella mombergensis (Tatge), Ozarkodina kockeli Tatge, Lonchodina cf. latidentata (Tatge), Hindeodella petrae-viridis Huckriede in Acodina sp. V plasteh miogeo-sinklinalnega razvoja so na več krajih naslednji konodonti: Neogondolella mombergensis (Tatge), Paragondolella navicula (Huckriede), Ozarkodina tortilis Tatge, Nurella citae Cherchi, Acodina sp., Lonchodina sp. in Hindeodella sp. Cordevolski dolomit smo lahko ločili od ostalega dolomita le v dolskem narivu, kjer smo našli v njem številne alge Diplopora annulata Schafhautl in ponekod tudi kamenine loferskega faciesa. Na sekciji Kokarje nastopa cordevolski apnenec skupaj z zgornjetriadnim apnencem in vsebuje foraminifero Duostomina alta Oberhauser ter algi Physoporella cf. pauciforata (Gumbel) in Teutloporella cf. herculae (Stopp.). Julijska in tuvalijska stopnja sta razviti v dveh različnih miogeosinklinalnih razvojih z vmesnimi plastmi dolomita in apnenca. Severni miogeosinklinalni razvoj sestoji iz dolomita, laporastega apnenca in glinastega skrilavca, južni razvoj pa iz boksitnega oolita, pisanega laporastega apnenca in laporja. Masivni apnenec karbon a tno-šelf nega razvoja vsebuje koralo Margarosmilia richthofeni Volz. Noriška in retska stopnja sestojita iz neplastovitega apnenca in dolomita. V spodnjem delu so noriške foraminifere Turispillina minima Pantič in Permo-discus pragsoides oscilens (Oberhauser), zgornji del pa je razvit loferitno. Na sekcijah Medija in Polšnik preidejo kamenine retske stopnje postopno v liasne s foraminiferami Triasina hantkeni Majzon, Sestrosphaera liasina Pia, Spirillina sp. in z redkimi posameznimi velikimi megalodontidami. V severnem delu dol-skega nariva je poseben razvoj reta in liasa. Na srednjetriadnem dolomitu leži erozijsko-diskordantno pisana apnena breča z vmesnimi plastmi apnenca, ki vsebuje že prej omenjene značilne retoliasne foraminifere. Na sekciji Kokarje je povsem drugačen razvoj liasa. Zanj sta značilna erozij sko-diskordantna meja z zgornjetriadno talnino in pester eugeosinklinalni razvoj (ponikvanski skladi) z vmesnimi kislimi predorninami. Erozijski ostanki zgornjekrednih sedimentov so samo v litijskem in dolskem narivu. Med flišem so plasti apnenca, laporja, skrilavca in breče. V apnencu smo našli foraminiferi Globotruncana linneiana (d'Orbigny) in Gl. linneiana tricari-nata (Quereau) ter presedimentirani spodnjekredni foraminiferi Orbitolina sp., Cuneolina sp., algo Bacinella irregularis Radoičič ter številne odlomke rudistov. Najstarejše terciarne plasti so srednjeoligocenske. V Savinjski dolini sestoje iz okoninskega konglomerata in breče, laporja, andezitnega in dacitnega tufa ter iz laporja, tufa in tufita, ki se med seboj menjavajo. Lapor je bogat s foraminife-rami. Zagorska in kolovraška kadunja sta zapolnjeni s soteškimi skladi, ki jih premog deli na spodnji in zgornji del, in z morsko glino (sivico). Na srednje-oligocenskih plasteh leže spodnjemiocenski pesek, glina, melj in lepidociklinski apnenec. V zahodnem delu obeh kadunj sledi helvetski pesek z vložki laporja, proda, peščenjaka in gline s foraminifero Streblus beccarii (Rotalia beccarii). V Savinjski dolini pa leži helvetski lapor diskordantno na srednjeoligocenskih plasteh. Tortonski sedimenti zagorske in kolovraške kadunje sestoje spodaj iz litavskega peščenjaka in konglomerata, zgoraj pa iz litotamnijskega apnenca. V jedru glavne sinklinale so sarmatske plasti laporja, gline, peska, proda in konglomerata. Tokova Save in Savinje spremljajo usedline pliokvartarne ilovice in gline, ki vsebujeta ponekod prod, drugod grušč, najmlajši nanos je aluvialni prod Save in Savinje. Po zgradbi je ozemlje del Posavskih gub in Savinjskih Alp. Tektonske enote predstavljajo narive, katerih vsak nosi v svojem severnem sinklinalnem delu terciarno sinklinalo. Le litijska antiklinala predstavlja avtohton. Ta del Posavskih gub je znan po številnih pojavih mineralnih surovin. V okolici Litije so kopali barit, svinčeno in cinkovo rudo ter limonit, pri Mozirju pa boksit. Edini obstoječi premogovnik je v Kisovcu pri Zagorju. Znani so posamezni pojavi bakrovih in manganovih mineralov, boksita, proda in gline. Pri Zagorju odkopavajo apnenec in ga predelujejo v hidratizirano apno. Retoliasna pisana apnena breča bi bila uporabna za okrasni kamen. V Medijskih toplicah je termalni izvir z nizko temperaturo (21°). Pri terenskih raziskavah so z avtorjem sodelovali Božo Stojanovič, Lado Ferjančič in Milorad Nedanovski, fosile so določili Ljudmila Sribar, Lija Rijavec, Katarina Krivic, Dragica Turnšek in Lado Ferjančič, petrografsko sta vzorce določili Ana Hinterlechner-Ravnik in Marija Dimič, sedimentološko pa Saša Ore-hek in Bojan Ogorelec. Vsa raziskovalna dela je financirala Raziskovalna skupnost Slovenije. UDK 55(084.3 M 100) (497.12) Ravne Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000 list Ravne Geological Map of SFRJ 1 :100 000 Sheet Ravne Peter Mioč Geološki zavod Ljubljana, Parmova 33 V letu 1974 smo skartirali na listu Ravne 55 km2, tako je do sedaj skartiranih 487 km2 od površine 778 km2, ki so v mejah SR Slovenije. Re-ambulirano je 114 km* karte in sestavljeno 139 km2 litološke karte. Na novo kartiranem delu lista se nadaljujejo geološke enote, ki so bile delno že prikazane v poročilu o listu Ravne za leto 1973. V geološki zgradbi je avtor prikazal sedimentni zaporedji severnih in južnih Karavank ter vmesno cono metamorfnih in magnatskih kamenin. V severnih Karavankah je avtor ločil v silursko devonskem zaporedju spodnji in zgornji del. Spodnji del sestoji iz sivega skrilavca, v zgornjem pa zelenkasti in vijoličasti skrilavec vsebuje konkordantne plošče diabaza. Na silursko devonskih skladih slede permotradni, triadni in jurski sedimenti. Doslej so od jure bili znani samo liasni sedimenti, po najdbi doggerskih in malmskih mikro-fosilov v letu 1974 pa je dokazan razvoj cele jure. V južnih Karavankah vsebuje lapor spodnjega dela oligocenskih plasti bogato mikrofavno z značilno Clavulinoides szaboi. Više pa sledi smre-kovška serija glinovca, tufa, tufita in vulkanske breče z vmesnimi izlivi andezita. In 1974 55 km2 of the sheet Ravne were mapped, so that up to now 487 km2 of the area of 778 km8 belonging to Yugoslavia are mapped. About 114 km2 of older mapping was reinvestigated and brought up to date; for 139 km2 a lithological map was compiled. In the recently mapped area the geological units, partly shown in the report 1973, are continuing. Regarding the geological structure, in this report the sequences of sediments in the Northern and Southern Karavanke Mountains as well as the intermediate zone of metamorphic and igneous rocks are described. In the Northern Karavanke the author discerns the lower from the upper part of the Silurian-Devonian sequence. The lower part consists of gray slate, the upper one of grayish and violet slate, containing conformable diabase veins. The Silurian-Devonian strata are overlain by Permo-Trias-sic, Triassic and Jurassic deposits. Up to now in Jurassic only Liassic deposits were known; after discovering in 1974 Doggerian and Malmian deep-sea sediments, the existence of the complete Jurassic sequence was proved. In the Southern Karavanke Mountains, the marl of the lower Oligoce-ne is abundant in microfauna with the charcteristical Clavulinoides szaboi. Overlaying follows the