at- RAZPRAVE GEOLOGIJA RAZPRAVE IN POROČILA 12. KNJIGA LJUBLJANA 1969 VSEBINA — CONTENTS Mlakar, I. Krovna zgradba idrijsko žirovskega ozemlja........... 5 Nappe Structure of the Idrija—Ziri Region...........57 Turnšek, D. and Barbulescu, A. Upper Jurassic Hydrozoa in Central Dobrogea ((Romania).....73 Kiauta, B. Croatocordulia platyptera (Charpentier, 1843) gen. nov. iz spodnjega miocena Radoboja na Hrvatskem (Odonata, Anisoptera, Cordulii- dae, Corduliinae)..................85 Croatocordulia platyptera (Charpentier, 1843) gen. nov. from the Lower Miocene of Radoboj in Croatia (Odonata, Anisoptera, Corduliidae, Corduliinae).....................88 Grad, K. Psevdoziljski skladi med Celjem in Vranskim..........91 Pseudo-Zilian Beds between Celje and Vransko.........101 Otnaljev, V. Eksploatacijsko raziskovanje v uranovem rudišču Zirovski vrh . . . 107 Mining Exploration in the Uranium Ore Deposit of Zirovski Vrh . . 149 Lapajne, J. Geoelektrične raziskave boksitnih nahajališč..........153 Geoelectrical Exploration of Bauxite Deposits..........158 Jskra, M. Geološka starost rudonosnih plasti v Puharju..........161 Zinc and Lead Ore Deposit of Puharje (Slovenia).........163 Breznik, M. Podtalnica Ljubljanskega polja in možnosti njenega povečanega izkoriščanja ........................165 Ground Water of the Ljubljana Polje and Possibilities of Increasing Its Exploitation......................180 KuŠčer, D, Pronicanje vode pod jezovi na zelo debelih, homogeno prepustnih kameninah.......................185 Water Percolation under Dams on Very Thick, Homogeneous Permeable Hocks.......................194 Gregorič, V. Nastanek tal na triadnih dolomitih..............201 Soil Formation on the Triassic Dolomites............228 Barič, Lj. Winchellov sistem poluvaljka za optičko od redi van je minerala ... 231 Duhovnik, J. P. Janez (Franc) Žurga...................237 GEOLOGIJA GEOLOGICAL RAZPRAVE IN POROČILA TRANSACTIONS Ljubljana • Letnik 1969 • 12. knjiga • Volume 12. AND REPORTS--- KROVNA ZGRADBA IDRIJSKO ŽIROVSKEGA OZEMLJA Ivan Mlakar z 11 slikami VSEBINA Uvod ...........................6 Kratek pregled dosedanjih raziskav................6 Stratigrafsko litološki podatki . .................7 Permokarbonske plasti...................7 Permske plasti......................7 Triadne plasti.......................8 Kredne plasti.......................16 Eocenske plasti......................16 Kvartarne usedline....................17 Razčlenitev in opis krovne zgradbe ................17 Avtohtona podlaga.....................18 Prvi pokrov . .....................18 Drugi pokrov.......................21 Tretji pokrov.......................22 Četrti pokrov.......................31 Poimenovanje tektonskih elementov................35 Nastanek krovne zgradbe....................37 O tektonski rajonizaciji zahodne Slovenije.............47 Povzetek..........................56 Nappe structure of the Idrija—2iri region.............57 Literatura..........................70 UVOD Geološko zgradbo zahodne Slovenije so Limanovsky, Kober in Winkler že v začetku tega stoletja razlagah s pokrovi. Vendar so bile teorije o krovni zgradbi tega ozemlja premalo podkrepljene z dokazi. Zato so pozneje geologi dvomili vanje in jih celo odklanjali. Z geološkimi raziskovanji v širši idrijski okolici smo po letu 1963 zbrali vrsto zanesljivih dokazov o krovni zgradbi tega dela slovenskega ozemlja. Ugotovili smo skoraj vse tektonske elemente, značilne za krovne strukture Severnih apneniških Alp in smo jih preverili z geološkimi vrtinami. KRATEK PREGLED DOSEDANJIH RAZISKAV Na podlagi paleontološkega materiala, ki ga je določil S t u r (1872), je Lipoid (1874) prvi detajlno stratigrafsko razčlenil sklade v bližnji idrijski okolici in v rudiŠču. Njegovi razpravi je priložena ena prvih geoloških kart bližnje idrijske okolice in je ohranila svojo vrednost do danes. Lipoldovo delo je nadaljeval Kossmat. V razpravah o idrijskem rudišču je obravnaval tudi geološko zgradbo njegove bližnje okolice (Kossmat, 1899, 1911, 1913a). Posebej je obdelal geološko zgradbo ozemlja med Idrijo in Rovtami (Kossmat, 1898) ter območja Zgornje Idrijce, Kanomlje in Trebuše (Kossmat, 1900). Leta 1905 in 1910 sta izšli Kossmatovi geološki karti listov Ajdovščina-Postojna in Skofja Loka-Idrija s tolmačema. K rop a č (1912) je tolmačil geološko zgradbo rudišča in bližje okolice s trojno prevrnjeno gubo. Ta interpretacija je bila do leta 1958 vodilo pri raziskovanjih v rudišču. V mnogih razpravah je Kossmat obravnaval tektonsko zgradbo in rajonizacijo zahodne Slovenije (Kossmat, 1903, 1906, 1909 a, b, 1913 b). Regionalno tektoniko istega ozemlja so preučevali še Limanovsky (1910), Kober (1913) in Winkler (1923, 1936). V letih 1947 do 1950 smo dobili nove geološke karte Zgornje in Srednje Kanomlje, Idrije in Ljubevške doline (Hamrla-Jager, 1947, Gantar-Schneider, 1948, Jager-Hrastnik, 1949). Nekaj let kasneje je O c epe k (1953) obdelal še ozemlje Spodnje Idrije. Karte niso bile objavljene, a pomenijo napredek v primerjavi s Kossmatovo geološko karto. Leta 1955 je B e r c e te karte reambuliral in prikazal geološko zgradbo od Zgornje Kanomlje do Zovčena. Z odkritjem zgornjepermskih skladov, novo razčlenitvijo spodnje-triadnih plasti ter ugotovitvijo noriškega dolomita na krednem apnencu so se vse dotedanje geološke karte pokazale kot precej nezanesljive (Mlakar, 1957, 1959). V letih 1958 do 1960 je ekipa Geološkega zavoda Ljubljana pod vodstvom Berceta kartirala večji del idrijsko žirovskega ozemlja in že upoštevala nove stratigrafske ugotovitve (Berce, 1959, I960, Iskra 1961 a). Karta v celoti doslej ni bila objavljena. Le neznatne dele te karte sta Iskra in B e r c e prikazala v posebnih razpravah (Iskra, 1961 b, Berce 1962b, 1963). V letih 1963 do 1968 smo ponovno detajlno pregledali okrog 160 km2 geološko najbolj zapletenega dela idrijsko žirovskega ozemlja med planoto Vojsko in Rovtami (1. sL). STRATIGRAFSKO LITOLOŠKI PODATKI V starejši literaturi sta obravnavala stratigrafske probleme na idrijskem območju predvsem Lipoid (1874) in Kossmat (1898, 1900, 1905, 1910). Po drugi svetovni vojni so dopolnjevali njune ugotovitve v zvezi s sedimentacijo na tem prostoru Berce (1959, I960, 1962 b), Mlakar (1957, 1959, 1967), Iskra (1961 a, b), Buser (1964, 1965 a) in Č a r (1968). Slabše so obdelane facialne posebnosti v razvoju posameznih skladov in predvsem facialne razlike v razvoju enako starih kamenin različnih tektonskih enot. Zato bomo posvetili tem problemom več pozornosti. Na idrijskem območju najdemo gornjepaleozojske sklade, skoraj vse triadne horizonte ter kredne in eocenske plasti. Jurske kamenine se javljajo šele na Trnovskem gozdu, 8 do 10 km južno in jugozahodno od Idrije (2. si.). Permokarbonske plasti Črni in temno sivi glinasti skrilavec z lečami sivega melja in kre-menovega peščenjaka je brez dvoma najstarejša kamenina na idpjskem prostoru. Vendar nimamo zanesljivih dokazov niti za karbonsko niti za permsko starost teh skladov. Grad (1967) jih je označil kot permokarbonske plasti. Vprašanje karbonske ali permske starosti teh skladov in njihovo problematično uvrščanje v srednjo triado (Berce, 1960, 1962 a, 1963 b) smo prikazali že pri obravnavanju strukture idrijskega rudišča (Mlakar, 1967). Te ugotovitve lahko posplošimo na celotno idrijsko ozemlje. Gornjepaleozojski glinasti skrilavec in peščenjak najdemo le v tretjem in četrtem pokrovu, vendar ni razlik v sedimentaciji teh plasti. Celotne debeline skladov ne moremo ugotoviti, je pa večja od 350 m. Permske plasti Starost sivega in rdečega grodenskega skrilavca, alevrolita, kreme-novega peščenjaka ter konglomerata paleontoloŠko ni dokazana. Vendar leže plasti vedno v talnini paleontoloŠko dobro dokumentiranih gornje-permskih skladov; uvrščamo jih v sosijsko stopnjo permskega sistema. Na idrijskem območju jih ne moremo razčleniti v spodnjo, sivo, in zgornjo, rdečo serijo. V idrijskem rudišču poznamo na primer le sivi peščenjak. Na območju Rovt najdemo v tretjem pokrovu v zgornjem nivoju teh skladov ponekod leče sivega jedrnatega dolomita. Debelina grodenskih skladov je na območju rudišča 10 do 40 m. Proti severozahodu in vzhodu je večja in ponekod preseže 150 m. Po Oma-1 j e v u (1967 b) so grodenske plasti na Zirovskem vrhu debele prek 600 m. Podatki dosedanjih vrtin ne kažejo na postopno naraščanje debeline teh skladov proti severu in severovzhodu. Grodenske kamenine nahajamo v tretjem in četrtem pokrovu, vendar v enakem razvoju. Gornjepermski skladi so na idrijskem območju najstarejši paleonto-loško dokazan stratigrafski horizont. Najdemo dolomit in apnenec s koralo Waagenophyllum indicum, polžem Bellerophon in alge Gymnocodium bellerophpntis Roth. (Mlakar, 1957, 1959; Berce, 1959, 1960). Gornjepermske kamenine poznamo predvsem v tretjem pokrovu od Vojskega do Rovt. V vznožju Govekarjevega vrha in v nekaterih vrtinah (2. sh, V/12, V/21, profil C) smo jih našli tudi v četrtem pokrovu. V tretjem pokrovu opazimo facialne razlike v razvoju teh plasti. Samo dolomitni razvoj poznamo v idrijskem rudišču. Najstarejši stratigrafski člen je sivi plastoviti dolomit s skrilavimi vložki, debel. 10 do 15 m. Mlajši horizont je temno sivi ali Črni ploščasti dolomit prav tako s skrilavimi vložki. Kontakt ni oster; na prehodu se menjavajo sive in črne kamenine. Gornjepermske plasti so v rudišču debele 50 do 70 m (M 1 a -kar, 1967, si. 3, 4, 5). Severnozahodno od Idrije se dolomitna sedimentacija gornjepermski h skladov navadno konča s črnim ploščastim apnencem, debelim okrog 10 m. Nasprotno pa je v Rovtah v istem nivoju sivi luknjičavi apnenec. V Nartu najdemo oba litološka člena, pri čemer je luknjičav apnenec mlajši. Na ozemlju Rovt vsebuje gornjepermski dolomit lečaste vložke in impregnacije sadre (1. si., vrtine R/ll, C/5 itd.), ki kažejo na lagunarno sedimen-tacijo. Triadne plasti Na idrijskem ozemlju je bila sedimentacija med permom in triado nepretrgana. O razvoju spodnjeskitskih skladov imamo največ podatkov" iz spodnje zgradbe idrijskega rudišča. Zgornjepermski dolomit prekriva sivi dolomit s stilolitskimi. površinami, ki se ponavljajo v nekaj milimetrskih intervalih. Skladi' so debeli okrog 10 m. V sredini spodnjega dela spodnjeskitskih skladov se ritmično menjavata sivi zrnati dolomit in peščeno-sljudnati dolomit. V peščenosljudnatih kameninah so pogostne valovite sedimentne teksture. Dolomitni razvoj zaključi svetlo sivi zrnati dolomit. Debelina spodnjeskitskih dolomitov v jami je 150 do 170 m. Spodnjeskitski dolomit prekriva v jami serija sivo zelenega apneno-sljudnatega skrilavca in peščenjaka z lečami oolitnega apnenca, debelega le nekaj metrov. Najdemo vsaj 6 apnenih horizontov. V zgornjih nivojih so pogostnejši in debelejši. Najmlajši oolitni horizont je kontinuiren Opisane plasti so debele 80 do 120 m (Mlakar, 1967, si. 3 do 6). Spodnjeskitske plasti poznamo iz tretjega in četrtega pokrova. Pomembnejše razlike v razvoju teh skladov so le v četrtem pokrovu na območju Kanomlje. Na območju Fežnar-Gantar starejše dolomitne in GEOLOŠKA l.sl.-Fig.l KARTA IDRIJSKEGA OZEMLJA - GEOLOGIC MAP OF THE IDRIJA REGION ^ Omevniči f ovtar ^•Gantar: Zahom fniadnlk'-^' Žirovnica. Koline, [Milanoveci Miklavcjt .Gnezda- svAntc Robar Koievše^ >jt 0 0 nC/» O o ( A . C: Sr? Podobnik1 Podroteja, lastovke Zovien ... Q> Divje ' jezero gCpiUrbaFZTec 0i lreven■ K rekov se ' Zovčan Čekovnik Hleviše Trovta P k lav že" Fežnar' Trate ■Dolenc. @ Tolmin Lenart -rf [iesAowc :Petkovi B.klavže■ Cerkno 'Medvedje brdo. 'Pesek Planina Kobal LJUBLJANA Koievnik Rovte Griže ■ Vrhnika ® A/ova Gor/ca Idrijski Jog ■ Zidank' --' Tommc Vipava 'Sebalk \Prezid Postojna ® □ rečna naplavina (1^,3,4. slika) Fluvlatile sediment (Ftg.lfjfi) -----j /apor, peščenjak in apnena breča ^—-H Marl, sandstone,calcareous breccia foraminiferni apnenec Foraminiferal limestone H0L0CEN Cfc Uj HOLOCENE 0: £ £0C£W Šs EOCENE ^UJ PALEOCEN - PALEOCENE LEGENDA H GEOLOŠKIM KARTAM IN PROFILOM 5L. I DO 5. LEGEND TO GEOLOGIC MAPS AND SECTIONS FIGS. 7. TO 5. g ZGORNJA KREDA ^ g UPPER CRETACEOUS £ a SPODNJA KREDA LOWER CRETACEOUS sivi rudistni apnenec Grey rudist limestone I 1 1 I temno sivi bituminozni apnenec 111 Dark grey bituminous limestone i jH apnenec,zrnati dolomit — F- C0RDEV0L STRATA rsr^r-i beh zrnati luknjičavi dolomit ^ k't.''.*. 'IIA/hi/a nraniilar nnrmie rtn!r,n 2 3 črni plastoviti apnenec z roženci Black stratified limestone with d beli zrnati luknjičavi dolomit White granular porous dolomite i*-"—sivo zeleni tuf in tufit z roženci ^ LANGOBARDSKE PL£~Zj Greyish green tuff and tuff,te ^ LANGOBARD STRATA r-,____ • • Wltf) cherts oirwiH s,y/ apnenec fc- I t-l Grey limestone [—_—_—_[ Črni skrHavec in peščenjak (zg. skonca) l-~- -1 Black shale and sandstone(uppskonca) „ i- rdeči in sivi apneni peščenjak ^ LANGOBARDSKE PL}° ' " I Red and 9™y calcareous sandstone I/—sividolomitni in pisani konglomerat I Grey doiomitic and variegated conglomerate t™' skrilavec in peščenjak(sp.skonca) -1 Black shale and sandstone (low. skonca) ANfZIČNA STOPNJA ANISIAN STAGE svetlo sivi dolomit Light grey dolomite J_yJ ~| temno sivi laporni apnenec i-7-1 Dark grey marly limestone "S® K^IPILSKE PUST! rdeče rjavi peSieni skrHavec o S CAMPIL STRATA l~~~ l R'ddlsh t~ ... - K. VI _ ry. .j. [7 /1 siv/ zrnati dolomit a L jsJ < ^ -- ic J te-ou skrilavec peščenjak in oolltni apnenec K £ SEISSRSKE PLASTI Shale,sandstone and odlitic limestone S " SEISER STRATA f+-1 peSčeno sliudnati dolomit,zrnati dolomit / K-^JRŽAŠKO'KOMENSKA PLANOTA x r o\ ^ ll-1 2fm 7- rc)HRUŠ I ^ _-K Kv + \g(istreiiški w-/>/ / GrČarc*c°X J K [ž&s^M&šTVFuijca ° i ' Wpava_[', /^J^f-N - 47 1 0 6 8 M*m 9-J- /o-— H® kamenine v jugozahodnem podaljšku tega pasu pri Predjesenu med eocen-skimi plastmi, smo preiskani apneni breči pripisali eocensko starost. Eocenske plasti so vtisnjene ob narivni ploskvi, ki loči sklade koševniškega pokrova od Hrušice (8. si.). Severozahodno od tod so v globoko vrezani dolini Idrijce zopet razkrite v tektonskem oknu Strug. Medsebojno zvezo skladov avtohtone podlage na idrijskem ozemlju ter na območju Vipavske doline in Hrušice prekinja na Novem svetu koševniški pokrov, zahodno od tod pa Trnovski gozd (si. 8). Z odgovorom na vprašanje, kako daleč proti severovzhodu sežejo eocenske plasti pod Trnovski gozd, se zelo približamo rešitvi problema o velikosti narivov staro-terciarnih pokrovov v zahodni Sloveniji. Z geoelektričnim sondiranjem po metodi navidezne specifične upornosti je ugotovil Ravnik (1962) na prvem profilu v sondi E, (8. si.), oddaljeni od narivnega roba okrog 6,5 km, nizkoupornostne flišne plasti v globini okrog 1700 m (abs. —600 m) pod narinjeno gmoto karbonatnih kamenin. V sondi E, so nizkoupornostne plasti v globini 1070 m (abs. —50 m), med Colom in Črnim vrhom v sondi E(l pa na globini 600 m ((abs. —50 m). V sondi Er> na tretjem profilu pa so zadeli na iste plasti šele v globini 1125 m (abs. —270 m). Po geofizikalnih meritvah vpada narivna ploskev pod kotom 8° do 18° proti severovzhodu (Ravnik, 1962). Nizkoupornostne plasti pa so lahko le eocenski fliš, kajti karnijski peščenoskrilavi horizonti se zaradi vpada kamenin skoraj gotovo izklinjajo, kot kaže profil B (2. si.), že na območju Smrekove drage. Eocenske plasti obdajajo Trnovski gozd z juga in jugovzhoda ter povsod vpadajo podenj. Na idrijskem območju imajo pod starejšimi skladi površino vsaj 22 km*. Zato upravičeno sklepamo, da imajo eocenske plasti Vipavske doline in Podkraja pod mezozojskimi skladi Trnovskega gozda več ali manj sklenjeno zvezo s flišem v bevkovem, bratuševem in kanomeljskem tektonskem oknu ter v tektonskem oknu Strug (2. si. profila B in C in 8. si.). Narivna ploskev je sinklinalno upognjena. Z upoštevanjem rezultatov geoelektričnih meritev je trditev o tej zvezi utemeljena, vendar ni preverjena z globokim vrtanjem. Med najsevernejšim izdankom eocenskega fliša ob cesti Ajdovščina—Predmeja ter jugozahodnim robom bratuševega tektonskega okna je še vedno razdalja 10 km v zračni črti. Nekoliko manjša je oddaljenost eocenskih plasti na območju Cola in enako starih kamenin tektonskega okna Strug. Eocenski fliš in zgornjekredni apnenec smo ugotovili pod starejšimi skladi tudi na severovzhodni strani idrijskega preloma, npr. v vrtinah 1/50 in 4/52. To sta skrajni severovzhodni točki, kjer na idrijsko žirovskem ozemlju poznamo te kamenine. Od narivnega roba Trnovskega gozda južno od Čavna (1190 m) do vrtine 1/50 v Kanomlji je 18 km v zračni črti. Z ekstrapolacijo geoloških podatkov vrtin za nekaj km proti severovzhodu in ob predpostavki, da je čelo nariva nad Vipavsko dolino delno že odneseno, se dolžina nariva Trnovskega gozda prek eocenskih plasti poveča na 20 do 25 km. Eocenske plasti so v Vipavski dolini debele morda okrog 1000 m. Proti severovzhodu se po podatkih vrtin in razmer v tektonskih oknih na idrijskem območju polagoma tanjšajo in se nekaj km severovzhodno od idrijskega preloma verjetno izklinjajo. Tako leži v vrtini.K/8 pri Marožicah v Srednji Kanomlji noriški dolomit čekovniškega pokrova neposredno na zgornjekrednem apnencu avtohtone podlage. Vzdolž narivne ploskve leže proti severovzhodu pokrovi na različnih in čedalje starejših plasteh avtohtone podlage. Zato lahko trdimo, da je avtohtona podlaga zgoraj omejena s krovnim poševnim rezom. Prvi — koševniški pokrov sestoji iz spodnjekrednega in zgornjekred-nega apnenca in leži na avtohtoni podlagi kot plošča ter položno vpada proti severovzhodu ali pa ima subhorizontalno lego. Na idrijskem ozemlju ima velikost 60 km2 in je debel do 300 m. Spodaj in zgoraj je omejen s poševnim rezom. Kredne plasti vpadajo položno proti jugozahodu. Zato je pokrov na severovzhodu iz spodnjekrednega, na jugozahodu pa iz zgornjekrednega — rudistnega apnenca. Proti severozahodu se na območju kanomeljskega tektonskega okna pokrov precej stanjša (2. si. profila A, B in 3. si. profil 2) in dalje v tej smeri verjetno celo izklinja. Zaradi sorazmerno velike površine koševniškega pokrova na idrijsko žirovskem ozemlju bi lahko pričakovali ozek pas krednih kamenin tudi na eocenskem flišu severnega obrobja Vipavske doline. Pri Slokarjih, severozahodno od Ajdovščine, je zgornjetriadni dolomit narinjen na senonski rudistni apnenec (Buser, 1964, 157). Z uvrstitvijo krednih plasti v koševniški pokrov je njihova lega vzdolž narivnega roba Trnovskega gozda zadovoljivo pojasnjena. Proti vzhodu najdemo rudistni apnenec v legi, kakršna bi ustrezala koševniškemu pokrovu, šele na območju Streliškega vrha in Špika (8. si.). Apnenec leži na eocenskem flišu v tektonskih krpah, kar je ugotovil že Limanovsky (1910, 136). Na podlagi Buserjeve geološke karte seže Špikova tektonska krpa v ozkem pasu do Trnovskega gozda in izgine podenj. Omenjeni erozijski ostanki rudistnega apnenca so verjetno skrajni jugovzhodni izdanki koševniškega pokrova. Na območju Novega sveta je segal koševniški pokrov še dalje proti jugovzhodu, a je delno erodiran. Njegovo vzhodno mejo na severni strani idrijskega preloma pa je treba iskati na območju Kalce—2iberše pod zgornjetriadnim dolomitom idrijskega pokrova. Doslej zbrani podatki vrtin kažejo, da se koševniški pokrov proti severu zelo stanjša. Tako smo npr. v vrtini 4/52 (3. si.) našli med eocen-skimi skladi avtohtone podlage ter zgornjetriadnim dolomitom čekovniškega pokrova le še 3 m temno sivega spodnjekrednega apnenca. Vendar nimamo podatkov o izklinitvi teh skladov proti severu in severovzhodu. Na vsem območju med Marožicami v Kanomlji in Ljubevčem ter ponekod celo do narivnega roba nad Vipavsko dolino leže v širini 10 km kredni apnenci na eocenskem flišu. Ta razdalja je obenem najmanjša dolžina nariva koševniškega pokrova na avtohtono podlago. Kontakt spodnjekrednega in zgornjekrednega apnenca leži na eocenskem flišu avtohtone podlage na območju tektonskega okna Strug okrog 2 km jugozahodno od Podroteje. Z ugotovitvijo oddaljenosti te točke od istega kontakta v avtohtoni podlagi na severovzhodni strani idrijskega preloma lahko grobo preverimo dolžino narivanja koševniškega pokrova na avtohtono podlago. Koševniški pokrov v prvotni legi ter približno dolžino nariva, ki znaša okrog 9 km, kaže 9. slika. Kredne plasti koševniškega pokrova leže v normalnem stratigrafskem zaporedju, ki je značilno za avtohtono podlago. Zato sklepamo, da predstavljajo njen odtrgani in proti jugozahodu premaknjeni del. Zaradi lege in načina nastanka bi lahko obravnavali koševniški pokrov kot pa-ravtohton. Na večjem delu idrijskega ozemlja je razmerje drugega — čekovniškega pokrova, ki sestoji iz zgornjetriadnih kamenin, do ostalih krovnih enot povsem jasno. Pokrov ima obliko plošče, debele do 300 m in leži med krednimi apnenci v podlagi ter paleozojskimi in triadnimi skladi v krovnim. Le na jugozahodnem delu idrijskega ozemlja opazimo drugačne medsebojne odnose čekovniškega pokrova do ostalih krovnih struktur. Severno od Hotedrščice potone čekovniški pokrov pod zgornjetriadne plasti idrijskega pokrova. Jugovzhodna meja čekovniškega pokrova je verjetno šele na območju Lipje—Logatec—Kalce (8. si.). V vrtini Č/5 smo ugotovili noriški dolomit od globine 627 m do konca vrtine na 650 m (4. si., profil 6). To kaže, da poteka severovzhodna meja čekovniškega pokrova severneje od tod. Severno od idrijskega rudišča je čekovniški pokrov debel še vedno 170 m (Mlakar, 1967, 5. si.). Nasprotno se v istem bloku v Kanomlji stanjša na 17 do 28 m (vrtini K/3 in 1/50). Na podlagi teh podatkov domnevamo, da se čekovniški pokrov nekaj km severovzhodno od idrijskega preloma vsaj na kanomeljskem območju že izklinja, podobno kot v vrtini K/2. Enake razmere lahko pričakujemo tudi proti severozahodu (2. si. profil A). Skladi čekovniškega pokrova leže v inverznem stratigrafskem zaporedju. To trditev bomo podkrepili v naslednjem poglavju še s podatki z ozemlja vzhodno od Rovt. Zato pričakujemo pod zgornjetriadnim dolomitom ponekod še jurske, najverjetneje liadne plasti. Severno od Cola poteka po podatkih Buser j a (1965a, 129) važen prelom; ob njem so se na južni strani plasti prevrnile. Po medsebojni odvisnosti tektonske črte in reliefa sklepamo, da gre za narivno ploskev, nagnjeno proti severu. Južno od nje leže inverzno zgornjetriadne, jurske in kredne plasti na površini okrog 12 km2. Severno od Javornika najdemo kot podaljšek te inverzne strukture med eocenskim flišem v talnini in zgornjetriadnim dolomitom v krovnini ozek pas spodnjeliadnega belega apnenca (Buser, 1965a). Okrog 1,5 km vzhodno od Črnega vrha se liadne plasti izklinjajo med zgornjekrednimi skladi koševniškega in zgornjetriadnim dolomitom čekovniškega pokrova (8. si.). Zaradi inverzne lege skladov in tektonskega položaja ustreza struktura na območju Col—Javornik čekovniškemu pokrovu. Večji del zgornjetriadnih plasti in vsi jurski skladi Trnovskega gozda severno od narivne ploskve pripadajo, kot bomo podrobneje videli pozneje, najobsežnejšemu, žirovsko trnovskemu pokrovu. Po Buserjevi geološki karti sklepamo, da se prav na območju severozahodno od Cola razvije iz žirovsko trnovskega pokrova z normalno superpozicijo skladov inverzna struktura čekovniškega pokrova (8. si.). Na obrat skladov na tem območju je postal pozoren že Limanov-sky (1910, 139, 140) in ga je skušal povezati s podobnimi razmerami v karnijskih plasteh na območju Čekovnika. Narivno ploskev z območja Javornika zasledujemo še dalje proti severozahodu. Do Krekovš poteka vseskozi v gornjetriadnem dolomitu in loči sklade čekovniškega pokrova od plasti žirovsko trnovskega pokrova. Najlepše je vidna v zgornjetriadnem dolomitu severozahodno od Črnega vrha pred odcepom zadloške ceste v velikem kamnolomu za Lokvarjem, kjer vpada zelo položno proti jugozahodu. V spodnjem krilu je dolomit milonitiziran ponekod v širini več metrov (10. si.). Na koncu Zadloške planote se narivna ploskev pri Lampetu spusti v desno pobočje potoka Belce. Označuje jo več metrov široka milonitna cona v dolomitu. Narivna ploskev je bila tektonska predispozicija za nastanek Zadloške planote. Severno od tod pa se je vzdolž narivne ploskve med krednim apnencem koševniškega in gornjetriadnim dolomitom čekovniškega pokrova izoblikovala ravnica Idrijskega loga. Na idrijskem ozemlju ter na območju Zadloga in Črnega vrha leži na koševniškem pokrovu povsod gornjetriadni dolomit. Sele na območju Javornika so pod njim Še jurske in kredne plasti. Nasprotno pa najdemo karnijske kamenine na gornjetriadnem dolomitu čekovniškega pokrova šele severovzhodno od črte Hotedrščica—Krekovše. Ob narivni ploskvi Javornik—Krekovše jih doslej nismo našli. Čekovniški pokrov je torej spodaj omejen z bazalnim in zgoraj s krovnim poševnim rezom. Manjše leče karnijskih kamenin na noriškem dolomitu razlagamo kot tektonske odstružke. Med narivanjem mlajšega — idrijskega — pokrova so se odtrgali od podlage, torej od čekovniškega pokrova, in se ob narivni ploskvi premikali proti jugozahodu (4. si., profil 8). Glede na starost kamenin avtohtona in paravtohtona je čekovniški pokrov na tem ozemlju povsem tuja geološka struktura. Njegovo prvotno lego je treba iskati daleč proti severu ali severovzhodu. Na vsem ozemlju od zveznice med vrtinama 1/50 in Č/5 (8. si.) do Cola in StreliŠkega vrha leži čekovniški pokrov na mlajših plasteh. Zato je razdalja okrog 16 km obenem tudi najmanjša dolžina narivanja tega pokrova proti jugu oziroma jugozahodu. Ker se je čekovniški pokrov razvil iz žirovsko trnovskega, bomo dolžino teh premikanj obravnavali skupno z žirovsko trnovskim pokrovom. S strukturnim vrtanjem v širši idrijski okolici smo zbrali številne podatke o legi in debelini tretjega, idrijskega pokrova. Z ekstrapolacijo teh podatkov lahko podamo njegove meje precej natančno. Na območju med Kalcami in Lipjem sovpada meja idrijskega pokrova z narivnim robom gornjetriadnega dolomita prek Logaške planote. Severno od tod je njegova vzhodna meja stik idrijsko žirovskega ozemlja s poljansko vrhniškimi nizi. Del pokrova je na obeh območjih odnesen. Pri Smrečju se gornjepaleozojski skrilavec tretjega pokrova izklini med gornjetriadnimi skladi poljansko vrhniških nizov ter grodenskimi plastmi Žirovskega vrha, kar potrjuje tudi vrtina Č/5 zahodno od tod. V globini okrog 600 m smo namreč ugotovili le še 12 m temno sive do črne gline, nastale iz gornjepaleozojskega glinastega skrilavca idrijskega pokrova. Skrilavec leži med gornjetriadnim dolomitom Čekovniškega in gornjepermskim dolomitom žirovsko trnovskega pokrova (4. si., profil 6). Na geološkem profilu skozi idrijsko rudišče vidimo, da se na drugi strani idrijskega preloma idrijski pokrov proti severovzhodu naglo tanjša (Mlakar, 1967, 5. si.). V vrtini Marof-10/57 smo našli gornjepaleozojski skrilavec šele v globini okrog 700 m, tj. v absolutni višini okrog —350 m (3. si., profil 4). Skladov idrijskega pokrova niso prevrtali. Po podatkih z ozemlja južno od tod sklepamo, da so na tem območju že skoraj iztisnjeni. Podobne, razmere opazujemo tudi v Ljubevški dolini (2, si. profil C). V Kanomlji smo našli v globini okrog 300 m (abs. viš. +50 m) vrtine K/l, oddaljene od idrijskega preloma proti severovzhodu okrog 300 m, le še 26 m sivega zdrobljenega gornjepaleozojskega glinastega skrilavca, ki predstavlja idrijski pokrov. Leži na gornjetriadnem dolomitu čekovniškega pokrova in pod gornjeskitskim dolomitom žirovsko trnovskega pokrova. Sklepamo, da se idrijski pokrov proti severu izklinja pri Smrečju ter nekoliko severneje od vrtin C/5, 10/57 in K/l v Kanomlji. Podatkov o izklinitvi tretjega pokrova pod Vojskarsko planoto nimamo. Jugovzhodno od tod pa se izklinja v liniji Tratnik—Treven-Ce-kovnik. Na območju Idrija—Kalce ga odrežeta prelom Zala in idrijski prelom. Kot vsi doslej opisani pokrovi je tudi idrijski omejen spodaj z bazalnim in zgoraj s krovnim poševnim rezom (3. in 4. si.). Zato najdemo v pokrovu na severovzhodu le starejše, proti jugozahodu pa čedalje mlajše plasti. V Rovtah smo v prečnem profilu 7 (4. si.) dokazali z vrtinami v tretjem pokrovu enega izmed največjih bazalnih poševnih rezov na idrijsko žirov-skem ozemlju. Zajema plasti od paleozoika do zgornje triade. Idrijski pokrov ima v prečnih profilih obliko leče, široke 5 do 10 km, ki položno vpada ponekod proti severu, drugod proti severovzhodu. Povsod leži na gornjetriadnih plasteh čekovniškega pokrova. Širina leče predstavlja najmanjšo dolžino narivanja idrijskega pokrova proti jugu oziroma jugozahodu glede na podlago iz čekovniškega pokrova. Za idrijski pokrov je značilno, da se skladi v njem obrnejo; severozahodno od Idrije leže povsod inverzno (3. si profili 1 do 3), v rudišču (Mlakar, 1967, si. 4 do 6) in Ljubevču so ponekod v inverzni, drugod v normalni legi, navadno pa so subvertikalni, vzhodno od Sedeja pa so v normalnem stratigrafskem zaporedju. Plasti idrijskega pokrova so del polegle sinklinale. odprte proti jugozahodu. Skladi kanomeljskega območja pripadajo zgornjemu, kamenine na območju Veharše—Rovte pa spodnjemu krilu te gube. Struktura idrijskega rudišča zajema njeno jedro (11. si.). Zaradi zasuka plasti v polegli gubi imajo tudi srednjetriadni subvertikalni prelomi v jedru in krilih gube različno lego. V rudišču so subhori-zontalni (Mlakar, 1967), vzhodno od tod pa vpadajo strmo proti severu in ponekod proti severovzhodu. V Kanomlji doslej nismo našli intenzivne triadne tektonike. Medsebojno razmerje med prvim in drugim delom idrijskega pokrova kaže vsaj na območju rudišča na luskanje (Mlakar, 1967, 5. si.). Iz geoloških razmer in orudenenja na območju »Talnine« idrijskega rudišča sklepamo, da je bil tektonski stik med prvim in drugim delom idrijskega pokrova zasnovan že v srednji triadi. Po zasuku skladov je bil nato subvertikalni prelom v starejšem terciarju reaktiviran kot narivna ploskev. Tudi prvi del idrijskega pokrova je spodaj omejen z bazalnim in zgoraj s krovnim poševnim rezom (Mlakar, 1967, 5. si.). Po istem profilu sklepamo, da je dolžina luskanja okrog 2 km. Pri doslej opisanih krovnih enotah so meje pokrovov skoraj povsod obenem tudi meje njihovega izklinjanja. Nasprotno pa so meje četrtega, žirovsko trnovskega pokrova le njegovi narivni robovi v današnjem erozijskem stadiju (4. si.). Narivni rob mezozojskih skladov na eocenski fliš med Gorico in Ajdovščino je jugozahodna meja tega pokrova. Med Predmejo in Colom sovpada skoraj povsod meja pokrova s podaljškom preloma Avče—Dol, ki se nadaljuje v dolino Bele kot predjamski prelom (B u s e r, 1964). Na območje Javornika in Črnega vrha seže žirovsko trnovski pokrov kot tektonska polkrpa, severozahodno od tod pa je na ozemlju Krekovš in Vojskega narivni rob zelo razčlenjen. Od Fežnarja proti jugovzhodu predstavlja v dolžini okrog 7 km mejo pokrova skoraj povsod idrijski prelom. Na območju Idrije omejuje pokrov kombinacija prelomov in narivnih ploskev. Pri Sedeju se narivna ploskev zopet pokaže in poteka od vzhoda proti zahodu skoraj do Rovt. Severno od tod sovpada meja pokrova z narivno ploskvijo, ki loči idrijsko žirovsko ozemlje od poljansko vrhniških nizov. Žirovsko trnovski pokrov omejujejo s severa nove krovne enote Julijske zunanje cone, medtem ko njegove severozahodne meje še ne poznamo. Plasti žirovsko trnovskega pokrova so v normalnem stratigrafskem zaporedju. Inverzna lega skladov južno od Ferjančiča je povsem lokalna. Skladi vpadajo skoraj povsod proti jugozahodu, le na vzhodnem delu idrijskega ozemlja proti jugu. Zato najdemo proti jugu in jugozahodu čedalje mlajše plasti. Poleg velike debeline, ki preseže ponekod celo 1000 m (2. si. profila B in C), karakterizira ta pokrov grandiozni bazalni poševni rez. Zajema vse plasti od mlajšega paleozoika na severovzhodu (Cerkno—2iri), do starejšega terciarja na zahodnem delu Trnovskega gozda. Narivna ploskev vpada navadno zelo položno proti severovzhodu, je ponekod subhorizontalna in le tu in tam visi v smeri narivanja, torej proti jugozahodu (3. si. profili 1 do 4). Na območju Rovte—Gorenja vas vpada narivna ploskev proti zahodu. Stik paleozojskih in triadnih plasti žirovsko trnovskega pokrova leži na ploskvi bazalnega poševnega reza v coni Praprotno brdo ter zveznice med vrtinami R/ll, Č/5 in V/21 (2. si., profil C, in 4. si., profila 6, 7). V vrtini 10/57 leži na idrijskem pokrovu že spodnjeskitski dolomit (3. si., profil 4). Zato se paleozojski plasti verjetno izklinjajo ob narivni ploskvi med Jelenkom in Fežnarjem, kar potrjujejo tudi vrtine v Kanomlji. Tako leže na idrijskem pokrovu v vrtini K/l že gornjeskitski skladi. Na vsem ozemlju od narivnega roba nad Vipavsko dolino do območja vrtin R/ll, Č/5, V/21, 10/57 ter K/l leži žirovsko trnovski pokrov na tuji podlagi. Poleg interpretacije eocenskih skladov kažejo tudi ti podatki, da je dolžina narivanja žirovsko trnovskega pokrova vsaj 20 do 25 km. Na idrijsko žirovskem ozemlju smo v posameznih pokrovih dokazali inverzno lego skladov na površini več 10 km2. Poleg tega se je drugi pokrov razvijal z obratom iz četrtega. Zato trdimo, da je krovna zgradba idrijsko žirovskega ozemlja in Trnovskega gozda končni stadij deformacije velike polegle gube (Mlakar, 1964, 1967). Avtohtona podlaga, koševniški pokrov ter idrijski pokrov, toda le z območja Veharše-Rovte, zajemajo sklade spodnjega krila gube (11. si.). Čekovniški pokrov ter inverzna serija skladov idrijskega pokrova z ozemlja Kanomlje predstavljajo srednje krilo gube. Zgornje krilo gube pa se je ohranilo v žirovsko trnovskem pokrovu. Večji del jedra polegle gube zavzame idrijski pokrov. S to narivno enoto sovpada med Idrijo in Rovtami v dolžini okrog 15 km tudi območje najbolj intenzivne srednjetriadne tektonike. Zato sklepamo, da je bila srednjetriadna labilna cona na idrijsko žirovskem ozemlju embrionalna struktura za nastanek staroterciarne krovne zgradbe. Prav ta lega daje idrijskemu pokrovu poseben pomen in ga uvršča med najbolj ugodne geološke strukture pri iskanju novih orudenih con na idrijskem območju. Prvotno orientacijo gube in njen razvoj moramo obravnavati, kot smo že poudarili, na podlagi geoloških podatkov z mnogo širšega območja. Brez dvoma se je polegla guba razvila iz gube z več ali manj vertikalno osno ravnino. Pod vplivom tangencialnih sil. usmerjenih s severa in severovzhoda, je obenem z večanjem njenih dimenzij prešla v poševno in končno v poleglo gubo. Z nenehnim naraščanjem intenzivnosti tangencialnih sil in prekoračitvijo meje plastičnih deformacij kamenin se je guba v jedru večkrat pretrgala. Posamezni bloki so se nato premikali vzdolž poleglih reverznih prelomov dalje proti jugu in jugozahodu kot samostojni pokrovi in skoraj povsod izgubili medsebojno zvezo in stik s podlago. Vsekakor so imeli peščenoskrilavi horizonti, npr. gornjepaleo-zojske, karnijske in eocenske plasti, pri ločitvi in premikanju pokrovov pomembno vlogo. Vendar ima karbonski skrilavec pri tem manjši pomen, kot. mu ga je pripisoval Winkler (1923, 170). Pri vrednotenju podanih velikosti narivanja posameznih pokrovov moramo upoštevati, da so te dolžine pravzaprav končni efekt dveh različnih faz premikanja kamenin. V obdobju plastičnih deformacij so se plasti gibale proti jugozahodu zaradi same rasti polegle gube. Šele v drugi fazi so se skladi narivali v pravem pomenu besede. Širina inverznih struktur ustreza brez dvoma dolžini premikanj v prvi fazi. V grodenskih plasteh Žirovskega vrha je lepo razvita skrilava diferencialna klivaža. Najpogosteje je orientirana pravokotno na plastovitost in vpada proti severovzhodu. Verjetno gre za klivažo aksialne površine (O m a 1 j e v , 1967a, 45). Tudi te ugotovitve se skladajo z interpretacijo idrijsko žirovskega ozemlja in Trnovskega gozda kot deformirane polegle gube (11. si.). V zvezi z nastajanjem staroterciarne krovne zgradbe moramo brez dvoma računati vsaj z delno prostorsko preorientacijo vseh efektov srednjetriadne tektonike, o tem pa smo doslej zbrali le malo podatkov (Mlakar, 1967). Tudi vloga gravitacijskih faktorjev pri nastajanju krovne zgradbe na idrijsko žirovskem ozemlju še ni preučena. O TEKTONSKI RAJONIZACIJI ZAHODNE SLOVENIJE Po sedanji nomenklaturi in tektonski rajonizaciji zahodne Slovenije (Kossmat, 1910; Rakovec, 1956) smo raziskali velik del idrijsko žirovskega ozemlja, ki je le ena izmed geotektonskih enot zahodnega dela Posavskih gub v širšem smislu. V isto strukturno enoto prištevamo v tem delu Slovenije še poljansko vrhniške nize, škofjeloško polhograjsko ozemlje. drobniško cono in porezenski pas. Poleg Ziljskih, Karnijskih, Julijskih in Kamniških Alp, Karavank ter Ljubljanske in Celjske kotline so Posavske gube del geotektonske enote višjega reda, tj. Južnih apneniških Alp. Novejša geološka raziskovanja alpskega prostora nakazujejo nove probleme v zvezi s tektonsko rajonizacijo zahodne Slovenije. Na nekdaj spornem ozemlju glede pripadnosti Alpam oziroma Dinaridom bo treba podati osnovno tektonsko razčlenitev znotraj dinarskega gorskega sistema. Po Aubouinu (1964) so značilnosti notranjih — eugeosinklinalnih območij Dinaridov pojavljanje ofiolitov, zgodnji fliš (v glavnem kredni), zgodnja orogeneza ter alohtonost ozemlja. Nasprotno pa karakterizira njihovo zunanje — miogeosinklinalno območje izostanek ofiolitov, pozni fliš (v glavnem terciarni), poznejša orogeneza ter avtohtonost ozemlja (Aubouin, 1964, 529). Zapletene in obsežne problematike alpsko dinarske meje oziroma razmejitve med Notranjimi in Zunanjimi Dinaridi ne bomo obravnavali. Nanizali bomo le vrsto novih pomembnih podatkov o medsebojnih tektonskih odnosih idrijsko žirovskega ozemlja do Hrušice, Logaške planote, poljansko vrhniških nizov in Trnovskega gozda ter kritično pregledali dosedanje teorije o tektonski zgradbi tega prostora. Večino problemov v zvezi z medsebojno lego Hrušice in Trnovskega gozda smo že nakazali pri obravnavanju avtohtone podlage. Kossmat je menil, da Trnovski gozd omejuje na vzhodu dislokacija, ob kateri se je Hrušica pogreznila (1909, 85). Nasprotno pa sta Lima-n o v s k y (1910) in Winkler (1923) pravilno obravnavala vzhodni rob Trnovskega gozda kot narivno ploskev. Medtem ko je Limanovsky (1910) jasno povedal, da je guba Hrušice pod narivom Trnovskega gozda, je Winkler (1923) obe enoti povezal v enoten pokrov. Po njegovem mnenju flišne plasti na območju Podkraja ne leže na Hrušici, kot je menil Kossmat, temveč vpadajo podnjo in so tektonsko okno pod enotnim pokrovom. Tektonska krpa Streliškega vrha je most med obema enotama (Winkler, 1923, 185, 187). Po podatkih Buserja (1964, 35) zavije narivni rob Trnovskega gozda od Cola proti Idriji in ne proti Nanosu, saj leže eocenske plasti pri Vipavi, Senaborju in Podkraju transgresivno na gornjekrednem apnencu. Hrušica z Nanosom ne predstavlja nadaljevanja nariva Visokega Krasa, ampak tvori avtohtono ozemlje. Geološke razmere iz bližnje idrijske okolice se ujemajo s to ugotovitvijo. Struktura Hrušice se pokaže na idrijskem območju šele v tektonskih oknih daleč za narivnimi robovi mlajših krovnih enot. Logaško planoto je treba obravnavati kot podaljšek Hrušice, ki je bila ob idrijskem prelomu premaknjena proti jugovzhodu, kot sta menila že K o s s m a t (1909, 247) in Limanovsky (1910, 142). Glede na idrijsko žirovsko ozemlje in Trnovski gozd je Logaška planota avtohtona podlaga (8. si.). Stik idrijsko žirovskega ozemlja in poljansko vrhniških nizov so starejši raziskovalci razlagali različno. Limanovsky je stik označil kot tipično narivno ploskev (1910, 147). S tem se je strinjal tudi Winkler (1923). Kossmat pa je menil, da tektonski enoti loči prelom (1903, 510). Poljansko vrhniški nizi so po njegovem mnenju le pogreznjeno nadaljevanje idrijskih struktur, saj se z njimi ujemajo v detajlih (Kossmat, 1910, 97). Med Prezidom in Praprotnim brdom smo preučevali stik idrijsko žirovskega ozemlja in poljansko vrhniških nizov v dolžini okrog 7 km. V tej coni se stikajo paleozojske in spodnjetriadne plasti idrijskega pokrova z gornjetriadnimi skladi poljansko vrhniških nizov. Na območju Mizni dol—Gradišče so karnijske plasti brez dvoma na noriškem dolomitu. Med obema stopnjama je karakteristični prehod. Inverzno lego gornjetriadnih skladov potrjuje še sam razvoj karnijskih plasti. Tako leži rdeči, mlajši peščeno skrila vi karnijski horizont na območju Rastovk pod megalodontnim apnencem. Zgornjetriadne plasti na območju Zaplana—Gradišče so v inverzni stratigraski legi, značilni za drugi čekovniški pokrov. Kontakt obeh tektonskih enot glede na morfologijo terena dokazuje, da je stik idrijsko žirovskega ozemlja s poljansko vrhniškimi nizi narivna ploskev, zelo položno nagnjena proti zahodu. To ugotovitev potrjujejo Merkalovo tektonsko okno iz gornjetriadnega dolomita ter petkovške tektonske krpe iz grodenskega peščenjaka. Z interpolacijo podatkov vrtine R/9 ter izdankov gornjetriadnih plasti poljansko vrhniških nizov ugotavljamo, da vpada narivna ploskev pod kotom 10° do 20° proti zahodu. Gornjetriadne plasti na območju Prezid— Mizni dol pa so neposredni vzhodni podaljšek čekovniškega pokrova (2. si. profil A). Podatki vrtine B-8 na Zirovskem vrhu kažejo, da vpada ista narivna ploskev na tem območju pod kotom skoraj 60° proti zahodu (O m a 1 j e v , 1967a, si. 9). Strmejši vpad narivne ploskve nakazuje tudi slabo razčlenjen stik obeh tektonskih enot severno od Smrečja (Omaljev, 1967, si. 1). Verjetno pa je narivna ploskev proti zahodu, torej v večji globini, precej položnejša, podobno kot na območju profila A (2. si.). Na Kossmatovi geološki karti so karnijske plasti in gornjetriadni dolomit na območju Podlipe v pravilni stratigrafski legi. Vzdolž tektonske črte Skrotnik—Mizni dol se torej stikajo gornjetriadne plasti čekovniškega pokrova z enako starimi kameninami v normalni superpoziciji z ozemlja severno od tod. Geološke razmere pri Skrotniku kažejo, da loči gornjetriadne plasti narivna ploskev, nagnjena proti jugozahodu. Na zahodu jo odreže stik idrijsko žirovskega ozemlja in poljanskovrhniških nizov (8. si.). Gornjetriadne plasti in starejše sklade severno od narivne ploskve zato lahko uvrstimo le v koševniški pokrov ali pa jih obravnavamo kot avtohtono podlago. Velika površina in starost kamenin poljansko vrhniških nizov nakazujeta, da lahko prvo možnost opustimo. Do istega sklepa pridemo tudi s preučevanjem geoloških podatkov na ozemlju Logatec—Vrhnika. Poudarili smo že, da je avtohto-na podlaga zgoraj omejena s krovnim poševnim rezom. Zato pričakujemo, da sestoji ta strukturna enota proti severu in severovzhodu iz čedalje starejših plasti, kar potrjujejo naslednji podatki. Logaško planoto grade jurski in kredni skladi ter na območju Borovnice še gornjetriadne in srednjetriadne kamenine. Plasti vpadajo položno proti jugozahodu. Na Kalcah leži idrijski pokrov na gornjekrednem apnencu avtohtone podlage. Severovzhodno od tod pa se med Lipjem in Vrhniko stika čekovniški pokrov ob tektonski črti Logatec—Vrhnika že s spodnjekrednimi skladi avtohtone podlage. Pri Vrhniki potonejo pod čekovniški pokrov končno Še jurske plasti (8. si.). Gornjetriadne in srednjetriadne kamenine Borovnice, kot najstarejši stratigrafski členi avtohtone podlage na tem območju, so jugovzhodni podaljšek enako starih kamenin Podlipe in Ligojne (Kossmat, 1909; 9. si. Shematični prikaz dolžine narivanja koševniškega pokrova Fig. 9. Sketch showing the thrust distance od the Koševnik nappe J jurske plasti, Kj spodnjekredne plasti, K2 zgornjekredne plasti, E eocenske plasti J Jurassic beds, K, Lower Cretaceous beds, Ks Upper Cretaceous beds, E Eocene beds 4 — Geologija 12 Limanovsky, 1910), Šele severovzhodneje so pod njimi srednje-triadne in spodnjetriadne plasti in ponekod še paleozojski skladi. Stik med noriškim dolomitom Zaplane ter jurskimi in krednimi skladi logaške planote med Logatcem in Vrhniko je večina starejših raziskovalcev označevala kot prelom. Po poteku tektonske črte jugovzhodno od Prezida sklepamo, da je ta stik narivna ploskev, nagnjena proti severozahodu. Do istega sklepa je prišel že Limanovsky (1910, 149). Winkler pa je menil, da vpada narivna ploskve v obratno smer (1923, 193). Stik različnih stratigrafskih členov avtohtone podlage z gornje-triadnim dolomitom Zaplane povezujemo s krovnim poševnim rezom avtohtone podlage in ne z intenzivnejšim grezanjem južnega bloka na zahodu in čedalje manjšim proti vzhodu, kot sta menila Kossmat (1905) in Rakovec (1956, 79). Glede na razčlenitev krovne zgradbe idrijsko žirovskega ozemlja sestoje poljansko vrhniški nizi iz dveh enot. Gornjetriadne plasti Zaplane, ki jih je Buser (1965, 46) označil kot zaplanska luska, pripadajo če-kovniškemu pokrovu, obsežno ozemlje severno od tod pa avtohtoni podlagi. 2e Limanovsky (1910, 150) je ugotovil, da je »kompleks Zaplane« prevrnjen in je videl njegovo povezavo z inverzno serijo skladov na območju Col—Javornik. Sklade obeh območij je skupno z gornjekrednim apnencem med Črnim vrhom in Idrijo označil kot »gubo Zaplane«, ki leži med pokrovom Trnovskega gozda, kamor je prištel tudi idrijsko žirovsko ozemlje in strukturo Hrušice (Limanovsky, 1910 Tab I Fig- 1). Vsi raziskovalci zahodne Slovenije ugotavljajo, da je škofjeloško pol-hograjsko ozemlje narinjeno proti zahodu in tako leži na poljansko vrhniških nizih (Kossmat, 1910, 81, Limanovsky, 1910; Winkler, 1923; Rakovec, 1956, 77). Tektonske krpe karbonskih skladov južno od Poljan pa je že Kossmat (1903) razlagal kot erozijske ostanke nariva škofjeloško polhograjskega ozemlja proti zahodu. Geološke razmere na vzhodnem obrobju idrijsko žirovskega ozemlja kažejo, da je segal nariv idrijsko žirovskega ozemlja še dalje proti vzhodu. Širina poljansko vrhniških nizov navadno ne presega 10 km, na profilu A (2. si.) pa je ugotovljena krovna zgradba na dolžini skoraj 25 km. Zato se pridružujem mnenju Limanovskega (1910) in Winkler j a (1923), da sta idrijsko žirovsko ter škofjeloško polhograjsko ozemlje del enotnega pokrova. Poljansko vrhniški nizi so le veliko tektonsko polokno (Limanovsky, 1910, 148; Winkler, 1923, 147), ki ga na jugu delno prekriva čekovniški pokrov. Obsežne tektonske krpe gornjepaleozojskih plasti južno od Poljan pa dokazujejo nekdanjo medsebojno zvezo obeh strukturnih enot (Winkler, 1923, 148). Idrijsko žirovsko ter škofjeloško polhograjsko ozemlje ni narinjeno na poljansko vrhniške nize z zahoda oziroma vzhoda, kot pogosto beremo v literaturi, temveč s severa ali severovzhoda. Subparalelne približno v smeri severozahod—jugovzhod potekajoče meje tektonskega polokna poljansko vrhniških nizov so se izoblikovale bodisi zaradi že prvotne antiklinalne upognjenosti narivne ploskve s subvertikalno skoraj prečno 10. si. Narivna ploskev med noriškim dolomitom čekovniškega in žirovsko trnovskega pokrova pri Lokvarju Fig. 10. Thrust plane between Norian dolomite of the Cekovnik and Ziri—Trnovo nappes at Lokvar alpsko usmerjeno osno ravnino »gube« ali pa poznejšega upogiba te ploskve skupno z avtohtono podlago (2. si. profil A). Podobne »strukturne hrbte in depresije« ugotavljamo na vsem pregledanem idrijsko žirovskem ozemlju tako v prečnih profilih kakor tudi v vzdolžnem geološkem profilu. Sinklinalne upognitve narivnih ploskev so najbolj vidne v prečnih profilih na območju Krekovše—Javornik in Jelenk—Rovte. Nasprotno pa prihajajo na površje starejši pokrovi na območju med Kanomljo in Godovičem na velikih površinah zaradi antiklinalne upognitve narivnih ploskev (3. si. profila 3 in 4). Osi B »gub« imajo dinarsko smer s položnim vpadom proti severozahodu. Sinklinalno upognjenost narivnih ploskev v vzdolžnem profilu A (2. si.) najdemo na območju Rovt, drugod pa v podlagi idrijskega rudišča in v Ljubevču na drugi strani idrijskega preloma. Strnadovo tektonsko okno in znana anomalija v poteku kredne podlage na zahodnem obrobju rudišča pa so posledica prečnoalpsko orientiranih »strukturnih hrbtov«. Komplicirano zgrajeno »idrijsko tektonsko polokno« med Trnovskim gozdom in idrijsko žirovskim ozemljem ima torej podobno lego oziroma nastanek kot tektonsko polokno poljansko vrhniških nizov med sosednjima tektonskima enotama. Vendar geneza in starost tega tipa deformacij še nista preučena. Dvojni upogib narivne zgradbe je na območju Trnovskega gozda nastal po Winklerju (1923, 192) šele v tretji fazi razvoja struktur Trnovskega gozda in Hrušice. Gornjetriadne plasti v dolini Kopačnice (8. si.) omenjajo že v starejši literaturi. Najnovejše raziskave, potrjene z globokim vrtanjem, kažejo, da leže paleozojski skladi idrijsko žirovskega ozemlja na območju Cerknega in Škofja na srednjetriadnih kameninah (Grad, 1967). Glede na potek narivne ploskve med čekovniškim pokrovom in avtohtono podlago na območju Miznega dola ne izključujemo možnosti, da pripada del gornjetriadnih plasti Kopačnice čekovniškemu pokrovu. Najpomembnejši kriterij pri ugotavljanju pripadnosti skladov k eni ali drugi tektonski enoti bo v tem primeru lega gornjetriadnih plasti. Medtem ko so se mnenja starejših raziskovalcev o medsebojnih odnosih doslej opisanih tektonskih enot precej razhajala, so vsi ugotovili soglasno, da je idrijsko žirovsko ozemlje del Trnovskega gozda in ločen od njega le z idrijskim prelomom (Kossmat, 1909 a, 247; Limanovsky, 1910; Winkler, 1923). Rakovec (1956) je na podlagi Kossmatovih geoloških podatkov postavil ob idrijskem prelomu mejo med Alpami in Dinaridi. V normalnem zaporedju paleozojskih in triadnih skladov žirovsko trnovskega pokrova so gornjetriadne, jurske, kredne in terciarne plasti Trnovskega gozda le najmlajši stratigrafski členi. Vse plasti od paleozojskih na Zirovskem vrhu do terciarnih v okolici Zagorja vpadajo proti jugozahodu. Kontinuiteto so prekinili erozija med planoto Vojsko in Godovičem ter predvsem idrijski prelom in prelom Zala. Na severozahodu pa loči obe tektonski enoti le idrijski prelom, ob katerem so se bloki horizontalno premikali. Vse krovne enote na jugozahodni strani idrijskega preloma najdemo tudi na njegovem drugem krilu. Razvoj kamenin pa se v pokrovih ne spremeni. Zato idrijski prelom ne more biti meja med geološkimi strukturami visokega reda, kot so Alpe in Dinaridi. S stališča obravnavanja alpsko dinarske meje sta idrijsko žirovsko ozemlje in Trnovski gozd nerazdružljiva enota in ju je treba kot celoto prišteti k enemu ali drugemu gorskemu sistemu. Iz istih razlogov težko zagovarjamo celo mnenje, da je prav idrijski prelom meja med idrijsko žirovskim ozemljem in Trnovskim gozdom (Kossmat, 1909b, 85). Glede na strukturne karakteristike ozemlja se zdi, da je najprimernejša jugozahodna meja idrijsko žirovskega ozemlja narivna ploskev Javornik—Zadlog—Krekovše—Vojsko—Fežnar. Šele severozahodno od tod postavimo mejo ob idrijskem prelomu. Na območju Idrije pa je zaradi prepletanja enih in drugih enot meja lahko le konvencionalna. Različen tektonski stil je ena izmed bistvenih karakteristik, po katerih se posamezne interpretacije geološke zgradbe zahodne Slovenije ločijo med seboj. Kossmat je na tem prostoru ugotovil grudasto zgradbo oziroma sistem manjših narivnih teles z luskasto narinjenimi robovi, ki v bistvu leže avtohtono na svoji normalni podlagi (Kossmat, 1909 b, 116; 1910, 98). Winkler (1923, 1936) je zagovarjal narivno zgradbo in menil, da leže grude na tuji podlagi na velikih distancah. Limanovsky (1910) pa je razlagal geološko zgradbo ozemlja z arhitekturo obsežnih poleglih gub. sw NE 11. si. Izhodna struktura polegle gube s prvotno lego posameznih krovnih enot. Legenda na 8. sliki Fig. 11. Sketch showing the original recumbent fold with initial position of single nappe structure units Številni zbrani podatki ne govore v prid prvi tektonski interpretaciji tega dela zahodne Slovenije. Kossmat sam je večkrat izrekel mnenje, da medsebojna lega tektonskih gradbenih elementov povsem ustreza tipu krovne zgradbe (1906, 1910, 91—95; 1913 b). Vendar je našel številne pomisleke in sam zavrnil to razlago. Idrijsko žirovsko in škofjeloško polhograjsko ozemlje po Kossmatovem mnenju ne more biti del enotnega pokrova. Na meji idrijsko žirovskega ozemlja in »tektonskega okna« poljansko vrhniških nizov je južno od Žirovskega vrha premik čedalje manjši in pri Logatcu leži na obeh krilih že enak gornjetriadni dolomit (Kossmat, 1903, 517). Gornjetriadne plasti tega območja pripadajo dvema tektonskima enotama, ki se med seboj razlikujeta še po legi skladov. Zato pomisleki proti krovni zgradbi na tem območju niso utemeljeni. Geološke razmere pri Gorici so bile K o s s m a t u eden izmed najbolj tehtnih dokazov proti krovni zgradbi tega dela zahodne Slovenije. Nariv Trnovskega gozda prehaja po njegovem mnenju proti zahodu v poleglo gubo. Severno od Gorice pa leže na severovzhodnem krilu goriško vipavske kadunje eocenske plasti z bazalnim konglomeratom na robni gubi Sabotina oziroma postopoma pogrezajočem se pokrovu Trnovskega gozda. Tako so po njegovih ugotovitvah navidezno samostojni »pokrovi« povsem zlepljeni s svojo zunanjo cono. Podobno je Kossmat tolmačil tudi geološke razmere na območju litijske antiklinale, kjer njeno južno krilo potone normalno pod triadne plasti Dolenjske (Kossmat, 1909 a, b; 1910, 95; 1913 b). Geološke razmere pri Gorici je Winkler dobro poznal, jih upošteval in vendar našel novo interpretacijo obsežnih pokrovov med Trnovskim gozdom in Ljubljansko kotlino. Nastanek krovne zgradbe ozemlja je razlagal z vrtilnim gibanjem obsežne kameninske gmote okrog dveh fiksnih točk, in sicer okrog prve zahodno od Gorice in druge na območju litijske antiklinale. Tektonski mehanizem je označil kot upogib. V osi upogiba, ki poteka prav na ožjem idrijskem območju, je bila po njegovem mnenju dolžina narivanja največja. Vzhodno in zahodno od tod pa je intenziteta premikanj polagoma pojemala, dokler ni končno v fiksnih točkah popolnoma zamrla. Z vračanjem blokov v izhodiščno lego je Winkler pojasnjeval prvotne oziroma nove medsebojne odnose posameznih tektonskih enot (Winkler, 1923). Nariv Trnovskega gozda je Winkler označil kot razkosan nariv gube. Z zasukom za 30° do 40° okrog fiksne točke pri Gorici je ta prvotno južnoalpski tektonski element zavzel dinarsko lego. Glede na kredno tektonsko polokno pri Idriji pa je sklepal, da so se skladi zaradi vrtenja narinili na vzhodnem obrobju Trnovskega gozda že za 15 do 20 km proti jugu (Winkler, 1923, 156). Kanomeljsko tektonsko okno, vojskarsko tektonsko polokno in geo-električne sonde Ea in Ea dokazujejo, da znaša dolžina nariva Trnovskega gozda na območju profila B (2. si.) vsaj 18 km. Zaradi velike dolžine premikanj, ugotovljenih komaj 12 km vzhodno od »fiksne točke«, upravičeno dvomimo, da ta na tem območju res obstoji. Narivna ploskev se skoraj gotovo nadaljuje v flišnih plasteh še dalje proti zahodu in loči eocenske sklade žirovsko trnovskega pokrova od enako starih kamenin goriško vipavske flišne cone. Luskanje med krednimi plastmi in eocen-skimi skladi nad Solkanom (Winkler, 1923, 183) govori v prid tej domnevi. Zaradi avtohtone lege Hrušice (Buser, 1964) je Winklerjeva interpretacija geoloških razmer na območju jugovzhodno od Idrije s starejšim in mlajšim narivom (Winkler, 1923, 190) nesprejemljiva. Kot najtehtnejši argument proti razlagi tektonske zgradbe tega dela zahodne Slovenije s poleglo gubo sta Kossmat in Winkler navajala izostanek srednjega, inverznega krila gube (Kossmat, 1913 a, b; Winkler, 1923, 147). Winkler je poznal obratno lego skladov na območju Cola. Vendar je zapletene geološke razmere tako na tem ozemlju kakor tudi v bližnji idrijski okolici razlagal kot komplikacije v osi upogiba (Winkler, 1923, 177). Inverzne lege plasti čekovniškega in dela idrijskega pokrova starejši raziskovalci še niso poznali. Zato je moral tudi Limanovsky razlagati izostanek inverznih kril gub kot posledico drsenja, ki je dele gube medsebojno premaknilo (Limanovsky, 1910). Po podatkih Limanovskega je Trnovski gozd skupno s pripadajočim škofjeloško polhograjskim ozemljem zgornja, Hrušica s poljansko vrhniškimi nizi in Dolenjskim krasom pa globlja polegla guba (Limanovsky. 1910). Interpretacija idrijsko žirovskega ozemlja in Trnovskega gozda, kakršno je podal Limanovsky, je zelo blizu dejanskemu stanju, o spodnji polegli gubi pa nimamo novejših geoloških podatkov. Medtem ko Kropačevo pojmovanje geološke zgradbe idrijskega rudišča s trojno prevrnjeno gubo ne ustreza (Mlakar, 1967), so njegove razlage strukture širšega idrijskega območja z veliko poleglo gubo dokaj pravilne (K r o p a č, 1912, 12—25, Fig. 2). Berce je odklonil razlago obravnavanega območja z gubo in zanikal celo inverzno lego skladov v narivni zgradbi (Berce, 1962 a, 10). Lego gornjepaleozojskega glinastega skrilavca in grodenskega peščenjaka na gornjepermskih in spodnjetriadnih plasteh je razlagal kot diskordantno lego psevdoziljskih in psevdogrodenskih skladov, torej srednjetriadnih kamenin, na predlangobardskih strukturah (Berce, 1963, 146). Zato je sklepal na zelo intenzivno srednjetriadno tektoniko celo na območjih, kjer je skoraj ni. V inverzni seriji paleozojskih in triadnih plasti idrijskega pokrova najdemo v Kanomlji v primerjavi z Bercetovimi podatki le neznatno erozijsko diskordanco med anizičnimi in langobardskimi skladi. Nasprotno pa je npr. narivni rob žirovsko trnovskega pokrova med Sedejem in Kurjo vasjo po tej interpretaciji podan kot pravilna lega psevdoziljskih skladov z langobardskim konglomeratom. Dolžino narivov v zahodni Sloveniji so starejši raziskovalci različno ocenjevali. Razdaljo med severnim obrobjem tektonskega polokna poljansko vrhniških nizov in narivnim robom nad Vipavsko dolino, ki znaša okrog 40 km, je obravnaval Limanovsky (1910) kot dolžino nariva Trnovskega gozda. Winkler pa je menil, da znaša maksimalna dolžina nariva Trnovskega gozda okrog 25 km (Winkler, 1923, 176). Na podlagi rezultatov geoloških in drugih raziskovalnih metod menimo, da je velikost narivov, kakršno je zagovarjal Winkler, v tem delu Slovenije povsem utemeljena. Ker predstavljajo gornjetriadne plasti Kopačnice avtohtono podlago ali pa Čekovniški pokrov, moramo dolžino narivov povečati na okrog 30 km. Večji del Trnovskega gozda in idrijsko žirovskega ozemlja je alohton. Na območju Trnovskega gozda leži na eocenskih plasteh, v bližnji idrijski okolici pa na krednih skladih. Zaradi krovnega poševnega reza avtohtone podlage lahko pričakujemo jurske plasti pod starejšimi kameninami v coni Vrhnika, Zaplana, Rovte, Žiri. Severno od tod pa je lega triadnih skladov pod paleozojskimi kameninami Žirovskega vrha spet dokazana. Korensko cono pokrovov iz bolj strmo ležečih skladov moramo torej iskati severno od Gorenje vasi, a je verjetno prekrita z mlajšimi pokrovi. Zato bodo novi podatki s tega območja zelo pomembni za pravilno interpretacijo tektonske zgradbe zahodne Slovenije. Na istem območju je iskal korensko cono pokrovov tudi Winkler (1923, 165), medtem ko se po podatkih Limanovskega (1910) nahaja šele na območju litijskega svoda. Na podlagi podatkov z idrijskega ozemlja ne moremo točneje opredeliti starosti terciarne krovne zgradbe. Vsekakor pa je večji del deformacij posteocenski. Krovna zgradba je presekana s sistemom dinarskih prelomov, izmed katerih so najpomembnejši idrijski prelom ter preloma Avče—Dol in Zala. Brez dvoma so to najmlajše tektonske deformacije na tem prostoru, saj sta ob njih premaknjena tako avtohton kakor tudi alohton (2. si. profilC; Mlakar, 1967, si. 5). Po starejših literaturnih podatkih se je ob dinarskih prelomih vedno pogreznilo severovzhodno krilo glede na jugozahodno (Kossmat, 1909b, 116; Winkler, 1923, 126). Novejši podatki pa kažejo, da gre ob idrijskem prelomu za horizontalna desna premikanja blokov na razdaljo do 2,5 km (Mlakar, 1964). Enake premike lahko pričakujemo tudi ob drugih dinarskih prelomih celo na širšem območju. Idrijski prelom je po mnenju W i n k 1 e r j a pliocenske starosti, saj je ob njem premaknjen celo mladopliocenski ravnik (Winkler, 1936, 241). Zasnovan pa je bil že nekoliko preje (Kossmat, 1909b, 121), po Winkler j evih podatkih celo v miocenu (1923, 225). POVZETEK Širšo idrijsko okolico karakterizira staroterciarna krovna zgradba, raziskana z rudarskimi deli in številnimi vrtinami. Ozemlje je zelo bogato s tektonskimi gradbenimi elementi, značilnimi za krovne strukture. V krovni zgradbi sodelujejo vse plasti od mlajšega paleozoika do starejšega terciarja. Avtohtono podlago grade mezozojske plasti in staroterciarni skladi v normalni superpoziciji. Prvi, koševniški pokrov, ki ga lahko označimo tudi kot paravtohton, je iz krednih kamenin v pravilni legi. Gornjetriadne plasti ter ponekod še jurski in kredni skladi v obratnem stratigrafskem zaporedju grade drugi — čekovniški pokrov. Tretji — idrijski pokrov sestoji iz paleozojskih in triadnih plasti v normalni in inverzni superpoziciji. V zgradbi četrtega, žirovsko trnovskega pokrova pa sodelujejo vse plasti od mlajšega paleozoika do eocena v pravilni stratigrafski legi. Krovna zgradba, nastala pod vplivom tangencialnih sil, usmerjenih s severa in severovzhoda, je končni stadij deformacije velike polegle gube. Avtohtona podlaga, koševniški pokrov in del idrijskega pokrova •/. normalnim zaporedjem plasti predstavljajo spodnje krilo polegle gube. Čekovniški pokrov ter inverzni del idrijskega pokrova pripadajo srednjemu krilu. Zgornje krilo gube pa je ohranjeno v žirovsko trnovskem pokrovu. Vse krovne enote so spodaj omejene z bazalnim in zgoraj krovnim poševnim rezom. Na idrijskem območju je ugotovljena intenzivna srednjetriadna tek-tonika. Ob prelomih s smerjo sever—jug in vzhod—zahod so se bloki radialno premikali za več 100 m. Srednjetriadna labilna cona je embrio-nalna struktura staroterciarne krovne zgradbe. Tržaško komenska planota, goriško vipavska flišna cona, Hrušica. logaška planota in poljansko vrhniški nizi so avtohtona podlaga glede na Trnovski gozd in idrijsko žirovsko ozemlje. Gornjetriadne plasti Za-plane pripadajo čekovniškemu pokrovu. Stik idrijsko žirovskega ozemlja in poljansko vrhniških nizov je narivna ploskev, nagnjena proti zahodu. Idrijsko žirovsko in škofjeloško polhograjsko ozemlje pa sta del enotnega pokrova. Večji del Trnovskega gozda in idrijsko žirovskega ozemlja je alohton. Dolžina narivanja je 25 do 30 km. Korensko cono moremo iskati severno od Gorenje vasi. Starosti krovne zgradbe ne moremo natančneje določiti, vendar večji del deformacij izvira iz posteocenske dobe. Avtohton in alohton sta presekana s sistemom dinarskih prelomov. Ob njih so sledovi horizontalnih desnih premikov do 2,5 km. Prelomi so verjetno pliocenske starosti. NAPPE STRUCTURE OF THE IDRIJA—ZlRI REGION Ivan Mlakar With 11 Figures INTRODUCTION Since 1963, detailed investigations have given numerous proofs for the nappe structure of the wider surroundings of Idrija. Nearly all tectonic elements characteristical for Alpine nappe structures were ascertained and confirmed by deep bore holes. STRATIGRAPHIC AND UTHOLOGIC DATA In the Idrija region Upper Paleozoic strata, nearly all Triassic horizons, Cretaceous and Eocene beds are found (Fig. 1). Jurassic rocks do not occur up to Trnovski gozd (Trnovo forest) southwest of Idrija (Fig. 2). Permo-Carboniferous beds. Black and dark grey clay shale with lenses of grey siltstone and quartz sandstone represent without doubt the oldest rocks in the Idrija—2iri region. However there are no definite proofs neither for Carboniferous nor for Permian age of these beds (Mlakar, 1967). Their thickness could not be determined, but it exceeds 350 m. Permian beds. Grey and red shale, siltstone, quartz sandstone, and conglomerate form always the footwall of the paleontologically well defined Upper Permian dolomite and limestone. Therefore they are ranged into the Sosio stage of the Permian system (Groden beds). In the Idrija ore deposit their thickness varies from 10 do 40 m, but in the northeast of Idrija it exceeds 600m (Omaljev, 1967). The Upper Permian beds contain the coral Waagenophyllum indicum Waagen et Wentzel, the snail Bellerophon sp., and the alga Gymnocodium bellerophontis Rothpletz. In the surroundings of Rovte the Upper Permian dolomite abounds with gypsum. The thickness of the Upper Permian beds reaches up to 70 m. Triassic beds. The sedimentation between the Permian and Triassic periods was continuous. Upper Permian beds are overlain by Lower Scythian dolomite with stylolites on bedding planes, of a thickness of 10 m. In the middle of the lower portion of Lower Scythian beds there occurs rhytmic alteration of grey granular and sandy micaceous dolomite. The thickness of the Lower Scythian dolomite is about 150 m. The dolomite is overlain by greyish green and reddish calcareous micaceous shale, and sandstone including lenses of oolitic limestone. The thickness of the beds reaches up to 150 m. In the sandy micaceous dolomite Claraia clarai Emm., Pseudomonotis telleri Bittner is found. In the sandy micaceous shale and oolitic limestone Pseudomonotis venetiana Hauer, Myacites fassaensis Wism., and Pecten discites Schl. occur. The lower part of Upper Scythian beds is composed of grey granular dolomite, rarely bedded dolomite occurs. In the upper part alternate grey marly shale and limestone. In some places reddish brown sandy shale is interbedded between dolomite and limestone. The upper part of the dolomite contains a layer with crinoids. The limestone abound with fossils, such as Tirolites idrianus Mojs., Tirolites camiolicus Mojs., and Natiria costata Miinst. The dolomite is up to 150 m thick, the calcareous marly beds up to 200 m. Anisian dolomite extends over relatively small parts of the region. The dolomite is grey ad crushable. Of the collected fossile relicts only Meandrospira dinarica Kochansky-Devid£ & Pantič is a key-fossil for the lllyrian substage of Anisian. The thickness of the dolomite reaches 300 m. Due to Middle Triassic erosion it has been partly or entirely removed. The sedimentation in the Mesozoic era in the Idria region was for the first time interrupted at the end of the Anisian stage, according to the data as collected up to now. Different types of sedimentary facies within Langobardian strata indicate a variegated environment of sedimentation. The considerable thickness of the clastic and pyroclastic sediments, the angular uncomformity as well as important stratigraphical breacks suggest coogenetic movements and volcanic activity during Ladinian stage (Kossmat, 1898, 1936). Fassan strata could not be proved by paleontological research in the Idrija region up to now. The basal sediments of Langobardian strata are quartz sandstone, in some places bauxite, or black clayey shale and sandstone, nominated Lower Skonca horizon. On a large area the older beds are directly overlain by Langobardian conglomerate, composed of gravel originating from Anisian, Scythian and even Upper Permian rocks. Between Idrija and Rovte the thickness of the conglomerate exceeds in some parts 400 m. The conglomerate is overlain by reddish calcareous sandstone and shale, with a thickness of a few tens of metres. The Upper Skonca horizon represent grey calcareous shale and sandstone, of a thickness up to 70 m. The beds are covered by grey or dark grey compact limestone with chert. Its thickness varies from a few metres up to 100 m in the vicinity of Rovte. . , The youngest Langobardian stratigraphic unit is tuff and tuffite with chert. Porphyrite, orthophyre and quartz keratophyre tuffs of thicknesses up to 80 m, are found. Keratophyre and diabase occur near Stopnik, and Ravne nearly 13 km northwest from Idrija. The thickness of the Langobardian beds varies quickly in lateral direction, some of the units are even thinning out. In areas which were sinking during the Middle Triassic the Langobardian strata profile is more complete, elsewhere only younger stratigraphic units can be found. Up to now in the basal conglomerate and sandstone no fossils were found. The Lower and Upper Skonca horizons are abundant with vegetable remains (Lipoid, 1874). In the limestone, tuff and tuffaceous marl occur between others: Joanites deschmani Mojs., Posidonia wengensis, Daonella lommeli, Trachyceras idrianum Mojs. Cordevol beds. Frequent changes in sedimentation environment reflect in the Cordevol beds as well. These beds are composed of white granular dolomite, light grey reef limestone and platy limestone with chert. Dolomitic development of Cordevol strata with intercalations of reef limestone occurs mainly in areas without significant stratigraphic breaks between the Anisian stage and the Langobardian substage. Calcareous development of Cordevol strata occurs only in areas of intensive Middle Triassic tectonic. In the dolomite of a thickness up to 250 m, Diplopora annulata and Thecosmilia cf. chlatrata Emmr. occur. In the black limestone, which is near Rovte 400 m thick, fossile remnants of Avicula tojanae, Cidaris dorsata, Diplopora annulatissima, Myalina eduliformis are abundant. Carnian beds. Changes of facies persist already in the lower part of the Carnian strata, consisting of grey granular dolomite, platy limestone, variegated sandstone, marl, shale and megaloSontid limestone. In the dolomitic development of Cordevol beds the lower portion of Carnian strata consists of platy limestone. In Rovte, Cordevol and Carnian limestones join without interbedded dolomite. Carnian limestone is about 30 m thick, Carnian dolomite, however, only a few metres. The megalodontid limestone, which is in places up to 100 m thick, devides the clastic series of Carnian beds into two parts. By alternation of dolomitic and shaly layers the upper sandy shaly Carnian horizon grades into Norian dolomite. The total thickness of Carnian strata was assessed at 400 to 500 m (Fig. 3, Section 2; Fig. 4, Section 7). Fossile remains are very abundant, specially in limestone. Most frequent are Myophoria kefersteini, Pachycardia rugosa and Hoernesia bipartita. Norian beds. In the Idrija region only the lower part of Norian dolomite occurs. Its thickness amounts to about 1200 m. The dolomite is light grey, crushable, and usually bedded. For the first 30 to 50 metres of Upper Triassic dolomite intercalations of yellowish-brown or grey dolomitic marl are distinctive. About 40 to 50 metres above the Carnian beds, two layers of grey cavernous limestone appear. Norian dolomite contains Megalodus triqueter Wulf., Worthenia solitaria Benn., and Sphaerocodium bornemanni Rothpletz (Buser, 1964). Cretaceous beds. The Lower Cretaceous is represented by dare grey bedded bituminous limestone with thin layers of grey granulated dolomite. In the limestone Requieniae and Orbitulinae occur. To the Upper Cretaceous belongs light grey and white massive rudistid limestone. Besides macrofauna Radiolites beaumontis var. Toucas, abundant microfossils were found: Thaumatoporella parvovesiculifera (Raineri), Nezzazata cf. simplex Omara, and others. The thickness of the Cretaceous strata could not be accurately measured, but it amounts to a few hundred metres. Eocene beds. In the Idrija region the geosynclinal sedimentation terminates with Eocene beds. They overlie unconformably the Upper Cretaceous beds, and consist of greyish-green Flysch marl, more rarely sandstone, in which Nummulites cf. aturicus, Alveolina cf. oblonga and other fossils appear. In the Idria region the maximum thickness of Eocene strata is 120 m. Quaternary sediments occur along the Idrijca river and some larger creeks. Scree accumulated at the foot of steeper slopes. ANALYSIS OF THE NAPPE STRUCTURE The tectonic contact of Triassic and Paleozoic strata with Cretaceous limestone in the vicinity of Idrija has been described nearly a century ago by Lipoid (1874). However, only recent exploration drillig yielded sufficient data to describe the structures as imbricate thrusts (Berce, 1958). Stratigraphic data collected in 1957 made a more detailed analysis of the imbricated thrusts possible (Mlakar, 1959). Now the structural units, formerly called imbricate, are considered as nappes, which follow in the order: 2iri—Trnovo nappe Idrija nappe Čekovnik nappe Koševnik nappe Autochthonous basement. Autochthonous basement In the vicinity of Idrija the autochthonous basement is composed from Upper Cretaceous and Eocene rocks (Fig. 1 and Fig. 5). The Upper Cretaceous limestone overlain by Eocene Flysch appears to the surface only in the valley of the Idrijca river, in the tectonic window Strug and in the Bevk window in the valley of the Nikova river. The borehole 1/50 indicates a thickness of the Upper Cretaceous limestone exceeding 500 m. Eocene rocks, unconformably overlaying the Senonian limestone (Fig. 6), are found in the valleys of the rivers Idrijca and Nikova, and in the Kanomlja area as well. Their upper boundary is the thrust plane of the first nappe (Fig. 7). The borehole 3/52 proves the continuity of Eocene strata in the Bratuševa grapa with the Flysch outcrops in the Nikova valley. The Bratuš and Kanomlja windows are of the triple type, and represent a rare tectonic phenomenon even for the whole Alpine region. According to data from other boreholes, the area of Eocene strata covered by older sediments amounts to at least 22 square km. Southwest, south, and southeast of Idrija the autochthonous basement is composed of different tectonic units (Fig. 8). The Trst—Komen plain, Hrušica, and Logatec plain are parts of a large plateau of Mesozoic rocks, syncline shaped in the Vipava region, and cut by the Predjama and Idrija faults. The beds dip slightly under Trnovo forest, and show only in the area northwest and west of Postojna a tendency of thrusting over the Eocene Flysch. The main characteristics of this plateau are the Mesozoic age of the rocks, their great thickness, simple tectonic structure, and on its northern border the onlapping of Eocene beds over the Upper Cretaceous limestone. The structural unit outcropping in the Kanomlja, Bratuš, Bevk, and Strug windows shows the same characteristics as the structure of the southern and south-eastern border of Trnovo forest. Therefore it can be considered as autochthonous basement. The continuity of the autochthonous basement between Idrija and the Vipava valley is interrupted by the Koševnik nappe near Novi svet, and in the west by the Trnovo forest. If the extension of Eocene strata below the Trnovo forest were known, the question of the size of the old Tertiary thrusts in western Slovenia could be answered. Geoelectrical soundings by the apparent resistivity method (Ravnik, 1962) have shown in the point E3 (Fig. 8), distance of 6,5 km from the thrust border, Flysch beds of low resistivity in the depth of about 1700 m (Mean sea level —600 m). In point E2 the same rocks seem to be about 1070 m (M. s. 1. —50 m) below the surface. Between Col and Črni vrh in point E 6 the low resistivity layers are in a depth of 600 m (M. s. 1. —50 m). In point E5 the same layers seem to be deeper, at a depth of .1125 m (M. s. 1. -270 m). According to geophysical measurements the thrust plane dips between 8° and 18° towards northeast (Ravnik, 1962). The low resistivity layers can only be Eocene Flysch, as the Carnian sandy shale thins out due to its steep dip most certainly already in the vicinity of Smrekova draga (Fig. 2, Section B—B'). Eocene strata enclose the Trnovo forest from the south and southeast, and dip under it. In the Idrija region they are overlain by older beds on an area of at least 22 square km. Therefore a continuity of the Eocene strata between Vipava—Podkraj area and the Flysch in the tectonic windows of Bevk, Bratuš, Kanomlja, and Strug can be assumed. This connection is covered by the Mesozoic beds of the Trnovo nappe (Fig. 2, Section B—B' and C—C', and Fig. 8). The thrust plane is syncline shaped. According to data, obtained by geophysical measurements and from bore holes 1/50 and 4/52 it can be concluded, that the distance of thrust of the Trnovo forest over Eocene strata amounts to about 20 to 25 km. Along the thrust plane the nappes are underlain by older and older beds of autochthonous basement. Therefore one can maintain, that the autochthone basement's top plane is an oblique sectional plane. Koševnik nappe. The larger part of Cretaceous limestone in the vicinity of Idrija belongs to the Koševnik nappe. It lies over the Eocene Flysch in the shape of a 300 m thick slab. In the northeast it consists of Lower Cretaceous, in the southwest of Upper Cretaceous limestone. According to data from geological surveying of the surface, from mining works and exploratory drilling, the area of the Cretaceous beds of the Koševnik nappe in the vicinity of Idrija amounts to about 60 square km. The Koševnik nappe is confined on bottom and top by oblique sectional planes. The Cretaceous strata dip slightly towards southwest. In the whole area between Marožice, Kanomlja, Ljubevč, and partly even to the thrust front in the Vipava valley (Slokarji, Streliški vrh), the Cretaceous limestone is underlain by Eocene Flysch, in a length of 10 km. This is therefore the minimum distance of thrust of the first nappe over the autochthonous basement. The Cretaceous strata of the Koševnik nappe are in normal strati-graphic position, characteristical for the autochthonous basement. Therefore they are considered to be a part of the autochthonous basement, broken off and displaced towards southwest. Due to its position and origin, the Koševnik nappe can be treated as a parautochthonous nappe (Fig. 9). Cekovnik nappe consists of Norian dolomite and Carnian beds. The Upper Triassic rocks form a slab of maximum thickness of 300 m, on the average 150 to 200 m. In the Cekovnik nappe the Carnian beds pass gradually over into Norian dolomite only in the area Mizni dol—Gradišče, on the eastern border of the map. Elsewhere the contact between these rocks is a thrust- plane. Frequent shale intercalations in the Norian dolomite prove that it belongs to the lower horizons of Upper Triassic dolomite. The Čekovnik nappe lies in inverted stratigraphic position. Data from boreholes 1/50, V/21, Č/5, R/10 and others show, that the area where Upper Triassic beds are overlain by older rocks amounts to at least 70 square km. The Pevc tectonic klippe proves a former continuity of the nappe in the area Čekovnik—Koševnik—Godovič. In the east of Col below the Upper Triassic dolomite there are Jurassic and Cretaceous beds, whereas Carnian rocks overlaying Norian dolomite can be found only in the northeast of the line Hotedrščica—Krekovše. Smaller lenses of Carnian rocks overlaying Norian dolomite can be explained as dislodged slices broken off from the Čekovnik nappe. The existing data show that the Čekovnik nappe is confined by a lower and an upper oblique sectional planes as well. The distance between Col and the boreholes 1/50 and Č/5, amounting to about 16 km, is the minimum thrust distance of this nappe in southern and southwestern direction. The Idrija nappe is the most complicated nappe unit in the structure of the Idrija—Žiri region, but it was relatively well explored by numerous boreholes and by mining works in the Idrija ore deposit. The nappe is composed by rocks ranging from the Younger Paleozoic to the Norian stage of Triassic. A part of