Smrekovec series of claystone, tuff, tuffite, volcanic breccia and andesite. Za območje lista Ravne obstaja T e 11 e r j e v a geološka specialka Železna Kapla (1896) in Mozirje (1898) v merilu 1 : 75 000. V letu 1974 smo na novo kar-tirali proti zahodu do Travnika in severozahodu do južnega pobočja Pece ter proti severu na pobočju Urši je gore. Centralna karavanška cona sestoji iz metamorfnega pasu ter granitnega pasu na severu in tonalitnega na jugu. V metamorfnem pasu na raziskanem območju prevladuje drobnozrnati biotitni in biotitno-muskovitni gnajs. Ponekod se pojav- lja blestnik. Ob kontaktu z granitom in tonalitom se je razvil kordieritni skrilavec, ki sestoji iz kordierita, kremena, biotita, muskovita, kremena, sericita in klorita. Granitni pas je zelo heterogen; razlikujemo granit, porfiroidni granit, granodiorit, kremenov diorit, diorit in gabro. Vmes so vključki amfibolita, gnaj-sa, diabaza in metakeratofirja. Intruzija je bila večfazna, menjavale so se kisle in bolj bazične faze. Med naštetimi različki kamenin prevladuje granit in porfiroidni granit. Zaradi heterogene sestave pasu bi bil zanj primeren naziv »intruzivni migmatitni« pas. Meja med granitom in metamorfnim pasom je primarna; to potrjuje nastanek kordieritnega skrilavca ob kontaktu. Tudi meja tonalita z metamorfnim pasom je povečini primarno intruzivna, kar dokazuje kordieritni skrilavec, ponekod pa je tektonizirana. Tekstura je pararelna (gnajsoidna), izražena z vzporednim menjavanjem pasov femičnih in saličnih mineralov. Takšna orientacija mineralnih zrn je pogojena s sinorogeno intruzijo tonalitne palingene magme pod orientiranim pritiskom. Severne Karavanke so ločene od centralne karavanške cone z reverznim prelomom, ki vpada proti jugu. Južni del severnih Karavank je zgrajen iz silursko-devonskih skladov štalenskogorske serije. Njen spodnji del sestoji iz sivega glinastega skrilavca, alevrolita in peščenjaka, v zgornjem pa prevladuje zelenkasti in vijoličasti skrilavec s konkordatnimi ploščami diabaza. Zelenkasti skrilavec sestoji iz kriptokristalaste kloritno glinaste osnove ter mikrokristalnih zrn kremena, posameznih zrn glinenca in drobcev vulkanskega stekla. Vijoličasti skrilavec ima enako sestavo, njegova osnova pa vsebuje fino dispergiran hematit, ki je pogosto že limonitiziran. Vložki dosežejo debelino 20 metrov, vendar jih je zaradi poraščenosti in preperine težko prikazati posebej na karti. Diabaz v zgornjem delu štalenskogorske serije potrjuje vulkanogano poreklo teh plasti in eugeosinklinalno sedimentacijsko okolje. Stalenskogorska serija je narinjena proti severu na triadne plasti, ki jih je severno od Javorniškega potoka v novejšem času stratigrafsko raziskal I. S t r u c 1. Zato jih bomo le našteli. Profil se začne s permotriadnim rdeče vijoličastim kremenovim peščenjakom in konglomeratom. Spodnjetriadne plasti vsebujejo foraminifero Meandrospira pusila Ho, ki je značilna za kampilske plasti. Sledita anizična stopnja s sivim plastovitim dolomitom in apnencem z rožencem ter ladinska stopnja v partnaškem razvoju: temen glinast skrilavec ter nad njim apnenec in dolomit. Zgornja triada je zastopana s karnijskim laporjem, glinastim skrilavcem, apnencem in sivim plastovitim dolomitom. Više leži noriški dolomit. Retske in retsko-liasne plasti severno od Uršlje gore sestoje iz apnene breče ter svetlo sivega in rumenkastega masivnega apnenca z vmesnimi lumakelami školjk in brahiopodov. A. R a m o v š in R. R e b e k sta v teh plasteh določila retsko-liasno makrofavno. V istih plasteh smo sedaj našli retsko mikrofavno z vrstami Triasina hantkeni Majzon, Vidalina martana Farinacci, Favreina salevensis (Pa-rejas), Frondicularia sp. in Trocholina sp. Konkordantno na masivnem apnencu leži severno od Uršlje gore rdečkasti in zelenkasto rumeni ploščasti apnenec, ki vsebuje liasno, doggersko in titonsko mikrofavno. O tem razvoju je avtor skupaj z L. Sribar napisal posebno razpravo, objavljeno na str. 87 do 97 te knjige. V južnih Karavankah se na sekciji Črna stratigrafski profil prične z zgornje-karbonskim kremenovim konglomeratom, peščenjakom in skrilavcem, ki predstavljajo zahodni podaljšek plasti sekcije St. Vid na Slemenu. Na listu Slovenj Gradec vsebuje to zaporedje leče apnenca z mikrofavno, ki dokazuje orenburško stopnjo. Na sekciji Črna je zastopan tudi sivi, svetlo sivi in rožnati trogkofelski apnenec. Meje s sosednjimi kameninami so tektonske. Na istem območju najdemo triadne usedline skitske in ladinske stopnje. Spodnji del skitske stopnje sestoji iz dolomita z vložki rdečkasto vijoličastega peščenjaka, zgornji pa iz sivega plo-ščastega apnenca ter rumenkasto rjavega in vijoličastega peščenega skrilavca. Na skitske plasti so narinjeni zgornjekarbonski sedimenti. Na jugozahodnem delu sekcije Črna leži manjša krpa ladinskega svetlo sivega apnenca, ki ga na severni strani loči prelom od skitskih skladov, na južni in jugozahodni strani pa je prekrit s srednjeoligocenskim laporjem. V južnem delu sekcije Črna leži na triadni podlagi oligocenski peščeni lapor s posameznimi vložki apnenca. Lapor vsebuje mikrofavno, med katero so tudi značilne paleogenske vrste Clavulinoides szaboi, Vaginulinopsis gladius, Vaginulinopsis pseudodecorata, Nummulites sp., Operculina sp. in Uvigerina sp.. Te vrste nastopajo tudi v rupelijskih plasteh v laško-zagoskem sinklinoriju. Na podlagi foraminifer sklepamo na nastanek laporja v morju, globokem okoli 200 metrov. Nad laporjem sledi smrekovška serija gli-novca, andezitnega tufa, tufita, vulkanske breče in andezita v obliki izlivov med piroklastičnimi sedimenti. Enake plasti so razen na sekciji Črna razširjene tudi na sekciji Ljubno. Erupcije so se vršile ob smrekovškem prelomu, vulkanski material pa se je usedal v morju južno od te dislokacije. Na podlagi značilnih sedimentoloških tekstur (gradacija, imbrikacija) sklepamo, da se je vulkanogeni material transportiral večidel z blatnimi tokovi s strmega severnega pobočja v bazen. Med kvartarnimi sedimenti so zastopani pobočni grušč in aluvialne naplavine; severno od Bele peči na sekciji Črna pa se pojavlja tudi morenski material. Pri izdelavi litološke karte smo ločili posamezne skupine kamenin, ki so si podobne po kemični sestavi in na njih nastaja bazična, nevtralna ali kisla prst. V skupino kamenin, ki dajejo bazično prst, smo uvrstili apnenec in dolomit; v skupino, na kateri se razvija nevtralna prst pa apnenec z vložki glinastega skrilavca, lapor in menjavanje laporja ter glinovca. Kisla tla pa nastajajo na granitu, tonalitu, gnajsu in blestniku ter na silursko-devonskih skrilavcih. Pri terenskem delu so z avtorjem sodelovali Miro Znidarčič, Marjan Poljak in Zmago Jerše, pri laboratorijskih mikropaleontoloških določitvah Lija Rijavec in Ljudmila Sribar, pri petrografskih Marija Dimič in pri sedimentoloških Saša Orehek. Kartiranje financira Raziskovalna skupnost Slovenije. UDK 55(084.3 M 100) (497.12* Delnice Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000 list Delnice Geological Map of SFRJ 1 :100 000 Sheet Delnice Stevo Dozet Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 Avtor je s sodelavci nadaljeval kartiranje na sekcijah Kočevje, Mozelj in Kočevska reka, ter Prezid in Cabar. Našel je nove izdanke permokarbonskih plasti pri Kočarjih na sekciji Mozelj, ter na sekciji Kočevska reka ob