the beds of the Idrija nappe is repeated. Therefore the third nappe is treated as consisting of two parts (III/l and III/2). The first part of the Idrija nappe is considerably thinner then the second, and its area is smaller as well. Only beds belonging to Younger Paleozoic and Lower Triassic occur. The strata of the first part of the Idrija nappe have been found and identified below the Idrija ore deposit by drilling (Mlakar, 1967, Fig. 5). Paleozoic and Lower Triassic strata, about 65 m thick, are in inverted stratigraphic position. In the same cross-section, in the northeast of the Idrija fault, the thickness of the first part of the Idrija nappe is only 6 to 30 m. Between Log and Medvedje brdo the first part of the Idrija nappe builds on the surface a 6,5 km long belt at the contact between Upper Triassic strata of the Čekovnik nappe nad the second part of the Idrija nappe. It consists of Paleozoic beds only, with a maximum thickness of 100 m. There are no sufficient data to discuss inverted or normal stratigraphic position. The first part of the Idrija nappe covers an area of about 15 square km, but tectonic remnants near Lenart show that it was wider spread formerly (Fig. 5). The second part of the Idrija nappe is found in a zone of 26 km in length between Zgornja Kanomlja and Rovte. Northwest of Idrija its strata lie everywhere in inverted position, in the east of Idrija the stratigraphic sequence is normal. The area of the Idrija ore deposit is of a transitional character: here strata can be found in normal and in inverted position, and in subvertical position as well. The inverted structure of the second part of the Idrija nappe consists in the area between Kanomlja, Nikova £ind Slanice of all strata from Younger Paleozoic to Carnian. The thrust planes inside the nappe complicate the otherwise relatively simple positional relationship between the rocks. In the northeast of the Idrija fault the inverted structure of the second part of the Idrija nappe is 250 m thick. It was explored by drilling (Mlakar, 1967, Fig. 5). In the lower parts of the Idrija ore deposit Paleozoic and Lower Triassic strata lie as a rule in inverted or subvertical position. In higher parts of the ore deposit mainly Anisian and Lango-bardian beds are found. The rocks of the lower and upper parts of the ore deposit are divided by a subhorizontal fault plane which originated by rotation of a Middle Triassic subvertical fault. The same age and origin is attributed to the contact between Paleozoic and Middle Triassic strata in the hanging wall of the Idrija ore deposit (Mlakar, 1967, Fig. 8). In the immediate vicinity of Idrija, the Idrija nappe is nearly everywhere covered by the Ziri—Trnovo nappe. The second part of the Idrija nappe appears on the surface only southeast of Urbanovec, in the shape of a narrow, 11 km long belt, extending towards Rovte. The Urbanovec—Zovčan fault strikes east-west and joins the Idrija fault near Sedej, dividing the Idrija nappe into two blocks. In the northern one only Paleozoic rocks are found, whereas in the south Triassic, in some places also Upper Permian rocks are preserved. The fault dips steeply northwards, and Paleozoic and Triassic rocks are in contact along it in a height of a few hundred metres. In the Čekovnik and 2iri—Trnovo nappes the fault does not reflect. Data collected up to now show the age of the fault as Middle Triassic, and indicate that it might be an extension of a great fault within the Idrija ore deposit. The subparallel Dolenc fault, situated some hundreds of metres in the south, corresponds to the boundary between the lower and upper structure of the Idrija ore deposit. Between Sedej and Mravljišče, Langobardian beds are underlain by different older stratigraphic units. Pre-Langobardian and Langobardian rocks are cut by faults of northwest-southeast, north-south, and east-west directions. In the first part of the Idrija nappe and in the Čekovnik nappe, these faults die out. Their age is pre-Langobardian but they have been active in the whole Ladinian stage of the Triassic. Similar relations between Langobardian and pre-Langobardian structures exist farther in eastern direction, and especially in the Kuhu—Kotlina area. Just here Kossmat found the best proofs for the expressive unconformity within the Triassic (Kossmat, 1898). Berce has chosen this area to illustrate the Middle Triassic tectonic in the Idrija region (Berce, 1963, Fig. 2). In the Kuhu—Kotlina area the Langobardian beds have after pene-planation transgressed over differently uplifted blocks of Lower Triassic and Anisian rocks, which are mutually separated by subvertical faults. The angle between pre-Langobardian beds and the Middle Triassic erosional-tectonic unconformity plane does not exceed 15° to 20°. In southwestern direction Langobardian beds of the second part of the Idrija nappe are overlain by Cordevol, Carnian, and Norian beds. On the northern side of the upthrown block of Paleozoic strata proofs for Middle Triassic tectonic can be found, similar to those in the Kuhu—Kotlina area. Erosional remnants of Groden sandstone on Norian dolomite eastwards of Rovte are called Petkovec tectonic klippe. The second part of the Idrija nappe bellow the Ziri—Trnovo nappe in the area near Rovte, was ascertained by deep drilling (Fig. 4, Sections 6 and 7). In the Idrija area itself the second part of the Idrija nappe extend in an area of 87 square km. In the west of Idrija the beds, in inverted stratigraphic position, extend over an area 8 km long and about 3.5 km wide, i. e. 28 square km; additional geological data allow to increase this area for further 3 sq. km. Cross-section show the Idrija nappe as being lense-shaped, of a width varying from 5 to 10 km, slightly dipping in northern or northeastern direction. The beds of the Idrija nappe are part of an overturned syncline, opened to the southwest. Its Kanomlja part belongs to the upper — inverted limb, the Veharše—Rovte part to the lower — normal limb of the overturned syncline; the Idrija ore deposit is in its core (Fig. 11). In the overturned syncline the Middle Triassic faults of subvertical type have differing positions in the limbs and core. In the ore deposit they are subhorizontal (Mlakar, 1967). In the ore deposit the Idrija nappe consists of two wedges, called the first and the second part of the nappe (Mlakar, 1967, Fig. 5). The length of the wedges is about 2 km. Similarly as all formerly described nappes, the first as well as the second part of the Idrija nappe are confined on bottom and top by oblique sectional planes. In section 7 (Fig. 4) drilling has shown one of the largest bottom oblique sectional planes in the Idrija—Ziri region. It includes beds ranging from Paleozoic to Upper Triassic. The width of the Idrija nappe represents simultaneously also the minimum thrust distance of this structural unit in southern or southwestern direction, respective to the basis formed by the Cekovnik nappe. The Ziri—Trnovo nappe consists in the Idrija region of strata ranging from Younger Paleozoic to Upper Triassic. Nearly everywhere the beds are in normal stratigraphic position. The normal succession of strata of the Ziri—Trnovo nappe from Scythian to Upper Triassic can be clearly seen in the Vojsko plain as well as in the Krekovše area. Southeast of Tratnik an inversion of Carman strata within the Ziri—Trnovo nappe can be seen. However, this inverse position occurs in this locality only. In the extensive area between Fežnar and Idrija, northeast of the Idrija fault Scythian and Anisian beds are in normal stratigraphic sequence. In some places Cordevol dolomite can be found, overlaying unconformably the Anisian dolomite. S — Geologija 12 The erosion remnant of Upper Scythian marly limestone, overlaying Upper Paleozoic beds in the south of Milanovec is called Sivka tectonic klippe. Over the ore deposit there are Lower and Upper Scythian beds in normal stratigraphic sequence, overlain unconformably by Langobardian beds. The relations in the northern slope of Govekarjev vrh are of similar nature. In a zone of about 7 km length between Urbanovec and Kurja vas the Langobardian conglomerate of the Žiri—Trnovo nappe joins along a thrust plane the Upper Paleozoic clayey shale and in some places Groden sandstone of the second part of the Idrija nappe. On the contrary, in the full length of the northern border of this zone the conglomerate lie.s on Anisian dolomite. Farther northwards below the dolomite are the older stratigraphic units, dipping slightly in southern direction. Near the northern border of the map the Lom—Zavratec fault can be seen, which splits south of Bizjak into two, the northern called Logar fault. Both faults are probably of Middle Triassic age. The Žiri—Trnovo nappe is distinguished by normal stratigraphic sequence, great thickness and by the large dimension of the bottom oblique sectional plane. It includes all beds from Younger Paleozoic in the northeast (Cerkno—2iri), to Older Tertiary in the western part of Trnovo forest. In the whole area from the thrust front in the Vipava valley to the drilling sites R/ll, C/5, V/21, 10/57 and K/l (Fig. 8), the Žiri—Trnovo nappe is underlain by different beds belonging to various nappe units (Fig. 2). Besides the interpretation based on the extent of the Eocene Flysch, these data indicate a minimum thrust distance of 20 to 25 km as well. * ORIGIN OF THE NAPPE STRUCTURE In the individual nappes inverted sequences of strata over an area of several 10 square kilometres have been proved. Therefore we think, that the nappe structure of the Idrija—Žiri region represents the final form of deformation of an extensive recumbent fold. The autochthonous basement, the Koševnik nappe, and the Veharše— Rovte part of the Idrija nappe represent the trough limb of the overturned fold. The Cekovnik nappe and the inverted beds of the Idrija nappe from the Kanomlja area are the inverted — middle limb, whereas the normal limb has been preserved in the Žiri—Trnovo nappe (Fig. 11). Horizons of sandy shale, such as Upper Paleozoic, Carnian and Eocene strata, were of particular influence for the separation and movements of the nappes, acting as lubricating layers. The main portion of the core of the recumbent fold occupies the Idrija nappe. In this structural unit the region of most intense Middle Triassic tectonic activity can be observed between Idrija and Rovte, in a distance of 15 km. It can be concluded, that this Middle Triassic labile zone was the place of origin of the Old Tertiary nappe structure. When evaluating thrust distances of individual nappes, it has to be considered that the data as given represent the final effect of two phases of rock movements. During the phasis of plastic rock deformation the beds moved southwest due to the increase of size of the overfold. Only during the second phasis the beds were overthrust. The width of the inverted structures will therefore correspond to the distances of movements during the first phasis. Gravitational effects during the development of the nappe structure has not been studied up to now. TECTONIC REGIONS OF WESTERN SLOVENIA According to the existing nomenclature and division into tectonic legions, (Kossmat, 1910, Rakovec, 1956), the discussed territory belongs to the Idrija—2iri region and to the Trnovo forest, which are two tectonic units of the western part of the Sava folds (Posavske gube). The Sava folds are part of a geotectonic unit of higher order, i. e. of the Southern Calcareous Alps. According to Winkler (1923) the Trnovo forest is a Southern Alpine element. Kossmat (1913b), on the contrary considers it a part of the Dinaric system. Si k osek (1958), Aubouin (1960,1964), Belostockij (1965) and C i r i č (1967) see the boundary between Alps and Dinarides near the northern border of Slovenia in the Alpine-Dinaric root scar. The involved question of the Alpine-Dinaric boundary will not be discussed here, but some new data about the tectonic relationship between the Idrija—Žiri territory and the surrounding tectonic units will be given, as an outline of previous theories about the tectonic structure of this region. According to Buser (1964), Hrušica and Trnovo forest are not a part of one single nappe as Winkler thinks. Buser considers Hrušica with Nanos as being an autochthonous or par autochthonous unit. The Logatec plain is part of Hrušica, moved in southeastern direction along the Idrija fault (Fig. 8). The contact between the Žiri area and the Poljane—Vrhnika ridges is a thrust plane, dipping 10* to 20° westwards (Fig. 2, Section A—A'). The dip increases in northern areas. Upper Triassic beds in the Zaplana area are in inverted stratigraphic position, and are an immediate eastern continuation of the Cekovnik nappe (Fig. 2, Section A—A'). The Idrija—Žiri region and the Skofja Loka—Polhov gradeč region are part of one single nappe. The Poljane—Vrhnika ridges are a large tectonic half-window, as already defined by Limanovsky (1910) and Winkler (1923). The Paleozoic beds of the 'drija—Žiri region are in the Cerkno and Škofje area underlain by Middle Triassic rocks, proved by deep structural drilling (Grad, 1967). The Paleozoic and Triassic beds of the Idrija—Žiri area and the Upper Triassic, Jurassic, Cretaceous and Tertiary beds of the Trnovo forest should be considered as a normal stratigraphic sequence. For a discussion of the Alpine-Dinaric boundary both regions should be considered as one entity. All nappe units encountered in the southwest of the Idrija fault are found on the opposite side as well. Therefore the Idrija fault cannot be the boundary between the Alps and the Dinarides as considered by Rakovec (1956). Kossmat has explained the tectonic structure of this area by upthrown blocks and systems of smaller overthrust bodies with imbricated fronts, lying in autochthonous position over their basement (Kossmat, 1909b, 1910). Winkler argued for the nappe structure theory, with great distances of thrust (1923, 1936). Limanovsky (1910) explained the geological structure of this region by large overturned folds. The numerous data collected up to now speak against the upthrown blocks theory. Winkler's overthrust theory suits the actual geological structure of the region, but many data support Limanovsky's overturned fold theory as well. The existing data sustain an interpretation, which may be considered as a compromise between both. The nappe structure of the Idrija—2iri region including the Trnovo forest as well is the final stage of deformation of a large recumbent fold. The original structure of the fold can be proved in this area only by inverted beds in individual nappes. Due to the large distances of thrust as shown in the section B—B', the existence of Winkler's (1923) "fixed point" near Gorica is questionable. The thrust plane of the Trnovo forest most probably continues in Flysch beds in western direction, dividing Eocene beds of the 2iri— Trnovo nappe from rocks of the same age belonging to the Gorica—Vipava Flysch zone. The distance of thrust of about 25 km, as assessed by Winkler, can be in this region considered fully acceptable. According to the position of the Upper Triassic dolomite which underlies Paleozoic beds near Ko-pačnica, this distance should even be increased to 30 km. The root zone of the nappes should be in the north of Gorenja vas. Data from the Idrija region are not sufficient to determine the age of the nappe structure exactly, but it is evident that most of the deformations took place in the post-Eocene era. The nappe structure of the Idrija—2iri and Trnovo forest regions is dissected by a system of faults in dinaric direction, the most important being the Idrija fault, Avče—Dol, and Zala fault. Younger tectonic deformations exist as well, as dislocations in the autochthon and the allochthon are observed. Along the Idrija fault exists a right, horizontal displacement of 2,5 km (Mlakar, 1964). According to Winkler, this fault is of Pliocene age, as the Young Pliocene plateau has been displaced as well (Winkler, 1936). CONCLUSIONS The wider surroundings of Idrija are characterized by an Old-Tertiary nappe strukture, which was examined by mining works and drilling exploration. In the nappe structure all strata from Young Paleozoic to Old Tertiary are represented. The autochthonous basement is built up of Paelozoic, Mesozoic, and Old Tertiary beds. The first nappe denoted after Koševnik, is parauto-ckthon, consisting of Cretaceous rocks in normal stratigraphic sequence. Upper Triassic strata and in some places Jurassic and Cretaceous beds as well, in inverted sequence, build the second — Čekovnik nappe. The third — Idrija nappe, consists of Paleozoic and Triassic beds in normal or inverted superposition. In the fourth — 2iri—Trnovo nappe, all strata from younger Paleozoic to Eocene are represented in normal stratigraphic sequence. The nappe structure, formed due to tangential forces from the north or northeast, ist the final stage of deformations of a large recumbent fold. The trough limb of the recumbent fold is built up from the autochthonous basement, Koševnik nappe and a part of the Idrija nappe in normal sequence of beds. The Čekovnik nappe and the part of the Idrija nappe in inverted sequence, represent the inverted — middle limb. The Ziri— Trnovo nappe forms the normal limb. All nappe units are confined on top and bottom by oblique sectional planes. In the Idrija region intense Middle Triassic tectonic activity took place. Along faults in north-south, and especially in east-west direction, radial displacements of blocks for distances of a few hundred metres took place. The Middle Triassic labile zone is the place of origin of the Old Tertiary nappe structure. The Trst—Komen plain, Gorica—Vipava Flysch zone, Hrušica, Logatec plain and Poljane—Vrhnika ridges form the autochthonous basement in respect to the Trnovo forest and Idrija—2iri region. The Upper Triassic beds in the Zaplana area belong to the Čekovnik nappe. The contact between the Idrija—2iri region and the Poljane—Vrhnika ridges is a thrust plane, dipping westwards. The Idrija—2iri and Škofja Loka— Polhov Gradec regions are parts of one nappe. The main part of the Trnovo forest and Idrija—2iri territories is allochthoin. The thrust distances are ranging from 25 do 30 km. The root zone should be found in the north of Gorenja vas. The age of the nappe structure cannot be defined exactly, but most of the deformation processes took place in the post-eocene era. The autochthonous and allochthonous beds are cut by a fault system in Dinaric direction. Along the faults right horizontal displacements for distances up to 2,5 km. occured. The faults are most probably of Pliocene age. Aubouin, J. 1960, Essai sur 1'ensemble italo-dimarique et ses rapports avec Tare alpin. Bull. Soc. Geol. France, S. 7, t II, N<> 4, Paris. Aubouin, J. 1964, Esquisse paleogeographique et structurale des chaines alpines de la mediterranee moyenne. Geol. Rundschau, Bd. 53, Heft 2, Stuttgart. A ž g i r e j, G. A. 1956, Strukturnaja geologija. Moskovska univerza, Moskva. Belostockij, I. I. 1965, Tektoničeskie pokrovi Dinarid. Izv. akad. nauk SSSR, ser. geol. 2, Moskva. B e r c e. B. 1958, Geologija živosrebrnega rudišča Idrija. Geologija 4, Ljubljana. Berce, B. 1959, Poročilo o geološkem kartiranju ozemlja Cerkno—Žiri v letu 1958. Arhiv Geološkega zavoda v Ljubljani itn R2S Idrija. Berce, B. 1960, Poročilo o geološkem kartiranju na ozemlju Cerkno—2iri— Idrija—Rovte. Arhiv Geološkega zavoda v Ljubljani in R2S Idrija. Berce, B. 1962, The Problem on Structure and Origin of the Hg Ore-Deposit Idrija. Rendiaonti Soc. Min. I tal. 18, Pavia. (1962 a) Berce, B. 1962, Razčlanjenje trijasa u zapadnoj Sloveniji. Referati V. savet. geol. FNR Jugoslavije, Beograd. (1962 b) Berce, B. 1963, Die mitteltriadische (vorladinische) Orogenese in Slo-wenien. N. Jb. Geol. PalaonL Mn. Stuttgart. Buser, S. 1964, Tolmač k osnovni geološki karti SFRJ, list Gorica in Palmanova. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. Buser, S. 1965, Geološke razmere v TVnovskem gozdu. Geogr. vestnik 37, Ljubljana. (1965 a) Buser, S. 1965, Geološka zgradba južnega dela Ljubljanskega barja in njegovega obrobja. Geologija 8, Ljubljana. (1965 b) Buser, S. 1965, Starost plasti s Keramosphaerma (Bradya) tergestina (Stache) v slovenskih Dinaridih. Geologija 8, Ljubljana. (1965 c) C i g 1 a r, K. 1965, Letno poročilo o raziskavah na živo srebro na idrijskem območju. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana in R2S Idrija. Car, J. 1968, Razvoj langobardskih plasti v strukturi IV.pokrova v bližnji okolici Idrije. Diplomsko delo, Ljubljana. C i r i č , B. M. 1967, Razvitie Dinarid v alpijskom cikle. Akad. nauk SSSR — Geotektonika 6, Moskva. Di Colbertaldo, D. — Slavik, S. 1961, II giacimento cinabrifero di Idria in Jugoslavija. Rendiconti Soc. Min. Ital. 17. Pavia. Gantar, I., Schneider, P. 1948, Poročilo h geološki karti vzhodnega in jugovzhodnega področja Idrije. Tipkano poročilo, arhiv R2S Idrija Germovšek, C. 1956, Razvoj mezozoika v Sloveniji. Prvi jugosl. geol. kongr., Ljubljana. Grad, K. 1961, O starosti fliša pri Kališah. Geologija 7, Ljubljana. Grad, K. 1967. Raziskave bakra širše okolice Cerknega. 1 knjiga, Arhiv Geol. zavoda v Ljubljani iin R2S Idrija. Hamrla, M., Jager, A. 1947, Poročilo h geološki karti področja Idrije in Srednje Kanomlje — tipkano poročilo, arhiv R2S Idrija. Iskra, M. 1961, Poročilo o geološkem kartiranju na območju Šentviške gore, Trebuše, Hotenje in Zgornje Idrijce. Arhiv Geol. zavoda v Ljubljani in R2S Idrija. (1961 a) Iskra, M. 1961, Prispevek k stratigrafiji in tektoniki ozemlja Zgornje Idrijce in Nikove. Geologija 7, Ljubljana. (1961 b) Jager, A., Hrastnik, J. 1949, Poročilo o geološkem kartiranju na področju Gorenje Kanomlje — tipkano poročilo, arhiv R2S Idrija. Kober, L. 1913, Alpen und Dinariden. Geol. Rundschau Bd. V, Berlin. Kober, L. 1952, Leitlinien der tektonik Jugoslawiens. Geol. inst., Beograd. Kossmat, F. 1898, Die Triasbildungen der Umgebung von Idria und Gereuth. Verh. Geol. R. A. Wien. Kossmat, F. 1899, Uber die geologisehen Verhaltnisse des Bergbau-gebietes von Idria. Jb. Geol. R. A. Wien. Kossmat, F. 1900, Das Gebirge zwischen Idria und Tribuša. Verh. Geol. R. A. Wien. Kossmat, F. 1903, Uberschiebungen dm Randgebiete des Laibacher Moores. Comptes-Rendus IX. Congres geol. internat, de Vienne. Kossmat, F. 1905, Erlauterunggen zur geologischen Karte Heidenschaft — Adelsberg, Wien. Kossmat, F. 1906, Das Gebiet zwischen dem Karst und dem Zuge der Julischen Alpen. Jb. Geol. R. A. Wien. Kossmat, F. 1909, Das tektonische Verhaltnis zwischen Alpen und Karst. Mitteil. II Bd., Wien. (1909 a) Kossmat, F. 1909, Der kunstenlandische Hochkarst und seine tektonische Stelllung. Verh. Geol. R. A. Wien. (1909 b) Kossmat, F. 1910, ErlSuterungen zur geologischen Karte Bischoflack— Idria, Wien. Kossmat, F. 1911, Geologie des idrianer Quecksilberbergbaues. Jb. Geol. R. A. Wien. Kossmat, F. 1913, Die Arbeit von Kropač; Uber die Lagerstattenver-haltnisse des Bergbaugebietes von Idria. Verh. Geol. R. A. Wien. (1913 a) Kossmat, F. 1913, Die adriatische Umrandung in der Alpinen Falten-region. Mitt. Geol. Ges. Wien. (1913 b) Kossmat, F. 1936, PalSogeographie und Tektonik. Berlin. Kropač, J. 1912, Uber die Lagerstattenverhaltnisse des Bergbaugebietes von Idria, Wien. Limanovsky, M. 1910, Wielkie przemieszenia mas skalnych w Dynary-dach kolo Postojny. Raz. Wydz. pryr. akad. Umiej., Serye III., Tom 10, Krakow. Lipoid, M. V. 1874, Erlauterungen zur geologischen Karte der Umgebung von Idria in Krain. Jb. Geol. R. A. Wien. Mlakar, I. 1957, O idrijski stratigrafiji in tektoniki. Diplomsko delo, Ljubljana. Mlakar, I. 1959, Geološke razmere idrijskega rudišča in okolice. Geologija 5, Ljubljana. Mlakar, I. 1964, Vloga postrudaie tektonike pri iskanju novih orudenih con na območju Idrije. RMZ 1, Ljubljana. Mlakar, I. 1964, The Role of Postmmeralization Tectonics in the Search for New Mineralized Zooies in the Idria Area. Mining and Metallurgy Quarterly. No. 1 Ljubljana. Mlakar, I. 1967, Primerjava spodnje in zgornje zgradbe idrijskega rudišča, Geologija 10, Ljubljana. Novak, D.— Iskra, M. 1962, Natura carstica dei terrreni intorno ad Idria e Cerkno. Rassegna Speleol. Ital., Anno 14, Fasc. 4-Nov. 1962, Como. O čepek, T. 1953, Poročilo h geološki karti Spodnje Idrije — tipkano poročilo, arhiv R2S Idrija. Omaljev, V. 1967, Razvoj gredenskih slojeva i uranove mineralizacije u ležišču Zirovski vrh. Radovi inst. za geol. rud. istr. i isp. nukl. i dr. min. sir., sv. 3, Beograd. (1967 a) Omaljev, V. 1967, Korelacija slojeva u ležištu urana Zirovski vrh. Radovi inst. za geol. rud. istr. i isp. nukl. i dr. min. sir., sv. 3, Beograd. (1967 b) Rakovec, I. 1946, Triadni vulkanizem na Slovenskem. Geogr. vestnik 18, Ljubljana. Rakovec, I. 1950, O nastanku in pomenu psevdoziljskih skladov. Geogr. vestnik 22, Ljubljana. Rakovec, 1. 1955, Geološka zgodovina ljubljanskih tal. V knjigi Zgodovina Ljubljane I. Ljubljana Rakovec, I. 1956, Pregled tektonske zgradbe Slovenije. Prvi jug. geol. kongr., Ljubljana. Ramovš, A. 1956, Razvoj paleozoika na Slovenskem. Prvi jug. geol. kongr., Ljubljana. Ravnik, D. 1962, Geofizikalne raziskave na Krasu, električno sondiranje. Arhiv. Geol. zavoda Ljubljana. S i košek, B. 1958, Tektonski sklop jugoslovanskih južnih Alpa. Zbornik radova Geol. inst. Jovan Zujovič, knj. 10, Beograd. S tur, D. 1872, Geologische Verhaltnisse des Kessels von Idria in Krain. Verh. Geol. R. A. Wien. T o 11 m a n n, A. 1966, Geologie der Kalkvoralpen im Otscherland als Bei-spiel alpiner Deckentektonik. Mittel. 1965, 58. Band, Wien. Winkler, A. 1923, Ober den Bau der ostlichen Siidalpen. Mitt. Geol. Ges. Wien. Winkler-Hermaden, A. 1936, Neuere Forschungsergebnisse uber Schichtfolge und Bau der ostlichen Siidalpen. Geol. Rundschau 27, Stuttgart. UPPER JURASSIC HYDROZOA IN CENTRAL DOBROGEA (ROMANIA) Dragica TumŠek* and Aurelia Barbulescu** With 3 textfigures and 8 plates Contents Locality and stratigraphy..... Systematic palaeontology..... Hydrozoa......... Familia Actinostromariidae . F am ilia Parastromatoporidae Familia Milleporidiidae . . Familia Spongiomorphidae . Correlation of the hydrozoan localities References .......... 73 77 77 77 78 79 81 82 83 Locality and stratigraphy In Central Dobrogea, the Jurassic deposits, which are disposed trans-gressively and unconformably on the Upper Proterozoic basement (green schists), are represented by the Upper Bathonian, Callovian, Oxfordian. and Kimmeridgian in an epicontinental facies. At the bottom of the series (Upper Bathonian, Lower Callovian), deposits are predominantly detrital, while in the upper, calcareous, part there are developed strong organogenic formations, i. e.} limestones with spongiae in the Upper Oxfordian. coral-ligenous limestones in the Upper Oxfordian-Kimmeridgian. By their exceptionally faunal abundance, the Upper Jurassic coral-ligenous formations in the western Central Dobrogea have attracted for a long time the attention of research workers; they particularly dealt with the fauna of mollusca, brachiopods, and echinoderms. Informations on coelenterata have been very summary so far: I. Simionescu (1910) mentioned 12 species of hexacorals, without describing them, in the Kimmeridgian limestones to the north of Topalu, while A. Barbulescu * Inštitut za paleontologijo SAZU, Ljubljana, Novi trg 3. ** Faculty of Geology-Geography, Bd. N. Balcescu 1, Bucharest. (1964, 1965) reported from the same deposits two species of chaetetidae. Hydrozoa have been known so far only in the Upper Jurassic of northern Dobrogea, where M. Pompecky (1897) and I. Simionescu (1911) mentioned at Cirlejari Ellipsactinia in association with polyparies, bra-chiopods, lamellibranchs. Ellipsactinia was recently collected in the same region together with Phaneroptyxis, brachiopods, lamellibranchs, from limestones referred to the Tithonian (Gr. Raileanu, D. Patrulius, M. Bleahu, S. Nastaseanu, 1968). In the special literature there have been also mentioned two species of hydrozoa derived from Dobrogea, without any specification of the locality or stratigraphic level: Actinostromarianina dehomae Lecompte and Steineria romanica (Dehorne), which are deposited in the Munier Chalmas collection in Paris. This material, which originally was recorded Scale: 4:4.000.000 I 1 Quaternary ^^^ Crefeceoua ^ 'J m Upper Pro/erozof 'c F Hydr0209/)$ ---fw/fs Fig. 1. Localities of hydrozoan fauna from Central Dobrogea under the name of Romanactis and collected in Dobrogea, Romania, may be derived from the thesis material of V. Anastasiu who prepared the thesis on the geology of the Dobrogea under the guidance of M. Chalmas. In the present note, we are adding to the hydrozoan fauna known till now in Dobrogea, another five species collected in several points in Central Dobrogea, a region in which their presence has not been recorded so far. The material, collected by A. Barbulescu on the occasion of researches undertaken for the doctorate thesis, has been studied by D. Turnšek who determined: Actinostromaria tokadiensis Yabe & Sugiyama Hudsonella dobrogensis n. sp. Milleporidium remeši Steinmann Shuqraia heybroeki Hudson Spongiomorpha aff. globosa Yabe et Sugiyama Figure 1 shows the localities of the fossiliferous points from which originate the described fauna. It is worth noting that out of the five hydrozoan species four are derived from the third level of coralligenous limestones located in the syncline axis of the Jurassic deposits to the north of Topalu. In contrast with the lower coralligenous levels, in these limestones the coral faunas are prevailing against the other groups of organisms and show a remarkable abundance and variation. There are encountered various species of solitary, cylindrical or turbinated, poly-paries (Montlivaltia, Epistreptophyllum), flabellate ones (Rkipidogyra), colonial with colonies the form of which is lamellar (Thamnasteria, Micro-solena), massive, plocoid or irregular (Cyatophora, Stylina, Cryptocoenia), branching, phacelloid (Calamophylliopsis), etc.1 This level of coralligenous limestones — in which the hydrozoa are localized — is underlain by stratified limestones and marly limestones containing an Ammonite fauna indicative of the Lower Kimmeridgian age: Physodoceras contemporaneum (Favre), P. liparum (Opp.), Aspidoceras cyclotum Neum., Ataxioceras sp. (fig. 2); hence the coralligenous limestones belong to the Lower Kimmeridgian. Hudsonella dobrogensis n. sp. has also been found in the massive limestones at Dealul la Vii (to the north of Hir^ova). These limestones are remarkable by a great uniformity of the coral fauna, being almost exclusively composed of branching colonies of Calamophylliopsis the branches of which are attaining as much as 1 meter in length. The coralligenous limestones are disposed in this point in stratified limestones with an Upper Oxfordian fauna (Ochetoceras canaliculatum (v. Buch), O. hispidum (Oppel), Decipia ernesti (Lor etc.), followed by stratified limestones with Physodoceras liparum (Opp.), P. sp. ex gr. P. circumspinosum, Ataxioceras (Parataxioceras) sp. The Shuqraia heybroeki Hudson colonies are derived from a more eastern area of Central Dobrogea. They have been collected from the 1 The coral fauna is under investigation. "S" cr> fD 5* Z < o o Q: U r r z < o a: o u. o zones lithology ammonite fauna pjeudosnuteSf/is r-r - i '--r- i—r r y Y C LUU, gdfer pfem/te bim^mms/t/m Asp/tfoc&r&s cyc/o/o/77 /tisp/c/bcer&s sp. PkyJoc/octrM ft'p&rom Akxioceras, /fc/ro/zcčras Phusoc/ocervs 6X.gr, c/rvumsptnoso/n Sui'oe r/j yj&r /c/oc&nss kxevo/ufe Oc/refocčn*s maf&nfeovm S - €ei3 ♦ Fig. 2. Columnar section of the Upper Oxfordian and Kimmeridgian deposits from the Western Central Dobrogea; I dolomitic limestone: 2 bedded limestone with borings of lithophages; 3 thick bedded limestone with organic detritus; 4 coralligenous bioherm; 5 well bedded marls and peli tic limestone; 6 calcareous concretions Upper Jurassic in the Casimcea Syncline. near the locality of Palazu Mic. At Palazu Mic, the coralligenous limestones are clearly distinctive from those found in the western part of Central Dobrogea, as they are predominantly made up of colonies of lamellar corals (Meandraraea, Tham-nasteria) showing a parallel and horizontal disposition. They are well exposed in a quarry of 15 m. in height and more than 60 m. in length, and are impressing by the constancy of their lithological and palaeontological characters; besides the two mentioned coral genera, which are forming the bulk of the limestones, there are found, sporadically, massive colonies of madrepores, hydrozoa, big crinoid stalks in a reef facies, rare lamelli-branchs (Pectinidae) and, towards the periphery of this bioherm, Diceras. The age of the coralligenous limestones in this point is, in the absence of an Ammonite fauna, insufficiently accurate. They should represent approximately the stratigraphic equivalent of the coralligenous limestones in the western part of Central Dobrogea (Upper Oxfordian-Kimmeridgian) as, according to M. C h i r i a c , in the Casimcea no Jurassic deposits are known which vould be younger than the Kimmeridgian. Conclusions. The hydrozoan fauna in Central Dobrogea is originating from the organogenic reef limestones in which corals are the prevailing element, while hydrozoa are only sporadically encountered. Hydrozoa show a certain variety and frequency in the third level of coralligenous limestones at Topalu. They are distinguished here by a greater number of colonies, particularly Actinostromaria tokadiensis Yabe et Sugiyama which has been found in the central zone of the coralligenous limestone body. Fig. 3 Jurassic coralligenous limestone and associated sediments exposed in the axis of syncline at north of Topalu (Central Dobrogea); 1 marls; 2 well bedded peOitic limestone; 3 thick bedded limestone with organic detritus: 4 limestone with cherts; 5 dolomitic limestone; 6 coralligenous limestone; 7 glauconitic sandstone (cretaceous); Ammonite fauna: P. c. = Physodoceras contemporaneum (Favre) A. c. = Aspidoceras cyclotum Neum; A. = Ataxio-ceras; Hydrozoan fauna: M.r. = Milleporidium remesi Stein.; H. = Hudso-nella n. sp.; S. g. = Spongiomorpha aff. globosa Yabe & Sugiyama: A.t = Actinostromaria tokadiensis Yabe & Sugiyama The Lower Kimmeridgian age of the coralligenous limestones with Hydrozoa has been accurately defined by the relations to the stratified limestones containing an Ammonite fauna of Upper Oxfordian-Lower Kimmeridgian age. Systematic palaeontology Hydrozoa Familia: Actinostromariidae Hudson 1959 Genus: Actinostromaria Dehorne 1920 Actinostromaria tokadiensis (Yabe et Sugiyama) Plates 1—2 1935 Actinostroma tokadiensis n. sp.. Yabe & Sugiyama, p. 175, PI. 17. Fig. 4—5, PI. 18. Fig. 2. 1964 Actinostromaria tokadiense, Flugel, p. 219, T. 11, Fig. 3. 1965 Actinostromaria tokadiensis, Fenninger et Hotzl, p. 12. 1966 Actinostromaria tokadiense, Ftl u g e 1 et H o t asi, 104—107^ T. 15? Fig. 1—2. Description : There have been treated 6 colonies, from which 5 thin-sections have been made. Coenosteum is of semicircular and columnar shape, with a diameter of 2—5 cm. Reticulum consists of horizontal and vertical elements. Concentric lamellae predominate and extend through the whole coenosteum parallel to the surface. Vertical elements are always perpendicular to lamellae, and irregularly aranged in coenosteum. In some places they are many in others few. Between elements there are interspaces and rare longer coenosteal tubes. Astrorhizal systems absent. Microstructure is orthogonal, in some places it is unclear. The axial dark line is very wide, fibres are short. Dimensions: The thickness of horizontal lamellae 0.13—0.18 mm. of vertical elements 0.15—0.23 mm. There are 4—5 lamellae and 5—7 vertical elements at the distance of 2 mm. Comparison and remarks: Romanian specimens in reticular structure wholly correspond to the samples described as Actinostromaria tokadiensis. In microstructure they may be compared with EUipsactinia micropora. They have wide dark line in skeletal elements that is more common in the genus EUipsactinia than in the genus Actinostromaria. But owing to the typical reticular structure I include them to the Actinostromaria. Actinostromaria tokadiensis has very developed horizontal lamellae. Fliigel (1964) even says, that these specimens are outwards similar to the representatives of the genus Burgundia, from that they differ only in microstructure. The type of reticulum reminds us of the species Actinostromina germovsheki, but the latter have astrorhizae. There is also known the species Actinostromaria cretacica (Turnšek, 1968), which has well developed horizontal lamellae, but it is much smaller than our specimens, and is known only from the Upper Cretaceous beds. Distribution: Until now this species has been known from large teritory of Mesozoic Tethys. It has been first described from the Torinosu limestone in Japan (Yabe & Sugiyama, 1935), then by F1 u g e 1 (1964) from the Upper Jurassic limestone of Plassen in Austria, and from the Kimmeridgian beds of East Spain (Fliigel et Hotzl, 1966). Romanian specimens of Actinostromaria tokadiensis are all from the Lower Kimmeridgian strata of Central Dobrogea, from the locality N of Topalu (XIII-3-B, XIII-3-E, XIII-3-G, XIII-3-H). Familia: Parastromatoporidae Hudson 1959 Genus: Hudsonella Turnšek 1966 Hudsonella dobrogensis n. sp. Plates 3—5 Derivatio nominis: the species is named after the province Dobrogea, where it had been found Holotypus: specimen nr. XIII-3-D Locus typicus: Nof Topalu, Central Dobrogea Stratum typicum: Lower Kimmeridgian Pa r at y pi: VI-17, 35, XIII-3-E Diagnosis : Hudsonella with radial growth, latilaminar reticulum, dense uneven skeletal elements, and large astrocorridor systems. Description : Micro structure is clinogonal with short fibres. Coenosteum is globular, cylindrical, sometimes with mamelons. Vertical elements predominate. They are thick, uneven, and together with transverse offsets build dense vermiculate reticulum. In all the coenosteum concentric belts with dense and a little thiner reticulum alternate, that causes the coenosteum being latilamellate. Between the skeletal elements there are small interspaces. Coenosteal tubes do not occur. Astrosystems are of astrocorridor type in vertical section. Some axial astrorhizal tubes extend radial through the whole coenosteum from the basis to the surface. In latilamellae with sparse reticulum astrorhizae extend more in the horizontal direction. In transverse section there are large astrorhizae with long lateral tubes, which reach the tubes of the neighbouring astrorhizae. Dimensions: The diameter of colonies 1—5 cm. The thickness of skeletal elements 0.1—0.17 mm., the width of interspaces 0.05—0.15 mm., of astrorhizae 0.2 mm. The width of the whole astrorhizae in transverse section 1 cm., the distance between two neighbouring centres of astrorhizae 0.9—1.0 cm. Comparison: The new species may be compared with the type species Hudsonella otlicensis. It differs from it in the following: vertical elements of the new species are more winding and discontinuous, all the skeleton is more massive than in the type species because the interspaces are small, and the coenosteal tubes do not occur. There is also diference in astrorhizae. They are of astrocorridor type, but they have in transverse section more astrorhizal tubes. Outwards these tubes diverge. The number of astrorhizal tubes in new species is 30 to 40 and more, in the species H. otlicensis only 20. Distribution: The specimens of the new species have been found at the localities N of Topalu and at Dealul la Vii, N of Hir$ova, in Central Dobrogea. They are of Upper Oxfordian and Lower Kimmeridgian age. Familia: Milleporidiidae Yabe et Sugiyama 1935 Genus: Milleporidium Steinmann 1903 Milleporidium remeši Steinmann Plate 6 1903 Milleporidium remeši, Steinmann, p. 2, T. 1. Fig. 18, T. 2. 