cestah Morava—Banja Loka in Borovec—Banja Loka. Po analogiji s sosednjimi listi jih je uvrstil v srednji perm. Dopolnil je tudi triadni profil po najdbi werfenskih plasti v običajnem klastičnem razvoju z vložki dolomita ob cesti Kočevska reka—Borovec—Briga. Po vrzeli srednje-triadnih in spodnjekarnijskih plasti sledi sklenjen profil od zgornjega karnika do zgornje krede, ki ga je avtor detajlno prikazal in delno utemeljil s fosili, delno pa po legi. Vzporedno je študiral tudi odvisnost kraške morfologije od geološke zgradbe. Skupno je bilo doslej kartirano 167 km2 in rekognoscirano 363 km8. Za območje sekcije Mozelj je sestavljena litološka karta s površino 75 km*. The author and his team continued geological mapping of the sheet sections Kočevje, Mozelj, Kočevska Reka, Prezid and Cabar. Until now unknown outcrops of Carboniferous Permian beds at Kočarje (sheet section Mozelj) were found, as well as on the sheet section Kočevska Reka along the roads Morava—Banja Loka and Borovec—Banja Loka. By analogy with the adjacent regions they were ranged into Middle Permian. The Triassic columnar section was supplemented by the sequence of Werfenian beds, composed of clastic rocks with dolomite intercalations, along the road Kočevska Reka—Borovec—Briga. Middle Triassic and Lower Carnian beds are lacking. There follows a continuous sequence from Upper Carnian to Upper Cretaceous deposits that is described in detail and partly evidenced by fossils, partly based upon superposition. The dependence of karst morpholgy on geological structure is discussed. In total an area of 167 km1 was mapped, and 363 km* reconnoitered. A lithological map comprising 75 km* of the sheet section Mozelj was compiled. Najstarejši objavljeni podatki, ki obravnavajo tudi geološke razmere karti-ranega področja lista Delnice, so prikazani na manuskriptnih geoloških kartah Črnomelj -Ko čev j e (V. M. Lipoid in G. Stache, 1959) ter Lož-Cabar (T. K o r m o š , 1890). Obe sta izdelani v merilu 1 : 75 000. Najstarejše plasti kartiranega in rekognosciranega področja so permokarbonske. Njihova manjša krpa leži pri Kočarjih ob južnem robu sekcije Mozelj. Tu se menjavata temno sivi glinasti skrilavec ter tankoploščasti in lističasti močno sljudnati peščenjak. Enako so razvite permokarbonske plasti na sekciji Kočevska reka v izdankih ob cesti Morava-Banja Loka in ob cesti Borovec-Banja Loka. Po analogiji s sosednjimi listi gre za srednjepermske, najverjetneje srednje-trogkofelske sklade. Ne izključujemo pa, da je del teh plasti mlajši ali starejši. Triadne plasti so razširjene na sekcijah Mozelj in Kočevska reka. Našli smo spodnje in zgornjetriadne plasti. Številne izdanke spodnjetriadnih plasti sledimo ob cesti Kočevska reka-Boro-vec-Briga. T. K o r m o š (1890) jih je na svoji karti označil kot werfenske. Gre za vijoličasto rdeči glinasti skrilavec ter vijoličasto rdeči, rumenkasti redkeje modrikasto zeleni in rjavkasto sivi tankoploščasti in lističasti meljevec in peščenjak. Ponekod vsebujeta peščenjak in skrilavec še interkalacije rumenkastega, rožnatega in zelenkastega dolomita. Večji del plasti najverjetneje res pripada spodnji triadi, niso pa izključeni karnijski in permski sedimenti. Na odseku ceste Morava-Briga sta dva izdanka karnijskih plasti. Konkordant-no pod zgornjetriadnim dolomitom leži vijoličasto rdeči, rumenkasti in sivkasti drobno in srednjezrnati peščenjak, ki vsebuje interkalacije sivega dolomita. Spodnji del karnijskih plasti manjka. Na starost teh plasti sklepamo po njihovi legi in litološki sestavi. Zgornjetriadni dolomit noriške in retske stopnje smo razdelili na dva člena. Spodnji sestoji iz sivega redko črnega drobno in finozrnatega, tu in tam debelo-zrnatega dolomita. Debelina plasti pojema od spodaj (250 do 40 cm) navzgor (25 do 40 cm). Gre za pasoviti ponekod stromatolitni glavni dolomit. V srednjem delu smo ponekod našli v dolomitu onkoide, ki kažejo na sedimentacijo v plitvem morju. Debelina tega člena znaša okrog 500 m. V zgornjem členu, ki je prav tako debel približno 500 m, se menjavata pasoviti glavni dolomit, kakršnega smo opisali že v spodnjem členu, ter srednje in debelozrnati plastoviti (20 do 45 cm) temno sivi močno bituminozni dolomit. Ta člen predstavlja postopen prehod glavnega dolomita v liasni dolomit. Po ano-logiji s sosednjimi listi ga uvrščamo v zgornjo triado. Jurske plati prihajajo na površje na sekcijah Mozelj in Kočevje. Sestoje iz apnenca in dolomita v plitvomorskem razvoju. Enolična litološka sestava in pomanjkanje vodilnih fosilov nam zaenkrat onemogočata podrobnejšo razčlenitev . V spodnji in srednji lias smo uvrstili izdanke temno sivega drobno, srednje, in debelozrnatega močno bituminoznega dolomita pri Oneku, Livoldu in Moravi. Dolomit je ploščast (5 do 15 cm) in plastovit (25 do 40 cm). Pri Livoldu smo v njem našli litiotide. Zgornjeliasne in doggerske plasti so zaradi pomanjkanja vodilne favne prikazane skupaj. Sestoje iz svetlo sivega, sivega in temno sivega mikritnega in oosparitnega apnenca ter debelozrnatega ploščastega in plastovitega in temno sivega dolomita. Močno prevladuje apneni facies. Dolomita je znatno manj in se pojavlja največ v spodnjem delu v obliki tanjših vložkov. Starost teh plasti je določena le po njihovi legi. V spodnjem delu malma, ki obsega oksford in spodnji kimmeridgij, prevladuje svetlo sivi mikritni apnenec. Dobi se še rjavkasto in temno sivi mikritni in intramikritni apnenec, v zgornjem delu pa tudi sivi oolitni apnenec. Dolomit se v spodnjem delu pojavlja le v obliki tankih interkalacij, v zgornjem pa dosežejo njegovi skladi debelino 50 m. Je debelo in srednjezrnat, rjavkasto siv, temno siv, ponekod tudi svetlo siv. Spodnji del malma določa hidrozoj Cladocoropsis mira-bilis Felix. Te plasti vsebujejo med drugimi tudi foraminifero Kurnubia palesti-niensis Henson in algo Macroporella sellii Crescenti. Našli smo tudi nekaj horizontov s polžki, školjkami, brahiopodi in koralami, vendar nabrani fosilni material še ni determiniran. Na hribu Bidros NW od Laz na sekciji Mozelj je z algo Clypeina jurassica Favre dokazan zgornji del malma. Ta alga nastopa v temno sivem in sivem mi-kritnem in intramikritnem plastovitem (20 do 150 cm) in redkeje v ploščastem apnencu. Poleg omenjene alge se v tem apnencu pojavljajo še miliolide in algi Pianella (Salpingoporella) annulata Carozzi in Thaumatoporella parvovesiculi-fera Raineri. V zgornjem malmu je tudi nekaj vložkov rjavkasto sivega in temno sivega srednje in debelozrnatega dolomita. Debeli so do 30 m. Na meji med spodnjim in zgornjim malmom je nastajal boksit. Njegovi žepi so najdeni v malmskih plasteh hriba Bidros NW od Laz na sekciji Mozelj in vzhodno od Koč na sekciji Kočevska reka. Spodnjo kredo smo s pomočjo favne razdelili na dva dela. Spodnji pas sestoji iz temno sivega ploščastega in plastovitega mikritnega apnenca z vložki temno sivega in rjavkasto sivega bituminoznega dolomita. Apnenec vsebuje v spodnjem delu tintinine, nato favreine in algo Pianella (Salpingoporella) annulata Carozzi. Precej pogostna je tudi alga Clypeina solkani Conrad and Radoičič (Munieria baconica Deecke). Opisane sedimente štejemo v valanginij, hauterivij in barre-mij. Debelina tega pasu znaša približno 750 m. V zgornjem pasu prevladuje temno sivi in črni mikritni močno bituminozni apnenec. Svetlo sivi apnenec je bolj redek. Spodnji del tega člena vsebuje bogato miliolidno mikrofavno, orbitoline, rekvienide in algo Pianella (Salpingoporella) dinarica Radoičič. Orbitoline in rekvienide se pojavljajo v več horizontih, debelih 1 do 10 m. V vrhnjem delu tega pasu se pojavljajo tudi sivkasti in rjavkasto sivi ploščasti zrnati dolomit, dolomitna breča ter temno siva apnena breča. Opisane sedimente smo uvrstili v aptij in albij . Zgornjekredni sedimenti so razkriti le v bližini Kočevja. Razdelili smo jih na cenomanske in spodnjeturonske plasti. Cenomanske plasti smo po litološki sestavi in favni razdelil na dva dela; spodnji sestoji iz sivega in rjavkasto sivega ter rožnatega biosparitnega apnenca s številnimi drobnimi fragmenti in redkimi preseki radiolitov. Miliolidna mikrofavna je redka in siromašna. V teh plasteh se dobijo Rhapidionina dubia De Castro, Trocholina conica Henson, Thaumatoporella parvovesiculifera Raineri, ostrakodi, miliolinide in fišerinide. Debelina spodnjecenomanskih plasti ne presega 250 m. V zgornjem cenomanu je razvit svetlo sivi in beli plastoviti (20 do 60 cm) radiolitni apnenec. Gre za intrasparitni in intrapelsparitni, redkeje mikritni apnenec s številnimi radioliti. Najpogostejši so rodovi Acteonella, Eoradiolites, Distephanella in Durania. Zastopana je nadalje naslednja mikrofavna: Nezzaza-ta simplex Omara, Nezzazata conica Smauth, Nummuloculina cf. regularis Phil-lipson, Praesorites sp., Peneroplis sp., Rhapydionina dubia De Castro in druge. Med algami se najpogosteje pojavljajo Thaumatoporella parvovesiculifera (Raineri). Kamenine spodnjega turona so litološko zelo podobne zgornjecenomanskim. Razlikujemo tri tipe svetlo sivega in belega plastovitega apnenca: mikritnega, intrabiosparitnega in biointramikritnega. Reperno plast z exogyrami smo vzeli za mejo med cenomanom in turonom. Prav v tej plasti opazujemo močne spremembe mikrofavne. Spodnji turon je vidno siromašen s foraminifersko asociacijo, pojavi pa se dazikladaceja Heteroporella lepina Praturlon. Terciarne usedline prekrivajo v obliki večjih in manjših krp Kočevsko polje, Zajčje polje ter kraška polja Livolda, Suhega potoka, Kočarjev, Novih laz in Kočevske reke. Povsod gre za rdečkasto rjavo, rumenkasto rjavo in sivkasto rjavo glino, oziroma ilovico z dobro zaobljenimi rdečimi, rumenimi in črnimi prodniki kremena in roženca, velikimi nekaj cm. Opisane usedline so pričele nastajati v pliocenu in verjetno njihova sedimentacija kontinuirano traja vse do današnjih dni. Kvartarnih usedlin je malo. Na geološki karti smo ločili tri kvartarne oblike: aluvij, aluvij rečnega korita in deluvij. Zgradba ozemlja je komplicirana zaradi mreže prelomov in razpok. Prevladujejo dinarsko usmerjeni prelomi in prelomi N-S, manj je prečnodinarskih in drugih smeri. Prelomi so vertikalni do subvertikalni. Sledimo jih po miloniti-ziranih in limonitiziranih conah, ki so široke po več sto metrov. Razpoke ob prelomih so zapolnjene s kalcitom. Pogosto so kamenine spremenjene v tektonsko brečo in mnogokje močno silificirane. Usmerjenost struktur se lepo ujema s smerjo dolin, jarkov, vrtač in površinskih vodnih tokov. Ozemlje sekcije Mozelj delimo po zgradbi na dva dela. Severno polovico ka-rakterizirajo številni močni dinarsko usmerjeni prelomi. Zahodni del severne polovice sekcije je bil, če izvzamemo področje rudnika, kot kaže mirnejši, v vzhodnem delu pa gre za intezivna spuščanja in dviganja posameznih blokov. Zgradba južne polovice sekcije Mozelj je bolj zapletena od severne. Mreža prelomov in razpok je tukaj zelo gosta. Razen močnih dinarsko usmerjenih prelomov opazujemo prav tako močne prelome s smerjo N-S, ki so mlajši od dinarskih. Ob prelomih N-S so se skladi bolj ali manj horizontalno premaknili; vedno je premaknjeno vzhodno krilo proti severu. Posamezni bloki pa so spuščeni ali dvignjeni. Na kartiranem ozemlju pridobivajo premog, apnenec in dolomit. Premog kopljejo v Šalki vasi pri Kočevju. V peskokopih pri Lazah med Mozljem in Kočarji ter med Mozljem in Rajndolom izkoriščajo zdrobljen zgornjetriadni dolomit. Največji kamnolom je pri Željnah, kjer lomijo zgornjekredni apnenec. Kamen je razpokan in je zato njegova uporabnost omejena. 24 — Geologija 18 UDK 553.44:550.8(497.12) Geološke raziskave svinca in cinka Geological Exploration of Lead and Zinc Miran Iskra in Franc Drovenik Geološki zavod Ljubljana, Parmova 33 Ivo Štrucl Rudnik svinca in topilnica Mežica V letu 1974/75 smo raziskave svinca in cinka nadaljevali na ožjem območju rudnika Mežica, zahodno od Tople v Koprivni in v Puharju. V centralnem delu mežiškega rudišča je bila v globini revirja Union najdena bogata ruda stratiform nega tipa. Raziskave globinskih delov revirja Graben in Navršnik po programu za to leto še niso končane. V Koprivni pričakujemo orudenje s cinkom v anizičnih plasteh kot v Topli; izvrtani sta bili dve vrtini, ki sta dali pomembne podatke o litološki sestavi anizičnih in ladinskih plasti. Po končanih geoloških raziskovalnih delih v Puharju pri Šoštanju so bili v letu 1974/75 izvedeni poskusi oplemenitenju rude, ki so uspeli glede kvalitete in izkoristka koncentrata. Postavlja pa se vprašanje ekonomičnosti v zvezi z odkopavanjem majhnih rudnih teles. Petrološke in rudne preiskave kažejo v Puharju na zgodnje diage-netski nastanek cinkovo-svinčene rude s ponovnim premeščanjem v toku epigeneze. In 1974—75 the exploration of lead and zinc has been continued in the closer area of the Mežica mine, at Topla and at Puharje. In the central part of the Mežica mine the exploration has been successful in the vicinity of the Union fault, where a new deep seated stratiform ore deposit has been discovered. To the west of Topla, at Koprivna, where a zinc mineralization in Anisian strata is expected, two boreholes were drilled, which gave important data on the lithological composition of this region. Enrichment assays with the Puharje ore have been carried out, in 1975, the mining works at Puharje being accomplished in 1973—74. As to quality and recovery, the results of concentration were good, but at present the economic factor have not been taken in account. According to petrological and mineralogical research the zinc and lead ores would seem to have originated by diagenetic processes. Later on they have been redistributed by epigenetic changes. Mežica. Raziskovalna dela v globini revirja Union so bila uspešna. V tem revirju že dolgo časa odkopavajo bogato rudo ob sistemu unionskih prelomov. Sedaj pa so tam na globini 750 m pod karditskim skrilavcem našli še stratiformni tip rude, ki vsebuje okrog 10 °/o Pb in 4 °/o Zn. Po programu za leto 1974/75 bi morali z vrtanjem raziskati tudi globlje dele wettersteinskih plasti v revirjih Graben in Navršnik, kjer lahko pričakujemo rudo. Ta dela pa niso bila izvedena, ker se je vrtanje v Koprivni zavleklo zaradi kompliciranih geoloških razmer. Detajlno geološko kartiranje smo nadaljevali nad centralnim mežiškim rudiš-čem. Z njim smo pokrili okrog 10 km2 ozemlja. Topla. Pojavi cinkove rude v anizičnem dolomitu Tople so raziskani tako daleč, da bo v kratkem lahko stekla proizvodnja. Ker se anizične plasti od Tople nadaljujejo proti zahodu v smeri Koprivne, smo tam zvrtali dve globoki vrtini. Vrtina T-6/74 je dosegla globino 430,0 m in pri tem sekala v zgornjem delu temne klastične kamenine, ki jih lahko primerjamo