1956 Milleporidium remeši, Hudson, 716—718, PI. 75. Fig. 5—8 (con. syn.). 1961 Milleporidium remeši. Bachmayer et Flugel, 131—133, T. 16. Fig. 3—6, T. 17. Fig. 4 (con. syn.). Description: 5 coenostea from the romanian material belong to this species, that differ a little in size and shape. Three coenostea with Nr. VI-20 are rodlike, with a diameter of 20 mm. In them 2—3 centres of growth may be observed. Specimens with Nr. X-8 and XIII-3-A are globular with one centre of growth, with a diameter of 50 mm. Vertical and horizontal elements are well developed, and predominate here one and there another. Coenosteal (zooidal) tubes are equally arranged through the whole coenosteum, what can be noticed also in transverse section. Axial reticulum does not differ essentially from the peripheral one. Dimensions of the coenosteum and skeletal elements correspond to all the previous descriptions. Microstructure is clinogonal with short fibres. Distribution : Till now this species has been known from the Tithonian strata in Stramberg and Ernstbrunn, and from the Upper Jurassic beds in Hungaria (Bachmayer et Flu gel, 1961). The romanian specimens have been found in the locality northern of Topalu, Central Dobrogea in the Lower Kimmeridgian beds. Genus: Shuqraia Hudson 1954 The author proposes, the species Parastromatopora inouei Yabe et Sugiyama to be allocated to this genus. The explanation in text under Remarks. Shuqraia heybroeki Hudson Plates 7—8 1954 Shuqraia heybroeki, Hudson, 214—216, Pl. 6. Fig. 1—6, Textfig. 2. Description: An exact description of the genus Shuqraia has been given by Hudson (1954, 213). Microstructure is clinogonal with short fibres, somewhere unclear. The specimens from Dobrogea have all the characteristics of the genus. These are three colonies (Nr. 294) of cylindrical and branching form, with a diameter of 10 to 20 mm. They have axial and peripheral reticula, axial reticulum being broader than peripheral. Vertical elements predominate, but they are curved and often interrupted. They enclose interspaces and tubes of various form, which are a little wider than the thickness of skeletal elements. Skeleton is thicker only in peripheral reticulum. Tabulae are very rare, astrorhizae do not occur. There are no coenosteal lamellae, there appear only shorter offsets, which reach most the distance of two interspaces. Dimensions: the thickness of skeletal elements 0.17—0.25 mm., the width of interspaces 0.25—0.30 mm. in axial reticulum, in peripheral reticulum the proportion in just opposite. Skeletal elements are here thicker than interspaces. There are 8 elements and interspaces in 2 mm., approximately. Comparison and remarks: Our specimens differ from Hudson's description in having less tabulae and a little larger coenosteum, however, these differences are allowed in specific variability. Actinostromaria tokadiensis (Yabe & Sugiyama) N. of Topalu, Central Dobrogea, Lower Kimmeridgian Vertical (bellow oblique) thin section, XIII-3-F, X 8 Fig. 1—5 Actinostromaria tokadiensis (Yabe & Sugiyama) N of Topalu, Central Dobrogea, Lower Kimmeridgian 1 Vertical (bellow partly oblique) thin section of the coenosteum. XIII-3-F, X 4 2 Radial (partly oblique) thin section of the coenosteum. XIII-3-Ba, X 4 3 Part of vertical reticulum, thin section XIII-3-Bb, X 6 4 Microstructure showing the wide axial dark line and lighter orthogonal fibres Thin section XIII-3-F, X 75 5 Microstructure, thin section XIII-3-B, X 35 Fig. 1—2 Hudsonella dobrogensis n. sp. N of Topalu, Central Dobrogea, Lower Kimmeridgian 1 Radial thin section showing vertical astrocorridors and latilamellate belts. XIII-3-Da, X 4, holotype 2 Transverse thin section, showing vermiculate reticulum and large astrorhizae. XIII-3-Db, X 4, holotype Fig. 1—4 Hudsonella dobrogensis n. sp. N of Topalu, Central Dobrogea, Lower Kimmeridgian 1 Vertical thin section, XIII-3-Da, holotype, X 8 2 Transverse thin section, XIII-3-Db, holotype, X 8 3 Microst rue ture, thin section XIII-3-Da, X 75 4 Microstructure, thin section XIII-3-Da, X 35 Fig. 1—3 Hudsonella dobrogensis n. sp. 1 Vertical thin section, vertical astrocorridors not cut. VI-17a, N of Topalu, Lower Kimmeridgian, X 6 2 Vertical thin section, showing latilaminar belts, astrocorridors not cut. 35 a, Dealul la Vii, N of Hir§ova, Central Dobrogea, Upper Oxfordian. x 6 3 Transverse thin section showing vermiculate reticulum with large astrorhi-zae. VI-17b, X 6 Fig. 1—2 Milleporidium remeši Steinmann N of Topalu, Central Dobrogea, Lower Kimmeridgian 1 Vertical thin section, VI-20-Aa, X 8 2 Transverse thin section, VI-20-Ab, X 8 Fig. i—2 Shuqraia heybroeki Hudson Palazu Mic, Central Dobrogea, Upper Oxfordian-Lower Kimmeridgian 1 Radial thin section, showing axial and peripheral reticula. 294-Aa. X 8 2 Transverse thin section, showing wide axial and narrow peripheral reticula. 294-Ab, X 8 Fig. 1—5 Shugraia heybroeki Hudson Palazu Mic, Central Dobrogea, Upper Oxfordian-Lower Kimmeridgian 1 Radial thin section, 294-Aa, X 4 2 Transverse thin section 294-Ab, X 4 3 Part of radial reticulum, thin section 294-Ac, X 8 4 Microstructure (axial reticulum), 294-Aa, X 35 5 Microstructure {peripheral reticulum), 294-Ab, X 75 Hudson (1954, 214) warned of the great likeness between the species Parastromcitopora memorianaumanni and P. inouei with Shuqraia heybroeki. The first description of the species P. inouei also mentiones that coenosteum is cylindrical, with axial and peripheral reticula and that the appearance of astrorhizae is not sure (Yabe et Sugiyama, 1935). These characteristics are closer to the genus Shuqraia than Para-stromatopora. Besides this, at P. inouei long vertical elements are absent, running through the whole coenosteum, what is the characteristic of the genus Parastromatopora. All the mentioned properties allow us to allocate the species Parastromatopora inouei to the genus Shuqraia. But the species Parastromatopora memorianaumanni in its irregular reticulum more approaches the genus Cladocoropsis. The species Shuqraia heybroeki is very similar just to the species "Parastromatopora" inouei, anyhow, it differs in having wider axial reticulum. In peripheral reticulum of the species S. heybroeki the skeletal elements get thickened, in the species S. inouei they are more uniform in the whole coenosteum. Distribution: The species S. heybroeki till now has been known from the Shuqra limestone of Southern Arabia (Aden), which belongs to the lower part of Upper Jurassic strata. In Romania this species has been found in the locality Palazu Mic in Central Dobrogea in beds ascribed to the Upper Oxfordian and Lower Kimmeridgian age. Familia: Spongiomorphidae Freeh 1890 Genus: Spongiomorpha Freeh 1890 Spongiomorpha aff. globosa Yabe et Sugiyama 1931 Spongiomorpha (Heptastylopsis) globosa, Yabe et Sugiyama, p. 105, PL 35. Fig. 1—3. non 1935 Spongiomorpha cf. globosa, Le Mai tre, p. 35, PI. 4, Fig. 1—3. 1966 Spongiomorpha globosa, Flu g el et Hotzl, 112—113, T. 18. Fig. 1—3. Description: Coenosteum is nodular. Reticulum consists of vertical elements which are thickened at individual distances. Two neighbouring thickenings joined together, form some transverse elements. When the thickenings are cut, round openings can be noticed, and we may conclude, that they were hollow. In transverse section astrorhizal systems are to be seen, with approximately 16 channels. They look like coral septae, and outwards resemble the coral genus Actinaraea. Dimensions: The thickness of vertical and horizontal elements is 0,12—0,18 mm. There are 7 skeletal elements in 2 mm. Interspaces are extraordinary thin, and they reach the length only of two interspaces: At thickenings they are usually interrupted. In some places interspaces extend also in horizontal direction. Also the hollow openings of skeletal elements give an appearance of interspaces. When such neighbouring openings join, a certain transverse grooves are formed. 6 — Geologija 12 81 Distribution: This species has been known untill now from the Tori nosu limestone in Japan, and from the Lower Kimmeridgian beds of East Spain. Romanian specimens are all from the locality northern of Topalu in Central Dobrogea, and belong to the Lower Kimmeridgian age. Correlation of the hydrozoan localities The Upper Jurassic hydrozoans from Dobrogea are few in number, nevertheles, they represent and complete the typical hydrozoan association, which has been found in numerous findingplaces in the large territory of the Tethys. It can be compared with similar fauna in Portugal (Dehorne, 1920), in East Spain (F 1 u g e 1 et H o t z 1, 1966), in Plassen and Tressenstein (Flii g el, 1964, Fenninger&Hdtzl, 1965), in southern Slovenia and Dinarides (Turnšek, 1966, 1968), in Middle East (Hudson", 1954, 1956), and also in Japan (Yabe et Sugiyama, 1931, 1935). In palaeontological respect this association is mainly formed of the species of the families Parastromatoporidae and Milleporidiidae, therefore it has been named "parastromatoporidian type of hydrozoans". In this parastromatoporid association appear as regular companion also the representatives of the group Spongiomorphoidea, and the species of the genus Actinostromaria. The latter actually belongs to Actinostromariidae, but no one Jurassic species of the genus Actinostromaria has been found in the localities of the other actinostromaridians. Almost all mentioned findingplaces of "parastromatoporid" hydrozoan association are of Oxfordian and Kimmeridgian age. If we want to correlate the hydrozoan localities exactly, we must compare the findingplaces of all the individual species which have been l'ound in Dobrogea. Actinostromaria tokadiensis has been known so far from the Kimmeridgian strata of East Spain, in Upper Jurassic of Plassen, and in Torinosu limestone in Japan with a "parastromatoporid association". The species Hudsonella dobrogensis has been first described in Romania. It is typical "parastromatoporid hydrozoon", and its new finding only complets the mentioned hydrozoan type. The allied fauna (Hudsonella, Dchornella, Parastromatopora) is well extend in the region from Portugal to Japan. Until now Shuqraia heybroeki has been discovered only in Shuqra limestone in southern Arabia in the strata of the Lusitanian — Kimmeridgian age. Similar milleporidiid hydrozoans occur in almost all Tethys territory. Milieporidium remeši is in the hydrozoan association in Dobrogea peculiarity. Although the various species of the genus Milieporidium have been found in "parastromatoporid" association, the species M. remeši has been so far known only from the typical localities of the actinostro-maridian and sphaeractinidian hydrozoans in Stramberk and Ernstbrunn, where it has been ascribed to the Portlandian age. In the Romanian findingplaces the species of the genus Cladocoropsis have not been found, though they are very frequent in Austria, Dinarides and in Middle East. Therefore the association in Dobrogea could be partly compared with the middle faunistical region in Slovenia, where para-stromatoporid and milleporiddid hydrozoalis appear among abundant corals, but Cladocoropsis is absent (Turnšek, 1966). The treated hydrozoan fauna from Dobrogea, although it does not represent the whole hydrozoan association of this region, gives us new completions to the knowledge of hydrozoan fauna in Dobrogea, and elsewhere too. We may expect that the further inwestigations will discover still other species. REFERENCES Anastasiu, V. 1898, Contribution a l'etude geologique de la Dobrogea. These, Paris. Bachmayer, F. et Flugel, E. 1961, Hydrozoen aus dem Oberjura von Ernstbrunn (Niederdsterreich) und Stramberg (ČSR). Palaeontographica, 116, A, Stuttgart. Barbulescu, A. 1964, Stratigraphic study of the Jurassic in the region included between the localities of Hir§ova-Tichile§ti-Baltage§ti-Topalu (Central Dobrogea). Doctorate thesis, Bucure§ti. Barbulescu, A 1965, Asupra presentei Chaetetidelor in jurassicul din Dobrogea. An. Univ. Bucure^ti (St. Nat., Geoi. Geogr.), 14, Bucure§ti. C h i r i a c, M. 1968, Nota explicativa pentru harta 1:200 000, Constanta. Com. Stat. Geol. Inst. Geol., Bucure§ti Dehorne, Y. 1920, Les Stromatoporoides des terrains secondaires. Mem. Carte geol. France, Paris. Fenninger, A. & H o t z 1, H. 1965, Die Hydrozoa und Tabulozoa der Tressenstein- und Plassenkalke (Ober-Jura). Mitt. Mus. Bergb. Geol. Technik, 27, Graz. Flugel, E. 1964, Ein neues Vorkommen von Plassenkalk (Ober-Jura) im Steirischen Salzkammergut, Osterreich, N. Jb. Geol. Palaont. Abh., 120, Stuttgart. Flugel, E. & H o t z 1, H. 1966, Hydrozoen aus dem Ober-Jura der Hespe-rischen Ketten (Ost-Spanien). N. Jb. Geol. Palaont. Abh., 124, Stuttgart. Hudson, R. G. S. 1954, Jurassic Stromatoporoids from Southern Arabia. Notes et Mem. Moyen-Orient, 5, Paris. Hudson, R. G. S. 1956, Tethyan Jurassic Hydroids of the Family Mille-poridiidae. Journ. Paleont., 30, U. S. A. Lecompte, M. 1952, Revision des Stromatoporoides mesozoiques des collections Dehorne et Steiner. Bull. roy. sci. nat. Belg., 28, 53, Bruxelles. Le Maitre, D. 1935, Spongiomorphides et Algues. Description des Spon-giomorphides et des Algues. Notes Mem., 34, Etud. Pal. sur le Lias du Maroc, Rabat. Pompecky, I. F. 1897, Paleontologische und stratigraphische Notizen aus Anatolien. Zeitsch. deutsch. geol. Ges., 1, Stuttgart. Raileanu, Gr. et Patrulius, D. et Bleahu, M. et Nasta-seanu, S. 1968, Aspects fundamentaux de la geologie du mesozoique de Rou-manie. An. Com. d'Etat Geol., 36, Bucarest. Simionescu, I. 1910, Straturile jurasice dintre Hir^ova §i Boasgic. An. Inst. geol. Rom., 3, Bucure§ti. Simionescu, I. 1911, Jurasicul de la Cirjelar (Dobrogea). An. Inst. geol. Rom., 4, Bucure$ti. Steinmann, G. 1903, NachtrSge zur Fauna von Stramberg. II. Mille-poridium, eine Hydrocoralline aus dem Tithon von Stramberg. Beitr. Pal. Geol. Osterr.-Ungar. Orients, 15, Wien und Leipzig. Turnsek, D. 1966, Zgornjejurska hidrozojska favna iz južne Slovenije. Razprave Slov. akad. znan. umetn. IV. razr., 9, Ljubljana. Turnšek, D. 1968, Hidrozoji in korale iz jurskih in krednih skladov v južnozahodni Jugoslaviji. Razprave Slov. akad, znan. umetn. IV. razr., 11, Ljubljana. Yabe, H. et Sugiyama, T. 1935, Jurassic Stromatoporoids from Japan. Sci. Rept. Tohoku Imp. Univ. Japan, 2. ser. (Geology), 14, 2B, Sendai and Tokyo. Yabe, H. et Sugiyama, T. 1931, On some Spongiomorphoid Corals from the Jurassic of Japan. Sci. Reports Tohoku Imp. Univ. 14, 2 A, Tokyo and Sendai. CROATOCORDULIA PLATYPTERA (CHARPENTIER, 1843) GEN. NOV. IZ SPODNJEGA MIOCENA RADOBOJA NA HRVATSKEM {ODONATA, ANISOPTERA, CORDULIIDAE, CORDULIINAE) Boštjan Kiauta Z 2 slikama in 1 tabelo Pripravljalna dela za obsežnejšo študijo o terciarni odonatni favni današnjega holarktičnega prostora so pokazala, da je treba številne vrste najprej taksonomsko revidirati. Toda revizijo otežkočajo pomanjkljivi originalni opisi, pomanjkljiva ali nezanesljiva stratigrafska datacija fosilov, nezadostno poznavanje facialnih razmer, predvsem pa okolnost, da so mnogi tipi bodisi izgubljeni, ali pa ni znano, kje so danes. Libellula platyptera Charpentier, 1843 iz spodnjega miocena v Rado-boju na Hrvatskem, ki jo je P o n g r a c z (1928) sinonimiziral z recentno vrsto Somatochlora alpestris Selys, je med paleoklimatsko najzanimivejšimi evropskimi terciarnimi odonatnimi fosili. Spričo svojega izrazito tirfo-biontskega značaja, katerega posledica je disjunktna recentna razširjenost v prostoru med evrazijskim borealom in centralnimi gorstvi evrazijske celine (na severu sovpada meja areala nekako z mejo tundre: 68° 55 ), predstavlja Somatochlora alpestris zanesljiv klimatski indikator in bi imele kakršne koli fosilne najdbe izreden paleoklimatološki pomen. Njena biologija in areal jasno kažeta na pleistocenski reliktni značaj vrste (Holdhaus, 1954). Zaradi omenjenih razlogov smo posvetili Charpentierovemu fosilu in Pongržczovim taksonomskim naziranjem posebno pozornost. Študij pa je otežkočala okolnost, da je bil najden doslej le en primerek in da sta na razpolago le dva originalno ilustrirana opisa (Charpentier, 1843; H e e r , 1849), originalni fosil pa je izgubljen. Charpentierova risba je za nadaljnji študij brez vrednosti. Odlična Heerova risba ohranjene nervature, po kateri je prirejena naša rekonstrukcija, pa omogoča zadovoljivo taksonomsko opredelitev. Fosil pripada brez dvoma družini Corduliidae in poddružini Corduliinae. Za to govore naslednji znaki: nizko število antenodal; sektorja arkulusa izhajata posamič v njegovem zadnjem delu; baza disko-idalnega trikotnika zadnjega krila leži v isti širini z arkulusom; analna zanka ima značilno čevljasto obliko in je sestavljena iz dveh vrst celic, nanizanih ob ravno potekajočem srednjem rebru; analni trikotnik je dolg, koničast in izrazit. Od rodu Somatochlora in še posebej vrste S. alpestris pa se obravnavani primerek razlikuje v naslednjih znakih: arkulus leži pred prvo antenodalo; sektorja arkulusa izvirata niže kot pri oblikah tega rodu; kubito-analna žila je le ena; tornalna celica je kratka in Štirioglata; patela je majhna. Čeprav poševna žila (O) manjka, je mogoče, da le-ta na fosilu ni bila ohranjena. Ker naše oblike ni mogoče uvrstiti v noben doslej znan fosilni ali recentni rod, uvajamo nov rod, za katerega predlagamo ime Croato-cordulia. Croatocordulia gen. nov. Derivatio nominis: Croatia (lat.) = Hrvatska; po najdišču generotipa. Generotypus: Libellula platyptera Charpentier, 1843. Opis temelji na Heerovi risbi (Heer, 1849) samčevega, skoraj popolnoma ohranjenega levega zadnjega krila ter desnega prednjega in zadnjega krila brez bazalnih delov. Nervatura je odprta; Bxs manjka; antenodal je v zadnjem krilu 5, postnodal v obeh krilih po 7; pterostigma je štirikrat daljša, kot je široka. Bazalni deli so ohranjeni le v levem in deloma v desnem zadnjem krilu. Arkulus leži pred prvo antenodalo in v isti širini z bazo diskoidal-nega trikotnika; sektorja arkulusa izhajata posamično v zadnjem, najnižjem delu le-tega; kubito-analna žila je le ena; subtriangulus (t') ni razvit; diskoidalni trikotnik je sestavljen iz dveh celic; v spodnjem delu analnega trikotnika je ena, nekoliko poševna prečna žila; tornalna celica je kratka in štirioglata; patela je kratka; med Cuj in Cu2 je 12 celic, celica št. 5 je na apeksu analne zanke; analna zanka ima čevljasto obliko, verjetno 5 celic v zgornji vrsti zanke, 7 v spodnji in 3 v bazi. Generotip je edina doslej znana vrsta rodu. Croatocordulia platyptera (Charpentier, 1843) Libellula platyptera 1843 Charpentier, Verh. Leopold.-Carol. Akad. Naturt 20: 408, Taf. 22; Fig. 3. 1848 Ha gen, Stett. Ent Ztg. 9: 12. 1891 Scudder, U. S. Geol. Surv. 71: 348. Cordulia platyptera 1849 Heer, Insektenf. Tertiargeb. Oeningen u. Radoboj 2: 74—79, Taf. 5, Fig. 3, 3b. 1850 Hagen, Rev. Odon. (Mčm. Soc. R. Sci. Ličge 6): 363. 1852 Giebel, Deutschl. Petref.: 639. 1856 Giebel, Insect, d. Vorwelt: 288—289. 1891 Scudder, U. S. Geol. Surv. 71: 331. 1906—1908 Handlirsch, Foss. Insekt. 1: 900. Somatochlora alpestris Selys 1928 Pongracz, Ann. Mus. Nat. Hung. 25: 121—122. Zadnje krilo je dolgo približno 29 do 31 mm, razdalja od baze do nodusa pa znaša približno 24 mm. Prednje krilo je v nodalni regiji 8,5 mm široko, zadnje pa 9 mm. Pterostigma je 2,5 mm dolga in 0,6 mm široka. Ostali znaki so vidni iz opisa rodu. Starost: spodnji miocen Radoboja na Hrvatskem. Holotip je edini znani primerek in je izgubljen. Diskusija Doslej so znane le tri fosilne oblike iz družine Corduliidae: Cordulia (?) scheuchzeri Massalongo iz eocena Monte Bolca (Italia) (Massalongo, 1855, 1856; Omboni, 1886; Handlirsch, 1906 do 1908), Croatocordulia platyptera (Charpentier) in Miocordulia latipen-nis Kennedy iz zgornjega miocena (horizont Latah) Spokane (Washington, ZDA) (Carpenter, 1931; Kennedy, 1931). Generična pripadnost prvo omenjene vrste je nejasna. Objavljene risbe nervature so preveč shematizirane in za taksonomski Študij neuporabne. Fosil se nahaja v zbirki Geološkega inštituta Univerze v Padovi in bi ga bilo treba ponovno raziskati. Med številnimi terciarnimi fosili, ki so jih uvrščali starejši raziskovalci v rod Libellula, je nedvomno več oblik, ki pripadajo družini Corduliidae. Reklasifikacijo pa otežkoča težka dostopnost originalnega materiala. V tabeli I podajamo pregled važnejših nervaturnih znakov fosilnih in holarktičnih recentnih rodov poddružine Corduliinae. PREGLED VAŽNEJŠIH NERVATURNIH ZNAKOV FOSILNIH IN HOLARKTIČNIH RECENTNIH RODOV PODDRUŽINE CORDULIINAE REVIEW OF THE MAIN VENATIONAL CHARACTERS IN THE FOSSIL AND HOLARCTIC LIVING GENERA OF THE SUBFAMILY CORDULIINAE TABELA I TABLE! Genus Cordulia Leach, 1815 Croatocordulia gen. n. Dorocordulia Needham, 1901 Epicordulia Selys, 1871 Epitheca Charpentier, 1840 Helocordulia Needham, 1901 Miocordulia Kennedy, 1931 Neurocordulia Selys, 1871 SomatocHlora Selys, 1871 Tetragoneuria Hagen, 1861 Williamsonia Davis, 1913 Število celic Število prečnih Dolžina v trikotnikih žil v zadnjem zadnjega zadnjega krila krilu krila (mm) Number of cells Number of cross. Length in triangles of veins in Hind of Hind Hind wing wing wing (mm) Cux t s Ax 29—32 1 1 5—6 1 29—31 2 1 5 1 26—31 1 1 5 1 38—52 1—2 1 5—6 1 38—41 3 1 6 1 26—29 1 1—2 5—6 1—2 «35 2 1 5 2 29—40 2 1—2 5—6 2—4 25—47 1—2 1 4—6 2 24—34 1—2 1 4—6 1 22—23 1 1 5 1 Poizkus prikaza inter generičnih afinitet med fosilnimi in holarktičnimi recentnimi rodovi poddružine je podan na sliki 2. Miocenski rod Croatocordulia izhaja verjetno iz istega debla kot re-centni rodovi Somatochlora, Cordulia in Dorocordulia. Med njimi ima Somatochlora osamljen položaj. V zadnjem krilu vrst tega rodu nastopa pogosto subtriangel (t'), ki pri ostalih treh rodovih ni razvit. Somatochlora in Cordulia imata cirkumpolarni naselitveni areal, rod Dorocordulia pa nastopa danes le v Nearktiku. Verjetno je, da je prišel na ameriško celino šele v terciarju in ima svoj filogenetski izvor nekje na vzhodu (Walker, 1925). To domnevo potrjuje najdba sorodnega rodu Croatocordulia v Evropi. Zanimivo je, da Croatocordulia nima tesnejših filogenetskih vezi z rodom Miocordulia iz severnoameriškega gornjega miocena. Le-ta je bil soroden recentnemu evropskemu rodu Epitheca. Miocenska rodova Croatocordulia in Miocordulia tvorita vezni člen med evropsko in ameriško kordulidno favno. Ta ugotovitev in pa zemljepisna lokacija najdišč fosilov (zahodni Palearktik, vzhodni Nearktik) predstavlja prvi neposredni paleontološki dokaz v prilog BeliŠeve teorije o izvoru, horografiji in evoluciji kvartarne odonatne favne holarktičnega prostora (B e 1 i š e v , 1965). CROATOCORDULIA PLATYPTERA (CHARPENTIER, 1843) GEN. NOV. FROM THE LOWER MIOCENE OF RADOBOJ IN CROATIA (iODONATA, ANISOPTERA, CORDULIIDAE, CORDULIINAE) Boštjan Kiauta With 2 figures and 1 table Libellula platyptera Charpentier, 1843 from the Lower Miocene beds of Radoboj in Croatia has been synonymised by Pongracz (1928) with the living Somatochlora alpestris Selys. The latter is a tyrphobiont with a scattered distribution from the palearctic boreal to the Alpine regions, and has been considered as a pleistocene relict (H o 1 d h a u s . 1954). Any fossil records would have the meaning of important climatic indicators. For this reason the drawing of the venation published by Heer (1849) has been reexamined. The holotype is lost. From the study of venational characters it became clear that the fossil can not be placed in any of the corduliidan genera so far known. A new genus has been erected under the name of Croatocordulia. Croatocordulia gen. nov. The description is based upon Heer's drawing (Heer, 1849) of a well preserved male left hind wing and a right fore and hind wing with missing basal portions, of the same individual. SI. 1. Croatocordulia platyptera (Charp.), samec (holotip) al = analna zanjka, Arc = arkulus, At = analni trikotnik, Ax = antenodalne žile, Cui, Cu2 = prva (gornja) in druga (spodnja) veja kubitusa, Cux = kubito-analna žila, Mi—3, M 4 = sektorja arkulusa, N = nodus, p = patela, pt = ptero-stigma, Px = postnodalne žile, s=; gornji trikotnik, t = diskoidalni trikotnik, to = tornalna celica Fig. 1. Croatocordulia platyptera (Charp.), male (holotype) al = anal loop, Arc = arculus, At -- anal triangle, Ax = antenodals, Cui, Cua = first (upper) and second (lower) branch ob cubitus, Cux = cubito-anal crossvein, Mi—3, Mi = sectors of arculus (branches of media), N = nodus, p patella, pt = pterostigma, Px = postnodals, s = supra-triangle, t — dis-coidal triangle, to = tornal cell Somatochlora Dorocordulia Cordulia Croatocorduliaft) Williamsonia Helocordulia Tetragoneuria Epicordulia Epitheca Miocordulia(t) Neurocordulia SI. 2. Diagram afinitet med fosilnimi in holarktičnimi recentnimi rodovi pod- dnižine Corduliinae Fig. 2. Diagram of affinities among the fossil and the holarctic living genera of the subfamily Corduliinae The venation is open, the bridge crossvein (Bxs) is lacking. There are 5 antenodals in the hind wing and 7 postnodals in fore and hind wing; the pterostigma is four times as long as wide. To the hind wing apply the following characters: the arculus lies before the first antenodal crossvein; the discoidal cell is with its base in line with the arculus; the sectors of the arculus are arising separately in its posterior end; there is only one cubitoanal crossvein; the subtriangel it') is not developed; in the discoidal cell and in the anal triangle there is one crossvein; the tornal cell is short and square; the patella iz short: between Cu, and Cu2 there are 12 cells, cell No. 5 being at the apex of the anal loop; the anal loop is shoe shaped and is likely to have 5 cells in the upper tier, 7 in the lower and 3 in the base. Generotype: Libellula platyptera Charpentier, 1843. Croatocordulia platyptera (Charpentier, 1843) The synonyms are given in the Slovene text. The hind wing is approximately 29—31 mm long; the fore wing is at the level of the nodus approximately 8,5 mm broad, the hind wing 9 mm; the distance from base to nodus is in the hind wing 24 mm; the pterostigma is 2,5 mm long by 0,6 mm broad. Other characters as given in the generic description. Age: Lower Miocene of Radoboj in Croatia. The holotype is lost. In Table I a review of the principal venational characters in the fossil and the holarctic living genera of the subfamily Corduliinae is given. The structural affinities within these are illustrated in Fig. 2. The interpretation is based on the works of W a 1 k e r (1925) and Kennedy (1931). Croatocordulia is closely allied to the circumpolar genera Somatocklora and Cordulia and to the nearctic Dorocordulia. It has no closer affinities with the genus Miocordulia from the Upper Miocene of North America. The latter is allied to the living European Epitheca. Both Croatocordulia and Miocordulia represent links between the European and American odonate faunas. The geographic location of the beds from which they were recovered supports the theory of the origin and dispersal of holarctic Odonata as suggested recently by Belyshev (Belišev, 1965). LITERATURA Belišev, F. B. 1965, Golarktičeškaja fauna strekoz (Odonata, Insecta), jeje struktura, predeli rasprostranenija i verojatnie puti formirovanija. — Izv. Sib. otd. Akad. Nauk SSSR (biol.-med.) 12 (3): 76—83. Carpenter, F. M. 1931, Insects from the Miocene (Latah) of Washington. Introduction. — Ann. Ent. Soc. Am. 24 (2): 307—309. Charpentier, T. von 1843, Uber einige fosslle Insecten aus Radoboj in Croatien. — Verh. Keiserl. Leopold.-Carol. Akad. Naturf. 12: 401—410, Taf. I—III. Giebel, C. G. 1852, Deutschlands Petrefacten. Leipzig. Giebel, C. G. 1856, Fauna der Vorwelt mit steter Berucksichtigung der lebenden Tiere. Bd. 2, Leipzig. H a gen, H. 1848, Die fossdlen Libellen Europa's. Stettin. Ent. Ztg. 9 (1): 6—13. Hag en, H. 1850, Enumeration des odonates fossiles d'Europe. In: Selys Longchamps, E. de, Revue des odonates ou libellules d'Europe. — M6m. Soc R. Sci. Ličge 6: 356—364. Handlirsch, A. 1906—1908, Die fossilen Insekten und die Phylogenie der rezenten Formen. Bd. I, II. Leipzig. Heer, O. 1849, Die Insektenfauna der TertiSrgebilde von Oeningen und von Radoboj in Croatien. Bd. 2. Leipzig. Holdhaus, K. 1954, Die Spuren der Eiszeit in der Tierwelt Europas — Abh. Zool.-bot. Ges. Wien 18: 1—493, Taf. I—LII. Kennedy, C. H. 1931, Insects from the Miocene (Latah) of Washington III. Odonata.-Ann. Ent. Soc. Am. 24 (2): 313—316, PI. I. Massalongo, A. B. 1855, Monografia delle Nereiti fossili del Monte Bolca. — Programma dell'I. R. Ginnasio liceale Verona ((Antonelli): 1—35 Tav. I—VI. Massalongo, A. B. 1856, Prodroma di una entomologia fossile del Monte Bolca. Studi paleontologici. — Programma dell'I. R. Ginnasio liceale Verona (Antonelli): 11—21, Tav. I. O m b o n i, G. 1886, Di alcuni insetti fossili di Veneto. — Atti R 1st venMn sc. lett. arti (VI) 4: 1—14, Tav. I—III. ' Pongracz, A. 1928, Die fossilen Insekten von Ungarn, mit besonderer Berucksichtigung der Entwicklung der europaischen Insekten-Fauna — Ann Mus. Nat. Hung. 25: 91—194. ' Scudder,S. H. 1891, Index to the known fossil insects of the World including myriapods and arachnids. — Bull. U. S. Geol. Surv. 71: 1—744 Walker, E. M. 1925, The North American dragonflies of the genus Somatochlora. — Univ. Toronto Stud. (Biol.) 26: 1—202, Pis. I_XXXV PSEVDOZILJSKI SKLADI MED CELJEM IN VRANSKIM Karel Grad S 4 tablami slik in z geološko karto v prilogi VSEBINA Uvod............... Dosedanje raziskave......... Geomorfološki opis.......... Geološki opis............ Spodnji horizont psevdoziljskih skladov Srednji horizont psevdoziljskih skladov Zgornji horizont psevdoziljskih skladov Paleogeografske in tektonske razmere . . Povzetek.............. 91 92 94 94 95 96 99 100 101 UVOD Pojem »psevdoziljskih skladov« je uvedel v geološko literaturo Teller (1889, 210). Tako je imenoval glinasti skrilavec z območja Celjskega gradu, ki so ga prejšnji raziskovalci imeli za ziljske sklade karbonske starosti. Psevdoziljski skladi so med najbolj zanimivimi in malo preučenimi triadnimi kameninami v centralnem delu Slovenije. Dosedanje občasne geološke raziskave njihovega razvoja v Posavskih gubah so dale nekaj zanimivih rezultatov. Istočasno so se odpirali vedno novi problemi, ki jih je pa možno rešiti le z regionalnim študijem. Sistematične raziskave psevdoziljskih skladov sta omogočila Sklad Borisa Kidriča in Geološki zavod v Ljubljani, za kar se jima zahvaljujem. S terenskim delom po metodi profiliranja sem pričel leta 1964 med Celjem in Vranskim, kjer so psevdoziljski skladi po dosedanjih geoloških kartah najbolj razširjeni. To območje je ugodno za začetek študija tudi zato, ker so bili v neposredni bližini Celja najdeni fosilni ostanki, ki dokazujejo srednjetriadno, in sicer wengensko starost psevdoziljskih skladov. V naslednjih fazah nameravam nadaljevati s preučevanjem teh plasti proti zahodu in jugu. Ko bo postopno raziskano celotno območje psevdoziljskih skladov, bo mogoče podati sliko njihovega litološkega razvoja in jih podrobno stratigrafsko horizontirati. Dosedanje delo je potekalo počasi, ker ni bilo mogoče najti določljivih fosilnih ostankov, posamezni litološki členi pa so med seboj v tektonskih kontaktih. Apnenec je mikropaleontološko raziskala Šribarjeva. Tufe in peščenjake je petrografsko analizirala Silvestrova, sedimentološko Orehkova, palinološko dr. Ser cel j. Pri mikrofacialnih analizah mi je pomagala Silvestrova. Ker v apnencu nismo našli določljive mikrofavne niti makrofosilov, smo na univerzi v Gradcu raziskali del vzorcev, da bi ugotovili, ali vsebujejo konodonte. Pokazalo se je, da apnenec sicer vsebuje konodonte, ki pa so zelo redki. Zaradi majhnega števila vzorcev zaenkrat nismo dobili uporabnih podatkov za stratigrafijo. Mikropaleontološko raziskani zbruski apnenca so mi rabili tudi za študi j mikrofaciesov apnenca v psevdoziljskih skladih. Po literaturnih podatkih je klasifikacija apnenca po tej metodi precej razširjena, zlasti v naftni geologiji; pri nas pa je to prvi tak poskus. Pri delu na terenu sem za orientacijo uporabljal Tel lerj evo geološko karto Celje—Radeče v merilu 1: 75 000. V precejšnjo pomoč pri geoloških interpretacijah so mi bili avionski posnetki terena, ki je izredno fotogeničen. Prav s pomočjo fotogramov mi je uspelo izdelati geološko-tektonsko skico ozemlja med Celjem in Vranskim, čeprav celotnega ozemlja nisem podrobno kartiral. DOSEDANJE RAZISKAVE Psevdoziljske sklade je Mor lot (1853, 23) primerjal z oligocenskim ribjim skrilavcem pri Brdcah, ker leže ponekod v bazi soteŠkih plasti. Pozneje jim je pripisal višjo starost (cf. B i 11 n e r , 1884). Z o 11 i k o f e r (1859, 164) jih je imel za ziljske sklade in jih je štel v karbon. S t ur (1871) je sicer dvomil o karbonski starosti skrilavca, ker pa ni našel nobenih fosilov, se je pridružil Zollikoferjevemu mnenju. Dopuščal pa je možnost, da je ekvivalent ribjega skrilavca pri Brdcah, kot je že prej mislil Morlot. H o f e r (1868, 78) je primerjal psevdoziljski skrilavec z lunškim peščenjakom in ga prištel zgornji triadi. B i 11 n e r (1884, 476 do 478) je raziskoval predvsem okolico Trbovelj in je opazil določene podobnosti psevdoziljskih plasti z južnoalpskimi wengenskimi skladi. Vendar mu geološke razmere v okolici Hrastnika in Trbovelj niso nudile dovolj opore, da bi napravil ustrezni sklep o starosti psevdoziljskega skrilavca. Teller (1885. 319) je prvi ugotovil pravo starost skrilavca na južnem robu Celjske kotline. Na pobočju Celjskega gradu je našel Riedl amo-nita Trachyceras julium Mojs. Teller je na podlagi te najdbe pripisal skrilavcu wengensko starost. Tellerju se je posrečilo najti zatem \ sivem skrilavcu še odtise školjke Daonella lommeli Wissm. in tako je bila ponovno dokazana wengenska starost psevdoziljskih skladov. Ko je poročal o najdbi daonele na Celjskem gradu, je Teller (1889, 210) prvič imenoval ta skrilavec kot psevdoziljski. Menim, da je izraz »psevdoziljski« primeren, če ga pojmujemo facialno v širšem smislu. S tem se izognemo naštevanju vseh litoloških različkov, ki sestavljajo psevdoziljske sklade. Dejstvo pa je, da za apnence in tufe, ki so sestavni del teh skladov, ne moremo trditi, da so podobni karbonskim, tj. ziljskim skladom. Kako velike težave so povzročali ti skladi geologom, vidimo iz tega, da je Teller (1897, 19) primerjal psevdoziljski skrilavec v okolici Vranskega z velikotrnskimi skladi, ploščasti apnenec pa je imel za ekvivalent krških skladov. Šele kasneje je skrilavec pri Vranskem povezal s skrilavcem pri Celju. Ploščasti apnenec pri Vranskem in Ločici je pravilno štel med psevdoziljske sklade, medtem ko je enak apnenec v pasu od Motnika prek Kožice, Krvavice, Škrabarjevega vrha in Reške planine do Celjskega gradu označil delno kot školjkasti apnenec delno pa kot svetli apnenec in dolomit srednje triade. Psevdoziljske sklade v zahodnem delu Posavskih gub na splošno večkrat omenja Kossmat (1905, 73; 1910, 31, 32; 1913, 71; 1936, 143). Pri tektonskih študijah o Posavskih gubah je obravnaval psevdoziljske sklade tudi Winkler (1924, 202—216). Dva ločena pasova psevdoziljskih skladov na severni in južni strani trojanske antiklinale je razložil z na-rivom trojanske antiklinale prek psevdoziljskih skladov proti severu. Tako bi bil južni pas psevdoziljskih skladov med Laškim in Zagorjem tektonsko okno. Po Rakovcu (1950, 191 do 209) so psevdoziljski skladi omejeni na Posavske gube, Škofjeloško hribovje in vznožje Jelovice. Amfiklinski skladi iz okolice Cerkna in Grahovega pa so po njegovem mišljenju mlajši in se tudi petrografsko razlikujejo od psevdoziljskih skladov. V Posavskih gubah so se psevdoziljski skladi usedali v dveh ločenih območjih, ki sovpadata s tuhinjsko terciarno sinklinalo na severu in laško na jugu. Facialne razlike v sedimentih so nastale zaradi premikanja morskega dna, ki so se periodično ponavljale kot posledica vulkanskih izbruhov. Rakovec (1946, 148, 155, 157, 160, 162) je torej ovrgel teorijo o narivni zgradbi Posavskih gub. Ugotovil sem (Grad, 1960, 313, 314), da je večji del psevdoziljskih skladov, označenih na Kossmatovi geološki specialki Ljubljana in Teller j evi Celje—Radeče (merilo 1:75 000) v zahodnem delu litijske antiklinale in moravške sinklinale, dejansko zgornjekredne starosti, kar je bilo dokazano z mikrofavno. K u š č e r (1962, 67 do 68, 1967) je mnenja, da so psevdoziljski skladi prvotno pokrivali celotno trojansko antiklinalo in da so bili šele kasneje denudirani. Tako odpadeta Winklerjeva interpretacija o narivni zgradbi Posavskih gub in Rakovčeva domneva o dveh ločenih sedimenta-cijskih območjih psevdoziljskih skladov. Iz pregleda dosedanjih raziskav vidimo, da je bilo o psevdoziljskih skladih izrečenih že precej mnenj, ki so jih pozneje raziskave delno potrdile delno pa ovrgle. To je razumljivo, ker so razni avtorji delali po različnih kriterijih in na raznih krajih ali pa celo samo po literaturnih podatkih. Pravo sliko o psevdoziljskih skladih pa bo možno podati šele takrat, ko bo po enotnih kriterijih terensko in laboratorijsko raziskano celotno območje, kjer so ohranjeni. GEOMORFOLOŠKI OPIS Priložena geološka karta kaže obseg raziskanega ozemlja, ki meri okoli 100 km2. Na severu ga omejuje Celjska kotlina, na jugu pa tektonski kontakt s paleozojskimi in različnimi triadnimi sedimenti, ki poteka od Liboj prek Zabukovice, Marije Reke, Krvavice, Presedl in čez Prosevnik, Zajasovnik dalje proti zahodu, kjer še nisem kartiral; zaenkrat ga imenujem marijareški prelom. Ozemlje med Celjem in Vranskim je lep primer odvisnosti reliefa od litološke sestave in tektonike. Grebeni s smerjo vzhod—zahod sestoje skoraj izključno iz Vranskega apnenca, ki je odporen proti eroziji. Takšni vrhovi in grebeni so Jasovnik, Kožica, Krvavica, Skrabarjev vrh, Reška planina, Goljava, Kamnik in Zabukovica (tabla I, si. 1). Severneje se vleče greben od Jakovega dola čez Zahomce in se vzhodneje združi z južnim grebenom pri Loki. Med grebeni potekajo vzdolžne doline. V njihovi podlagi je glinasti skrilavec, ki hitreje prepereva, in tako nastanejo terenske depresije. Prečno na te morfološke elemente pa so se ob prelomih izoblikovale doline, po katerih teče voda proti Savinji. GEOLOŠKI OPIS Psevdoziljske sklade sem razdelil na tri osnovne litološke horizonte: spodnjega, srednjega in zgornjega. V teh horizontih opazujemo določene facialne razlike tako v vzdolžni kot v prečni smeri. Zlasti velja to za spodnji horizont. Poudariti pa moram, da nisem nikjer našel zanesljivega profila, kjer bi mogel obenem določiti talnino in krovnino psevdoziljskih skladov. Ves južni kontakt, kjer bi pričakovali njihovo podlago, je izrazito tektonski. Spodnji horizont je najstarejši; sestoji iz drobnika, tufov in črnega glinastega skrilavca. Sedimenti tega horizonta postajajo proti vzhodu vedno bogatejši s tufsko primesjo. V okolici Celja so ugotovljeni celo keratofirji in kremenovi porfirji. Proti severu je tufov vedno manj in prevladuje glinasti skrilavec. Srednji horizont je sestavljen iz ploščatega lapornatega apnenca, ki po F o 1 k o v i klasifikaciji ustreza mikritu z vložki dismikrita in intrasparita. Apnenec bomo imenovali po Tellerju kot vranski ploščasti apnenec. V zgornjem horizontu prevladuje temno sivi in črni glinastolapornati skrilavec z vložki alevrolita, peščenega apnenca, lapornega apnenca in redko drobnika. Spodnji horizont psevdoziljskih skladov drobnik, tuf in glinasti skrilavec Ta horizont je zaradi sinklinalne zgradbe psevdoziljskih skladov med Celjem in Vranskim razkrit v dveh pasovih, južnem in severnem, ki potekata od zahoda proti vzhodu in se vzhodno od Zabukovice združita. Južni pas poteka od Male Ravni pri Motniku prek doline Zajasovnik, kjer se precej razširi. Na območju prelaza Presedle se zoži in konča ob prečnem prelomu Krvavica—Podlog. Med tem prelomom in prelomom po dolini Konjšice so psevdoziljski skladi pomaknjeni proti jugu. Kamenine spodnjega korizonta se ponovno pojavijo v zgornjem delu doline Konjšice. Dalje jih zasledujemo proti vzhodu prek Marije Reke do Zabukovice. Teller je na geološki karti Celje—Radeče ta horizont med Krvavico in Zabukovico štel v karbon, kar pa ne ustreza razmeram na terenu, kjer je drobnik s karbonskimi plastmi v tektonskem kontaktu ob prelomu, ki poteka od Liboj prek Marije Reke v smeri Krvavice. Velik obseg imajo kamenine spodnjega horizonta med Libojami in Teharji, kjer so dvignjene ob prečnem prelomu. Poleg tega se tudi os sinklinale dviga od zahodu proti vzhodu. V okolici vrha Hom (576 m) in Celjskega gradu so izdanki tufov kre-menovega keratofirja in porfirja ter albitskega porfirja, ki jih je raziskal Germovšek (1959, 54). Te tufe je Teller na geološki karti Celje-Radeče označil kot andezitne in jih je imel za terciarne. Terciarni andezitni tuf je razkrit le ob Savinji zahodno od Celja, kjer je ob vzdolžnem prelomu v stiku s psevdoziljskimi skladi. Vzhodno od Liboj naraste količina keratofirskega tufa, ki je kristalast in pelitski. Zadnji je posebno dobro razkrit ob cesti na Celjski grad. Severno krilo sinklinale sestoji v najnižjem delu iz temno sivega glinastega skrilavca z vložki sivega lapornega apnenca, ki ponekod prehaja v laporni skrilavec. Te sedimente opazujemo v talnini Vranskega ploščastega apnenca ob potoku Marinca, dalje južno od Vranskega v smeri Loke, Prebolda in Kasaz, kjer so v stiku z južnim drobniškim horizontom. Čeprav je ozemlje prekrito s preperino in so golice redke, sklepamo, da na tem območju tudi skrilavec severnega pasu vsebuje vložke drobnika, kar obenem dokazuje, da se proti severu in zahodu vulkanska primes počasi izgublja. Petrografsko smo raziskali večje število vzorcev drobnika in tufov iz južnega pasu med Jasovnikom in prelazom Presedle ter iz okolice Marije Reke in Brdnice zahodno od Celja. Po petrografskih analizah so tufi kristalasto litoklastični, kristalasto steklasti in steklasti. To je najbrž tuf kremenovega keratorija, kar je menil že Germovšek (1959, 54) (tab. II, si. 1, 2, 3). Po terenskih raziskavah sodeč drobnik na tem območju prevladuje nad tufom. Po Pettijohnovi (1957, 290, 291) klasifikaciji peščenjakov pripada drobnik med Celjem in Vranskim litoklastičnim različkom. V njegovi sestavi prevladujejo namreč fragmenti kamenin nad glinonci. Pogostna je tudi drobnozrnata breča, ki vsebuje številne fragmente skrilavca, kar kaže na premikanja med sedimentacijo. Za drobnik je značilna slaba sortiranost. Po literaturnih podatkih (Pet ti j ohn 1957, 312, 313) se je sedimentacija drobnika in glinastega skrilavca ritmično menjavala. V celoti prevladuje glinasti skrilavec nad drobnikom in tufi. Debelina posameznih plasti pa variira od nekaj centimetrov do 1 metra. Starost spodnjega horizonta je določena edinole na Celjskem gradu, kjer je Teller (1889, 210) našel v skrilavcu odtise školjke Daonella lommeli Wism. S tem je dokazano, da pripadajo te plasti wengenskemu oddelku oziroma langobardski podstopnji srednje triade. Debeline spodnjega, najstarejšega horizonta psevdoziljskih skladov ne moremo podati, ker ni nikjer vidna njegova talnina. Srednji horizont psevdoziljskih skladov vran ski ploščasti apnenec Pojem Vranskega ploščastega apnenca je uvedel Teller (1907) za apnenec v okolici Vranskega in Ločice. Ni razumljivo, zakaj je enak apnenec vzhodne je od tod prištel delno školjkastemu apnencu delno svetlemu apnencu in dolomitu srednje triade. Debelina srednjega horizonta je okoli 350 metrov. Med Vranskim in Celjem leži vranski apnenec na plasteh spodnjega horizonta. Medsebojna lega obeh horizontov je vidna iz geološke karte in profilov. Vranski apnenec prihaja na površje v obeh krilih sinklinalne zgradbe. Sinklinala vpada proti zahodu, zato je vzhodni, višji del bil močneje erodiran in tako se pasova Vranskega apnenca severnega in južnega krila proti vzhodu združita. Južni pas se pričenja pri Motniku na desni strani Motnišnice in se nadaljuje v Jasovniku in Kožici do Ostrovca. Tu je odrezan ob prečnem prelomu in pomaknjen proti jugu. Ponovno se vranski apnenec pokaže v Krvavici in dalje vzhodno od preloma po dolini Konjšice v Skrabar-jevem vrhu. Tu je skoraj v neposrednem stiku s severnim pasom apnenca, ki pripada severnemu krilu sinklinale. Nadaljevanje južnega pasu imamo v Reški planini, Goljavi in Kamniku. Od Zabukovice proti Celju se vranski ploščasti apnenec ne pojavlja več strnjeno, temveč lečasto. Istemu nivoju prištevam tudi sivi apnenec, na katerem stoji Celjski grad. V tem apnencu je našel Riedl amonita, ki ga je Teller določil kot Trachyceras julium Mojs. (1885, 319). GEOLOŠKA KARTA OZEMLJA MED CELJEM IN VRANSKIM Rion 5500 5502 GEOLOGIC MAP OF CELJE-VRANSKO AREA 5122 5120V 5118 - 5116 GEOLOGIJA 12 GRAD, Psevdoziljski skladi Legenda na hrbtni strani — P. T. O. for the explanations. Razmerje dimenzij na karti in profilih je 1:2 — Dimension ratio between the map and the sections is 1:2. LEGENDA H GEOLOŠKI KARTI OZEMLJA MED CELJEM IN VRANSKIM EXPLANATIONS TO GEOLOGIC MAP OP CELJE-VRANSKO AREA Nekartirano Not mapped > a: a: S m < i- > < * ZD O >- iD°?zct: Zz UJ < Ujfi o spi < o. C a. 3 ^ O S«, o2 O o O oal o AAA sQo A a A iVi'.y ,'. PIQl i 'i'i'.'i'i -roiz-f v a. Olv • v Naplavina potokov in rek Alluvial deposit Pobočni grušč Talus slope Rečna terasa River terrace Prod^lina^esek Gravel, clay, and sand Glina,pesek,prod Clay, sand,and gravel Andezit in andezitni tuf Andesite and andesite tuff Laporno glinasti skrilavec z vloiki alevrolita in peščenega apnenca Marly clay shale with intercalations of siltstone and calcarenite Vranski apnenec (mikrit z vložki dismikrfta in intrasparita) Vransko limestone (micrite with dismicrite and intrasparite intercalations) Tuf in laporno glinasti skrilavec z vmesnimi plastmi drobnika Tuff and marly clay shale interbedded with graywacke Laporno glinasti skrilavec z vložki lapornatega apnenca,redkeje peščenega apnenca Marly clay shale with intercalations of marly limestone and rarely calcarenite kremenov keratofir in njegov tuf Quartz keratophyre and its tuff Dolomit,apnenec, skrilavec Dolomite.limestone, shale Rdeči in sivi kremenov peščenjak Red and gray quartz sandstone Črni glinasti skrilavec, kremenov peščenjak Black clay shals.and quartz sandstone 30 V A Smer in vpad plasti Strike and dip of strata Os antiklinale Anticlinal ax is Os sinklinate Synclinal axis Vpad prelomne povriine Strike and dip of fault Spuščen blok Downthrown block Prelom, domneven ali fotogeološko ugotovljen Supposed or photogeologically indicated fault Smer premikanja Direction of displacement y Profil Sec tion Opuščen rudnik Hg Abandoned mercury mine Opuščen premogovnik Abandoned coal mine GRAD, Psevdoziljski skladi SI. 1. Pas psevdoziljskega skrilavca v dolini med Vranskim apnencem Kožice (levo) in triadnim dolomitom (desno). Primerjaj s profilom BB' na priloženi geološki karti. Fig. 1. The belt of pseudo-Zilian shale in the valley between the Vransko limestone of Kožica (at left) and Triassic dolomite (at right). See the section BB' on the joined geologic map. SI. 2. Vranski ploščasti apnenec ob cesti na prelaz Presedle. Fig. 2. Vransko platy limestone along the road towards the Presedle pass. SI. 1. Sivkasti drobnozrnati steklasti tuf kremenovega keratofirja z limonitnimi žilicami, silificiran in rahlo skrilav; psevdoziljski skladi na Homu. Presevna svetloba, inikola +, 83 X. Fig. 1. Grayish fine-grained vitric tuff of quartz keratophyre with limonite veinlets. silicified and slightly fassile; pseudo-Zilian beds from Horn hill. Transmitted light, nicols crossed, 83 X. SI. 2. Sivkasti srednjezrnati kristalasto steklasti tuf kremenovega keratofirja, spremenjen; psevdoziljski skladi na Homu. Presevna svetloba, nikola +, 35 x. Fig. 2. Grayish medium-grained cry stall-vitric tuff of quartz keratophyre, altered; pseudo-Zilian beds from Horn hill. Transmitted light, nicols crossed, 35 X. SI. 3. Sivi debelozrnati kristalasto litoklastični tuf; psevdoziljski skladi pri Brdnici. Presevna svetloba, nikola +, 35 X. Fig. 3. Grayish coarse-grained crystall-lithic tuff of quartz keratophyre; pseudo-Zilian beds from Brdnica village. Transmitted light, nicols crossed, 35 X Si. 1. Mikrit s prekristaliziranimi radiolarijami in piritnimi zrni; vranski apnenec južno od naselja Loke. Presevna svetloba, 35 X. Fig. 1. Micrite with re crystallized radiolarian skeletons and pvrite grains; Vransko limestone south of Loke village. Transmitted light, 35 x. SI. 2. Mikrit (m) z vložkom roženca (r); na meji z rožencem prehaja mikrit v sparit (s); vranski apnenec pri Mariji Reki. Presevna svetloba, 35 X. Fig. 2. Micrite (m) with chert (r); micrite grading into sparite (s) on the boundary micrite-ehert; Vransko limestone from Marija Reka. Transmitted light, 35 X. SI. 3. Dismikrit s paralelno teksturo; vranski apnenec pri Mariji Reki. Presevna svetloba, 35 X. Fig. 3 Dismicrite with parallel structure: Vransko limestone from Marija Reka. Transmitted light, 35 X. SI. 1. Dismikrit s fosilnimi ostanki; vranski apnenec na Kožici. Presevna svetloba, 35 X. Fig. 1. Dismicrite including fossil remains; Vransko limestone from Kožica mountain. Transmitted light, 35 X. SI. 2. Intrasparit, vložek v Vranskem apnencu južno od Lok. Presevna svetloba, 35 X. Fig. 2. Intrasparite, intercalated in the Vransko limestone south of Loke village. Transmitted light, 35 X. SI. 3. Mikrit (m) prehaja v intrasparit (is); vranski apnenec vzhodno od Motnika. Presevna svetloba, 35 X. Fig. 3. Transition of micrite (m) into intrasparite (is); Vransko limestone east of Motnik village. Transmitted light, 35 X. V severnem krilu sinklinale je vranski apnenec razkrit v okolici Jakovega dola južno od Merince, od koder se nadaljuje v grebenu Za-homce (700 m) proti Loki. Tu se zaradi prečnega preloma, ob katerem je bilo območje vzhodno od potoka Konjšice dvignjeno, združi z južnim pasom Vranskega apnenca; zaradi erozije so bile namreč mlajše, skrilave psevdoziljske plasti odnesene. Zahodno od Ločice je vranski apnenec razkrit v ožji progi na dnu sinklinale ob vzdolžnem prelomu. Najlepše golice Vranskega ploščastega apnenca so na Jasovniku, Kožici in ob cesti na Presedle (tabla I, si. 2), ter v dolini Konjšice in Marije Reke. V severnem pasu pa je ta apnenec dobro razkrit jugozahodno od Vranskega ob stari cesti v bližini škarpe in v hribu Zahomce. Vranskemu ploščastemu apnencu prištevam tanko plastovit in ploščasti laporni apnenec sive. rumenkaste in ponekod rdečkaste barve, ki po F o 1 k o v i klasifikaciji (1959, 1 do 38) ustreza mikritu. Posamezne plasti so tudi temno sive, zlasti v zgornjem delu, kjer prehajajo v zgornji horizont, sestavljen iz glinastega skrilavca. Med lapornim apnencem so plasti sivega drobnokristalastega apnenca, ki po Folk o vi klasifikaciji pripada dismikritu, redkeje intrasparitu in biomikritu. Na južnem pobočju Goljave in jugovzhodno od Prebolda opazujemo neposredno na spodnjem horizontu sprva nekoliko dolomita. Zaradi po-rušenosti, ki se kaže v milonitizaciji tufa, je možno, da je dolomit prišel v ta položaj tektonsko. Sivkasti laporni apnenec sestavlja okoli 80 */o vseh plasti, ki jih prištevam srednjemu horizontu psevdoziljskih skladov. Posamezne plasti so debele nekaj mm do 30 cm. Zanimivo je, da se ponekod morejo ločiti v določeni plasti še tanjŠe plasti, nakazane s stilolitskimi šivi brez jasno izražene prekinitve v sedimentaciji. Plasti zrnatega apnenca so makroskopsko podobne peščenemu apnencu. Običajno so debelejše od lapornega apnenca in presežejo 30 cm. Za večino Vranskega apnenca so značilni školjkasti lom, redke leče roženca in običajno rumenkaste kalcitne žilice. Makroskopsko je mogoče primerjati ta apnenec s ponikvanskim, škofjeloškim in z volčanskim apnencem. Verjetno ta podobnost kaže le na enake pogoje sedimentacije. Mikropaleontološke raziskave niso dale zadovoljivih rezultatov. Ugotovili smo redke radiolarije in neznačilne foraminifere. Konodonte smo našli samo v enem vzorcu iz kamnoloma pri Mariji Reki. Bolj zanimivi so podatki mikropetrografskih raziskav, ki tudi ob pomanjkanju fosilov omogočajo korelacijo posameznih horizontov apnenca. Pojem mikrofaciesa je predlagal Brown (1943) za sliko zbruska pod mikroskopom. Cuvillier (1952, 1958, 1961) je mikrofacies definiral kot paleontološke in petrografske značilnosti sedimentov, ugotovljene v zbru-skih. Podobne definicije so podali tudi drugi avtorji, ki so se podrobno ukvarjali z mikrofaciesi. Najpopolnejša je F o 1 k o v a (1959, 1 do 38) klasifikacija mikrofaciesov apnenca, ki so jo drugi avtorji le dopolnjevali (Wolf , 1961, 236 do 250, Leighton in Pendexter 1962, 33 do 60, E. Flu gel, 1963, 205 do 228). Folk loči v apnencu tri osnovne komponente: alokemična zrna, mikrokristalno kalcitno osnovo in bolj debelo zrnati kalcitni cement. Razlikujemo štiri vrste alokemičnih zrn, ki predstavljajo skelet kamenine, enako kot pri peščenjaku peščena zrna: — intraklaste (prenesene drobce karbonata znotraj sedimentacijskega bazena) — oolite — fosile — pelete (kroglasta zrna v velikosti peska in melja). Mikrokristalni kalcit in zrnati kalcit sta analogna z glinastim in kemičnim cementom peščenjakov. Po količini osnovnih komponent ločimo več skupin apnencev, ki jih Folk imenuje družine. Ce v apnencu prevladujejo alokemična zrna, cementirana z zelo čistim zrnatim kalcitom, se imenuje zrnati alokemični apnenec. Ta apnenec je analogen dobro sortiranemu peščenjaku. Druga skupina apnencev sestoji iz različne količine alokemičnih zrn v mikrokristalni kalcitni osnovi. Te kamenine primerjamo z glinastim, slabo sortiranim peščenjakom. Tretja skupina apnencev so mikrokristalni apnenci, nastali iz apnenega blata. Prvo skupino apnencev deli Folk glede na vrsto alokemičnih zrn v intrasparit, oosparit. biosparit in pelsparit. Drugo skupino deli po istem kriteriju v intramikrit, oomikrit, biomikrit in pelmikrit. V tretjo skupino šteje homogeno apneno blato — mikrit. Nepravilne zapolnitve votlin v mikritu s kalcitom pa imenuje dismikrit. Poleg teh treh /skupin razlikuje Folk še tako imenovane biolitite, ki jih sestavljajo apnenci organskega izvora. Upoštevajoč Folk o v o (1959) klasifikacijo smo vranski aonenec razdelili na naslednje mikrofacialne vrste: mikrit, dismikrit, intrasparit in biomikrit. Kot mikrit smo po megaskopskem videzu imenovali lapornati apnenec, ki po Pettijohnovi (1957) klasifikaciji ustreza kalcilutitu. V vranskem apnencu prevladuje mikrit (tab. III. si. 1, 2). Za naš mikrit je značilna mikrokris talna kalcitna osnova s kroglastimi in igličastimi vključki; nekateri med njimi pripadajo radiolarijam in foraminiferam. Povprečna velikost teh vključkov je okoli 0,1 mm. V sestavi apnenca so še posamezna limonitizirana zrna, ki so pripadala verjetno piritu. Zanimivo je, da v vranskem apnencu nismo nikjer našli mikrita v neposrednem stiku z rožencem; vmes je povsod sparit (tab. Ill, si. 2). Dismikritu pripada prek 10% Vranskega apnenca. Megaskopsko ie to drobnokristalasti sivi apnenec, podoben peščenemu apnencu. Dismikrit je precej širok pojem in zajema različne apnence. V glavnem sestoji iz mikrokristalnega kalcita, vsebuje pa različno oblikovane vložke zrnatega — kristalnega kalcita. Lep primer dismikrita kažeta si. 3 na tabli III. in si. 1 na tabli IV. Instrasparitu pripada manj kot 10 °/o Vranskega apnenca. Megaskopsko je to sivi drobnokristalasti apnenec, ki ga je težko ločiti od dismikrita. Intrasparit je apnenec, ki sestoji iz intraklastov, kalcitnega veziva in mikrokristalne osnove (tab. IV, si. 2). Posebno zanimiva je slika 3 na tabli IV, kjer se v isti plasti stikata mikrit in intrasparit. V zbrusku se dobro vidi, da intrasparit vsebuje kot intraklaste drobce mikrita, ki jih povezuje čisti kalcit. Od drugih vrst apnenca vsebujejo psevdoziljski skladi na Celjskem gradu še biomikrit, ki je že močno rekristaliziran. Mikrofacialni opis Vranskega apnenca še ni popoln, posebno manjkajo kvantitativni podatki o razmerjih med posameznimi komponentami. Kljub temu pa smo dobili boljši vpogled v sestavo in strukturo kamenine kot s klasičnim načinom raziskav. Pomen mikrofacialnih raziskav apnenca je zlasti v tem, da po mikro-fosilni sestavi sklepamo na genezo kamenine. Mikrit dokazuje, da se je apneno blato usedalo v mirni, sorazmerno plitvi vodi na večjem območju. Za mikrit v psevdoziljskih skladih .je značilno, da ne vsebuje drobcev psevdoziljskega drobnika in črnega skrilavca, ki sta bila odložena pred Vranskim apnencem. To pomeni še eno potrditev mirne sedimentacije apnenca brez pomembnejših tektonskih premikanj in vulkanske dejavnosti. Posamezne plasti intraspirita med mikritom opazujemo približno na vsakih 10 m do 15 m. Nastanek intrasparita razlaga Folk (1959, 22) na ta način, da se je najprej usedalo apneno blato v mirnem, verjetno sorazmerno plitvem zaprtem morju. Ko je bilo blato že delno konsolidirano, je prišlo znotraj sedimentacijskega bazena do hitre klimatske spremembe in znižanja cone valovanja, ki je zajelo delno konsolidiran sediment. Njegove odlomke so valovi prenašali na druge dele sedimentacijskega bazena. Vmesne prostore med fragmenti je zapolnil kristalasti kalcit. Debelina vranskega apnenca je okoli 350 m; kaže, da je največja med Marijo Reko in Motnikom, vzhodno in zahodno od tod pa je manjša. Zgornji horizont psevdoziljskih skladov črni glinasti skrilavec Zgornji, najmlajši litološki člen psevdoziljskih skladov sestoji do 90°/o iz črnega glinastega skrilavca, ki je podoben karbonskemu glinastemu skrilavcu, vendar ne vsebuje sljude. Med skrilavcem spodnjega in zgornjega horizonta v severnem pasu psevdoziljskih skladov ni razlike. V njem ni tufskih vložkov, kakršni so pogostni v spodnjem horizontu južnega pasu. Sedimenti zgornjega horizonta so ohranjeni predvsem med Loko in Ločico, od koder se nadaljujejo proti zahodu. Vzhodno od Loke je glinasti skrilavec ohranjen le v ozki progi ter popolnoma izgine med Sternikom in Reško planino. Maniše ostanke tega skrilavca opazujemo na vranskem apnencu tudi v okolici Zabukovice. Za horizont glinastega skrilavca so značilni vložki in pole peščenega in lapornega apnenca, ki pa ne presegajo 10°/o celotne debeline tega horizonta. Ponekod glinasti skrilavec prehaja v laporni skrilavec, navadno v bližini vložkov lapornega apnenca. Sedimenti zgornjega horizonta imajo značilnosti redukcijskega okolja, na kar kažejo organske primesi in pirit. Gre za tako imenovano euksinsko okolje, v bolj ali manj izoliranih delih morja s slabo cirkulacijo vode. Fosilni dokazi za starost tretjega korizonta manjkajo. Po medsebojni legi plasti sklepamo, da se je skrilavec sedimentiral na vranski apnenec. Debelina tretjega horizonta ni ugotovljena, ker med Celjem in Vranskim skrilavec ni nikjer prekrit z mlajšimi triadnimi skladi. PALEOGEOGRAFSKE IN TEKTONSKE RAZMERE Psevdoziljski skladi so nastajali v eugeosinklinalnem delu geosinkli-nale. Kamenine spodnjega horizonta — drobnik, tuf in skrilavec kažejo na vulkansko delovanje, ki se je ponavljalo. Vulkani so dajali kisle vulkanske produkte. Med njimi prevladujejo piroklastične kamenine. Erupcije so bile linearne, vezane na prelome. Smer teh prelomov je bila najverjetneje vzhod-zahod. Po odložitvi spodnjega psevdoziljskega horizonta se je sedimentacijsko območje umirilo, vulkanska dejavnost je prenehala, na kar kažejo sedimenti srednjega in zgornjega horizonta. Kakšne so bile razmere v Času med začetkom zgornje triade in ter-ciarjem, nimamo sigurnih podatkov. Po analogiji s sosednjimi ozemlji je bilo verjetno območje med Celjem in Vranskim kopno v juri in spodnji kredi. V zgornji kredi se je pričela ponovna sedimentacija, za kar pa ni dokazov na raziskanem ozemlju. Na meji eocen-oligocen se je orogenetsko delovanje v zahodnem delu Slovenije javljalo kot narivanje in luskanje, v vzhodnem pa so, kot kaže, prevladovala gubanja. V tem času je po vsej verjetnosti nastala sinklinalna zasnova psevdoziljskih skladov med Celjem in Vranskim. Pred začetkom usedanja oligocenskih sedimentov je bilo ozemlje ob vzdolžnih prelomih grudasto razkosano. V nastale depresije je od vzhoda vdrlo Panonsko morje. Nekako istočasno se je pričelo tudi vulkansko delovanje, ki je dajalo v glavnem andezitni tuf. Panonsko morje je v oligocenu prekrilo med drugim tudi južno obrobje Celjske kotline. Tektonska premikanja so se nadaljevala še po odložitvi oligocenskih kamenin. To sklepamo iz tega, ker je bil prvotno več ali manj enoten terciarni bazen razkosan po vzdolžnih in kasneje prečnih prelomih. Med najpomembnejše vzdolžne prelome moramo šteti Celjski prelom na južnem obrobju Celjske kotline, ki poteka od Teharij prek Celja in Migojnic proti Vranskemu. Ta prelom je ugotovil tudi Ravnik pri geofizikalnih raziskovanjih Celjske kotline. Verjetno je ob njem meja med Posavskimi gubami in prednožjem vzhodnega podaljška Kamniških Alp. Temu paralelen je marijareški prelom, ki poteka od Pečovnika prek Marija Reke proti zahodu. Ob tem tektonskem kontaktu so v stiku s severne strani psevdoziljski skladi in erozijski ostanki oligocenskih se- dimentov, z južne pa različni triadni in permokarbonski skladi, v katerih je nahajališče živega srebra Marija Reka. Prelom je subvertikalen in prav tako kot prelom na meji Posavskih gub in Celjske kotline regionalen, proti zahodu se najbrž podaljšuje v savskega. Na tektonski kontakt je tu sklepal že Winkler, imel pa ga je za nariv paleozoika trojanske anti-klinale proti severu. Prelom vpada zelo strmo proti severu in ne proti jugu, kot je domneval Winkler (1923). Od prečnih prelomov so najbolj izraziti prelomi po dolini Bistrice, Kolje, Konjšice, dalje prelom Krvavica—Podlog, Zlokarje—Motnik. V zahodnem delu je izrazit diagonalni prelom v smeri NW-SE, ki poteka od Špitaliča prek Trojan in Medijskih toplic; lahko bi ga imenovali medijski prelom. Po Tellerjevi geološki karti Celje—Radeče in avionskih posnetkih se verjetno nadaljuje proti jugovzhodu. POVZETEK Raziskave moremo strniti v naslednje ugotovitve: 1. Psevdoziljski skladi na južnem obrobju Celjske kotline se vlečejo od zahoda proti vzhodu in so omejeni s celjskim prelomom na severu in marijareškim na jugu. 2. Psevdoziljski skladi se litološko ločijo v tri horizonte, spodnjega, srednjega in zgornjega. V teh horizontih opazujemo določene facialne spremembe v vzdolžni in prečni smeri. Posebno velja to za spodnji horizont, ki sestoji iz drobnika, keratofirskega tufa in glinastega skrilavca. Srednji horizont, imenovan vranski apnenec, sestavlja sivi in rumenkasti, ploščasti lapornati apnenec (mikrit) z redkimi lečami roženca in vložki sivega drobnozrnatega apnenca (intrasparita in dismikrita). Zgornji horizont je sestavljen v glavnem iz črnega glinastega skrilavca. V bistvu kažejo psevdoziljski skladi sinklinalno zgradbo. Os sinklinale tone proti zahodu. Prvotna sinklinalna zgradba je razkosana s prelomi. 3. Psevdoziljski skladi so siromašni s fosilnimi ostanki. V apnencu je najdena nepomembna mikrofavna. Starost sedimentov je določena le s fosili, ki jih je Teller našel na Celjskem gradu; gre za wengenski oddelek, tj. langobardsko podstopnjo srednje triade. PSEUDO-ZILIAN BEDS BETWEEN CELJE AND VRANSKO Karel Grad With 4 plates and 1 geologic map The pseudo-Zilian beds have been divided into three lithological horizons. The lower and upper horizons built up of soft shaly beds differ clearly from the middle horizon consisting of the so called Vransko platy limestone. Fig. 1 Plate I shows clearly the relation between this geological structure and geomorphological features. In these horizons certain lateral and vertical changes have been observed. This is especially true of the lower horizon. It should be pointed out however, that no profile has been found in which both the hanging wall and the footwall of the pseudo-Zilian beds could be determined. The entire southern contact, where one could expect their footwall, is decidedly tectonic. The lower horizon is the oldest and consists of graywacke, tuff (Plate II, figs. 1, 2, and 3), and black shale. Eastward the sediments become increasingly tuffaceous. In the Celje area even keratophyre and quartz porphyry have been observed to occur. Northward the tuff begins to decrease and shale to increase. By and large, however, shale predominates over graywacke and the tuff. The thickness of the individual bed ranges from a few centimeters to one meter. In the light of imprints of Daonella lommeli Wism. found by Teller (1889, 210) at Celje Castle, the beds of the lower horizon may be referred to the Wengen stage, exactly to the Langobard substage of the Middle Triassic. The thickness of the lower horizon cannot be determined since its footwall does nowhere crop out. The middle horizon consists of platy marly limestone (Plate I, fig. 2) which, according to F o 1 k' s classification, corresponds to micrite with dismicrite and intrasparite intercalations. In the following discussion T e 11 e r' s term "Vransko platy limestone" will be used for this rock. The characteristic features of the most Vransko platy limestone are conchoidal fracture, sporadic lenticular chert intercalations, and yellowish calcite veins. Macroscopically this limestone may be compared to those of Ponikve, Škofja Loka, and Volče platy limestones. This similarity, however, seems to point only to identical sedimentary conditions. Micropaleontological investigations yielded unsatisfactory results. Nothing but some radiolarian and unsignificant foraminiferal remains were found. Conodonts were determined only in one rock sample from the quarry at Marija Reka. Much more interesting are the results of microfacial investigations. According to F o 1 k' s classifikation the Vransko limestone consists of the following microfacial types: micrite, dismicrite, intrasparite, and biomicrite. As micrite, we consider the marly limestone corresponding according to Pettijohn' s classification to calcilutite. The micrite is the dominant constituent of Vransko limestone (Plate III, fig. 1). The micrite under discussion is characterized by a microcrystalline calcite matrix with globular and acicular inclusions, some of which are radiolarian and foraminiferal remains. The average size of these inclusions is about 0,1 mm. In addition the limestone contains single limonitized grains which seem to have been originally pyrite. It is interesting to note that micrite was nowhere found in direct contact with chert but was allways separated from the latter by sparite (Plate III, fig. 2). Dismicrite presents over 10 percent of the Vransko limestone. Macro-scopically this constituent is similar to the gray calcarenite. It consists dominantly of microcrystalline calcite with variously shaped inclusions of diverse origin. The dismicrite varieties are shown in Fig. 3, Plate III, and Fig. 1, Plate IV. Intrasparite constitutes less than 10 percent of Vransko limestone. It consists of intraclasts embedded in a finely crystalline matrix and is hard tc distinguish from dismicrite (Plate IV, Fig. 2). Interesting is the Fig. 3 of the Plate IV, showing micrite associated with intrasparite. The thin section reveals very well the interclastic micrite fragments cemented with pure calcite. Besides of other limestone types the pseudo-Zilian beds at Celje Castle contain also strongly recrystalized biomicrite. Micrite indicates that sedimentation must have taken place in calm relatively shallow water covering a considerably large area. A characteristic feature of the pseudo-Zilian micrite is the absence of the pseudo-Zilian graywacke and black shale fragments, both of which have been deposited prior to the Vransko limestone. The intrasparite layers are inserted in micrite at each ten to fifteen meters. The thickness of the Vransko limestone is about 350 meters, and seems to be greatest along the line Marija Reka—Motnik and smallest in the west and east of it. The youngest lithological member of the pseudo-Zilian beds consists of up to 90 percent black clay shale resembling the Carboniferous clay shale, but without mica. There is no difference between the shale of the lower and that of the upper horizon in the northern pseudo-Zilian belt. These shales contain no tuff intercalations such as are frequently found in the lower horizon of the southern belt. The sediments of the upper horizon are preserved primarily between Loka and Ločica where they extend westward. East of Loka only a narrow strip of shale is preserved, which thin out between Sternik and Reška Planina. Relicts of this shale are found also over the Vransko limestone in the Zabukovica area. A characteristic feature of the clay shale horizon are intercalations and sheets of sandy and marly limestone, which, however, do not exceed 10 percent of the entire thickness of this horizon. In places the clay shale passes into marly shale, usually in the neighborhood of the marly limestone intercalations. The presence of organic matter and pyrite in the sediments of the upper horizon indicate that the environment favored reduction. The sedimentation of the upper horizon beds took place under euxinic conditions. Fossils, in the light of which the age of the upper horizon might be determined are missing. The position of the beds leads to the assumption that shale was deposited over the Vransko limestone. The thickness of the upper horizon could not be determined because between Celje and Vransko shale is nowhere overlain by younger Triassic strata. The pseudo-Zilian beds show a synclinal structure. The synclinal axis plunges to the west at a low inclination. The original structure is rather faulted. The most important longitudinal fault is that of Celje at the suthern margin of Celje Basin. The fault extends from Teharje past Celje and Migojnice towards Vransko. The existence of this fault was established also on the basis of the geophysical data obtained by H a v n i k during his study of Celje Basin. The fault in all probability represents the boundary between the Sava folds and the foothills of the eastern spur of the Kamnik Alps. Parallel to it runs the Marija Reka fault extending from Pečovnik past Liboje and Marija Reka mercury mine towards west. Along this fault meet, on the northern side, the pseudo-Zilian beds and the erosion remnants of Oligocene sediments, and, on the southern side, various Triassic and Permocarboniferous strata in which the mercury deposit Marija Reka is located. The fault is subvertical and, like the one forming the boundary between the Sava folds and Celje Basin, regional. The existance of this tectonic contact was surmised already by W i Inkier, who, however, held it to be a northward overthrust of the Paleozoic Trojane anticline. The fault dips at a very steep angle northward and not southward as assumed by Winkler (1923). The most notable transversal faults are those along the Bistrica Valley, the Kol j a Valley, the Konjšica Valley, further the fault Krvavica-Podlog. and the fault Zlokarje-Motnik. In the west is a pronounced diagonal NW-SE fault running from Špitalič to Trojane and Medijske Toplice. According to Teller's geological map Celje-Radeče and aerial photographs the fault seems to continue in the southeast direction. LITERATURA B i 11 n e r, A. 1884, Die Tertiar-Ablagerungen von Trifail und Sagor Jahrb. Geol. R. A. Wien. Brown, J. S. 1943, Suggested use of the word mikrof acies. Econ. Geol. 3Sa New Haven. Cuvillier, J. 1952, La noticion de mikrof acies et'ses applications. VII. Congr. Naz. Metano Petrolio, Rom. Cuvillier, J. 1958, Micropaleontologie moderne Rev. Micropaleont. 1. Paris. Cuvillier, J. 1961, Etude et utilisation rationelle de mikrofaci&s. Rev. Micropaleont. 4. Paris. Fliigel, E. 1963, Zur Mikrofazies der alpinen Trias. Jb. Geol. B. A. Bd. 106. Wien. Folk, R. L. 1959, Practical Petrographic Classification of Limestones. Bull. Amer. Ass. Petrol. Geol., 43, Tulsa. Germovšek, C. 1959, Triadne predornine severovzhodne Slovenije. (Disertacija.) Dela SAZU 11 — Inšt. za geol. knj. 1, Ljubljana. Grad, K. 1961, Obvestilo o raziskavah krednih sedimentov v Posavskih gubah. Geologija, knj. 6, Ljubljana. Hofer, H. 1868, Skizze der geologischbergmannischen Verhaltnisse von Hrastnigg-Sagor. Verh. Geol. R. A., Wien. Kossmat, F. 1905, Ober die tektonische Stellung der Laibacher Ebene. Verh. Geol. R. A. Wien. Kossmat, 1910, Erlauterungen zur Geologischen Karte Bischoflack und Idria. Wien. Kossmat, F. 1913, Die adriatische Umrandung der alpinen Faltenregion. Mitt. der Geolog. Ges. VI, Wien. Kossmat, F. 1936, Palaogeographie und Tektonik. Berlin. K u š č e r, D. 1962, Psevdoziljski skladi v okolici Zagorja. Geologija, knj. 7, Ljubljana. L e i g h t o n, M. W. and Pendxter, C. 1962, Carbonate rock types. Amer. Ass. Petrol. Geol. Tulsa. M o r 1 o t, A. 1853, Einige Bemerkungen tiber die geologischen Verhaltndsse von Untersteier. Zweiter Bericht des geogn.-mont. Ver. f. Steiermark. Pettijohn, F. J. 1957, Sedimentary Rocks. New York. Rakovec, I. 1946, Triadni vulkanizem na Slovenskem. Geogr. vestn. XVIII, Ljubljana. Rakovec, I. 1950, O nastanku in pomenu psevdoziljskih skladov. Geogr. vest. XXII, Ljubljana. Stur, D. 1871, Geologie der Steiermark. Graz. Teller, F. 1885, Ein neuer Fundort triadischer Cephalopoden in Siid-steiermark, Verh. Geol. R. A. Wien. Teller, F. 1889, Daonella Lommeli in den Pseudo-Gaithalerschiefern von Cilli. Verh. Geol. R. A. Wien. Teller, F.. 1897, Jahresbericht des Direktors, Verh. Geol. R. A. Wien. Teller, F. 1907, Geologische Karte der osterr.-ungar. Monarchie, SW Gruppe, Nr. 93, Cilli—Ratschach, Wien. Teller, F. 1910, Jahresbericht des Direktors fiir 1909, Verh. Geol. R. A. Wien. Z o 11 i k o f e r, Th. V. 1859, Die geologischen Verhaltnisse von Unter-Steiermark. Jhrb. Geol. R. A. Wien. Winkler, A. 1924, Uber den Bau der ostlichen Sudalpen. Mitt. d. geol. Ges. Wien. XVI. Wolf, K. H. 1961, An introduction to the classification of limestones. N. Jb. Geol. Palaont., Mh., 1961, 5. Stuttgart. EKSPLO AT A CI J SKO RAZISKOVANJE V URANOVEM RUDlSCU 2IROVSKI VRH Veljko Omaljev Z 22 slikami med tekstom VSEBINA Uvod...........................107 Kratek opis geološke zgradbe rudišča...............108 Stratigrafija.......................™ Tektonika........................jjij Orudenenje z uranom...................112 Geološko tektonski zlog...................113 Projekt eksploatacijskega raziskovanja..............115 Odkopna polja......................J J® Odpirataa in pripravljalna dela................115 Odkopavanje rude.....................121 Eksploatacijsko raziskovanje rudišča...............122 Odpiralni in pripravljalni hodniki...............J24 Odkopavanje rudnih leč...................1*7 Odkopno polje A..................... Odkopno polje B.....................134 Odkopno polje C.....................141 Dokumentacija o eksploatacijskem raziskovanju...........145 Povzetek..........................I48 UVOD V začetku novembra 1963 smo v Trebiji pri Gorenji vasi na skupni seji strokovne komisije zvezne komisije za jedrsko energijo in strokovnega sveta zavoda za jedrske surovine — sektorja za raziskovanje jedrskih in drugih mineralnih surovin pregledali uspešnost metod detajlnih raziskav v uranovem rudišču Žirovski vrh. Osnovna metoda detajlnega raziskovanja prvega rudonosnega paketa je bil izkop prečnikov v razmikih 50 do 100 m. Iz prečnikov smo nato na vsakih 5 metrov vrtali udarne vrtine. Prevrtane rudonosne plasti so bile debele povečini pod 1 m, odstotek urana pa se je spreminjal v zelo širokih mejah. Kontinuirnost prevrtanih rudnih teles ni bila jasno izražena niti po smeri niti po vpadu. Posamezne rudne nivoje v vrtinah je bilo možno različno povezovati. Zato smo morali bolj nadrobno raziskati obliko in velikost rudnih teles. Obliko in velikost posameznih rudnih teles bi bili mogli nadrobneje raziskati na dva načina: 1. z zgostitvijo prečnikov in vrtin, 2. z delnim ali popolnim odkopom posameznih rudnih teles. Prevladalo je mišljenje, da bomo po drugem načinu dobili nove podatke, brez katerih rezultati zgoščenih raziskovalnih del ne bi bili zadovoljivi. Zato so na seji v Trebiji sklenili, da se poleg detajlnih raziskav, ki bodo v bogatejših delih rudišča obsegale tudi zgostitev del, izdela načrt za eksploatacijsko raziskovanje prvega rudonosnega paketa. Odkopavanje rudnih teles naj bi se izvedlo v dveh ali treh delih jame na obzorju 580 m. Prva lokacija je bila predvidena v tistem delu jame, ki je bil takrat že raziskan, druga na območju vrtine B-ll, kjer smo pričakovali bogata rudna telesa, in tretja na območju vrtine B-7, kjer je stopnja orudenosti najnižja. Za eksploatacijsko raziskovanje smo izbrali območje vrtine B-l med prečnikoma H-11 in H-22, veliko okrog 100 m X 100 m (si. 3). Projekt rudarskih del je izdelal Ignac Gornik s sodelovanjem V. Jokanoviča in V. Omaljeva. Med izvajanjem del je V. Omaljev prilagajal projekt geološkim razmeram — smeri in vpadu rudonosnih plasti ter obliki rudnih teles. Jamomerska dela je opravil S. Perovic. Na čelih raziskovalnih hodnikov in na odkopih so vzorčevali in omejevali rudo geološki tehniki G. Mijač, R. Nedeljkovic in A. Šurdič. Odkopano rudo je masovno vzor-čeval V. Arsenovič. Pri izdelavi geološke dokumentacije o rezultatih oksploatacijskega raziskovanja in pri statistični obdelavi podatkov o vzor-čevanju rude mi je veliko pomagal geološki tehnik R. Nedeljkovic, ki se mu lepo zahvaljujem. KRATEK OPIS GEOLOŠKE ZGRADBE RUDIŠČA Stratigrafija Žirovski vrh se nahaja okrog 30 km zahodno od Ljubljane in nekaj kilometrov južno od Gorenje vasi. Na njegovem severovzhodnem pobočju so leta 1960 našli orudenenje z uranom (Ivan o vi č, 1961). Odkar je bila na Žirovskem vrhu odkrita povečana radioaktivnost, se neprekinjeno izvajajo raziskovanja v uranovem rudišču. Prve geološke podatke o tem območju najdemo v tolmaču h geološki karti Škof ja Loka—Idrija (Kossmat, 1910). Potem ko je bilo najdeno uranovo orudenenje, so o njegovem območju pisali v poročilih in objavljenih delih številni raziskovalci. Najpomembnejša dela so: Ivanovič, 1961; Jokanovič, 1962, 1963 in 1964; SI. 1. Geološka karta uranovega nahajališča 2irovski vrh po P. Marinkoviču in V. Omaljevu Fig. 1. Geologic map of uranium deposit of Zirovski Vrh after P. Marinkovič and V. Omaljev I Muvij. 