s kameninami ladina v partnaškem razvoju, v spodnjem delu pa karbonatne plasti anizične stopnje. Partnaške plasti so v skladovnici sicer karbonatnih kamenin aniza in ladina važen reper, ki nam pomaga pojasnjevati komplicirane tektonske razmere ob velikem periadriatskem prelomu, kjer se posamezne plasti lahko ponavljajo. O kompliciranih geoloških razmerah govori tudi vrtina T-7/74, globoka 426,0 m; navrtala je anizični apnenec in dolomit, ki se ponavljata in bo njun pravi stratigrafski položaj moral biti določen šele na podlagi sedimentolo-ških, mikropaleontoloških in geokemičnih raziskav. Puharje. Večletne raziskave z rovom in vrtanjem v Puharju smo končali v letu 1973/74. Pokazalo se je, da je tu računati na siromašno, v glavnem cinkovo rudo. Možne so lokalne obogatitve rude, ki bi jo v bodočnosti mogli ekonomično odkopati. Teh obogatitev nismo dokončno raziskali, ker bi bilo to mogoče le s poskusnim odkopavanjem, ki pa ga program osnovnih raziskovalnih del ni vseboval. Pač pa je rudnik Mežica, kot svoj prispevek k raziskovalnemu programu 1974/75, na določenem kraju bogatejše rude napravil manjši poskusni odkop. Odstrelili so okrog 200 t rude, s katero so v Mežici izvedli industrijski poskus obogatitve. Ze preje so v laboratoriju poskusno predkoncentrirali in flotirali 100 kg težak vzorec rude, ki je dal prenizek koncentrat s 50,9 ° o svinca in zadovoljiv koncentrat s 55 % cinka, vendar s slabim izkoristkom. Industrijski poskus je bil napravljen z mnogo siromašnejšo rudo kot laboratorijski (1,40 9cpb in 2,80 % Zn). Pri tem so bili doseženi zadovoljivi rezultati tako glede kvalitete koncentrata kot glede izkoristka. Ekonomika pa zaenkrat ni bila upoštevana, ker bi v ta namen morali natančneje poznati pogoje odkopava-nja manjših rudnih teles. Do tega poročila petrološke in rudne raziskave še niso bile končane. Določenih je bilo več tipov dolomita, ki predstavljajo prehode od homogenega dolosparita do disolucijske breče. Študira se zveza med vrsto dolomita in cinkovo-svinčevo rudo. Zelo verjetno je ruda zgodnjediagenetskega nastanka s premeščanjem v toku epigeneze. UDK 550.8:553.6 Geološka prospekcija ozemlja občine Šentjur pri Celju Geological Prospecting for Mineral Raw Materials of the Šentjur Community Area Nu&a Krošl-Kuščer Geološki zavod Ljubljana, Parmova 33 Geološka prospekcija ozemlja manj razvite občine Šentjur pri Celju je obsegala pregled naslednjih kamenin: triadni apnenec in vulkanske kamenine, oligocenski peščeni lapor in andezitni tuf, miocenski kremenov pesek, litavski apnenec in laški lapor. Vključen je bil tudi hidrogeološki pregled hipotermalnega izvira v Dobrini pri Žusmu. During the prospecting for mineral raw materials of Šentjur com munity some brief site investigations and preliminary chemical and technological analyses were carried out. The following rocks were investigated: Triassic limestone and associated volcanic rocks, Oligocene sandy marl and andesitic tuff, and Miocene quartz sand, Lithothamnion limestone and marl. A brief survey of the hypothermal spring at Dobrina near 2usem was carried out too. Občina Šentjur pri Celju leži na manj razvitem območju in zajema tudi del Kozjanskega. Za razvoj industrije bi bila zato koristna najdba mineralnih surovin. V prvi polovici prejšnjega stoletja so nekaj časa kopali železovo rudo na severovzhodnih pobočjih Bohorja in v Žusmu, ki je zahodni podaljšek Rudnice. V Fužinah je tedaj obratoval tudi plavž. Zaradi majhnih zalog, neenakomerne kvalitete in težke taljivosti rude so bili ti kopi opuščeni. Več možnosti lahko pričakujemo na nemetalnem področju. 2e v prvi polovici prejšnjega stoletja je bil po Evropi znan bentonit iz Blagovne severozahodno od Celja, ki so ga izvažali še po prvi svetovni vojni. Po drugi svetovni vojni so odprli več nahajališč bentonita vzhodno od Celja, med njimi tudi nekaj kopov južno od Šentjurja. Obratovanje pa je bilo zaradi majhnih rezerv in tektonsko porušenih plasti opuščeno. Geološka prospekcija v 1. 1974 je imela namen pregledati in orientacijsko določiti morebitno uporabnost drugih nemetalnih surovin. Laboratorijske analize so pokazale, da so za bolj podrobne raziskave zanimiva naslednja nahajališča: — diabaz na severnem delu Bohorja — andezitni tuf zahodno od 2usma — kremenov pesek na več krajih, posebno okoli Jezerc — litavski apnenec vzhodno od Ponikve Preliminarne preiskave lastnosti zgoraj naštetih kamenin so nakazale možnosti njihove uporabnosti v industriji gradbenih materialov in v gradbeništvu. Zelo razširjeni oligocenski peščeni lapor in lapor laškega horizonta bi glede na svojo sestavo in druge lastnosti ustrezala le kot surovina za proizvodnjo cementa. Hidrogeloški pregled izvira v Dobrini je pokazal, da temperatura (14 do 15°C) in izdatnost (2 do 3 litre na sek.) ne nakazujeta zadostne sigurnosti, da bi tudi z velikimi investicijami v globoko vrtanje dosegli ugoden rezultat. IZ DEJAVNOSTI SLOVENSKEGA GEOLOŠKEGA DRUŠTVA FROM THE ACTIVITIES OF THE SLOVENIAN GEOLOGICAL SOCIETY TJDK 55:06(047) O delovanju Slovenskega geološkega društva 1974-75 Dušan Kuščer in Saša Orehek A> Kogresi in posvetovanja Oktobra 1974 je društvo skupno z Geološkim zavodom Ljubljana, Inštitutom za geologijo univerze v Ljubljani in Paleontološkim inštitutom SAZU organiziralo 8. jugoslovanski geološki kongres na Bledu. Pokrovitelj kongresa je bil Izvršni svet SRS, ki ga je zastopal podpredsednik dr. Avguštin Lah. Organizacijo kongresa sta finančno podprla SBK pri Raziskovalni skupnosti Slovenije in Geološki zavod Ljubljana. Kongresa se je udeležilo 426 geologov iz vse Jugoslavije. Prisostvovalo je tudi 9 zastopnikov tujih geoloških ustanov, in sicer 2 iz Avstrije, 2 iz Italije, 4 iz Madžarske in 1 iz Sovjetske zveze. Med kongresom od 1. do 3. oktobra so bila strokovna predavanja razdeljena na pet sekcij: 1. sekcija: mineralogija, petrologija, geokemija 19 predavanj 2. sekcija: paleontologija, sedimentologija, stratigrafija 32 predavanj 3. sekcija: geotektonika, geofizika 22 predavanj 4. sekcija: inženirska geologija, hidrogeologija 11 predavanj 5. sekcija: ekonomska geologija 35 predavanj Razen predavanj po sekcijah je bilo še 9 predavanj na plenarnem zasedanju. Po kongresu je društvo priredilo 6 ekskurzij v naslednje kraje: 1. ekskurzija (4. in 5. oktober): Trias (Črna, Celje), oligocen in miocen (Gornji grad, Hrastnik, Trbovlje), pliocen (Velenje). Vodili so S. Buser, A. Grimšičar in D. Kuščer. 2. ekskurzija (4. in 5. oktober): Tektonika Julijskih Alp, mezozoik. Vodil je A. Ramovš. 3. ekskurzija (4. in 5. oktober): Magmatske in metamorfne kamenine Smre-kovca, Karavank in Pohorja. Vodila sta P. Mioč in E. Faninger. 4. ekskurzija (4 oktober): Rudišče Hg Idrija, rudišče U Zirovski vrh. Vodila sta I. Mlakar in E. Lukacs. 5. ekskurzija (5. oktober): Pb-Zn rudnik Mežica. Vodil je I. Strucl. 6. ekskurzija (4. in 5. oktober): Termalni in mineralni vrelci v vzhodni in jugovzhodni Sloveniji. Vodila sta F. Drobne in A. Nosan. V soglasju z Zvezo geoloških društev SFRJ je Slovensko geološko društvo, na pobudo iniciativnega odbora v sestavi V. Gregorič, S. Orehek in B. Sebečič, priredilo 15. in 16 sept. 1975 prvo posvetovanje komisije za sedimentologijo Jugoslavije. B. Predavanja E. Schroll : Geochemische Charakteristika der Erzlagerstat-ten in Ostalpen (gost z Dunaja) J. S1 i v n i k : Tehnološka predelava uranove rude z Zirovskega vrha (z barvnim filmom) S. Grafenauer: Sistem raziskovanja in študija v ZDA R. R a d o i č i č : Facije in paleogeografija krede Merdita jedi-nice S. Grafenauer: Geološke zanimivosti Severne Amerike P. Mioč in M. 2 n i d a r č i č : Pregled geološke zgradbe na listu Slovenj Gradec F. Drovenik: Preskrba z mineralnimi surovinami danes in jutri J. Ivankovič, K. Vavpotič in F. Vidic: Geološki in geotehnični pogoji izgradnje ljubljanskih obvoznic A. Stritar: Pomen geologije in pedologije za prostorsko planiranje F. O s o 1 e : Prerez paleolitika na Slovenskem C. Šlebinger: Nekaj o globljih zemeljskih blokih Diskusijski večer o študiju geologije na univerzi v Ljubljani T. Turk, K. Jenko in J. Vogrinec: Rezultati istraži-vanja na naftu i plin na području SR Slovenije C. Ekskurzije 20. 2. 1975 — Ogled reaktorja in poskusnega obrata za predelavo uranove rude v Podgorici (Ekskurzijo so vodili sodelavci Inštituta »Jožef Štefan«) 19. in 20. 4. 1975 — Zagreb-Zutica polje-Novska-Bjelovar-Bilo Gora-Sandrovac polje-Zagreb (Hrvatsko geološko društvo in Ina-Naftaplin sta priredila ekskurzijo za Slovensko geološko društvo). 12. 11. 1974 — 26. 11. 1974 — 10. 12. 1974 — 20. 12. 1974 — 7. 1. 1975 — 21. 1. 1975 — 4. 2. 1975 — 18. 2. 1975 — 4. 3. 1975 — 18. 3. 1975 — 1. 4. 1975 — 6. 5. 1975 — 20. 5. 1975 — NOVE KNJIGE BOOK REVIEWS VDK 048.1 Helmut Schrocke: Grundlagen der magmatogenen Lagerstattenbil-dung. Ferdinand Enke Verlag, 1973, Stuttgart. Obseg: X + 287 strani. 170 slik in 27 tabel, 18 X 24 cm. V platno vezano DM 136,—. Po nastanku so rudišča magmatskega, sedimentarnega in metamorfnega izvora, pri čemer so med njimi dani številni prehodi. Čeprav razpolagamo danes s številnimi učbeniki o nastanku rudišč, predstavljajo Schrockejeve »Osnove nastanka magmatogenih rudišč« določeno novost, ker avtor uporablja pri razlagi pojme iz kemične termodinamike. Zato mora biti vsakdo, ki želi z razumevanjem predelati vso knjigo, že seznanjen s fizikalno kemijo, pa tudi z mineralogijo, pe-trologijo in geologijo. Torej je knjiga namenjena strokovnjakom, ki se žele poglobiti v problematiko nastanka rudišč, povezanih neposredno ali posredno z magmatsko dejavnostjo. Avtor seznani bralca najprej z zgradbo Zemlje (str. 1-20). Podrobno obravnava sestavo in agregatno stanje zemeljske skorje, plašča in jedra; dogajanja v zgornjem nivoju zemeljskega plašča imajo velik vpliv na orogenetske procese in magmatizem v zemeljski skorji, s tem pa tudi na nastanek magmatskih rudišč. Naslednje poglavje je posvečeno današnjim pogledom o nastanku magem (str. 21-45). Avtor obravnava palingenezo v zvezi s nastankom granitne magme pri orogenetskih procesih v zemeljski skorji, oziroma porajanje bazaltne magme v zemeljskem plašču, če lokalno popusti pritisk. Sledi poglavje o intramagmatskem nastanku nekaterih sulfidnih in oksidnih rudišč in prispevek o današnjih glediščih v zvezi z nastankom diamanta v ultra-femičnih magmatskih kameninah (str. 46-57). Obširno obravnava avtor silikatne taline (str. 58-112). Za popolno razumevanje je potrebno znanje iz fizikalne kemije. Poglavje se začne z obravnavo vpliva pritiska in temperature na silikatne taline, upošteva tudi vpliv lahkohlapnih snovi, raztopljenih v magmi, kakor tudi vpliv težnostnega polja in časa na dogajanja v magmi. Avtor upošteva najnovejša dognanja o zgradbi silikatnih talin. Posebno poglavje je posvečeno plinom, ki izhajajo iz magem in povzročajo na kontaktu pneumatolitske spremembe kamenin (str. 113-139). Dobimo natančne podatke o sestavi plinov. Hidrotermalnim raztopinam je posvečena posebna pozornost (str. 140-223). V zvezi z njimi nastajajo rudišča, ki tvorijo prehod iz magmatskih rudišč k drugim tipom. V tem poglavju obravnava avtor lastnosti vode kot topila, prenos rudnih raztopin iz magme in mehanizem nastanka rudnih teles v sosednjih kameninah, kakor tudi nastanek in izvor hidrotermalnih raztopin. Nekateri minerali nam lahko pomenijo geološke termometre in barometre. V poštev pridejo nekatere trdne raztopine, kot npr. sfalerit, katerih sestava je odvisna od temperature in pritiska med njihovim nastankom. Temu problemu je avtor posvetil posebno poglavje (str. 224-240). Zadnje poglavje obravnava metasomatozo (str. 241-268). Povzročijo jo plini in raztopine, ki izhajajo iz magme. Za nastanek rudišč so predvsem pomembne reakcijsko sposobne kamenine zunaj samega kontakta z magmo. Razlaga v knjigi je temeljita, dopolnjujejo jo pa številni diagrami. Bogat je seznam literature. Učbenik je nepogrešljiv za vsakogar, ki si želi globljega znanja o nastanku rudišč. Ernest Faninger Erich S c h r o 11 : Analytische Geochemie. V dveh delih. 1. del: Methodik. Založba: Ferdinand Enke Verlag Stuttgart 1975. Obseg: XII 4- 292 strani, 96 slik, 42 razpredelnic, 25 razpredelnic dodatka. Broširano DM 59.— Geokemija je postala v okviru geoloških ved pomembna samostojna veda, ki pa je močno povezana z drugimi področji, posebej še z analizno kemijo. Knjiga obravnava prav to področje, tj. analizne metode v geokemijski analizi. Prvi del knjige obsega 6 poglavij in kazalo. V prvem poglavju — uvodu je podrobno obdelana geokemija kot znanstvena disciplina, njene naloge in obseg dela. Avtor posebej opozarja na »elemente v sledovih* (Spurenelemente) in »redke« elemente v geokemiji. prav tako pa na pomembnost geokemije izotopov. V naslednjih poglavjih opisuje vzorčevanje, kemijsko analizo in statistiko, drugi del pa bo vseboval interpretacije analiznih podatkov. Avtor posveča precej pozornosti vzorčevanju, izhajajoč iz tega, da raziskovalni rezultati ne morejo biti boljši kot sta program in izvedba vzorčevanja ter seveda, da je program vzorčevanja odvisen od zastavljenega problema. Prikazana sta pomembnost statistike pri vzorčevanju in celoten proces priprave vzorca za analizo. Najobsežnejše poglavje prvega dela je kemijska analiza. Ta je za namen knjige zelo dobro obdelana. Prikaže vse najpomembnejše analizne metode, in to klasično mokro silikatno analizo, fotometrijo, elektrokemijske metode, plamensko in atomsko — absorpcijsko spektrometri jo, optično (emisijsko) spektroskopijo, rentgensko fluorescenčno analizo, gama spektrometri jo, aktivacijsko analizo, masno spektrometri j o in kombinirane analizne postopke. Posamezne analizne metode so razdeljene in obdelane glede na agregatno stanje vzorca in predvsem glede na njihovo uporabnost v geokemiji. Ustrezno temu sta najbolj temeljito obdelani metoda emisijske spektroskopije in rentgenske fluorescenčne analize, manj pa mokre in ostale fizikalno-kemijske analizne metode. Avtor prikaže za vsako metodo njene teoretične osnove, seveda v omejenem obsegu, vendar s pomočjo enostavnih matematičnih zvez in grafičnih prikazov dovolj razumljivo tudi strokovnjakom, ki niso specializirani za to področje. Bolj pomemben je prikaz uporabnosti in možnosti posameznih metod, ki daje geologu dovolj nazoren vpogled v analizni del geokemije in mu je pri programiranju dela ter ciljev v neprecenljivo pomoč. V opisu metod emisijske spektroskopije in rentgenske fluorescence so zgoščena spoznanja in izkušnje avtorja, ki si jih je pridobil pri dolgoletnem poglobljenem delu na problemih analizne geoke- mije. Zbrano in zgoščeno gradivo bo strokovnjaku — spektroskopistu pri njegovem delu na področju analize sledov v obilno pomoč. Blizu 40 strani je posvečenih statistični obdelavi analiznih rezultatov. To poglavje je pomembno tudi zato, ker kljub možnosti, ki nam jo nudijo elektronski računalniki, posvečamo premalo pozornosti verjetnosti in zanesljivosti, torej statistični obdelavi rezultatov. V prilogi ima knjiga v 25 razpredelnicah zbrane številne podatke, ki jih sicer dobimo v mnogih priročnikih, vendar smo preglednega gradiva najbolj potrebnih podatkov lahko veseli. Ob koncu vsakega poglavja je pregledno zbrana najpomembnejša literatura za vsako področje posebej. Poleg podatkov o knjigah in pomembnejših strokovnih revijah so zbrani tudi podatki o posebnih izdajah in najpomembnejših publikacijah. Jože Fegeš Hansgeorg Pape: Leitfaden zur Gesteinsbestimmung mit Tabelle zur Bestimmung der wichtigsten Gesteine nach einem Schliissel mit mehrfachen Verzweigungen. 