2 zgornja triada, 3 srednja triada, 4 spodnja triada, 5 zgornji perm, 6 rdeče gr6denske piasti (srednji perm), 7 sive grtfdenske plasti (srednji perm), 8 glinasti skrilavec, 9 erozijska diskordanca, JO nariv, u vrtina 1 Alluvium, 2 Upper Triassic beds, 3 Middle Triassic beds, 4 Lower Triassic beds, 5 Uooer Permian beds, 6 Red Grtiden beds (Middle Permian). 7 Gray Grftden beds (Middle Permian), S Clay slate, 9 Nonangular unconformity, JO Overthrust, 11 Borehole Omaljev, 1963, 1964, 1965, 1966 in 1967; Vukasovič, 1963; Ra-d u s i n o v i č , 1967 ter S i m i č , 1967. Podlaga rudišča sestoji iz sivega do črnega glinastega skrilavca, ki je doslej veljal za srednjekarboaskega. Paleontoloških dokazov o njegovi starosti nimamo, možno pa je, da je mlajši, kot smo mislili do sedaj. Ponekod vsebuje skrilavec vložke črnega ali sivega peščenjaka in konglomerata. Debelina teh plasti ni znana, vsekakor znaša več kot nekaj 100 m. Na glinastem skrilavcu leže grodenske plasti peščenjaka in konglomerata, redkeje tudi skrilavca. Fosilni ostanki v njih niso ohranjeni, po korelaciji z enakimi skladi v Karavankah pa jih štejemo v srednji perm. Neposredno na grodenskih plasteh ležita belerofonski apnenec in dolomit zgornjepermske starosti. Grodenske plasti so različno debele, najpogosteje nad 500 metrov. Grodenske plasti so sive in rdeče (si. 1). Sive leže neposredno na glinastem skrilavcu, vmes verjetno manjka del spodnjepermskih skladov, vendar geološke razmere v tem pogledu niso dovolj jasne. Litološko sestoje v glavnem iz sivega peščenjaka in konglomerata s tankimi vložki rdečega peščenjaka in skrilavca (si. 2). Sive plasti so debele 200 do 400 metrov. Uranovo orudenenje je v genetski zvezi s sivim peščenjakom in konglomeratom. Rdeče plasti v glavnem sestoje iz rdečega peščenjaka, konglomerata in skrilavca, ki predstavljajo krovnino rudonosnih sivih plasti. Iz njih je zgrajen največji del Žirovskega vrha. Na grodenskih skladih ležita belerofonski apnenec in dolomit z bogato favno, ki dokazuje zgornjepermsko starost. Belerofonske plasti se pojavljajo med grodenskimi in werfenskimi skladi, vendar niso kontinuirane. Proti jugozahodu se zaporedje plasti normalno nadaljuje (spodnja triada), proti severu, severovzhodu in vzhodu pa je stik paleozojskih in triadnih sedimentov tektonski (srednja in zgornja triada). Tektonika Žirovski vrh z okolico leži v območju velikih narivov in lusk; zato je njegova tektonska zgradba zamotana. Paleozojske plasti, v katerih se nahaja rudišče, so odtrgane od svojega korena in narinjene na zgornje-triadne sedimente (si. 1 in 2). Del porušenega rudišča v narivu so odnesle površinske vode. ostanek pa se je ohranil na Žirovskem vrhu. Sklepamo, da je bil na sedanjem raziskovalnem prostoru erodiran obodni, siro-mašnejši del rudišča. Osnovna struktura rudišča je bila najprej interpretirana kot potopljena sinklinala (Omaljev, 1964). Raziskave so to interpretacijo delno potrdile (prevrnjena sinklinala na obzorju 580 m). V dosedanjih rudarskih delih smo opazili pokončne, poševne in pre-vrniene gube. Močni pritiski na plasti rudišča so povzročili disjunktivne strukture, od katerih je najpomembnejši nariv. Prelomi v rudarskih prostorih naioogosteie vpadajo proti severovzhodu. Enako vpada tudi diferencialna skrilava klivaža (Omaljev, 1967), ki je najznačilnejši strukturni ele- SI. 2. Prečni profil rudišča Zirovski vrh Fig. 2. Cross section of Zirovski Vrh ore deposit 1 delu vi,1, 2 rdeči peščenjak, 3 sivi peščenjak, 4 sivi konglomerat, 5 glinasti skrilavec, 6 rabeljski skrilavec (zgornjetriadni), 7 prelom, 8 erozijska diskordanca, 9 uranova ruda i Deluvium, 2 Red sandstone, 3 Gray sandstone, 4 Gray conglomerate, S Clay slate, 6 Rabelj slate (Upper Triassic), 7 Fault, S Nonangular unconformity, 9 Uranium ore ment rudišča. Premiki ob klivažnih ploskvah so povečini normalni, redkeje reverzni; to verjetno velja tudi za prelome istega sistema. Amplitude premikov ob klivažnih ploskvah imajo milimetrske in centimetrske dimenzije, ob prelomih v jami pa decimetrske in metrske. Na obzorju 580 m je prelom z amplitudo nad 10 metrov. Orudenenje z uranom Uranovo orudenenje je samo v sivem psamitu in psefitu, tako da siva barva pomeni njegovo geokemično kontrolo. V rdečem peščenjaku nismo opazili povečane radioaktivnosti. Uranovo orudenenje je monomineralno, če izvzamemo oksidacijsko cono s sekundarnimi, barvnimi uranovimi minerali. Od uranovih mineralov je razvita samo drobnozrnata smolnata ruda v lepilu sivega peščenjaka in konglomerata (Radusinovič, 1967). Orudenenje z uranom je vzporedno s plastovitostjo (Omal j e v, 1965 in 1967). Smolnato rudo spremljajo pirit, halkopirit, galenit in sfalerit. Ti sulfidi so pogostni tudi v sterilnih delih peščenjaka in konglomerata, posebno v zvezi z antracitom. Koncentracija urana v rudi ni enakomerna, temveč se spreminja v zelo širokih mejah. Najpogosteje je tako majhna, da na oko orudenega peščenjaka ne ločimo od jalovine. Izjemno je koncentracija tako velika, da orudene dele spoznamo po črni barvi, ki pomeni zelo bogato rudo. V rudišču pa je pogost tudi sterilni črni peščenjak, zato je potrebna instrumentalna detekcija rude. Oblika rudnih teles je tako komplicirana, da se niti z detajlnimi raziskavami ne da zadosti natančno določiti (Omaljev, 1966). Posamezno rudno telo je možno omejiti le na podlagi vzorčevanja. Ker je bilo rudišče v glavnem raziskano le z vrtanjem in merjenjem žarkov gama, le majhen del pa tudi z rudarskimi deli, prave oblike rudnih teles niso bile znane. Rudna telesa so sicer vzporedna s plastovitostjo, toda stopnja neenakomernosti rudne koncentracije v orudeni plasti je visoka, povečini nad ± 150 °/o, znotraj konture, kjer odstotek urana presega 0,03 ^/o, pa ± 80 do 150 °/o. Ta rudna kontura v rudonosni plasti, debeli več metrov, ima pogosto zamotano obliko, ki jo je treba raziskati. Rudno telo sestoji iz več rudnih leč različnih dimenzij; pri tem lahko vmesne prostore zanemarimo le, če so majhni. Da omejimo takšno rudno telo, potrebujemo mnogo podatkov in vzorcev. Struktura rudnih leč je ponekod trakasta, drugod masivna. Rudne koncentracije v trakovih predstavljajo tanke plasti. Dimenzije orudenih trakov so različne, njihova velikost se računa v metrih. Oblika in velikost rudnih leč ter odstotek urana v njih so odvisni od velikosti in gostote orudenih trakov. Kjer so obstajali pogoji za enakomerno mineralizacijo, tam je nastala masivna ruda. Velikost posameznih rudnih leč je različna, znaša nekaj metrov do več deset metrov. Detajlna raziskovanja so pokazala, da so dimenzije rudnih leč, in posebno rudnih teles, večje po smeri kot po vpadu. Razmerje dimenzij po vpadu in smeri se spreminja v širokih mejah od 1:2 do 1:10. V vertikalnem stratigrafskem profilu zazvzema uranovo orudenenje določen prostor, ki ga imenujemo orudeni pas (O m a 1 j e v , 1967). Njegova debelina je različna, znaša 60 do 150 metrov. Uranovo orudenenje je najpogostejše v II. in III. sedimentacijskem ritmu grodenskih plasti. Najvišji stratigrafski nivo orudenega pasu smo označili, kot I. rudo-nosni paket. Njegove rudonosne plasti so na površini 1400 X 70 do 150 metrov (O m a 1 j e v, 1966) detajlno raziskane z rudarskimi deli in jamskim vrtanjem neenakomerne gostote. Nekateri deli raziskovalnega prostora vsebujejo bogato uranovo rudo, v drugih pa je ruda siromašna. Na območju površinske vrtine B-l (si. 1, 2 in 3) so detajlno raziskane rudne plasti I. paketa s sorazmerno velikimi in bogatimi rudnimi telesi. Rudna telesa so v glavnem raziskana z vrtinami, manjši del pa tudi z rovi. Ta prostor je bil primeren za poskusno odkopavanje. Geološko tektonski zlog Sivi peščenjak III. sedimentacijskega ciklusa je na prostoru, določenem za raziskovanje, litološko jasno omejen s talninskim in krovninskim rdečim peščenjakom (si. 2 in 3). Rudne plasti I. paketa se nahajajo v spodnji polovici tega litološkega člena. Rudne leče so po smeri raziskane z rudarskimi deli na obzorju 580 m. Uranovo rudo so sledili na skupni dolžini nad 60 m v raziskovalnih hodnikih Pi-1, H-l, H-2, Pi-4 in Pi-5. Po vpadu so rudo sledili s hodniki Pi, Pi-12 in Pi-14 v nivoju obzorja, medtem ko so rudo nad obzorjem in pod njim raziskovali z jamskim udarnim vrtanjem v rovu Pi in v prečnikih, delno tudi v smernem hodniku H-l. Rudna telesa so vzporedna s plastovitostjo in vpadajo proti jugozahodu pod kotom 20° do 40°. Rudna telesa so po vpadu kontinuirana na dolžino 5 do 25 metrov. Kontinuirnost po smeri pa ni jasno ugotovljena; z rudarskimi deli smo orudenenje sledili na razdalji 10 do 30 metrov, predpostavljali pa smo dolžino 10 do 100 metrov. Predvidevali smo, da posamezne rudne leče vsebujejo 100 do 1000 ton rude, rudna telesa, ki vsebujejo le tanke vmesne jalove plasti, pa več tisoč ton rude. Rudonosne plasti so prekinjene z večjim diagonalnim prelomom, ki ima nasprotni vpad kot skladi. Amplituda premikov ob njem znaša nad 10 metrov. Zaradi tega preloma smo na obzorju 580 m z rudarskimi raziskovalnimi deli dvakrat zadeli na rudonosne plasti. Debelina prelomne cone znaša 1 do 5 metrov. Stopnja milonitizacije pada z naraščanjem debeline prelomne cone. Drugi prelomi so manjši; amplitude premikov ob njih znašajo le nekaj decimetrov. Teh prelomov v geoloških načrtih ni treba upoštevati. Ponekod je v kameninah močno razvita skrilava diferencialna klivaža. Prek 80 °/o prelomov in razpok ter celotna klivaža vpada proti severovzhodu, torej v nasprotni smeri kot plasti. Poroznost kamenin obstoji iz razpok. Podzemeljska voda se nahaja v razpokah, le redko v prelomih. Prelomne cone so navadno neprepustne za vodo (vključno večji prelom). V sorazmerno neporušenem krilu pod prelomom je voda pod pritiskom (izvira iz nekaterih udarnih vrtin v hodnikih H-l 2, H-14 in H-l 6). 8 — Geologija 12 113 Prelomi, razpoke in klivaža so nastali po mineralizaciji in ne vsebujejo uranovega orudenenja, ponekod se najdejo v njih sulfidi. Odstotek urana v rudi se skokovito spreminja že na kratke razdalje. Prehod iz jalovine v rudo je prav tako skokovit, meja je pogosto sorazmerno ostra. Ruda se na oko ne razlikuje od jalovine, odkriti jo je možno samo z instrumenti. PROJEKT EKSPLOATACIJSKEGA RAZISKOVANJA Odkopna polja Na podlagi geološko tektonskega zloga smo del rudišča, določen za eksploatacijsko raziskovanje, razdelili na odkopna polja. Vsako odkopno polje ima svoja odpiralna in pripravljalna rudarska dela. Odkopna polja so naslednja: Odkopno polje A (si. 4, 5, 12), Odkopno polje B (si. 4, 6, 8, 17), Odkopno polje C (si. 4, 7, 19). Odkopno polje A je v sorazmerno neporušenem krilu preloma pod obzorjem 580 m. Raziskano je z jamskimi udarnimi vrtinami iz rova Pi (si. 5). Prevrtane rudne leče so sorazmerno debele, a imajo nizek odstotek urana. Odkopno polje B je v sorazmerno porušenem delu krila preloma pod obzorjem 580 m. Raziskano je z jamskimi udarnimi vrtinami iz rova Pi in hodnikov H-l in H-29 (si. 5, 6 in 8). V nekaterih profilih je odstotek urana povprečen (H-l), v nekaterih nadpovprečen (Pi, pri manjši debelini), a drugod nižji (H-29, pri večji debelini). Odkopno polje C je na obzorju 580 m in sega do + 10 m nad to obzorje. Ruda je raziskana z rudarskimi deli Pi-1 in H-l ter z jamskimi udarnimi vrtinami iz hodnikov H-l in H-ll (si. 7 in 8). Rudna telesa imajo precejšnjo debelino in povprečno vsebnost urana. Odpiralna in pripravljalna dela Odkopni polji A in B sta odprti z vpadnikom do nivoja 555 m (25 m pod obzorjem), kjer s hodniki odpirajo odkopna polja. Na tem horizontu je projektirana črpalna postaja z zbiralnikom. Zmogljivost črpalke je 250 l/min pri tlačni višini 25 m. Vpadnik je opremljen z vitlom za izvoz jamskih vagončkov. SI. 3. Geološka karta horizonta 580 m Fig. 3. Geologic map of the level 580 meters 1 rdeči peščenjak, 2 sivi peščenjak, 3 meja plasti, 4 smer in vpad plasti, 5 smer in vpad klivaže, 6 prelom, relativno spuščen blok, 7 prelomna cona, 8 os antiklinale, 9 os sinklinale, 10 vpad osi gub, 11 vrtina, 12 uranova ruda 1 Red sandstone, 2 Gray sandstone, 3 Boundary plane separating the beds, 4 Strike and d'ip of beds, 5 Strike and dip of cleavage planes, 6 Fault, relatively down thrown block, 7 Fault zone, 8 Anticlinal axis, 9 Synclinal axis, 10 Dip of fold axis, 11 Borehole, 12 Uranium ore SI. 5. Prečni profil raziskovalnega rova Pi Fig. 5. Cross section of the Pi main adit 1 rdeči peščenjak, 2 sivi peščenjak, 3 uranova ruda, 4 prelom, 5 prelomna cona, 6 vrtina SI. 6. Prečni profil hodnika H-29 Fig. 6. Cross section of the gallery H-29 1 rdeča peščenjak, 2 sivi peščenjak, 3 uranova ruda, 4 prelom, 5 prelomna cona, 6 vrtina SI. 7. Prečni profil hodnika H-U Fig. 7. Cross section of the gallery H-ll 1 rdeči peščenjak, 2 sivi peščenjak, 3 uranova ruda, 4 prelom, 5 prelomna cona, 6 vrtina I Red sandstone, 2 Gray sandstone, 3 Uranium ore, 4 Fault, 5 Fault zone, 6 Bore hole Odkopno polje A je odprto z majhnim jaškom, globokim 10 metrov (do kote 565 m), ki poteka skozi prelomno cono. Dno jaška je v talninskem rdečem peščenjaku, v rudonosne plasti pa vodi hodnik v smeri vpada pod rovom Pi. Ko preseka rudonosne plasti, se hodnik konča. Iz odpiralnega hodnika Ot-P kopljejo pripravljalne hodnike vzporedno s smerjo rudnih teles. Zaradi zračenja in drugih izhodov je vmesno obzorje 565 m z nad-kopom U-l zvezano z obzorjem 580 m. Nadkop je speljan v hodnik Pi-5. Odkopno polje B je odprto z majhnim jaškom Os, globokim 10 metrov, ki se konča v prelomni coni na koti 565 m. V rudonosne plasti vodi hodnik Os-P, ki preseka rudne nivoje. Iz odpiralnega hodnika so speljani pripravljalni hodniki za odkop rude. Do obzorja 580 m vodi nadkop U-29, ki poteka delno v rudi in se odpira v hodnik H-29. Iz nadkopa gre tudi pripravljalni hodnik vzporedno s smerjo rudnih plasti. SI. 8. Detajl vzdolžnega profila "O" Fig. 8. Detail of longitudinal section "O" 1 rdeči peščenjak, 2 sivi peščenjak, 3 uranova ruda, 4 prelom, 5 prelomna cona, 6 vrtina Odkopno polje C je odprto z nadkopom iz hodnika H-12. Iz nadkopa vodita smerni pripravljalni hodnik (vzporedno s H-l) in nadkop (nad hodnikom H-ll). V odpiralnih in pripravljalnih rudarskih delih je projektirana separatna tlačna ventilacija, za odvajanje izrabljenega zraka pa so v vpadniku in v jaških instalirane cevi 0 300 min. Po izkopu nadkopov U-l in U-29 pa se bo vzpostavil naravni vlek. Za pripravljalna dela in odkope je predvidena separatna ventilacija do naravnega vleka. Zračenju se posveča posebna pozornost zaradi radioaktivnega sevanja. V projektu so obdelana tudi druga tehnična rudarska dela za izkop prog in odkopavanje rude. S temi problemi se v našem članku ne bomo podrobneje ukvarjali, temveč le z geološko tektonsko zgradbo rudišča, z obliko in položajem rudnih teles ter z njihovim raziskovanjem in odkopavanjem. Odkopavanje rude Kamenina, ki vsebuje uranovo orudenenje, je zelo trda in jedra. Zato je s projektom predvideno odkopavanje brez zasipa. Zaradi varnosti praznih jamskih prostorov so projektirani varnostni stebri. Na vsakih 100 m2 odkopane površine je predviden po en varnostni steber s površino 4 m*. Varnost bodo povečale jalovinske plasti in neodkopani deli s siro-mašnejšo rudo (pod 0,03 %U). Ce pa bi odkopavali tudi jalovino in siro-mašnejše orudene dele, bi s tem materialom zasipavali prazne prostore odkopov. Da bi med odkopavanjem mogli ločiti rudo od jalovine, uvajamo poseben sistem dela v zaporedju posameznih faz odkopavanja: — Pred vsakim odstreljevanjem odkopno Čelo radiometrično vzorču-jemo in na podlagi vzorčevanja omejimo orudene dele. Rudo označimo r odstotnimi izolinijami, izolinija z 0,03 «/o U razmejuje rudo in jalovino, oziroma siromašno orudenenje. O vzorčevanju izdelamo dokumentacijo v ustreznem merilu. _ Iz podatkov o radiometričnem vzorčevanju izračunamo povprečni odstotek in količino rude, ki pride v poštev za odkopavanje. Rezultate vpišemo v posebne obrazce. — Po odstrelitvi kontroliramo količino in kvaliteto rudne izkopine in ju primerjamo s prejšnjimi podatki. Na ta način ugotovimo osiromašenje rude z jalovino. — Siromašno orudenih delov, ki so pokazali manjši odstotek od 0,03 odstotka U, ne odkopavamo. Druge dele odkopavamo po frakcijah z 0,03 o/o U do 0,05 °/o U in nad 0,05 % U. _ Odkopano rudo prevažamo do sipke. Vso rudo z odkopnih polj A in B pustimo na obzorje 555 m, od koder jo po vpadniku s pomočjo vitla izvažamo na obzorje 580 m in od tam na površje. Vso odkopano rudo masovno kemično vzorčujemo po 20 ton, da ugotovimo kvaliteto rudne izkopine po izvozu iz jame. Primerjava podatkov tega vzorčevanja z rezultati radiometričnega vzorčevanja v jami bo pokazala stopnjo osiromašenja rude po njenem odstreljevanju in izvozu iz jame. Poseben problem predstavlja predelava rude v tehnični koncentrat. Po laboratorijskih tehnoloških poskusih ima prednost kisli hidrometalurški postopek. Vzporedno z masovnim vzorčevanjem smo na kraju samem na Žirovskem vrhu izvedli tudi poskusno obogatitev rude z radiometrično separacijo. EKSPLOATACIJSKO RAZISKOVANJE RUDIŠČA Ko sta v maju 1964 oddelek za rudarske upravne zadeve republiškega sekretariata za gospodarstvo in rudarski inšpektorat SR Slovenije odobrila raziskovalni projekt, smo pričeli z odpiralnimi rudarskimi deli. Najprej smo izkopali vpadnik, uredili izvoz materiala, odvodnjavanje in zračenje. Vpadnik smo dokončali v avgustu istega leta. Iz njega smo nato na obzorju 555 m izdelali odpiralni hodnik NiP in dva prečnika z jaškoma Oi in Os. Ta hodnik smo pozneje podaljšali za 60 m, kjer smo nadaljevali z raziskovalnim vrtanjem. Jaška smo dokončali v novembru in decembru 1964. Nato smo na vmesnem obzorju 565 m pričeli z izkopom odpiralnih rudarskih del Oi-P in O2-P. Vsako čelo smo med izkopom pred odstre-ljevanjem redno geološko in geofizikalno kontrolirali, da bi ugotovili, ali je odkopni material sterilen ali oruden. Z geološkim kartiranjem smo zbirali petrografske, strukturne in tek-sturne podatke. Plastovitost je le redko tako razvita, da jo je možno spremljati na večji razdalji. Fina stratifikacija se pojavlja najpogosteje brez izrazite delitve na plasti (Omaljev, 1967). Porudni strukturni elementi so pomembni zato, ker so porušili kompaktnost rudnih plasti in prekinili njihovo kontinuirnost. Čela in boke raziskovalnih hodnikov smo sistematično kontrolirali z Geiger-Miillerjevimi števci. Radioaktivnost smo merili v točkah kvadratne mreže z gostoto okrog 20 X 20 cm. Intenziteto radioaktivnosti v mikrorontgenih smo vnašali na geološki načrt čela hodnika. Za to izmero so najuporabnejši radiometri PR-3 A, ker hitro reagirajo tudi na najmanjše povečanje radioaktivnosti, ki ga neposredno odčitamo v enoti fiR/h. V isti namen je možno uporabiti tudi radiometre GMT-14, vendar moramo v tem primeru rezultate po kalibrirani krivulji preračunavati v enote uR/h. Da bi ugotovili kvaliteto odkrite rude na čelu in v bokih raziskovalnih hodnikov, smo v tem rudišču prvič preskusili in uporabili metodo merjenja v točki. Na čelih smo točke razporedili v mreži 30 X 30 cm, v bokih pa 50 X 30 cm in 100 X 30 cm. Za pridobivanje rude iz odpiralnih in pripravljalnih rudarskih del smo uvedli enak delovni postopek, kakor je po projektu predviden na odkopih. Uporabili smo tudi isti kriterij za ločitev jalovine od rude po razmejitvenem odstotku 0,03 °/oU. V hodnikih ni bilo možno selektivno odstreljevanje; zato smo najprej označili kot rudo celotno izkopino, ki je vsebovala povprečno vsaj 0,03 %>U (vključno jalovino in siromašno rudo). To rudo smo tudi masovno vzorčevali; posamezni vzorci so tehtali okrog 20 ton. 54 54 54 40 54 54 54 54 54 54 54 $4 54 54 ft t0.. 54 *4 ■54 54 54 Sf ff 49 54 54 54 54 40 54 S4 54 54 54 54 S4 54 40 2f 22 ?s 24 m SI. 9. Mreža točkovnega radiometračnega vzor-čevanja v hodniku Os-P. Gostota mreže 50 X 30 cm. Ruda se izklinja v bokih hodnika; mejna rudna kontura je 300gU/t rude; po konturi 100gU/t rude je orudenenje neprekinjeno (po Mijaču) Fig. 9. Radiometric point sampling pattern of the gallery Og-P. Grid density 50 X 30 cm. The ore body thin out in the gallery walls along the marginal contour line 300 g U/t ore. Regarding the contour line 100 g U/t ore uranium occurrence is continuous (after Mijač) ftuoA - /zkopina 3 260 gr/t U O t m. ...... SI. 10. Mreža točkovnega radiometričnega vzorčevanja na čelu hodnika H-291. Gostota 30 x 30 cm Fig. 10. Radiometric point sampling pattern of the gallery face H-291. Grid density 30 X 30 cm Odpiralni in pripravljalni hodniki V odkopnem polju A smo prišli v rudo s hodnikom Oi-P. Rudna plast je blago vpadala v smeri 240° (v čelo hodnika), tako da smo rudo sledili na dolžini 14 m (si. 11). Ta hodnik smo z nadkopom U-l povezali z obzorjem 580 m. Po krajšem presledku smo hodnik nadaljevali skozi jalovino; ruda je izginila delno zaradi vpada, delno pa se je izklinila. Zaradi lokalne antiklinalne zgradbe je hodnik ponovno prišel v rudo in potekal v njej na dolžini 30 do 36 metrov. Na 15 metru hodnika Oi-P smo pričeli v levem boku kopati pripravljalni hodnikOi-Pt, v desnem boku pa O/-P2. S tema hodnikoma smo nameravali smerno slediti rudo, tj. približno v generalni smeri plasti. Čeprav smo s hodnikom O1-P2 zavili proti jugozahodu, se je rudna plast v njem stalno dvigala in je končno pri 19. metru izginila v stropu. Tako je bila lokalna smer skoraj pravokotna na generalno; enako bi bili morali torej spremeniti tudi smer hodnika, kar pa ne bi bilo smotrno. Hodnik Oi-Ps smo usmerili proti eni izmed udarnih jamskih vrtin po generalnem vpadu plasti. Rudo smo sledili do 14. metra, kjer se je izgubila pod hodnikom. Pozneje smo ugotovili, da se rudna plast v tej smeri izklini. Ponovno pa smo jo presekali v nadkopu V-21. S tem nadkopom se hodnik Ot-Ps konča neposredno pod prelomom. Ruda se po vpadu izklini na kratko razdaljo. V odkopnem polju B je pripravljalni hodnik Os-P presekal prvo rudno plast takoj ko je prišel iz preloma v relativno spuščeno krilo. Naprej smo rudo sledili z nadkopom U-29. Prečni profil tega hodnika kaže si. 6. Z vertikalnim delom nadkopa smo prišli v hodnik H-29. Ko je bil vzpostavljen naravni vlek, smo hodnik O2-P nadaljevali in smo pri tem zadeli na talninsko rudno plast (si. 9). V nadkopu U-29 se po padu debelina rude zelo hitro spreminja (odebelitve v obliki molkovih jagod). Zato ni mogoče točno določiti srednje debeline rudne leče. Z naraščanjem debeline ponekod raste tudi povprečni odstotek urana v rudi. Pri eni izmed odebelitev smo pričeli kopati smerni pripravljalni hodnik H-291. Z nadkopom smo rudno plast sledili na dolžini okrog 18 metrov. Smerne pripravljalne hodnike smo izkopali na dveh vmesnih obzorjih: na 565 m hodnik H-292 v stratigrafsko višji rudni plasti ter hodnika H-293 in H-294 v stratigrafsko nižji rudni plasti. Na vmesnem obzorju 569 m pa je pripravljalni hodnik H-292. Izkop teh pripravljalnih hodnikov je trajal zaradi prekinitev skoraj dve leti. V marcu 1965 smo pričeli hodnik H-291 in ga končali v maju istega leta. Istočasno smo pričeli kopati H-293 in H-294. Dela v H-294 smo normalno dokončali, v H-293 pa smo jih kmalu ustavili; nadaljevali smo jih šele konec leta 1965, končali pa v letu 1966. Tudi hodnik H-292 smo izkopali v letu 1966. Hodnik H-291 je bil usmerjen proti udarni vrtini J-56 in je trikrat zadel na rudo. Pričakovali smo, da bo v celoti potekal skozi rudo, ki pa se je večkrat izklinila in ponovno pojavila. Debelina rude se je spreminjala od 0,5 m do 2 m, odstotek pa je bil ponekod visok. S hodnikom H-292 smo sledili isto rudno plast kot s H-291, vendar v nasprotni smeri. V H-292 je bila rudna plast precej tanjša, kjer pa se je debelina povečala, je narasel tudi odstotek urana. Rudo smo sledili na dolžini 25 m, vmes so bile le krajše prekinitve. O spodnji rudonosni plasti odkopnega polja B smo že prej vedeli, da je tanka in da vsebuje visok odstotek urana (z izjemo profila H-29). Prva rudarska dela so potrdila le manjšo debelino, ne pa tudi visokega odstotka. Šele pri 15. metry hodnika H-293 se je pojavila ruda z visokim odstotkom pri veliki debelini, ki smo jo nato sledili 10 m do odkopa H-291/// na vmesnem obzorju 569 m. Hodnik H-294 je usmerjen proti vrtini J-198, ki je zadela na debelo rudno plast. Prvi metri hodnika so bili v jalovini, toda v neposredni bližini vrtine smo prišli v rudo, o kateri smo dobili vtis, da se izklinjuje. Odstotki urana in debeline rude okrog vrtine so bili v hodniku in v vrtini približno enaki (po rezultatih merjenja žarkov gama). Odkopno polje C je odprto s hodniki, ki so bili izkopani že v letu 1962. Tedaj smo radiometrično kontrolirali premer čela; metoda radiometričnega vzorčevanja v točki takrat še ni bila znana. Boke hodnikov Pi-1 in H-l smo vzorčevali po metodi radiometrične brazde, od časa do časa pa tudi z brazdanjem. Sklepali smo, da smo s tema hodnikoma sledili isto rudno telo, ki se je v hodniku Pi-1 pri 25. metru začelo dvigati in je nato izginilo v stropu. Prečnik Pi-14 je ponovno presekal rudno plast. Smerno sledenje smo nadaljevali s hodnikom H-l. Budna plast se je še dvigala in pri 10. metru izginila v stropu. Do 26. metra smo v tem hodniku že večkrat zadeli na uranovo rudo; med 20. in 25. metrom je radioaktivnost dosegla 300 /iR/h. Z udarnim vrtanjem smo nato raziskali orudenje po profilih in v bokih hodnika. Na ta način smo ugotovili, da hodnik poteka nad rudonosnimi plastmi in pod njimi (si. 8). Od pripravljalnih del v polju C smo izvedli samo nadkop; z. pjim smo sledili siromašno rudo na dolžini okrog 10 metrov. Izkop smernega hodnika, vzporednega s H-l, smo opustili in smo pričeli z odkopavanjem v boku. Odkopavanje rudnih leč Petmesečna odpiralna in pripravljalna dela so prinesla izkušnje, na podlagi katerih smo rešili številna nejasna vprašanja glede odkopa van j a rude. Po profilih jamskih udarnih vrtin smo rudne nivoje dobro povezali (si. 5, 6, 7 in 8) in jih interpretirali na podlagi geoloških podatkov, da je orudenenje vzporedno s plastovitostjo. Ponekod se med dvema vrtinama {U-29) rudna plast izklinjuje, če rudno konturo označimo z 0,03 °/oU, medtem ko kontinuirnost rude pri konturi 0,01 °/o U ni prekinjena. Podobne razmere smo našli tudi v drugih hodnikih (si. 9). Opazili smo, da se ruda na kratkih razdaljah izklinjuje tudi po sijxeri plasti {H-291). V rudi se pogosto pojavljajo tanki vložki jalovine in siromašne rude. Rudne konture, kakor tudi druge izoprocentne črte imajo na čelih hodnikov pogosto zelo komplicirane oblike. To je posledica koeficienta velike variabilnosti rudne koncentracije. Odstotek urana se v posameznih točkovnih vzorcih zelo hitro menjava od minimalnih do zelo visokih vrednosti. Gradienti naraščanja odstotka so močneje izraženi po vpadu plasti, manj pa po njihovi smeri. Prehod rude v jalovino je ponekod postopen, drugod skokovit. Metoda radiometričnega vzorčevanja v točki je pokazala več prednosti pred drugimi metodami vzorčevanja. Uporaba drugih metod na čelih hodnikov (vključno metodo radiometrične brazde), bi povzročala pogoste prekinitve v izkopu hodnikov. Jedra in trda kamenina ter pogostna skri-lava klivaža zahtevajo precej časa, da se površje kamenine in rude poravna in pripravi za vzorčevanje po drugih metodah. Priprava površja za točkovno vzorčevanje pa je kratka: treba je odbiti le labilne in izbočene dele, da se lahko prisloni sonda radiometra. Poleg operativnosti ima ta metoda še druge prednosti. Za razliko od odbojno točkaste metode nam da ta način vzorčevanja odstotek urana v vsaki merjeni točki. Na čelu hodnika izmerimo 20 do 40 točk, ki so enakomerno razporejene po površju. S takšnim razporedom dobimo plastično sliko rudne leče ter porazdelitev bogatih in siromašnih delov rude znotraj nje, vključno večje ali manjše jalove vložke, ki jih z drugimi metodami ne bi mogli registrirati. Število vzorcev na posameznem čelu hodnika je dovolj veliko, da zagotovi statistično točnost metode; pri tem seveda ne upoštevamo sistematične napake radiometričnega vzorčevanja, ki nastane zaradi neravnotežja med uranom in radijem. Gostota točk na odkopnih čelih bo podobna kot na čelih in bokih hodnikov. Če ima čelo majhno površino, je mreža točk 30 cm X 30 cm, na večjih čelih pa 50 cm X 30 cm ali 100 cm X 30 cm. Na zelo velikih odkopnih čelih lahko uporabimo tudi mrežo 100 cm X 50 cm. Do te ugotovitve smo prišli po analizi redkejše mreže vzorcev v hodnikih. Povprečje urana v bokih hodnika se le malo spremeni, če mrežo razredčimo na polovico ali tretjino vzorcev; vendar mora biti preostalo število vzorcev le še dovolj veliko. Razmejitvena vrednost za ločitev rude in jalovine ostane nespremenjena (0,03 °/oU). Po podatkih, zbranih med odpiralnimi in pripravljalnimi rudarskimi deli, je bilo sklenjeno, da se kot ruda vzame celotna izkopina s povprečjem 0,03 ®/oU, vključno jalovino, ki se odkoplje z rudo v njeni neposredni okolici. Izoprocentne črte na vzorčevanih čelih so pogosto zelo komplicirane in se spreminjajo od čela do čela. Zato je takoj postalo jasno, da ni smotrno odkopavati rudo po frakcijah, kakor je bilo predvideno s projektom. Kriterij za odkopavanje sta lahko samo minimalni povprečni odstotek urana in rudna kontura. Orudenih delov, ki vsebujejo tanke rudne plasti in ne dosežejo minimalnega povprečja, ne odkopavamo, temveč jih pustimo kot varnostne stebre. Kjer pa siromašne rude ni na večji površini, tam je treba pustiti varnostni steber v rudi. Debelina rudnega telesa, merjena po konturi, se spreminja tako po vpadu kakor tudi po smeri plasti. Debelina se po vpadu navadno bolj spreminja. Zaradi sprememb debeline smo se odločili, da obenem z rudo odkopljeno tudi določeno količino jalovine in siromašne rude (do 0,5 m). Na ta način je bilo možno stalno spremljati rudne konture. Tako smo prišli do dveh pojmov rude: geološko rudo omejuje izopro-centna črta 0,03 °/o U, rudna izkopina (ali krajše: izkopina) pa je odkopana ruda z določeno količino jalovine in siromašne rude (si. 10). V odpiralnih in pripravljalnih hodnikih in nadkopih smo v posameznih vzorcih dobili ekstremno visoke odstotke urana (si. 10). Vzorci ekstremnih vrednosti so ponekod osamljeni, drugod pa ima več točk na čelu hodnika procentne vrednosti urana, ki so 10- do 15-krat, včasih celo nad 20-krat višje od povprečja v rudi. Ekstremno visoke vrednosti posameznih vzorcev so posledica visoke koncentracije urana na določenem manjšem ali večjem prostoru. Posamezen vzorec predstavlja majhno količino rude, ki verjetno ni mnogo večja od elementarne količine rude, katere radioaktivno sevanje smo izmerili kot radiometrični vzorec. Statistično je količina izredno bogatih vzorcev tako majhna v primerjavi s skupno količino vzorcev, izmerjenih v rudnem telesu, da jo lahko zanemarimo; pogosto je tudi zadosti majhna v primerjavi s številom vzorcev na odkopnem čelu. Odločili smo se, da vzorce s procentno vsebnostjo urana preliminarno upoštevamo v računu povprečja. Dokumentacija o vzorčevanju na odkopnih čelih je enaka kot za hodnike. Kot novost smo že med izkopom pripravljalnih hodnikov uvedli statistično obdelavo vzorcev (si. 10). Veliko število podatkov o odkopnem čelu je nepregledno, zato jih moramo izraziti v preglednih vrednostih oziroma v povprečju geološke rude in izkopine. Po podatkih vzorčevanja lahko izračunamo, koliko se je izkopina osiromašila zaradi odstreljevanja določene količine jalovine z rudo. To osiro-mašenje je posledica poskusnega odkopavanja (načrtno osiromašenje) in ne predstavlja osiromašen j a celotne izkopine. Med odkopavanjem se ruda na splošno osiromaši bodisi zato, ker se rudno telo v smeri odkopa izklinjuje, bodisi zato, ker se odstreli preveč jalovine ali pa se ruda pomeša z jalovino med transportom od odkopa do kraja vzorčevanja (slučajno osiromašenje). V vsakem določenem primeru je celotno osiromašenje rude vsota načrtnega in slučajnega osiromašenja. Širina odkopnega čela je znašala povečini 2 do 10 metrov, le redko je bilo čelo širše. Prizadevali smo si, da bi bilo odkopno čelo vzporedno s smerjo rudonosnih plasti. Njegova višina je znašala 1,6 do 3 metre, izjemno je bila manjša, kadar so odstreljevali na bokih odkopov. Debelina etaže pri odstreljevanju je bila navadno 1 meter, le izjemno tudi več. Selektivnega poskusnega odkopavanja nismo izvedli. Prvotno je bilo predvideno, da se takšen poskus izvede iz hodnika H-293 v talninski rudni plasti odkopnega polja B. Po podatkih vrtin je tam sorazmerno tanka, toda zelo bogata rudna plast (si. 8). Ko so bili poskusi z radiometrično separacijo ustavljeni, smo za odstre-Ijevanje rude uporabljali bolj brizantno razstrelivo. Na ta način smo dobili mnogo bolj zdrobljen material za potrebe masovnega kemičnega vzorčevanja, ki je zajelo celotno količino odkopane rude. Ker se ruda makroskopsko ne loči od jalovine, plastovitosti, po kateri lahko sklepamo na orudenenje, pa navadno ni videti, smo uvedli poseben postopek za omejitev rude na odkopnih čelih, da bi mogli rudarji bolje razporediti vrtine za odstreljevanje. Na podlagi točkovnega radiometrič-nega vzorčevanja na odkopnem čelu z minijem omejimo rudo, seveda poenostavljeno. Zadnja vrsta lukenj za odstreljevanje se zvrta zunaj rudne konture. Rezultate odkopavanja bomo podali z opisom odkopov po odkopnih poljih. Situacijo odkopov kaže slika 11. Odkopno polje A Odkopno polje A leži v veliki rudni leči (si. 12), ki smo jo pripravili za odkopavanje s hodniki Oi-P, Oi-Pi, Oi-Ps in pozneje še Oi-Ps. Rudo smo odkopavali v dveh odkopih, ki imata isti označbi kot hodnika, iz katerih smo pričeli z odkopavanjem. Izjema je O1-P2, ki leži 50 m proti severozahodu in nima neposredne zveze z navedenima odkopoma (pod prelomom smo odkopali okrog 401 rude). Odkop Oi-P smo pričeli v levem boku med 32. in 36. metrom istoimenskega hodnika. V začetku odkopa je bila rudna plast debela 1 m. Odkopna višina je bila 1,6 m. Rudo smo odkopavali v 9 etažah, dokler se ni izklinila. SI. 12. Odkopno polje A 1 rdeči peščenjak, 2 sivi peščenjak, 3 ruda Fig. 12. Stoping area A 1 Red sandstone, 2 Gray sandstone, 3 Uranium ore Tedaj smo v levem boku odkopa odstrelili dve etaži z odkopno višino, manjšo od 1 m (v tej smeri vpada rudna plast). To je bil prvi odkop, ki smo ga dokončali v juniju 1965; zaradi svoje velikosti je napravil dober vtis. Rudno lečo smo odkopavali v etažah, razvrščenih približno v smeri plasti. Pozneje smo ugotovili, da je tu razvita majhna antiklinala. Rudno telo blago vpada proti severovzhodu in zelo strmo proti jugozahodu (podatek iz hodnika Ni-P na koti 555 m). Rudno telo se lepo postopno dviga v smeri napredovanja odkopa (SSE); zato nismo nadaljevali odkopavanja v desnem boku hodnika Oi-P (proti NW). Odkop Oi-Pi smo pričeli v levem in desnem boku istoimenskega hodnika. Rudo smo nameravali odkopavati v etažah po smeri navzgor in končno ta odkop združiti s hodnikom Pi-5 na obzorju 580 m (si. 11). Toda ruda je bila le v varnostnem stebru in že po prvem odstreljevanju smo prišli v jalovino (si. 12). Poznejša rudarska dela v tej smeri, izvedena zaradi zračenja (nadkop U-3), so pokazala, da je ta del rudišča sterilen. Odkopavanje smo nadaljevali po vpadu navzdol v desnem boku hodnika v generalni smeri plasti, ker smo pričakovali, da rudno telo vpada v tej smeri. Odkopno čelo smo zožili na 6 m. Po tretjem odstreljevanju v tej smeri smo opazili, da se rudna leča dviga proti jugu; zato smo odkopavanje nadaljevali v tej smeri. Konec leta 1965 smo odkopavanje začasno ustavili. Tedaj smo izkopali hodnik Oj-Ps. Z njim smo, sledeč rudo, povezali odkopa Oi-P in Oi-Pi in tako dokazali, da sta oba odkopa v istem rudnem telesu. Leta 1966 smo odkopavanje nadaljevali proti jugu, dokler se ruda ni izklinila. Istočasno smo odkop Oi-Pt razširili iz hodnika Oi-Ps v oba boka. Na ta način smo spojili dva odkopa. Odkopavanje proti jugu smo ustavili, ko se je ruda izklinila, proti severu pa, ko se je toliko znižala po vpadu, da v njej ni bilo več možno delati. V hodniku O1-P2 je bila ta rudna leča nedotaknjena, ker smo po količini izpolnili načrt odkopavanja. V rudi smo pustili 6 varnostnih stebrov, kjer je bilo to potrebno za zavarovanje stropa; kjerkoli pa je bilo možno, smo varnostne stebre puščali v jalovini. Odkopna čela so bila v tem odkopu dolga 2 do 14 metrov. Orientacija odkopnih čel se je tudi spreminjala glede na smer in vpad rude. Na tem prostoru je razvita popolna guba, katere os vpada proti NW. vzporedno z gubami višjega reda (Omaljev, 1966); zato se lokalna smer plasti pogosto menjava. Oblika rudnega telesa pa je zaradi tega še bolj komplicirana. Odstotek urana v rudni leči v obeh odkopih variira v širokih mejah tako v določenem odkopnem čelu kakor tudi od čela do čela. Povprečja urana na odkopnih čelih hodnikov in na odkopih so bila sorazmerno nizka, redko so presegla 0.1*/oU. Povprečje geološke rude je bilo prav tako nizko, navadno pod 0,1 %U. Vzorcev z ekstremno visokimi odstotki (nad 1®/oU) je bilo zelo malo. Ruda te leče je radiometrično srednje kontrastna; zato bi radiometrična SL 13. Vzdolžni profil odkopnega polja A 1 rdeči peščenjak, 2 sivi peščenjak, 3 ruda SI. 14. Prečni profil odkopnega polja A 1 rdeči peščenjak, 2 uranova ruda separacija verjetno dala zadovoljive rezultate. Ker je ruda kompaktna, dobivanje debelejših frakcij ne bi predstavljalo problema. Debelina rudne leče se je spreminjala. Ponekod je ruda vsebovala vložke jalovine in siromašne rude. Kjer ni bilo jalovih vložkov, je bila rudna leča debela več kot 1 meter, ponekod celo prek 2 metra (si. 13 in 14). Odstotek urana v rudi ni bil odvisen od debeline leče. Kolikor lahko razberemo iz načrta (si. 12), je vzdolžna os rudne leče usmerjena proti jugu. Ta smer pa se ne ujema niti z generalno niti z lokalno smerjo plasti. Odcep leče na odkopu OiP je usmerjen proti SE. Ce bi sledili rudo še naprej po smeri hodnika Ni-P (kota 555 m), bi prevladovala smer NNW-SSE. Rudno lečo smo raziskali v dolžini 50 m in širini do 30 m. V srednjem delu načrta (si. 12) rude v hodniku Oi-P ni, pač pa je pod njim (po podatkih vrtin iz Pi in Ni-P), tako da kontinuirnost rudne leče ni prekinjena. Odkopno polje B Odkopno polje B predstavlja podaljšek odkopnega polja A po vpadu navzgor. Med obema poljema je prelom (si. 11). Odkopno polje B se nahaja v pogreznjenem krilu preloma in obsega prostor od prelomne ploskve do obzorja 580 m. Odprto je z jaškom O2, iz katerega smo izkopali odpiralne in prapravljalne hodnike ter nadkope O2-P in U-29 po vpadu, H-292, H-293 in H-294 na obzorju 565 m in H-291 na nivoju 568 m. V tem odkopnem polju sta razviti dve rudni plasti neposredno ena nad drugo, kar je omogočilo raziskave na dveh vmesnih obzorjih. Talninsko plast smo presekali s hodnikom Oz-P, smerno pa smo jo raziskali s hodnikoma H-293 in H-294. Rudo smo odkopavali v treh odkopih iz hodnika H-291; vsi trije imajo označbo H-291 z indeksi I, II in III. Ko smo pričeli z odkopavanjem, smo mislili, da so vsi trije odkopi v krovninski rudni plasti, ki vsebuje jalove dele. Pozneje se je pokazalo, da je odkop H-291 m v talninski plasti. Odkop H-2911 smo pričeli v levem boku hodnika med 3. in 13. metrom. Debelina rudne plasti je bila povečini manjša od 1 metra. Odstotki urana so bili sorazmerno visoki, a so upadali po vpadu navzgor. Odkopna višina je znašala 1,6 m do 1,8 m. Odkopnih etaž je bilo 8. Rudna plast se je proti SE postopno dvigala in v tej smeri smo jo sledili z odkopom. Zaradi majhne odkopne višine in nizkih odstotkov urana je delo le počasi napredovalo, tako da smo na tem odkopu delali s prekinitvami v letih 1965 in 1966. Ruda je imela smer proti večjemu odkopu H-291 n, vendar zveze med obema odkopoma leta 1966 nismo vzpostavili, ker smo po obsegu prej izpolnili načrt. Odkopne etaže so bile