3. močno razširjena izdaja. Založba Ferdinand Enke Verlag 1975, Stuttgart. Obseg: 152 strani, 65 slik, velikost knjige 19 X 12 cm. Vezano v mehko plastiko. 11.80 DM. Knjižica je prvenstveno namenjena študentom geoloških znanosti kot priročnik za praktikum, pa tudi vsem ljubiteljem narave, ki žele več vedeti o nastanku kamenin, obenem pa se hočejo seznaniti s preprostimi načini njihovega določevanja z uporabo žepnega noža, kisline in eventualno še lupe. Avtor nas najprej seznani z lupinasto zgradbo zemeljske notranjosti in z osnovnimi pojmi, kaj predstavljajo kristali, minerali na podlagi njihovih struktur, nakar preide k opisu magmatskih kamenin, usedlin in metamorfnih kamenin. Zelo nadrobno obravnava preperevanje. Knjiga vsebuje dve tabeli, ki sta sestavljeni po ključu večkratnih razvejite v. Po prvi tabeli določujemo kamenotvorne minerale, kot jih predstavljajo npr. kremen, kalcit, dolomit, glinenci, sljude, pirokseni in amfiboli, po drugi pa kamenine na svežem prelomu; pri tem si lahko pomagamo se z risbami. Obširno obdelana sistematika magmatskih kamenin, usedlin in metamorfnih kamenin temelji na štirikomponentnih sistemih in na grafičnih prikazih s pomočjo tetraedra z vsako komponento v enem izmed oglišč. Tako npr. karakteri-zirajo granitoidne kamenine kremen, ortoklaz, alkalni glinenci in sljude; pri tem glede na lego kamenine v območju tetraedra razlikujemo natančneje še alkalni granit, granit, granodiorit itd. Navodilo za določevanje kamenin, kot imenuje avtor svojo knjigo, predstavlja dragocen pripomoček tudi strokovnjakom zaradi temeljito obdelane sistematike in petrogeneze. Ernest Faninger Brinkmanns AbriB der Geologie — Erster Band: Allgemeine Geologie, 11. Auflage, neubearbeitet von Prof. Dr. Werner Zeil, Berlin. Ferdinand Enke Verlag Stuttgart 1975. 11. izdaja Brinkmannove obče geologije obsega VIII + 246 strani, 228 slik, 28 tabel, format 17 X 24 cm, širina stavka 30 cicerov, kartonirana knjiga 42.— DM. Na aktualnost vsebine Brinkmannovega repetitorija obče ali dinamične geologije in na njegovo razširjenost kažejo njegove precej pogostne nove izdaje. Leta 1961 je izšla deveta, leta 1967 deseta in leta 1975 že enajsta izdaja. K temu gotovo prispeva smotrna razdelitev snovi po poglavjih ter zgoščen, vendar jasen način izražanja geološke misli in pojmov s pisano besedo in dobrim izborom slik. V najnovejši izdaji je več kot polovica slik novih. Avtor je pri tem upošteval tudi rezultate obsežnih raziskav in meritev na kopnem ter v oceanskem in vsemirskem prostoru, ki so posebno v zadnjih letih bistveno prispevale k hitremu razvoju geološke znanosti, zlasti sedimentologije, geofizike, geokemije, magmatizma in tektonike. Vse spremembe in dopolnitve je vnesel, ne da bi pri tem povečal število ali spremenil vrstni red poglavij. Pri tem so ga gotovo vodili didaktični razlogi, saj je celo poimenovanje poglavij ohranil skoraj v celoti; od 29 poglavij je spremenil naslov le dvema, sedmo se je prej imenovalo »Denudation«, sedaj »Abtragung«, šestindvajseto pa je prej imelo naslov »Kristalasti skrilavci«, sedaj pa »Metamorfiti«. Spremenil pa je več podnaslovov. V 1. poglavju avtor za uvod izhaja iz teorije o aktualizmu, ki temelji na fizikalnih, kemičnih in bioloških zakonitostih. Po tej teoriji je sedanjost ključ za preteklost; vendar avtor tudi opozori, da velja ta klasični princip v celoti za geološka dogajanja, ki so se v zgodovini Zemlje mnogotero ponavljala, npr. sedimentacija in vulkanizem, medtem ko se redkih ali morda celo enkratnih dogodkov z današnjimi izkušnjami ne d& kontrolirati; določene oblike v Zemljinem površju npr. skušajo razložiti z udari meteoritov, ne da bi to mogli dokazati na podlagi današnjih pojavov. V skladu z dvema izvoroma sil, ki oblikujejo Zemljo, je knjiga v nadaljevanju razdeljena na dva dela: na eksogeno in endogeno dinamiko. Prvi del obsega poglavja 2 do 17 na straneh 7 do 101, drugi pa poglavja 18 do 29 na straneh 102 do 235. Drugo in tretje poglavje obravnava preperevanje ter vse pojave v zvezi s podzemeljskimi in površinskimi vodnimi tokovi. V poglavjih 4 do 7 je poudarjena najprej odvisnost geoloških pojavov od podnebnih razmer nato pa še skupno učinkovanje preperevanja, težnosti in trenja na kamenine. V 5. poglavju je pod podnaslovom o denudaciji in tvorbi tal na malo več kot pol strani omenjen tudi kras kot rezultat raztapljanja apnenca, dolomita, sadre in drugih kamenin ter površinskega in podzemeljskega odvodnjavanja. Slika 39 kaže kraške »doline« v Južnem Harzu, nastale zaradi podzemeljskega raztapljanja sadre. Morda bi kras le zaslužil vsaj svoj podnaslov in ustrezen prikaz iz njegove klasične dežele. Poglavja 8 do 15 obravnavajo morje kot največji sedimentacijski in življenjski prostor, geološke procese v njem, prenašanje in porazdelitev snovi v morju, klastične, kemične in organogene usedline ter na koncu morske regije: obalno s plimovanjem, plitvo in globoko morje ter pomen pelagičnih sedimentov za zgodovino Zemlje. Na koncu 1. dela je v 16. poglavju določen obseg sprememb, ki jih združujemo v pojem diageneze, v 17. poglavju pa je opisno in genetsko na kratko podan sistem sedimentov in sedimentnih rudišč. Drugi del knjige je obširnejši in znatno bolj dopolnjen v primerjavi s prejšnjimi izdajami. V 18. poglavju razloži avtor na podlagi treh skic, ki jih najdemo tudi v Brinkmannovem učbeniku iz leta 1972, nastajanje geoantiklinale in geosinklinale. Dve skici ponazorujeta epirogenetsko dviganje finsko-skandi-navskega ščita, tretja skica pa kaže premikanje obalne črte vzhodnega in severnega morja v poledeni dobi. V 19. poglavju so opisani potresi na podlagi nove pregledne skice kalifornijske obale. V obalnem pasu Kalifornije se razteza v generalni smeri NW—SE kilometer široka prelomna cona. Ob njej se obalni pas Kalifornije kot del pacifične plošče premika proti severozahodu, notranji del kontinenta pa kot severno ameriška plošča proti jugovzhodu. V zadnjem stoletju so znašali premiki poprečno 5 cm na leto, ne upoštevajoč pri tem večje sunke, ki povzročajo potrese. Pleistocenske doline so se glede na starost premaknile za 1 do 20 km. Od mlajšega terciarja dalje pa znaša celotni zmik okrog 250 km. V poglavjih 20 do 22 avtor najprej opiše orogenetska premikanja Zemljine skorje, jih nato mehanično razloži ter prikaže prostorske in historične odnose nastalih struktur. Vmes obravnava terensko delo geologa, kartiranje in čitanje geoloških kart. Sledijo poglavja 23 do 25 o magmatizmu, ki obsegajo opis magme, vulka-nizma, plutonizma in njunih produktov — magmatitov. Sistematika magmatitov, ki je bila prej povzeta po Trogerju, je sedaj prikazana po Streckei-s e n u. Razlago magmatizma avtor sklene tako, da privzame teorijo o dveh prvotnih magmah; bazalt naj bi bil nastal po natalitvi zgornjega plašča Zemlje, medtem ko naj bi granit izviral iz podnožja kontinentalnih plošč. Ni pa še pojasnjeno, kako pride do segretja, utekočinjenja in dviganja magme. Zvezo magmatskega in orogenetskega ciklusa podaja avtor tabelarno. Prav na kratko sta podana še dva načina nastanka magmatskih rudišč: na začetku skrepsnitve, ko gravitacijsko izpadejo težki rudni minerali, in na koncu glavne skrepsnitve, ko so se silikatne kamenine večidel že strdile in so preostale lahko hlapljive sestavine, v katerih se koncentrirajo številni kovinski kloridi, fluoridi in sulfidi. Poglavje 26 obravnava metamorfne kamenine, njihovo klasifikacijo ter meta-morfna rudišča. Zadnja tri poglavja pa skušajo podati sliko o zgradbi in gibanju Zemlje, ki se proti kratkotrajnim obremenitvam obnaša kot elastično telo, v glavnem trdno, saj se v talini ne bi mogle kopičiti strižne napetosti niti širiti transverzalni valovi. Vse to pa ne izključuje plastičnega tečenja v primeru dolgotrajnih obremenitev. Poglavje 28 obravnava kemizem Zemlje. Ti dve poglavji sta uvod za zadnje — 29. poglavje o geotektonskih teorijah. Starejše teorije so bile postavljene le na podlagi opazovanja na kopnem, medtem ko nova teorija o tek-toniki plošč temelji predvsem na raziskavah in meritvah v oceanskem prostoru. Začelo se je takrat, ko so razen atlantskega podmorskega hrbta odkrili še podmorska gorstva v pacifičnem in indijskem oceanu. Ti hrbti se dvigajo prek dva in celo tri tisoč metrov visoko nad morsko dno, so nenagubana in sestoje iz ba-zalta, ki je prodrl po razpokah ob njihovih vzdolžnih oseh. Vzdolž razpok prihaja do razmikanja in s tem do razširitve oceanskega dna. Nasprotno pa so nagubana gorstva na kopnem rezultat zoževanja prostora. Tako je nastal model o tektoniki plošč. Avtor je zavzel previdno stališče do tega modela, ker po njem zaenkrat še ni mogoče razložiti nastanka vseh gorstev na kopnem. Knjiga je napisana enostavno in razumljivo, kar velja tudi za definicije ter mehanično razlago geoloških procesov. S tem je dostopna širšemu krogu brav-cev, ki žele spopolniti svojo splošno izobrazbo tudi na področju geologije. Dobrodošla bo študentom in učiteljem geologije, geografije in sorodnih disciplin, ki bodo našli v njej še ustrezno literaturo na koncu vsakega poglavja, na koncu knjige pa za orientacijo precej obsežno stvarno kazalo. Potrudila sta se tudi tiskarna in založba za lep tisk in ilustracije ter dober papir in lično opremo knjige. 5. k. UREDNIŠKA OBVESTILA EDITORIAL NOTICES / Sodelavcem geologije Vsebina in obseg dela GEOLOGIJA objavlja originalne razprave s področja geoloških in sorodnih ved ter poročila o geoloških raziskovanjih, kongresih, posvetovanjih in publikacijah. Tekst naj ne bo daljši od 50 tipkanih strani ali 84 000 znakov. V to število nista všteta povzetek v tujem jeziku in literatura. Prosimo vse sodelavce GEOLOGIJE, da skrbno izbirajo vsebino svojih člankov, posvete ustrezno pozornost kratkemu in jasnemu načinu izražanja, uporabi posameznih besednih vrst in strokovnih geoloških izrazov ter izdelavi ilustracij. Na ta način bo reviji zagotovljena primerna znanstvena raven in oblika. Priprava rokopisa Prispevki morajo biti pisani s strojem z dvojnim presledkom in s 4 cm širokim levim robom. Pri 28 vrsticah na vsaki strani in 60 tiskovnih znakih v vsaki vrsti da 50 strani 84 000 tiskovnih znakov. Pri pregledu svojih rokopisov naj avtorji zlasti pazijo na pravilno pisanje znanstvenih in lastnih imen, znakov, številk, formul in podobno. Osebna imena pri navajanju literature naj bodo podčrtana črtkano, imena fosilov (rod in vrsta) pa valovito. Tekst naj ne vsebuje neobičajnih okrajšav in nejasnih popravkov. Članki morejo biti pisani ali v domačih ali v tujih svetovnih jezikih. Članek v domačem jeziku mora imeti povzetek v tujem svetovnem jeziku v obsegu vsaj ene petine članka, prispevek v tujem jeziku pa naj ima kratek slovenski povzetek. Na začetku vsakega članka mora biti izvleček v obsegu 700 do 1000 tiskovnih znakov v enem od svetovnih jezikov. Če želi avtor drugačne pogoje glede obsega in povzetka svojega članka, je to možno v sporazumu z uredništvom. Navajanje literature Literaturo navajajte po abecednem redu avtorjev in kronološko na naslednji način: priimek avtorja, začetna črka avtorjevega imena, letnica, naslov dela (pri periodičnih izdajah tudi naslov revije in zaporedna številka zvezka), založba in kraj, kjer je delo izšlo. V literaturo vključujte samo uporabljena dela, bibliografijo pa le v izjemnih primerih glede na vsebino in pomen razprave. V citatih med tekstom navedite začetno črko imena in priimek avtorja ter letnico, ko je delo izšlo, po potrebi tudi stran. Ilustracije Karte, profili, skice, diagrami in druge podobne slike morajo biti narisani na prosojnem matričnem papirju. Za fotografske, mikrofotografske in rentgenske slike je treba predložiti visokokontrastne originale na gladkem, svetlem papirju. Izjemoma imajo avtorji možnost objaviti tudi barvne slike. Na vsaki sliki mora biti ime avtorja in zaporedna številka slike. V glavnem naj bo slika potisnilo teksta, zato mora biti med tekstom na ustreznem mestu navedena zaporedna številka slike. Napisi in legende k slikam naj bodo kratki, posebno še, ker morajo biti dvojezični. Pri dosedanjih izdajah naše revije se je pokazalo, da avtorji pri slikah ne upoštevajo formata knjige, kar povzroča mnogo dodatnega dela pri urejevanju in tisku. Pri vseh slikah med tekstom upoštevajte, da je zrcalo revije 12,5 X 19,2 cm. V primeru, da je potrebna večja slika, naj njena širina po možnosti ne preseže 40 cm, višina pa naj ne bo večja kot 18 cm. Risba naj bo večja kot slika, ki bo po njej izdelana; razmerje naj bo 2:1. Pri tem je treba paziti na debelino črt ter na velikost številk, črk in drugih znakov na risbi, da bosta njihova debelina in velikost tudi po zmanjšanju ustrezala; črke in številke na tiskani sliki morajo biti visoke najmanj 1 mm. Celoten rokopis, vključno risbe, fotografije, izvleček in povzetek v tujem jeziku mora pripraviti vsak avtor sam. Ce kdo želi, da mu risbe in druge priloge ter prevode poskrbi Geološki zavod, je to možno, vendar na račun avtorskega honorarja. Rok za predložitev rokopisov V 19. knjigi GEOLOGIJE, letnik 1976, bodo objavljena dela, ki jih bo uredništvo prejelo do konca aprila 1976. Korekture Uredništvo bo pošiljalo krtačne odtise stavkov v korekturo avtorjem. Pri korekturah popravljajte samo tiskovne napake. Dopolnila so možna le na stroške avtorjev. Sodelavcem, ki živijo zunaj Ljubljane, bomo krtačne odtise pošiljali po dogovoru; njihove popravke bomo upoštevali le v primeru, da korekture vrnejo v dogovorjenem roku. Posebni odtisi Avtorji prejmejo brezplačno po 50 izvodov separatov vsakega članka. Nadaljnje izvode pa lahko dobe po ceni, ki ustreza dejanskim stroškom. Avtorski honorar Uredništvo bo obračunalo avtorske honorarje na podlagi odtisov lomljenega stavka, Geološki zavod pa jih bo izplačal najpozneje ob izidu publikacije. Prosimo, da vsak avtor svojemu rokopisu priloži naslov svojega bivališča in številko žiro računa.