približno vzporedne z lokalno smerjo plasti in rudnega telesa, pozneje pa smo v desnem boku odstreljevali rudo približno pravokotno na smer plasti. Odkop H-292// smo pričeli v levem boku hodnika med 20. in 26. metrom. Rudna plast je imela v začetku odkopa veliko debelino, majhno dolžino po smeri in visoke odstotke urana. Odkopna višina je bila 2 do 2,5 metra. Rudna plast se je proti SE postopno dvigala. Z odkopom smo SI. 15. Odkopno polje B, krovninska rudna plast 1 sivi peščenjak, 2 ruda, 3 prelom, 4 prelomna cona jo sledili, dokler se ni izklinila ali se tako stanjšala, da je ni bilo več mogoče odkopavati (si. 15 in 16). Odkopavali smo v 13 etažah, približno vzporedno s smerjo plasti. Pozneje smo z odstreljevanjem v bokih odkop razširili. Napredovanje po smeri je znašalo poečini 1 do 1,5 metra. Ruda in prikamenina sta bili zelo kompaktni, brez klivaže in razpok. Zaradi velike trdnosti prikamenine v rudi ni bilo treba puščati varnostnih stebrov. Ta odkop je omogočil, da smo na večjem prostoru spremljali rudno konturo 0,03 % U v vseh treh dimenzijah. Rudno telo je zelo razvejano, kar se dobro vidi po obliki odkopa, zlasti še, ker smo z rudo odkopavali določeno količino jalovine. Rudna leča je ležala diagonalno glede na lokalno smer plasti in rude. V smeri plasti potekata dva »izrastka«, prvi proti odkopu H-29I/, a drugi v nasprotni smeri (ta je delno odkopan). Rudna leča se je v podolžni smeri stanjšala, vendar je verjetno kontinuirna v smeri hodnika Pi-1 na obzorju 580 m. Rudno telo ima okrog vrtine B-J značilno obliko črke V; zato vrtina na odkopu ni zadela rude. SI. 16. Prečni profil odkopa H-291n 1 sivi peščenjak, 2 ruda Nad stropom odkopa je v vrtini B-l rudni nivo z navidezno debelino 2,5 m in s povprečjem 0.0596 °/oU, medtem ko ima ustrezno odkopno čelo po 82 vzorcih povprečje 0,0834 °/o U (geološka ruda, 47 vzorcev, 0,1372 °/o U). Podobne razmere kaže jamska vrtina J-19, ki je imela na 2,8 m navidezne debeline povprečje 0,546 °/oU, odkopno čelo v bližini pa na podlagi 59 vzorcev 0,290"/»U (geološka ruda, 45 vzorcev, 0,3744®/oU). Iz teh podatkov vidimo, da vrtine sorazmerno dobro predstavljajo svojo ožjo okolico. Povprečja urana v rudi na odkopnih čelih so bila sorazmerno visoka, navadno nad 0,1 °/oU, le redko pod to vrednostjo. Povprečja geološke rude so bila nad 0,1 «/o U, pogosto celo nad 0,2 % U. Na tem odkopu smo izmerili največ vzorcev z ekstremno visokimi odstotki urana (nad 1 °/o). Ti vzorci so bili v skupinah (si. 10) in so se pojavljali tudi na naslednjih odkopnih čelih v smeri odkopavanja. Na tem odkopu zavzema ruda z ekstremno visokimi odstotki urana sorazmerno velik prostor, količina pa znaša več ton (ponekod celo več deset ton). Ekstremno bogata ruda je omejena z ostalo rudo; v teh prostorih so bili procesi mineralizacije najmočnejši. V ekstremno bogati rudi so zrna smolnate rude debela desetinko milimetra (ponekod več sto mikronov). Na odkopih H-291i in H-291n je ruda radiometrično zelo kontrastna. Ker je ruda zelo kompaktna, je z ustreznim načinom odstreljevanja možno dobiti debele frakcije. Oba odkopa sta v istem rudnem telesu, ki ima zelo komplicirano obliko. V hodniku H-291 se ruda hitro izklinjuje. S tema odkopoma, z nadkopom U-29 in s hodnikom H-292 smo raziskali rudno telo, sestavljeno iz več leč, ki so v medsebojni zvezi. Smerno smo rudo raziskali na dolžini prek 60 m. Z nadkopom in s smernima hodnikoma na dveh vmesnih obzorjih smo rudo delno raziskali tudi po vpadu (okrog 20 m). Za to rudno telo (rudonosni nivo) je značilno, da leže v njem rudne leče diagonalno na smer plasti in rude. Na odkopih je diagonalna smer očitna, verjetno pa ista struktura prevladuje tudi proti severozahodu. V hodniku H-292 se rudna plast ponekod izklinjuje, kar kaže na to strukturo. V vsem raziskovalnem prostoru so odstotki urana v rudi znotraj konture 0,03 °/o U povečini sorazmerno visoki s pogostimi pojavi ekstremno bogate rude. Debelina rudne plasti zelo variira, oziroma nastopajo odebe-litve po smeri in vpadu. Opazili smo, da so odebelitve večje proti jugovzhodu (kjer so odkopi). Odebelitve so verjetne tudi proti severovzhodu, vendar to ni dokazano, ker tam ni odkopov. Odkop H-292/// smo pričeli v levem boku hodnika med 35. in 41. metrom. Se preden smo presekali rudo, smo zaradi preloma spremenili smer hodnika H-291. V začetku odkopavanja smo mislili, da je ta odkop v isti rudni plasti kot prva dva. Zaradi nevsklajenih zmogljivosti odkopavanja in masovnega kemičnega vzorčevanja smo vso rudo z označbo H-291 vskladiščili skupaj. Ko smo pozneje ugotovili, da je odkop H-291m v tal-ninski plasti, rude pri masovnem vzorčevanju nismo mogli več ločiti. Da je odkop H-292/// res v stratigrafsko nižji rudonosni plasti (si. 17 in 18), je dokazano s hodnikom H-293. Z njim smo sledili talninsko rudno SI. 17. Odkopno polje B, talninska rudna plast 1 sivi peščenjak, 2 ruda, 3 prelom, 4 prelomna cona Fig. 17. Stoping area B, the footwall ore bed 1 Gray sandstone, 2 Uranium ore, 3 Fault, 4 Fault zone plast v lokalni smeri plasti. Ko smo pa zadeli na prelom, smo smer spremenili proti severovzhodu in sledeč rudo prišli leta 1966 s hodnikom v odkop H-291 ///. V tem odkopu smo pričeli z odkopavanjem junija 1965. Usmerili smo se proti severovzhodu, da bi dosegli H-291 u. Rudna plast se je dvigala pod majhnim kotom; zato smo postopno zajeli njeno celotno debelino (v začetku smo odkopavali samo krovninski del rudne leče). Po odstrelje-vanju sedmih etaž se je pokazalo, da je ta odkop v drugi rudni leči, ki leži v nižjem stratigrafskem nivoju. V smeri odkopavanja se je ruda izklinjevala. Postalo je očitno, da moramo odkop preusmeriti proti jugovzhodu. V tej smeri smo v letu 1966 odkopali 8 etaž in pri tem dvakrat odstrelili desni bok, da bi razširili čelo odkopa. Rudna leča se je konstantno dvigala in končno smo z nadkopom U-291 prišli v hodnik Pi-14 na obzorju 580 m. Tam, kjer preide nadkop v vertikalno lego, se rudna leča izklini. Odkopne etaže so bile navadno visoke okrog 2 m, odstreljevali pa smo v pasovih po 1 m do 1,5 m. V rudi in prikamenini so bile pogoste razpoke (v bližini preloma) in klivaža. Krovninska plast peščenjaka je bila ponekod zelo tanko stratificirana. V takšnih delih se je strop odkopa zarušaval, ker so se po razpokah, vzporednih klivaži, oddeljevale plošče peščenjaka. Povprečja urana so bila sorazmerno visoka. Odstotki so bili redko pod 0,1 '%> U, včasih pa nad 0,2 %U. Geološka ruda je bila bogata. Ekstremno visoki odstotki so bili precej pogostni; po številu teh vrednosti je odkop H-291m takoj za H-291 u. Podobni odstotki urana so tudi v hodniku H-293, kjer smo zadeli na najbogatejšo rudo preden smo prišli do odkopa. Najdebelejši in najbogatejši del rudne leče je ostal neodkopan v desnem boku hodnika H-293 (si. 18). To rudno lečo smo raziskali s hodniki Ot-P, H-294 in H-293 ter z odkopom H-291m. Njena ruda je radiometrično zelo kontrastna, podobno kot krovninska rudna plast. Skrilava klivaža pa otežuje pridobivanje debelih frakcij rude in s tem zmanjšuje možnost radiometrične separacije. S hodnikom H-2922 smo zadeli na rudo, ki najverjetneje pripada tej rudonosni plasti. Odstotki urana v njej so podobni kot v drugih hodnikih talninske plasti. Po teh podatkih sklepamo, da se ruda v začetku hodnika H-294, s katerim smo že prej presekali rudno plast, ne izklini; izgubili smo jo zato, ker smo s hodnikom krenili na desno — proti vrtini J-198. Tudi ta primer kaže, da moramo rudarska dela usmerjati po geoloških podatkih (plastovitost), zbranih na večjem prostoru. Sledenje rude samo po radiometričnih podatkih pomeni tavanje, kar se je pokazalo zlasti v hodniku Pi-5 leta 1962. Talniska plast se razprostira podobno kot krovninska. V južnem delu polja je delno odkopana. Tam je dobro izražena diagonalna lega rudne leče glede na smer plasti. Po podatkih površinskih in jamskih vrtin se talninska plast v južnem delu odkopnega polja B dviga (si. 8). Znano je, da so povprečja urana v nekaterih vrtinah zelo visoka. Proti jugu od odkopa pa povprečje po podatkih vrtin pada, debelina pa raste (si. 8). SI. 18. Prečni profil odkopa H-291,„ 1 sivi peščenjak, 2 ruda Tega prostora nismo raziskovali z rudarskimi deli, vendar je verjetno, da so povprečja urana tudi tu visoka. Rudna plast se v tej smeri dviga na obzorje 580 m; zato smo jo dalje raziskovali v odkopnem polju C. Talninska rudna leča vsebuje več tisoč ton rude z najvišjim odstotkom urana, ki je doslej znan v prostoru eksploatacijskega raziskovanja. V odkopnem polju B sta pod obzorjem 580 m do preloma dve rudni plasti neposredno ena nad drugo. Rudne leče v rudonosni plasti leže diagonalno na smer plasti. Rudna kontura ima zelo komplicirano obliko, debelina se pa zelo spreminja. Odkopno polje C Odkopno polje C je neposredni podaljšek odkopnega polja B. Obsega prostor nad obzorjem 580 m. Na tem horizontu smo rudo najprej raziskovali v letih 1961 in 1962. Takratna rudarska dela so pozneje rabila kot pripravljalna dela za odkopavanje. Odkopavali smo po vpadu navzgor. Z vrtanjem smo ugotovili, da se rudna leča, raziskana s hodnikom Pi-1, izklinjuje bodisi v hodniku, bodisi že v boku. Hodnik H-l je zadel na siromašno orudenje, obstajala pa je možnost, da najdemo bogatejšo rudo. Vsa eksploatacijska raziskovalna dela v tem polju smo izvedli v levem boku hodnika H-l. Z deli smo pričeli v maju 1965. Med 5. in 22. metrom smo odstreljevali siromašno rudo; povprečje urana je bilo na meji minimalnega. Tudi po odstreljevanju prve etaže se ruda ni zboljšala. Zato smo odkopavanje prekinili in pričeli z izkopom dveh nadkopov. Nadkop U-2 je na prostoru, kjer se krovninska rudna leča izklinjuje v levem boku nadkopa, talninska pa v desnem. V nadkopu VH-1 je bilo okrog 10 m bogatejše uranove rude. Odkop H-l smo nadaljevali junija istega leta, potem ko smo dokončali nadkop. V začetku je bilo odkopno čelo ozko, 2 do 3 m, pozneje smo ga razširili na 5 do 6 m. Ob večjem riziku pa bi ga bili mogli razširiti na 10 m. Rudo smo odkopavali po vpadu navzgor proti severovzhodu. V tej smeri se je ruda po 10 metrih izklinila (kot v nadkopu). Nato smo odkopavanje usmerili proti jugojugovzhodu — proti hodniku H-ll (si. 7). Po profilu jamskih udarnih vrtin smo z nadkopom U-ll rudo raziskali po vpadu. V tem nadkopu se je ruda od časa do časa izklinila, podobno kot drugod, kjer smo sledili rudo po vpadu. Tudi v tem prostoru smo našli značilne odebelitve rudne leče z visokim odstotkom urana. Odkopavali smo tudi v bokih 17-11. Dela smo končali leta 1965. Zaradi razvejanega in kompliciranega sistema odkopnih čel je bila odkopna višina zelo različna; povečini je znašala 1,8 do 2,5 m. Kot navadno, je bila rudna kontura tudi tu komplicirana; značilno pa je, da se je v glavnem kontrolirala le spodnja kontura, ruda pa je povsod segala do stropa odkopa. V tem odkopu smo nekoliko »tavali« pri izbiri smeri. Takrat še nismo vedeli, da leže rudne leče diagonalno na smer plasti, in smo odkop usmerjali po vpadu in smeri plasti. Če bi bili odkop usmerili diagonalno, kot v polju B, bi odkopavanje zelo poenostavili (si. 19). Ruda in prikamenina sta bili zadosti trdni. Ponekod je bila klivaža močneje razvita, vendar je bilo možno dobiti zadosti debele frakcije rude za radiometrično separacjio. Boki in strop odkopa so bili stabilni, kljub SI. 19. Odkopno polje C 1 sivi peščenjak, 2 ruda Fig. 19. Stoping area C 1 Gray sandstone, 2 Uranium ore SI. 20. Vzdolžni profil odkopa H-l 1 rdeči peščenjak, 2 sivi peščenjak, 3 ruda Fig. 20. Longitudinal section of the H-l stope I Red sandstone, 2 Gray sandstone, 3 Uranium ore temu smo zaradi velike površine pustili 4 varnostne stebre v rudi in enega v jalovini. Povprečja urana v rudi na odkopnih čelih so bila nizka, redko so presegla 0,1 U. Tudi povprečja geološke rude so bila nizka, povečini pod 0,1 °/o U, posebno na odkopu. Ekstremno visokih vrednosti urana je bilo malo, izmerili smo jih v nad-kopih UH-1 in TJ-11; v odkopu tako bogate rude ni bilo. Radiometrična kontrastnost rude je bila tu najnižja v raziskanem delu rudišča. Odkopana ruda iz odkopa H-l ima enakomerno radiometrično kontrastnost (najnižjo) in je manj primerna za radiometrično separacijo kot ruda v odkopnem polju A. V nadkopu U-ll in hodniku Pi-1 smo odkopavali po celi debelini rudne leče. Zato je bila ruda radiometrično visoko kontrastna. Z odkopom H-l pa smo zajeli samo spodnji del rudne leče. Z odkopom H-l nismo dosegli krovninske konture geološke rude in prav tako ne v drugih odkopih (Oi-Pj, H-291 u) in hodnikih. V takšnih primerih smo v strop vrtali udarne vrtine. Kot v hodnikih, smo tudi tu vrtali na razdaljo po 5 m, luknje za odstreljevanje pa so bile v mreži na 2 m. Vrtanje v stropu odkopa H-l je dalo zelo dobre rezultate, ki so bistveno spremenili podatke, dobljene z odkopavanjem (si. 20 in 21). Odkop SI. 21. Prečni profil odkopa H-l 1 sivi peščenjak, 2 ruda H-l se nahaja v odebeljenem delu rudne leče, ki je ponekod debela celo 5 m (od talninske do krovninske konture). Vzorčevanje vrtin z merjenjem žarkov gama je pokazalo, da je v odebeljenem delu leče bogata ruda, kot npr. v odkopnem polju B. Z vrtinami smo našli tudi ekstremno bogato rudo. Odkopali pa smo samo talninski, siromašnejši del rudne leče; zato je bilo povprečje urana v odkopani rudi nizko. V tistih delih leče, kjer so rudarska dela zajela njeno celotno debelino, je bilo povprečje urana sorazmerno visoko, pogosto celo ekstremno visoko (Pi-1 in U-ll). V odkopnem polju C je ruda radiometrično zelo kontrastna in je primerna za radiometrično separacijo. Proti jugu se talninska rudna leča odkopnega polja C izklinjuje v hodniku Pi-1 in v nadkopu U-2. V tem stratigrafskem nivoju verjetno obstajajo še druge rudne leče. Del rudnega telesa, ki smo ga raziskovali z odkopom H-l in sosednjimi rudarskimi deli, lahko imamo za podaljšek rudne leče iz odkopa H-291/ji na obzorje 580 m. Tudi ta podaljšek ima diagonalno smer. Predpostavljamo, da je rudna leča dolga nad 50 m in široka 10 m do 20 m. Ta del rudnega telesa verjetno vsebuje več tisoč ton rude. Dokumentacija o eksploatacijskem raziskovanju Kot osnovno dokumentacijo eksploatacijskega raziskovanja smo izdelali skice čel in bokov rudarskih del. Vsako odkopno Čelo smo geološko kar-tirali in preiskali radiometrično. Kjer smo našli uranovo rudo, smo čelo radiometrično vzorčevali po metodi vzorčevanja v točki. Rezultate smo vpisali na geološki načrt odkopnega čela. K osnovni dokumentaciji spadajo tudi rezultati masovnega vzorčevanja odkopane rude. Vzorci so bili težki povečini 20 do 40 ton, izjemoma so tehtali več ali manj. Odstotek urana smo določili z radiometrično in kemično analizo reducirane laboratorijske količine materiala. Radiometrično smo vzorce analizirali v bazi geološke službe v Gorenji vasi. Prednost te metode je, da smo hitro dobili podatke o odstotku urana, ki smo jih nato uporabili za neposredno kontrolo delovnih postopkov pri odkopavanju in masovnem vzorčevanju rude. Po radiometrični metodi moremo s posebnimi meritvami določiti ekvivalentne odstotke radija v rudi (O m a 1 j e v , rokopis). Kemično pa so vzorce analizirali v laboratoriju Inštituta za tehnologijo jedrskih in drugih mineralnih surovin v Beogradu. Rezultate kemičnih analiz smo prejemali prepozno in jih zato nismo mogli upoštevati v delovnem postopku. V dokumentaciji o poskusnem odkopavanju smo obdelali samo kemične analize masovnih vzorcev. V poročilih smo radiometrične analize primerjali s kemičnimi; rezultati so se v glavnem ujemali, včasih pa so se precej razlikovali, imeli smo celo primere izrazite neskladnosti. S statističnega vidika so bile razlike majhne in smo jih lahko zanemarili. Navadno imamo kemične analize za bolj zanesljive, vendar med delovnim procesom zadostujejo radiometrične analize. 10 — Geologija 12 145 Povprečje urana v odkopani rudi smo računali s pondiranjem po obrazcu: _ qi a + qs C2 + .., + q„ cn c — (1) qt + q* + ... + qn C = povprečje vzorčevane rude Q = teža vzorca c = odstotek urana v posameznem vzorcu (kemična analiza) Problem je predstavljalo računanje povprečja urana v odkopani rudi na podlagi podatkov radiometričnega vzorčevanja v točki. Odstotek urana v rudi je zelo neenakomeren; zato smo morali povprečje računati po komplicirani metodi pondiranja: _ Ci Li + Ci L? + . . . + Cn Ln ----- (2) Ll + U + . . . + Ln C, = povprečje urana v rudni izkopini C = povprečje urana v rudni izkopini na odkopnem čelu L = vplivno polje odkopnega čela (pol razdalje do sosednjih odkopnih čel) Uporabo tako kompliciranega računa otežuje še dejstvo, da odkopna čela niso vzporedna med seboj. Najenostavnejša je uporaba metode aritmetične sredine: C = (3) n C = povprečje urana v rudni izkopini Ci = odstotek urana v posamezni vzorčevani točki n = skupno število vzorčevanih točk Z uporabo formule (3) zanemarimo lokacijo vzorčevanja. Vsi vzorci, izmerjeni v tistem delu rudne leče, ki ga odkopavamo, so enakovredni; to pomeni, da vsak vzorec predstavlja enako količino rudne izkopine. Ta predpostavka sicer ni čisto točna, vendar je pa z vidika statistike zadosti točna, da jo v praksi lahko uporabimo. Povprečje geološke rude računamo po istih kriterijih kot povprečje v rudni izkopini: m 2Ci m Cg = povprečje urana v geološki rudi Cj = odstotek urana v posamezni vzorčevani točki s prek 0,03 % U m = skupno število vzorcev geološke rude Slika 22 kaže dokumentacijo o vzorčevanju ene'ga izmed odkopov in najkrajšega hodnika Oi-P. Na tlorisu hodnika in odkopa so vrisana odkopna čela, označena z zaporednimi številkami 1 do 19. Tabela vsebuje statistične podatke o vzorčevanju odkopnih čel, posebej za rudno izkopino in geološko rudo. Povprečja odkopane rude so podana posebej za hodnik in odkop ter skupno. Radiometrično smo izmerili 1103 vzorcev. Geološka ruda je sorazmerno bogata; pogosto vsebuje nad 0,1 %>U. Debelina rudne SI. 22. Odkop Oi-P, dokumentacija eksploatacijskega raziskovanja 1 sivi peščenjak, 2 uranova ruda leče je bila majhna; zato je bila z rudo odkopana večja količina jalovine, zlasti v hodniku. Na odkopu so odkopno višino zmanjšali, kljub temu pa so zajeli okrog 35^/o jalovine in siromašne uranove rude, ker so rudne konture vijugaste. V tabeli o masovnem kemičnem vzorčevanju rudne izkopine podajamo težo vzorcev in vsebnost urana. Iz hodnika smo vedno dobili manj rudnega materiala za vzorec (pod 20 ton), pogosto pa tudi iz odkopa. Tudi tu smo podali povprečje posebej za hodnik in odkop ter skupno, da bi podatke mogli primerjati z jamo. Značilno je, da je razlika radiometričnega vzor-čevanja za hodnik negativna, za odkop pa pozitivna. Povprečja celotne količine rude se ujemajo. Pri drugih odkopih so povprečja radiometričnih vzorcev večja od kemičnih, kar je normalno, ker se ruda pri odkopavanju in med transportom osiromaši. Z vidika statistike dobimo po metodi radiometričnega vzorčevanja točnejše povprečje urana v rudi, ker večje število vzorcev več prispeva k točnosti vzorčevanja kot natančni vzorci v manjšem številu (Janko-v i č, 1957). Radiometričnih vzorcev je bilo 85-krat več kot kemičnih. Na vsak masovni vzorec odpade povprečno 22,6 tone rudne izkopine, na radio-metrični vzorec pa komaj 0,27 tone. V dveh letih poskusnega odkopavanja v prvem delu I. rudonosnega paketa smo radiometrično izmerili več kot 18 000 vzorcev. Na vsak vzorec odpade prek 0,4 tone izkopine. V istem času smo vzeli 313 masovnih vzorcev; nanje odpade povprečno 24,6 tone rudne izkopine. Gostota radiometričnega vzorčevanja je okrog 60-krat večja kot gostota masovnega kemičnega vzorčevanja. POVZETEK Uranova ruda na Zirovskem vrhu je v sivem grodenskem peščenjaku in konglomeratu. Rudonosne plasti z višjim odstotkom urana, ki so gospodarsko pomembne, sestoje iz psamitov in psefitov, sedimentiranih v II. in III. sedimentacijskem ciklu. Uranovo orudenenje je vzporedno s plasto-vitostjo. Stratigrafsko najvišje rudonosne plasti smo označili kot I. rudonosni paket v peščenjaku III. sedimentacijskega cikla. Od uranovih mineralov je razvita samo smolnata uranova ruda v vezivu sivega peščenjaka in konglomerata. Ruda in prikamenina vsebujeta malo sulfidov (pirit, halkopirit, galenit in sfalerit). Prelomi, razpoke in klivaža so porudni in niso rudonosni. Rudišče raziskujemo z vrtanjem s površja in iz jame, I. rudonosni paket pa z rudarskimi deli in jamskimi vrtinami v obsegu 1400 m X 70 m do 150 m. Da bi dopolnili podatke o rudnih telesih, smo v delu I. rudo-nornega paketa okrog površinske vrtine B-l uporabili metodo eksploata-cijskega raziskovanja. Cilj teh dopolnilnih raziskav je bil, z rudarskimi deli omejiti rudna telesa in raziskati kvaliteto rude. Za razmejitev rude in jalovine smo preliminarno določili odstotek 0,03 "°/o U. Rudo smo definirali na dva načina: rudna izkopina je celotna količina materiala s povprečjem nad 0,03 %U, pri tem je vračunana jalovina na odkopnem čelu. Geološka ruda pa je omejena z izoprocentno črto 0,03 °/o U (z rudno konturo). Na odkopnih čelih smo uvedli radiometrično vzorčevanje v točki. Odkopano rudo smo vzorčevali po metodi masovnega kemičnega vzorčevanja. Povprečje urana v rudi, dobljeno radiometrično, je navadno višje kot povprečje po masovnem kemičnem vzorčevanju. To je normalno, ker se ruda pri odkopavanju in med transportom osiromaši. Gostota podatkov po radiometrični metodi vzorčevanja je veliko večja kot po metodi masovnega kemičnega vzorčevanja. V I. rudonosnem paketu so razvita sorazmerno velika rudna telesa, ki vsebujejo po več tisoč ton rude. Konture rudnih teles so vijugaste, kar kaže na njihovo komplicirano zgradbo. Z jalovimi presledki so rudna telesa razdeljena na rudne leče. Rudna telesa so različno debela, pogoste so odebelitve, nekatera rudna telesa imajo obliko molka. Rudna telesa so vzporedna s plastovitostjo. Podolžne osi rudnih leč so diagonalne na smer plasti. Uran je v rudi zelo neenakomerno porazdeljen, kar kažejo analize številnih vzorcev z odkopnih čel. Povprečje urana na odkopnih čelih se manj spreminja. Odstotek urana v geološki rudi je sorazmerno visok. Odebeljeni deli rudnih leč vsebujejo navadno najbogatejšo rudo. Eksploatacijsko raziskovanje je dalo nove podatke o rudnih telesih in dopolnilo rezultate raziskovalnih del v I. rudonosnem paketu. MINING EXPLORATION IN THE URANIUM ORE DEPOSIT OF 2IROVSKI VRH Veljko Omaljev With 22 textfigures After several years of prospecting and other detailed works in the exploration of the Žirovski Vrh uranium ore deposit, the planning and the execution of the mining exploration was started, i. e. the exploration of the volume, forms and average values of the useful component of the ore bodies by the so-called trial exploitation. This method of the exploration of the ore bodies is a complement to the detailed exploration. For the mining exploration, a part of the first ore-bearing packet around the bore hole B-l has been chosen. The area is relatively small, of about 100 X 100 m. The first ore-bearing packet lies in the sequence of the grey sandstone beds belongnig to the 3rd rhythm of sedimentation (Omaljev, 1967). The hanging wall and the foot-wall of this ore-bearing lithological member are the red sandstone and slate beds. The first ore-bearing packet lies in the lower half of the mentioned lithological member. The general strike of the beds in the deposit corresponds with the dinaric direction (NW-SE); the beds are dipping SW. The local strike of the beds in the area chosen for the mining exploration shows slight deviation towards NNW-SSE. The uranium ore is monomineral, represented by the pitchblende developed in the cement matter of the grey sandstone. Besides the pitchblende, in the ore some poor sulphides are also present (pyrite, chalco-pyrite, galena, sphalerite, etc.). Sulphides are frequent in the barren parts of the sandstones and conglomerates, and sometimes also in the quartz-calcite veins. In the grey sandstone the organic matter occurs, frequently accompanied by the uranium ore and sulphide minerals. The individualized organic matter has been determined as anthracite approaching to graphite. The uranium ore is controlled by the grey colour of the sandstone, i. e. by a reduction environment. The structural control of the mineralization is the stratification. The uranium ore is absent in the ruptures (faults, fissures and cleavage planes), and in the quartz-calcite veins. In the deposit, only the post-mineralization tectonic is represented. The ore deposit has come to place by the infiltration of the uranium by the ground-waters during the diagenesis of the sediments (O m a 1 j e v , 1967). The uranium has been deposited from the ground-waters at the geochemical barriers. A later migration of uranium, except in the super-geneous conditions, is not probable. The ore bodies are of elongated shape. In the consequence of detailed exploration work it has been found that the elongation corresponds to the strike of the stratification. The uranium ore (with the exception of the oxydized ore) is macro-scopically not perceivable, except in the case of extremely rich ores (percentages of more than 1 Vo U). The detection of the ore is exclusively instrumental, and the delimitation of the ore bodies is executed on the base of the sampling results. As the separation limit of ore and the barren rock in the trial exploitation of the ore bodies, the average value of 0,03 °/o U has been preliminarely fixed. As the minimum percentage of the run of mines, the same average value of 0,03 °/o U has been previously fixed. The mining exploration of the given part of the ore deposit consisted of the preparatory and development mining works, and of partial or complete stoping of the ore lenses. To attain the delimitation line of 0,03 °/o U in the rock, a certain quantity of the barren rock has also to be stoped with the ore. Thus two conceptions of the ore had to be established: the geological ore in the limits of the 0,03 °/o U contour line, and the stoped ore — the run of mines with the average value of more than 0,03 «/o U. 1. Before the blasting on the face of the stope, the sampling is executed by the radiometric sampling method in the point, a method worked out by the author in this ore deposit (Omaljev, in print). On the base of the sampling results, the geological ore is delimitated on the stope face, and the average values of the geological ore and the run of mines are calculated. 2. According to the results of sampling, the stoped ore is blasted by benches. 3. The run of mines is chemically analysed in bulk samples of minimum weight of 20 tons. 4. The records of the mining exploration consist of the plans of sampling of the stope faces scaled 1:20 to 1:100, and of the results of the bulk chemical analyses. On the plans of the sampling of the stope faces, the ore is represented by isolines of equal percentage (Fig. 10). On the base of these records, the plans of the exploitation blocks are prepared on an appropriate scale (Fig. 9). On the plans of the exploitation blocks the limits of ore are drawn, and, if necessary, also other isolines of equal percentage. The ore sampling results are shown in the tables on the plans of the exploitation blocks, separately for each sampling method. By the mining exploration it has been established that in the explored area relatively big ore bodies and lenses are developed, containing several thousands tons of ore. The average values of the U in the ore bodies vary in broad limits, most frequently from 0,05 to 0,02 */o U. It has been established that the ore lenses are elongated diagonally to the strike of the beds. The thickness of the ore bodies is very variable. The ore lenses present often thickenings and narrowings on rather short distances. The greatest thickness attained is of 5 m. The mother rock and the ore are solid and hard. The stopes need not be timbered nor filled. The presence of faults and of intensively expressed cleavage demands somewhere more frequent security pillars in the stopes. By the mining exploration some qualitatively new knowledge on the ore bodies has been obtained, otherwise not attainable by other exploration methods. The results of it will be useful in the interpretation of the results of the detailed exploration of the first ore-bearing packet, and of the whole ore deposit. LITERATURA Gornik, I. 1964, Predlog radova na istražnom otkopavanju rudnog ležišta Gorenja Vas. Fond stručne dokumentacije IGRI. Beograd. Ivanovič, B. 1961, Regionalna i detaljna prospekcija permskih greden-skih peščara u okolini Idrije, Cerkna, Žirija i Gorenje Vasi. Fond stručne dokumentacije IGRI. Beograd. Jankovič, S. 1957, Oprobavanje i proračun rezervi mineralnih sirovina. Beograd. Jokanovič, V., Omaljev, V. i Pavlovi c, A. 1964. Istraživan je urana u permskim sedimentima Slovenije u 1963. godini. Fond stručne dokumentacije IGRI. Beograd. Kossmat, F. 1910, Erlauterungen zur Geologischen Karte Bischoflack' und Idria. Wien. Kreiter, V. M. 1961, Poiski i razvedka mestoroždenij poljeznih iskopa-emih, časč 2. Moskva. Omaljev, V. 1965, Ležište uranijuma Žirovski vrh. Nuklearna energija broj 3/65. Beograd. Omaljev, V. 1966, Detaljno istraživanje I rudonosnog paketa u ležištu uranijuma Žirovski vrh. Nuklearna energija broj 5/66. Beograd. Omaljev, V. 1967, Razvoj gredenskih slojeva i uranove mineralizacije u ležištu urana 2irovski vrh. Radovi Instituta za geolosko-rudarska istraživanja i ispitivanja nuklearnih i drugih mineralnih sirovina, svezka 3. Beograd. Omaljev, V. 1967, Kontrasnost uranijumovih ruda. Nuklearna energija broj 6/67. Beograd. Omaljev, V. i Ramovš A. 1967, Rudišče urana v Zirovskem vrhu. Loški razgledi XIV. Škof j a Loka. Omaljev, V., u štampi, Primena nove metode radiometrijskog oproba-vanja u tački. Omaljev, V., u rukopisu, Oprobavanje uranijumovih ruda. Puhaljskii L. C. 1963, Teorija kontrasnosti uranovih rud. Gosatom-izdat. Moskva. Radusinovič D. 1967, Mineraloški sastav i geneza uranskog ležišta 2irovski vrh. Radovi Instituta za geološko-rudarska istraživanja i ispitivanja nuklearnih i drugih mineralnih sirovina, sveska 3. Beograd. Vukasovič M. 1963. Sekundarni minerali urana iz oblasti Zirovskog vrha kod mesta Gorenja vas u Sloveniji. Radovi Sektora za istraživanje nuklearnih i drugih mineralnih sirovina. sveska 2. Beograd. S i m i č N. 1967, Matematička obrada podataka radiometrijskog gama oprobavanja, uzroci sistematskih grešaka i način njihovog otklanjanja. Radovi Instituta za geološko-rudarska istraživanja i ispitivanja nuklearnih i drugih mineralnih sirovina, sveska 3. Beograd. GEOELEKTRIČNE RAZISKAVE BOKSITNIH NAHAJALIŠČ Janez Lapajne S 3 skicami med tekstom Povzetek Manjša rudna telesa je mogoče z geofizikalnimi metodami neposredno ugotavljati le v sorazmerno majhnih globinah. Včasih je prisotnost oziroma nastanek rudnega telesa v taki meri povezan z nastankom ali spremembo plasti, ki ležijo nad njim, da se opazno spremenijo povprečne fizikalne lastnosti krovnine. Z merjenjem sprememb določene fizikalne količine, ki jih povzročijo plitvo ležeče kamenine neposredno nad rudnim telesom, moremo zato v ugodnih pogojih »posredno« ugotavljati ta telesa. Na območju Karojbe v Istri smo leta 1966 raziskovali boksitna nahajališča po geoelektrični metodi navidezne specifične upornosti. Pri tem smo posredno ugotovili 19 boksitnih teles. UVOD Iskanje rudnih teles in kraških jam pod zemeljskim površjem je pogosta naloga geofizikalnih raziskav. Pri ugodnih geometrijskih pogojih — velikost telesa in oddaljenost od površja — in dovolj veliki razliki med fizikalnimi lastnostmi iskanega objekta in obdajajočih kamenin je mogoče postavljeno nalogo reševati »neposredno«. Termin »neposredno« pomeni, da povzroči rudno telo ali jama v globini merljivo spremembo (anomalijo) fizikalne količine; pomembno je to, da povzroči spremembo iskano telo samo, ne pa morda plasti, ki ležijo nad njim. Uporabna sprememba določene fizikalne količine mora ustrezati naslednjemu pogoju: U Pri tem pomenijo: U — izmerjena fizikalna količina, AU — sprememba fizikalne količine zaradi prisotnosti rudnega telesa, d — relativna merska napaka. Za iskanje raznih teles v globini se kot poceni metoda pogosto uporablja profiliranje po geoelektrični metodi navidezne specifične upornosti. Me- toda temelji na razlikah v specifični električni upornosti kamenin. Specifična upornost rudnih teles je običajno precej nižja od specifične električne upornosti obdajajočih kamenin. V diagramu navidezne specifične upornosti bo torej rudno telo povzročilo znižanje vrednosti. Prazne kraške jame imajo praktično neskončno specifično upornost in bodo zato povzročile zvišanje navidezne specifične upornosti. Z vodo ali glino zapolnjene jame bodo povzročile podobne spremembe kot rudna telesa, ker imata voda in glina sorazmerno nizko specifično električno upornost. Rudna telesa je mogoče neposredno ugotavljati le v sorazmerno majhnih globinah. Pri Wennerjevi razvrstitvi elektrod je pri ugodnem elektrodnem razmiku sprememba navidezne specifične upornosti komaj dobrih 10 °/o, če leži okroglo rudno telo v globini — razdalja od površja terena do središča rudnega telesa —, ki je enaka premeru krogle. Globlje ležečih teles praktično ni več mogoče ugotoviti neposredno, k^r je pri metodi navidezne specifične upornosti merska napaka okoli 5 °/o. Pri zelo razgibanem in nehomogenem terenu spremembe 10 °/o ne moremo niti kvalitativno vrednotiti. Kljub temu pa je včasih vseeno mogoče ugotavljati tudi manjša in globlje ležeča telesa. Prisotnost oziroma nastanek rudnega telesa je namreč lahko v taki meri povezan z nastankom ali spremembo plasti, ki ležijo nad njim, da se opazno spremenijo tudi povprečne fizikalne lastnosti krovnine. Z merjenjem sprememb določene fizikalne količine, ki jih povzročijo plitvo ležeče kamenine neposredno nad rudnim telesom, moremo torej v določenih pogojih »posredno« ugotavljati ta telesa. PRAKTIČEN PRIMER POSREDNEGA UGOTAVLJANJA RUDNIH TELES Na območju Karo j be v Istri je Geološki zavod iz Ljubljane leta 1966 raziskal boksitna nahajališča. Geološki študiji ozemlja in boksitov so sledile geofizikalne raziskave. Pravilnost geoloških in geofizikalnih predpostavk pa smo takoj nato kontrolirali z vrtanjem. Geologija boksitnih ležišč v Istri Boksiti v Istri se nahajajo v žepih krednega apnenca, njihova krovnina pa je eocenski apnenec. Prvotno ravne krovninske plasti so se pozneje zaradi diageneze jerine v boksit in s tem združenega zmanjšanja prostornine skledasto upognile. Eocenski apnenec pokriva kredni apnenec severno od črte Umag—Labin, južno od te geološke meje pa se nahajajo manjše krpe erozijskih ostankov eocenskega apnenca (si. 1). Geoelektrične raziskave Ker je specifična električna upornost boksitov znatno manjša od specifične upornosti apnenca, je bilo profiliranje po metodi navidezne specifične upornosti primerna raziskovalna metoda. Ugotovili smo naslednje vrednosti specifične električne upornosti: „5S£Ht rc^fl5 geoložka meja-geological boundary KREOA-CRETACEOUS SI. 1. Situacija raziskanega območja pri Karojbi Fig. 1. Location map of the Investigated Area at Karojba kredni in eocenski apnenec 1000 do 3000 ohm m boksit 100 do 300 ohm m glina, humus, jerina, lapor, voda 10 do 100 ohm m. Pregled že ugotovljenih boksitnih teles pod krpami eocenskega apnenca je pokazal, da boksita v takšnih geoloških razmerah povečini ni mogoče neposredno ugotavljati, ker so boksitni žepi premajhni oziroma leže pregloboko. Zato smo merili najprej poskusno nad že ugotovljenimi boksit-nimi telesi. Slika 2 kaže rezultate teh meritev nad boksitnim telesom, ki H*ži pod eoccnsko krpo. Meritve smo izvedli z elektrodno razvrstitvijo po Schlumb er ger j u (z enim elektrodnim razmikom) ter razvrstitvijo po Wen-nerju (s štirimi elektrodnimi razmiki). Čeprav povzroči samo boksitno telo spremembo, ki je manjša od merske napake, je na vseh diagramih jasno izraženo znižanje navidezne specifične upornosti. Podobne rezultate smo dobili tudi na drugih ležiščih. Dobljene anomalije je bilo mogoče pripisati samo eocenski krovnini. Debelina eocenskih plasti je navadno nad boksitnimi telesi nekoliko večja kot drugje, vendar samo to ne bi moglo povzročiti večjih sprememb navidezne specifične upornosti, ker med specifično upornostjo eocenskega (če ni lapornat) in krednega apnenca ni bistvenih razlik. Važno je to, da je krovnina nad boksitnimi telesi skledasto upognjena in zato bolj vlažna, ker zadržujejo vodo tanke plasti laporja, ki se nahajajo med posameznimi plastmi eocenskega apnenca. Vodni režim je okoli boksitnih teles in predvsem nad njimi drugačen kot drugje tudi zato, ker je boksit vododržen, če pa je prsten, zadržuje precej vlage. Poleg tega so eocenske plasti pri upogibanju ne- Sl. 2. Rezultati poizkusnih geoelektričnih raziskav na krpi eocenskega apnenca a Diagrami navidezne specifične upornosti £>a, I Scblumbergerjeva razvrstitev AB = 70 m, MN = 10 m, II Wennerjeva razvrstitev a = 10 m, III Wennerjeva razvrstitev a = 20 m, IV Wennerjeva razvrstitev a = 30 m, V Wennerjeva razvrstitev a = 40 m b Vertikalni presek raziskanega terena, 1 Eocenski apnenec, 2 Kredni apneec, 3 Boksit, V-2 in V-6 vrtini Fig. 2. Results of the Experimental Investigations on the Eocene Limestone Remnant a Diagrams of apparent resistivities £a, I Schlumberger configuration AB = = 70 m, MN = 10 m, II Wenner configuration a = 10 m, III Wenner configuration a = 20 m, IV Wenner configuration a = 30 m, V Wenner configuration a = 40 m koliko razpokale, razpoke pa je kasneje zapolnil nizkouporni material — glina. Vlaga, lapor in glina znižajo upornost eocenskega pokrova nad boksitnim telesom. Eocenski pokrov povzroča sam ali skupaj z boksitnim telesom znatno znižanje navidezne specifične upornosti. Na podlagi takšnega posrednega ugotavljanja smo na 1,5 km2 velikem raziskovanem območju pri Karo j bi izbrali za vrtanje 75 lokacij. Z vrtanjem smo na 19 lokacijah našli boksit, na ostalih pa le glino, ali pa so bile skledaste strukture brez gline in boksita. Slepe anomalije so prispevali tudi lapornati apnenec, humus, jerina ter težko izločljivi topografski vplivi. Vsa boksitna telesa so bila tako globoko, da niso bila zaznavna neposredno. Na si. 3 je prikazana ena od 19 pozitivnih lokacij s profili in karto izoohm v tlorisu ter prerezom skozi boksitno ležišče v narisu. SI. 3. Rezultati geoelektričnih raziskav pri Karojbi a Karta izoohm: izolinije v ohmm, P merski profili, 26/A in 26/B vrtini. b Vertikalni presek raziskanega terena. 1 Eocenski apnenec, 2 Kredni apnenec, 3 Boksit Fig. 3. Results of the GeoeJectrical Investigations at Karoijba o) Lines of equal apparent resistivities, in Ohm. m., P — measured profiles, 26/A and 26/B Bore-holes, b) Vertical section. 1 Eocene limestone, 2 Cretaceous limestone, 3 Bauxite Glede na veliko število faktorjev, ki vplivajo na kraških terenih na merske rezultate podobno kot boksitna telesa, so rezultati geoelektričnih raziskav povsem zadovoljivi, saj je imela vsaka četrta vrtana lokacija boksit. Raziskave na boksitih so tudi lep primer usklajanja geoloških in geofizikalnih raziskav, ki je nujno za pravilno izbiro raziskovalne metode ter za razlago in vrednotenje terenskih podatkov. GEOELECTRICAL EXPLORATION OF BAUXITE DEPOSITS Janez Lapajne With 3 textfigures Smaller bauxite deposits can be directly ascertained by geophysical methods only in the case if they are situated in relatively shallow depths. Sometimes however the presence or origin of bauxite bodies is connected with the origin or change of the overlying beds to such an extent, that the average physical properties of the hanging wall are considerably changed. In such favourable conditions the bauxite bodies can therefore be recorded indirectly by measuring changes of certain physical quantities caused by shallow lying rocks immediately above the bauxite bodies. A PRACTICAL EXAMPLE OF INDIRECT INVESTIGATION OF BAUXITE ORE BODIES In 1966 the Geološki Zavod Ljubljana investigated bauxite occurrences in Karojba area, Istria. The geological and geophysical suppositions were immediately checked by exploration drilling. Geological Relations of Bauxite Deposits in Istria In Istria bauxites occur in pockets in the Cretaceous limestone. Their hanging wall is Eocene limestone. Primarily level, the overlying beds now show characteristic plate-shaped depressions, due to shrinkage of volume of terra rossa during its diagenetic alteration into bauxite. The Cretaceous limestone is covered by Eocene limestone north of the line Umag—Labin, while south of this line only erosion remnants of Eocene limestone occur (Fig- I)- Geoelectrical Investigations The electrical resistivity of the bauxite being considerably lower than that of the limestone, the measuring of apparent resistivities along profiles, using constant electrode spacing, seemed to be the most adequate investigation method. The average resistivities are: Cretaceous and Eocene limestone 1000 — 3000 Ohm. m Bauxite 100 — 300 Ohm. m Humus, clays, terra rossa, marl, water 10 — 100 Ohm. m. The survey of already discovered bauxite bodies below remnants of Eocene limestone has proved that under such geological conditions bauxite can generally not be directly proved by geoelectrical investigations, as the bauxite pockets either are too small or lie too deep. Therefore initial experimental investigations were carried out above the beds overlying the bauxite bodies. Fig. 2 shows the results of these measurements, carried out on the Eocene limestone hanging wall of a bauxite ore body. The Schlumberger electrode configuration with one constant potential distance, and four Wenner configurations with different electrode distances were used. Although the bauxite body itself causes a change in apparent resistivity less than the average error of the measurement, all diagrams clearly show a decrease of the apparent resistivity above the ore body. Similar results were obtained on other deposits as well. The anomalies could only be attributed to the Eocene limestone cover. The thickness of the Eocene limestone when over bauxite deposits is usually somewhat greater than otherwhere. However, this could not be the reason of greater changes in the apparent resistivity, as there is no essential difference between the specific resistivity of Eocene limestone, provided it is not marly, and the resistivity of the Cretaceous limestone. The author found the overlying beds in the plate-shaped depressions having an increased moisture content, as the thin marly intercalations in the Eocene limestone detain the moisture. The areas surrounding the bauxite bodies, and especially those above them, differ greatly in moisture content from elsewhere. Bauxite itself is impervious, but if it is earthy, it may contain much moisture. It has also been found that the Eocene layers fissured slightly during the bending and depression processes, the fissures being later filled by low resistivity materials, mainly by clay. Moisture, marl and clay reduce the specific resistivity of the Eocene cover above the bauxite ore bodies. Therefore the Eocene cover itself, or together with the bauxite body causes considerable decrease of the apparent resistivity. After the indirect investigations have been carried out, 75 drilling sites were chosen in an area of 1,5 sq. km. at Karojba, Istria. By drilling, bauxite has been found on 19 sites, whereas on the other locations only clay or plate-shaped structures, containing neither bauxite nor clay, have been recorded. Blind anomalies were also due to marly limestone, humus, terra rossa, and topographical effects, that could hardly be eliminated. All bauxite deposits were so deep under the surface, that they were not perceived directly. Fig. 3 shows one of the 19 positive locations, with a map of lines of equal resistivities, position of the geoelectrical profiles, and a section through the bauxite body. Regarding the great number of factors which effect the results of measurements on karstic terrains similarly as the bauxite bodies themselves do, the results of the geoelectrical investigations can be considered satisfactory, as bauxite was found on every fourth geoelectrical anomaly. LITERATURA Buser S., Lapajne J., Lukacs E. 1966-67, Poročilo o geološko-geofizikalnih raziskavah v okolici Karojbe (Istra), Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. R. G. Van Nostrand, 1953, Limitations on Resistivity Methods as Inferred from the Buried Sphere Problem, Geophysics, vol. 18, pp. 423—433. GEOLOŠKA STAROST RUDONOSNIH PLASTI V PUHARJU Miran Iskra Kratka zgodovina rudnika Puharje Na jugozahodnem obrobju Šaleške doline, okrog 1 km zahodno od Šoštanja, so na pobočju na levem bregu Pake pri kmetiji Pušner stara rudarska dela in rudni izdanki. Prvi podatki o rudarjenju v Puharju segajo v začetek 17. stoletja. Leta 1776 je prevzela rudnik državna uprava, ker so bili tedanji lastniki preveč zadolženi. Do konca 19. stoletja so v Puharju večkrat pričeli in nehali z delom, ker so takrat odkopavali le kalamino, ki je je zmanjkovalo. Leta 1877 so zgradili ob Paki topilnico, ker so pričeli pridobivati cink iz sfalerita. Po prvi svetovni vojni so rudnik opustili. Po sledovih površinskih odkopov z ohranjenimi rudnimi izdanki in dostopnih rovih (Jožefov rov z letnico 1791, Ignacijev in Rollov rov) sklepamo, da so rudo odkopavali v glavnem na površju in v majhni globini. Po podatkih iz leta 1874 je bila rudniška posest razdeljena na 6 enojnih jamskih mer v skupni izmeri 27 ha, ki so segale od Puharja prek Pake do kmetije PireČnik, kjer je tudi manjši rudni izdanek. Starost rudonosnih plasti Jugozahodno obrobje Šaleške doline grade karbonatne kamenine, ki so jih doslej uvrščali v anizično in ladinsko stopnjo (Teller, 1892). Na njih transgresivno ležita oligocenski laporasti apnenec in lapor, ki preideta v andezitni tuf. Na ožjem območju doslej znanega rudišča so razviti smrekovški andezitni tuf, lapor in v bazalnem delu ponekod proti Šoštanju tudi oligocenski apnenec. Ostalo območje do Pake gradi apnenec in pod njim dolomit, oruden z galenitom in sfaleritom. V nekaterih delih apnenih plasti na območju Skorna ter v apnencu iz vrtin smo našli ostanke mikrofavne in mikroflore, ki kažejo na njegovo zgornjepermsko starost. Šribarjeva je določila naslednje fosilne ostanke: foraminifere: Hemigordiopsis renzi Reichel Reichelina media K. M. Maclay Codonofusiella extensa Skinner & Wilde, Reichelina cribroseptata Erk Globivalvulina sp. in še nekatere druge rodove alge: Permocalculus cf. fragilis (Pia) Gymnocodium bellerophontis (Rothpletz) Vermiporella nipponica Endo Našli smo tudi številne fragmente krinoidov, gastropodov in spongij. Navedeni fosili dovolj jasno dokumentirajo zgornjepermsko starost apnenca. V dolomitu smo našli ponekod prekristalizirane fosilne ostanke. Najbolje ohranjena alga pripada bržkone rodu Clavaporella sp., kar bi potrjevalo domnevno permsko starost dolomita. V apnenih plasteh pod dolomitom so ohranjeni nedoločljivi fragmenti radiolarij, krinoidov, spongij in mehkužcev. Z vrtanjem in tudi na površju smo ugotovili, da prehaja dolomit navzdol in navzgor konkordantno v apnenec. Zato uvrščamo prevrtane sklade apnenca in dolomita v celoti v zgornji perm. Zaporedje plasti na ožjem območju puharskega rudišča je naslednje: Oligocenski andezitni tuf, podrejeno tufski lapor in lapor ter laporasti apnenec s prehodom v apnenec nad 50 m Zgornjepermski sivi do temno sivi in črni apnenec s skri-lavimi vložki. V spodnjem delu je vložek brečastega apnenca, debel do 10 m, ki se lateralno izklinja nad 100 m Zgornjepermski sivi, v spodnjem delu temno sivi do črni dolomit, ponekod nekoliko apneni dolomit s prehodi od kompaktnega do brečastega. V zgornjem delu dolomita je vložek temno sivega apnenca, debel okrog 5 m, ki se lečasto izklinja do 280 m Sivo zelenkasti spremenjeni keratofir, ponekod z granati in piritom; razvit je le v delu rudišča do 50 m Zgornjepermski (?) sivi do svetlo sivi apnenec nad 45 m Tektonika Območje Puharja pripada severovzhodnemu delu Kamniških Alp. Leži v južnem krilu šoštanjskega preloma. Doslej so imeli ta prelom za mejo med Kamniškimi Alpami in Karavankami. Novejše ugotovitve pa kažejo, da poteka meja ob smrekovškem prelomu na severnem obrobju Šaleške doline. Oba preloma prištevamo med mlajše terciarne tektonske linije, ob katerih je prišlo do horizontalnih premikov tektonskih enot. To kaže tudi ostra sprememba geološke sestave v severnem krilu smrekovškega preloma. Smrekovški andezitni tuf, ki zajema ozemlje južno od šoštanjskega preloma med Smrekovcem in Vojnikom do Savinjske doline in čez njo, najdemo tudi na vzhodu med šoštanjskim in smrekovškim prelomom. Severno od smrekovškega preloma pa andezitnega tufa ni, niti na območjih v neposredni bližini vulkanskih erupcij. (P 1 e n i č a r . 1967). Geneza rudišča Razen v dolomitu na območjih rudnih izdankov v Puharju in pri kmetiji Pirečnik smo našli orudenenje s sfaleritom in galenitom v delu Jožefovega rova. Doslej smo z vrtinami ugotovili orudenenje v dolomitu pod zgornjepermskim apnencem. V drugih opisanih kameninah cink in svinec ne presegata vsebnosti, običajne za neorudene kamenine. V različnih delih sivega brečastega zgornjepermskega dolomita so razvite neenakomerne rudne žile. V zgornjih delih dolomita sta količini galenita in sfalerita povečini približno enaki, le ponekod galenit prevladuje nad sfaleritom ali obratno. V spodnjih delih preiskanega dolomita pa prevladuje sfalerit nad galenitom. Schneiderhohn (1941) navaja po C 1 a r u , da so orudeni spod-njetriadni apnenci in dolomiti na obeh straneh Pake. Rudno cono označuje dolomitna breča, katere vezivo je svetlejši, mlajši dolomit. Hkrati s tem mlajšim dolomitom je nastalo tudi orudenje s sfaleritom, galenitom, bour-nonitom in markazitom. Odlaganje rudnih mineralov se je večkrat ponovilo. Orudenja povezuje C 1 a r s smrekovškim vulkanizmom. To povezavo razlaga Schneiderhohn tako, da imata ruda in andezit skupen izvor v miocenski magmi v večjih globinah (Schneiderhohn, 1941). Mikroskopske raziskave rudnih vzorcev iz vrtin so pokazale, da so pirit, sfalerit in galenit hidrotermalnega izvora. Najstarejši sulfidni mineral je pirit, ki tvori drobne vključke v kamenini. Sfalerit je v splošnem mlajši od karbonatov, delno pa so kalcitna zrna v zadnji fazi spet nadomestila zrna sfalerita, delno tudi galenita. Najmlajši rudni mineral je večinoma galenit. Nastopa v obliki žilic ali v zrncih. (Grafenauer, 1967; M. Drovenik, 1968). Za zdaj so podatki preskromni, da bi mogli določneje nakazati izvor hidrotermalnih raztopin. Kremenov keratofir, ki je bržkone triadne starosti, v puharskem rudišču ne potrjuje zveze z mineralizacijami. Prav tako ne moremo neposredno povezovati smrekovškega vulkanizma in mineralizacij v Puharju, saj je mlajša terciarna tektonika, ugotovljena v dostopnih rudarskih delih in z vrtanjem, brez sledov sulfidnega orudenenja. ZINC AND LEAD ORE DEPOSIT OF PUHARJE (SLOVENIA) Miran Iskra During the last few years, exploration works have been under way at the abandoned zinc and lead mine of Puharje. The ancient mining works are situated on the slope of the left bank of the Paka river, at about 1 kilometer westward of Šoštanj. The beginnings of the exploitation reach into the 17th century. The mine has been abandoned in the first years of the 20th century because of shortage of the ore reserves, although the deposit has never been examined by a geologist. The area of the deposit is built by dark grey limestone alternating at places with marly calcareous schist. In the lower part of these beds an intercalation of brecciated dolostone occur. In the limestone Upper Permian fossils have been found, consisting of the most frequent alga Vermiporella nipponica Endo and the foraminifer Reichelina media K. M. Maclay. The limestone beds are conformably underlain by a grey mostly brecciated dolostone showing transitions into the calcareous dolostone. In this dolostone zinc and lead ores occur. Under the brecciated ore bearing dolostone an intercalation of quartz keratophyre has been ascertained by a bore hole, and further below a grey limestone of undetermined age. The quartz keratophyre is developed only locally, so that the ore bearing dolostone is generally underlain by limestone beds. From the south, this structure is overlain by Oligocene marl and andesite tuff of the Smrekovec. The Puharje ore deposit belongs to the north-eastern borderland of the Alps of Kamnik. It is situated on the southern side of the young Tertiary Šoštanj fault. In the grey brecciated dolostone of the Upper Permian age sphalerite, galenite and pyrite of hydrothermai origin are to be found. In the lower parts of the dolostone in question, sphalerite predominates over galenite, whereas in the upper parts their proportions are about equal. The presence in the ore deposit of the quartz keratophyre of probably Triassic age does not prove its direct connection with the mineralization. The same could be said of the influence possible of the Smrekovec volcanism on the Puharje ore deposit. The data available are still too scarce to enable a more probable determination upon the origin of this deposit. LITERATURA Češ miga, I. 1969, Rudarstvo LR Slovenije, Nova proizvodnja. Dolar. L. — Mantuani, Piračiški tufi, Vesnik Geološkog instituta Kr. Jug. Knj. V. Drovenik, M. 1968, Mikroskopska preiskava vzorcev rude in prikame-nine iz Puharja, Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. Grafenauer, S. 1967, Mineraloška raziskava rudnih obruskov z območja Puharja, Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. Hinterlechner-Ravnik, A., Pleničar, M. 1967, Smrekovški sndezit in njegov tuf, Geologitja 10. knjiga, Ljubljana. Iskra, M. 1962, 1965, 1966. Poročila o geoloških raziskavah v Puharju, Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. Rakovec, I. 1956, Pregled tektonske zgradbe Slovenije, I. jugoslovanski geološki kongres, Ljubljana. Schneiderhohn, H. 1941, Lehrbuch der Erzlagerstattenkunde, I. Band, Jena. Si košek, B. 1958, Tektonski sklop jugoslovenskih južnih Alpi. Zbornik radova G. inst. Jovan Žujovič, Beograd. S r i b a r, L. 1967, Mikropaleontološka preiskava vzorcev iz vrtine V-5 Puharje, Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. Teller, F. 1892, Geologische Spezialkarte Prassberg a. d Sann, Geol. R.-A. Wien. PODTALNICA LJUBLJANSKEGA POLJA IN MOŽNOSTI NJENEGA POVEČANEGA IZKORIŠČANJA Marko Breznik S 5 slikami med tekstom in z 2 slikama v prilogi VSEBINA 1. Uvod..........................165 2. Opis podtalnice Ljubljanskega polja..............166 3. Pretok podtalnice......................167 4. Napajanje podtalnice....................169 5. Vzroki oslabitve podtalnice..................170 6. Možnost povečanega izkoriščanja podtalnice...........171 6.1. Zmogljivost in tehnična izvedba vodnjakov..........171 6.2. Povečanje pretokov podtalnice...............171 6.3. Povečanje infiltrative iz Save...............173 6.4. Zmogljivost ponikovalnih objektov.............175 6.5. Vpliv umetnega ponikovanja na kvaliteto vode........177 6.6. Skupno financiranje ponikovalnih objektov.........178 7. Tuje izkušnje pri umetnem napajanju podtalnice.........178 8. Zahvala.........................179 9. Povzetek.........................179 9.1. Sedanje stanie.....................179 9.2. Oslabitev podtalnice...................179 9.3. Možnosti povečanega črpanja podtalnice...........179 9.4. Nujni ukrepi......................180 1. UVOD Dobra pitna voda in čista hladna industrijska voda sta že redkost. Velika mesta grade za preskrbo z vodo drage akumulacijske bazene, dolge dovodne cevovode in drage čistilne naprave. Vendar morajo vodo klorirati in je zato slabša od ljubljanske, ki ni klorirana, temveč naravno prečiščena, hladna in primerno mineralizirana. Povečana potrošnja pitne vode in rastoče potrebe industrije zahtevajo na eni strani vedno več vode, na drugi strani pa je na splošno začelo prevladovati mišljenje, da se zaradi oslabitve ljubljanske podtalnice bližamo zgornji meji njenega izkoriščanja. Mestni vodovod je ob financiranju Mestnega sveta v zadnjih letih raziskoval Ljubljansko kotlino zaradi preskrbe mesta z vodo v bodočnosti. Po časopisnih vesteh naj bi v ta namen črpali podtalnico Sorškega polja. Stroške izgradnje novega vodovodnega sistema predvidevajo v višini nad 100 milijonov din. Vemo, da se občinski milijoni težko zbirajo; zato želim podati nekaj svojih pogledov na možnost povečanega izkoriščanja podtalnice v sedanjih črpališčih na Ljubljanskem polju. 2. OPIS PODTALNICE LJUBLJANSKEGA POLJA Ljubljansko polje je mlada tektonska udorina v vododržnem karbonskem skrilavcu in peščenjaku, zasuta v spodnjem delu s pleistocenskim prodom in peskom, ki sta delno cementirana, in v zgornjem delu z re-centnim prodom, debelim do 10 m. Neprepustna karbonska podlaga ima obliko sklede, ki je v sredini globoka skoraj 100 m (Kleče, Bežigrad?) in ob robu ob Savi 10 do 20 metrov. Sava se pri Brodu in delno pri Tomačevem preliva prek roba sklede v podtalnico Ljubljanskega polja. Glavni tok podtalnice teče od Broda skozi Kleče, Bežigrad in Jarše proti Fužinam in Zalogu, kjer se izliva v Ljubljanico. Po novejših podatkih sklepamo, da obstaja tudi manj izdaten tok od juga proti severu skozi globel med Ljubljanskim gradom in Rožnikom. V vsem južnem delu Ljubljane je v globini okrog 18 m savski prod, ki ni ločen od prodnatega vršaja Gradaščice. Domnevajo tudi, da je del Save tekel okrog Rožnika in da je ta rokav v globljem delu sedaj zasut s prodom. Za dotok z južne strani govori tudi zveza savskega proda z vršajem Gradaščice, prepojenim z vodo. Piezometrična gladina spodnjega horizonta podtalnice v vodnjaku na Ferantovem vrtu v Gregorčičevi ulici, izkopanem leta 1967, kaže na gradient proti severu. S prodom zasut rokav Save bi lahko pojasnil tudi dotok z draveljske strani, kar kažejo hidroizohipse. Vsekakor pa sta ta dva dotoka količinsko manj pomembna. V severnem, nezazidanem delu polja se podtalnica obnavlja tudi s padavinami. Gladina podtalnice je v Brodu pri Tacnu na koti 292 m; od tu pada najprej strmo in potem položno do Kleč na koto 282 m. Od Kleč do vodnjakov v Hrastju z gladino 276 m je strmec enakomeren. Za Bežigradom je gladina podtalnice 15 m pod površjem. V Mostah je v globini okrog 10 m, nekaj metrov niže kakor Ljubljanica, ki iz svoje zablatene struge praktično ne pronica v podtalnico. Dalje proti vzhodu je gladina podtalnice vedno plitveje pod površjem. Prvi izviri podtalnice so ob Ljubljanici pod Fužinskim gradom, močnejši so pri Studencu in dalje ob Ljubljanici v Slapah, Vevčah in Kašlju. Pred desetletji je izvirala podtalnica še na polju vzhodno od Sneberja, sedaj pa so močni izviri še na polju vzhodno od Zaloga. Od teh izvirov tečejo potoki proti Ljubljanici in se vanjo izlivajo blizu sotočja s Savo. Ob potoku, ki teče od najmočnejšega izvira, je bil znani Perležev mlin. Zaradi velike debeline vodonosne plasti v sredini kotline in zaradi zelo ugodnega koeficienta prepustnosti ima podtalnica Ljubljanskega polja odlične lastnosti za izgradnjo globokih vodnjakov velike zmogljivosti. 3. PRETOK PODTALNICE Pretok podtalnice Ljubljanskega polja še ni točneje raziskan. Izračunati ga skušamo v profilu Bežigrad—Tomačevo. Upoštevamo pretok ob nizki gladini podtalnice v dneh 6. do 8. junija 1967. Podatki o gladinah so iz Hidrografskega zemljevida Ljubljanskega polja in okolice v merilu 1 : 25 000, ki ga je izdelal Hidrometeorološki zavod SR Slovenije (priloga 1). Pretok računamo po Dupuitovi formuli, predelani po Kamen-s k e m za spreminjajočo se širino tokovnega pasu (si. 1): bi — bt ht + hs Q ■■= k ln bi — ln bi h = kjer je Q pretok, k količnik prepustnosti, bf in b2 širina tokovnega pasu v profilih 1 in 2, hi in hf debelina vodonosne plasti v profilih 1 in 2, i strmec gladine v območju pasu. tokovn, pas W BELT T OKOVNlOtf/ SI. 1. Tokovni pas s spreminjajočo se širino bi in bs širini tokovnega pasu ter l njegova dolžina Fig. 1 Flow belt with variable width b i and bg the widths, and I the length of the flow belt ' Podatki o širini in dolžini tokovnih pasov in o padcu gladine so zbrani v tabeli 1. PODATKI O TOKOVNIH PASOVIH DATA ON THE FLOW BELTS Tabela 1 Table 1 Tokovni pas Flow belt Širina m Width in meters bi bf Dolžina m Length in meters l 1 Železniška Stadion 1160 980 postaja 2 Stadion-kota 290 2600 660 3 Kota 290-Tomačevo 970 900 890 1860 1070 Strmec Hydraulic gradient i 0,00225 0,00108 0.00187 Globino vodonosne plasti poznamo v naslednjih krajih: Kleče: vodnjak 8 101,5 m, vodnjak 15 do podlage 96,0 m. Vodnjak Delo do globine 60 m prod in konglomerat; ni dosegel podlage. Vodnjak Navje do globine 60 m prod in konglomerat; ni dosegel podlage. Vodnjak Pivovarne Union do globine 55 m prod, melj in konglomerat; ni dosegel podlage. Vrtina na Trgu revolucije do globine 40 m melj, prod in konglomerat; ni dosegla podlage. Vodnjak na Ferantovem vrtu spodnja vodonosna plast od 15 m do dna vodnjaka v globini 18 m droben prod; ni dosegel podlage. Vodnjak RTV v Cufarjevi ulici, do globine 44 m prod in konglomerat. Karbonska podlaga v globini 44 m. Vodnjak na Hrvatskem trgu; karbonska podlaga v globini 46 m. Vrtina v Domžalski ulici (kota 287,8 m); karbonska podlaga v globini 48,8 metra. Tomačevo — geotehnični profil, debelina vodonosnega proda je približno 15 m. V našem profilu od železniške postaje do Tomačevega je podtalnica v globini od 20 do 10 m. Debelino vodonosne plasti h v posameznih pasovih pa cenimo takole: 1. pas 40 m po vodnjakih Delo, Navje, 2. pas 60 m po vodnjakih v Klečah, 3. pas 20 m po geotehničnem profilu. Količnik prepustnosti k je bil v zadnjih letih ugotovljen v več globokih vodnjakih. Podatki so zbrani v tabeli 2. KOEFICIENTI PREPUSTNOSTI k COEFFICIENTS OF PERMEABILITY k Tabela 2 Table 2 Vodnjak Globina m Leto k _Well_Depth in meters Year_m/sek Pivovarna Union 55 1964 1,98.10-4—2,28.10"-» Navje 60 1963 0,74.10-2—1,24.10-2 RTV, Cufarjeva ulica 44 1967 1,80.10~»—2,46.10"3 Delo, Likozarjeva ulica 60 1968 3,10 .10~3—3,42 .10-3 Količnika prepustnosti, ugotovljenega v vodnjaku Union, ne moremo upoštevati za osrednji del Ljubljanskega polja, ker leži ta vodnjak zelo blizu Šišenskega hriba. V vodnjaku je več glinastih plasti, kar dokazuje, da je bilo to območje v času zasipanja Ljubljanskega polja odmaknjeno od glavnega toka Save in je deloma zasuto s preperinskimi glinami z bližnjega hriba. Tudi vodnjak RTV leži že zunaj glavnega toka podtalnice. V vodnjaku Navje je prepustnost zelo dobra, verjetno pa je sestava tal le lokalno tako ugodna; zato tudi teh podatkov ne moremo upoštevati za celotno Ljubljansko polje. Povprečni količnik prepustnosti za srednji del Ljubljanskega polja cenimo na k = 3 . 10-s m/sek Račun pretoka je podan v tabeli 3. PRETOK PODTALNICE V PROFILU BEŽIGRAD—TOMACEVO DISCHARGE IN THE SECTION BEŽIGRAD—TOMACEVO Tabela 3 Table 3 Pas Belt bi ln bi — b2 — ln b® m k msek Debelina plasti Bed thickness m Strmec Hydraulic Gradient i Q 1/sek 1 1129 3 .10"a 40 0,00225 305 2 1397 3.10"a 60 0,00108 270 3 934 3.10-" 20 0,00187 105 Skupni pretok v profilu Bežigrad—Tomačevo je bil junija 1967 6801/sek Zahodno od tega profila pa je bila potrošnja naslednja: Vodarna Šentvid (podatki za december 1966) 501/sek Vodarna Kleče (podatki za december 1966) 6001/sek Pivovarna Union (ocenjeno) 401/sek Skupno 6901/sek Pretok podtalnice Ljubljanskega polja do profila Bežigrad je bil torej 680 + 690 = 13701/sek Minimalni pretok lahko izračunamo tudi kot vsoto celotnega črpanja in izvirov v sušni dobi. V izrazito sušni jeseni leta 1967 sva z dr. Zlebnikom kartirala izvire podtalnice Ljubljanskega polja med Fužinami in Zalogom. Dne 26. 10.1967 je bil skupni pretok izvirov okrog 400 1/sek, od tega pretok pri Perleževem mlinu okrog 2001/sek. Potrošnja podtalnice v Ljubljani je bila približno naslednja: Vodarna Šentvid (podatki za december 1966) 501/sek Vodarna Kleče (podatki za december 1966) 6001/sek Vodarna Hrast je (podatki za december 1966) 145 1/sek Pivovarna Union 40 1/sek Tovarna kleja 701/sek Kemična tovarna 501/sek Razni manjši potrošniki 451/sek Skupna potrošnja 10001/sek Izviri 4001/sek Skupen pretok ob suši 1400 1/sek Rezultata obeh računov sta si podobna. Ob deževju, predvsem pa ob visokih vodah Save, se pretok podtalnice poveča. 4. NAPAJANJE PODTALNICE Hidroizohipse kažejo, da je glavno napajalno območje podtalnice mlada prodna terasa pri Brodu, drugo, sedaj že manj aktivno, pa med Malo vasjo pri Ježici in Tomačevim. Ni še ugotovljeno, kolikšno je napajanje iz smeri Dravelj in od juga skozi globel med Gradom in Rožnikom. Ta dva dotoka sta manjša. V severnem nezazidanem območju Ljubljanskega polja se podtalnica obnavlja tudi s padavinami v količini nekaj sto litrov na sekundo. Prva analiza karte hidroizohips kaže, da teče podtalnica vzporedno s Savo, da se napaja pri Brodu in deloma pri Tomačevem ter se izliva v Ljubljanico med Fužinami in Zalogom. Poglobljena analiza pa pokaže dve važni podrobnosti: prvič, da je depresijski vpliv velikega črpališča Kleče majhen, in drugič, da ima podtalnica isto gladino kakor Sava. Hidroizohipse podtalnice so odvisne od gladine Save. Po teh ugotovitvah sklepamo naslednje: — Glavno infiltracijsko območje je sedaj pri Brodu. — Gladino podtalnice le delno določa razmerje med dotokom in odvzemom, v glavnem pa gladina Save in njen strmec. — Da lahko Sava vzdržuje tako gladino podtalnice, mora obstajati poleg »vzdolžnega napajanja« podtalnice pri Brodu in toka vzdolž Save na 14 km dolgem odseku Brod—Zalog tudi »prečno napajanje« iz Save neposredno v podtalnico, ker širina Ljubljanskega polja ni večja od 3 km. S takim prečnim napajanjem si lahko razložimo majhen depresijski vpliv črpališča Kleče. Gradient hidroizohips kaže, da se napaja tok k črpališču Hrastje iz Save med Tomačevim in Jaršami. Postavlja se vprašanje, zakaj prečno napajanje ni vidno na karti hidroizohips. Prečno se podtalnica napaja v impulzih, ob visokih vodah Save. S piezometričnimi profili, postavljenimi prečno na tok Save, in z vsakodnevnim opazovanjem gladin bi ga gotovo opazili. Karta hidroizohips, ki jo objavljamo, je bila izmerjena v sušni dobi, ko je bilo prečno napajanje majhno. V sušni jeseni 1967 je bil dne 10. 10. 1967 po kratkotrajni visoki vodi Save pretok pri Perleževem mlinu 9001/sek, dne 26. 10. 1967 pa samo še 2001/sek. Ker je izmerjena hitrost toka podtalnice v vzdolžni smeri okrog 10 m na dan, se je lahko pretok v izviru tako hitro zmanjšal samo zaradi tega, ker je gladina Save hitro padla in se je prečno napajanje ustavilo. Sava je oddaljena od izvirov, ki napajajo potok pri Perleževem mlinu, le okrog 1 km. Indirektno opazimo vpliv prečnega napajanja pri primerjavi kart hidroizohips za visoko in nizko gladino podtalnice. Pri visoki gladini se dvigne podtalnica za okrog 1 m. Pri počasnem toku podtalnice v vzdolžni smeri se gladina ne bi mogla dvigniti na celotnem Ljubljanskem polju, če bi se napajala podtalnica v glavnem le pri Brodu. 5. VZROKI OSLABITVE PODTALNICE Mestni vodovod kot glavni potrošnik opaža v zadnjih letih usihanje podtalnice in občasno opozarja občane na štednjo z vodo »zaradi nizke gladine v vodnjakih«. Glavni vzrok za usihanje podtalnice ni povečana potrošnja, ampak sprememba na Savi. V zadnjih 15 do 20 letih je Sava poglobila svojo strugo za nekaj metrov in s tem neposredno znižala gladino podtalnice ter zmanjšala možnost napajanja predvsem v prečni smeri. Nad črnuškim mostom je izkopala Sava svojo strugo že do neprepustne karbonske podlage; zato se tam podtalnica ne napaja več. Pred 20 leti so bile kopalcem znane »skalce« 1 km nad mostom na levem bregu; edino tam je prišla karbonska podlaga na površje, drugod je bila struga Save v produ. Vzroki poglobitve struge Save so povsem jasni. Zaradi izgradnje hidroelektrarne v Medvodah se sedaj ustavi savski prod v Zbiljskem jezeru, erozijska moč Save pod jezom pa se je povečala. Ker elektrarna izkorišča akumulacijo, sunkoviti pretoki vode povečujejo erozijo. Regulacija Save je dalje preprečila meandriranje struge, s tem pa povečala strmec in erozijsko moč reke. Neugodno vplivajo na napajanje podtalnice tudi regulacijska dela. predvsem zapiranje stranskih rokavov, ker se s tem zmanjšajo površine, ki so poplavljene; od njihove velikosti pa je odvisna množina ponikanja. Neugoden vpliv regulacijskih ukrepov na Savi naj osvetli naslednji podatek. Po regulaciji Save pred prvo svetovno vojno je padla gladina vode v vodnjakih črpališča Kleče za 7 m. Ko pa je bila ob poplavi leta 1912 regulacija porušena, se je gladina dvignila za 5 m. 6. MOŽNOSTI POVEČANEGA IZKORIŠČANJA PODTALNICE 6.1. Zmogljivosti in tehnična izvedba vodnjakov Prvi globoki vodnjaki v središču Ljubljane, Navje, RTV in Delo so pokazali zelo ugodno prepustnost zemljine. Pri depresiji 5 m je zmogljivost vsakega vodnjaka okrog 3001/sek. Pri vodnjaku Delo smo uspešno uporabili kombinirano metodo izkopa. Do gladine podtalnice v globini 19 m smo ga kopali ročno in betonirali v prstanih. Globlje pa je bil vodnjak do dna v globini 60 m izkopan z grabežem s strojem Benoto v 4 dneh. S tem načinom izkopa smo se izognili težavam pri prebijanju konglomerata v globini približno 8 m do 18 m, ki nastopa v večjem delu Ljubljanskega polja. Ker je imela obložna cev v gornjem delu vodnjaka večji premer, jo je bilo mogoče postaviti zelo natančno navpično. V gornjem, betoniranem delu vodnjaka ni bilo zemeljskega pritiska na obložno cev, tako da sta bili sili, potrebni za vrtenje cevi in izvlačenje obložne cevi po izkopu, mnogo manjši kakor pri enako globokem normalnem vodnjaku Benoto. S tem se je zmogljivost stroja povečala in smo brez težav dosegli globino 60 m. Manipulacija z obložno cevjo namreč omejuje globino kopanja s strojem Benoto. Možno je torej izkopati vodnjake, globoke 60 m in še več, ki bi imeli veliko zmogljivost. 6.2. Povečanje pretokov podtalnice Strmec gladine podtalnice nad črpališčem Kleče je pri sedanjem črpanju 6001/sek okrog 2 %o. Debelina vodonosne plasti se povečuje od 10 m v Brodu na 80 m v Klečah. S povečanim strmcem bi bilo možno povečati dotok podtalnice in podvojiti ali potrojiti črpanje v Klečah. Strmec bi lahko povečali ali s povečano depresijo v vodnjakih v Klečah ali s povišano gladino podtalnice ob Savi, kar obravnavamo v naslednjem poglavju. Ob severnem robu mestnega središča je nastalo novo veliko črpališče industrijske vode. Ob predpostavki, da bo večji del dotoka iz smeri Broda porabilo črpališče Kleče, bomo računali, ali je možen dotok iz smeri Mala vas—Tomačevo, kjer naj bi se podtalnica napajala iz Save. Dotok bomo računali za izbran tokovni pas po splošni enačbi neenakomernega gibanja po Kamenskem (si. 2). Ho»n-i o,n+1 SI. 2.Shema za uporabo enačb (2) in (3) po Kamenskem Fig. 2. Calculation scheme for the application of equations (2) and (3) after Kamenski Q = k b„—i — bn Hn—i — Hn in In bn—i — In b„ hn—\ + hn „ 2 Q (In b„_i — In b„) „ A H — Hn_i — HA — k (bn—i — b„) (hn—i + h„) (2) (3) kjer je Q pretok (Discharge), k količnik prepustnosti (Coefficient of permeability), b širina pasu (Width of the flow belt), h„ debelina vodonosne plasti z upoštevanjem bodoče depresije (Thickness of the water bearing bed considering the future depression), hQ sedanja debelina vodonosne plasti (Actual thickness of the water bearing bed), H„ kota gladine z upoštevanjem bodoče depresije (Water table level considering the future depression), Hn n sedanje kote gladine (Actual water table levels), l dolžina odseka (Length of the section). Od Save proti mestu se debelina vodonosne plasti spreminja, zato bomo računali po odsekih. Podatki za posamezne odseke tokovnega pasu so dani v tabeli 4. PODATKI O TOKOVNEM PASU OD SAVE PROTI SREDIŠČU MESTA DATA ON THE FLOW BELT FROM SAVA RIVER TOWARDS THE CITY Tabela 4 Table 4 Razdalja Dolžina Kota od Save odseka gladine Odsek Distance Širina pasu Section Debelina plasti Water Section from Sava Belt width length Bed thickness table level W-I Ln bn-l bn ^n—1. n h0. n—1 K. n H0 m m m m m m m m 1 0 400 2000 1950 400 15 20 281 2 400 1000 1950 1850 600 20 40 3 1000 2000 1850 1500 1000 40 60 4 2000 3000 1500 750 1000 60 40 280 Kakšna mora biti depresija v novih vodnjakih, da bo podtalnica ob povečani potrošnji vode tekla iz Male vasi in Tomačevega proti središču mesta, lahko izračunamo iz padca gladine, potrebnega za izbrane pretoke. Za posamezne odseke izračunamo po enačbi (3) potreben padec gladine H«—i — Hn za izbran pretok Q. Vsota padcev vseh odsekov je depresija v središču mesta. Po računu smo dobili za pretok Q = 200 1/sek depresijo A H = 2 Hn-1 — Hn = 3,5 m in za Q = 500 1/sek A H = 9,4 m Vidimo torej, da je tudi v tej smeri možno aktivirati pretoke podtalnice. Seveda ne bosta dotoka h Klečam in proti centru mesta med seboj neodvisna, ampak se bosta dopolnjevala. Proti centru bo lahko še vedno dotekala podtalnica iz smeri Broda in Kleč, obratno pa bo lahko črpališče Kleče pritegnilo vodo iz smeri Male vasi pri Ježici. Pretoki podtalnice bodo odvisni od intenzivnosti črpanja v enem ali drugem črpališču in od množine infiltracije Save pri Brodu ali pri Mali vasi. Pretok podtalnice je pri črpališču Hrastje večji od črpanja in se črpanje lahko še poveča. Verjetne smeri pretoka podtalnice v bodočnosti so nakazane v prilogi 2. Zaradi velike debeline vodonosne plasti v osrednjem delu Ljubljanskega polja in zelo ugodnega količnika prepustnosti je možno povečati in preusmeriti pretoke podtalnice s povečano depresijo v vodnjakih. 6.3. Povečanje infiltracije iz Save Sedanji pretok podtalnice, ki je v sušni dobi okrog 14001/sek, se obnavlja deloma s padavinami (okrog 200 1/sek), v manjši meri z dotokom iz juga in v glavnem z infiltracijo iz Save. Pri zaželenem povečanju izkoriščanja podtalnice se mora povečati tudi napajanje, ker bi bilo sicer povečano črpanje samo kratkotrajno in bi mu sledil padec gladine na celotnem Ljubljanskem polju. Napajanje iz padavin se bo zaradi širjenja mesta samo še zmanjševalo. Tudi z južne strani se dotok ne more povečati. Napajanje je možno povečati samo iz Save. Ali se bo ob predvidenem povečanju črpanja in znižanja gladine podtalnice v Klečah im v centru mesta povečala tudi naravna infiltracija iz Save? Na to vprašanje moramo odgovoriti negativno. Infiltracija bi se samo neznatno povečala. Infiltracija iz reke ali njenega rokava je odvisna od površine, ki je pod vodo, od prepustnosti dna, od prepustnosti plasti pod dnom in od gradienta med gladino reke in gladino podtalnice. S povečano depresijo v črpališčih se bo gradient med reko in podtalnico le neznatno povečal. Ker so črpališča oddaljena več kilometrov od reke, se bo depresijska krivulja, ki je približno parabola, le malo razlikovala od sedanje ob reki. Na druge glavne činitelje, ki vplivajo na infiltracijo, predvsem na površino pod vodo in na prepustnost dna reke, povečana depresija ne bo vplivala. Neprepustna karbonska podlaga ni globoko pod dnom struge. Poglobljena struga Save jo je nad črnuškim mostom že dosegla, drugod pa se je zmanjšala debelina plasti med dnom struge in neprepustno podlago; zato je odtok v podtalnico otežkočen. Poglobitev struge in njena regulacija sta zmanjšala površine pod vodo. V zaprtih stranskih rokavih se je na dno usedel drobnejši material in močno zmanjšal njegovo prepustnost. Ob prejšnjem, naravnem stanju struge so vsakoletne poplave »počistile« dno stranskih rokavov, poleg tega pa so stalno nastajali novi rokavi. Pogoji infiltracije so se poslabšali in zato se je zmogljivost podtalnice zmanjšala. S kakšnimi tehničnimi ukrepi bi mogli povečati infiltracijo iz Save? Najprej na ta način, da bi dvignili gladino Save na prejšnje stanje. Takšen ukrep je bil uspešen v letih po prvi svetovni vojni. Gladina podtalnice v Klečah se je znižala, ker je Sava poglobila svojo strugo, verjetno zaradi izgradnje jezu za papirnico v Medvodah. Na Savi so zgradili prag nad izlivom Gameljščice. Podrobnejši študij bi pokazal, ali bi bilo dviganje gladine Save tudi danes najboljša rešitev. Neugodno pri tem je, da so bila v novo regulacijo poglobljene struge vložena velika sredstva. Nadalje je sedaj manj ogrožena industrija v Črnučah, zgrajena na poplavnem območju, kjer je bil potreben zaščitni nasip. Zaradi teh razlogov bi bila verjetno najboljša rešitev izgradnja posebnih objektov za infiltracijo Save v podtalnico. To so lahko poniko-valni jarki, bazeni, jame ali vodnjaki. Ponikovalni kanal je izkopan v prepustno Zemljino in ima neobloženo dno. Voda pronica skozi prepustno dno v podtalnico. Enako funkcijo imata ponikovalni bazen ali jezero, različna je samo oblika. Pri teh ponikovalnih izkopih obstaja nevarnost, da se zmanjša prepustnost zaradi zablatenja dna. Ponikovalne jame so zalite samo takrat, kadar ponikujemo vodo. Njihova prednost je lažje čiščenje dna v suhem. Ponikovalni vodnjaki so podobni črpalnim vodnjakom, razlika je le v tem, da imajo prepustne stene tudi nad gladino podtalnice. Tudi vodnjaki se lahko zamašijo, zato moramo vanje dovajati prečiščeno vodo in jih občasno s črpanjem regenerirati. Prvo območje, kjer bi bilo treba umetno napajati podtalnico, je med Brodom pri Tacnu in zavojem Save nasproti izliva Gameljščice. Hidroizohipse med Brodom in Klečami so zelo strme (6 %o) do oddaljenosti 1 km od Save. Verjetno teče podtalnica v tanki plasti, kakor po drči, po neprepustni karbonski podlagi. Prepustni prod nad gladino podtalnice bi omogočil znatno večji pretok, ki pa je odvisen od infiltracije iz Save. Ponikovanje na tem območju bi koristilo predvsem črpališču Kleče. Možnosti za izgradnjo ponikovalnih naprav je več. Blizu Save bi lahko stare rokave preuredili v ponikovalne bazene ali jezera. Nekoliko bolj oddaljen bi bil ponikovalni jarek. V razdalji približno 1 km od Save pa bi uredili ponikovalne jame ali ponikovalne vodnjake. Vodo bi črpali iz Save ali odvzemali iz kanala tacenske elektrarne. Potrebni bi bili peskolovi za čiščenje vode. Ponikovanje ne bi bilo potrebno ob visokih vodah, ko je že naravna infiltracija velika. Zato bi zadostovali manjši peskolovi; tudi nevarnost zablatenja bi se zmanjšala. Drugo območje za umetno napajanje je med Malo vasjo in Tomačevim; vplivalo bi delno na črpališče Kleče, predvsem pa na črpališča v središču Ljubljane. Med Malo vasjo in Tomačevim bi zgradili blizu Save bazene ali jezera, ki so že bili predvideni v rekreacijskem centru Ježica. Bolj oddaljeni od reke bi bili ponikovalni vodnjaki. 6.4. Zmogljivost ponikovalnih objektov V nadaljnjem podajamo račun zmogljivosti posameznih ponikovalnih objektov. Primeri so prilagojeni za območje pri Brodu, vendar so vse mere kakor tudi količnik prepustnosti ocenjeni. Ponikovalni kanal Kanal je oddaljen od Save 500 m, dno kanala je v višini gladine podtalnice. h j — 10 m debelina vodonosne plasti k* = 15 m debelina vodonosne plasti d = 2 m višina vode v kanalu H = 2,5 m padec gladine podtalnice L,..-j —■ Lf.~2 = 500 m dolžina odseka k = 3 . 10~3m/sek količnik prepustnosti SAVA __KANAL-DITCH r*4 L a- O-l L i _ 1-1 h, SI. 3 Napajanje iz kanala Fig. 3. Recharge from ditch Za račun uporabimo Dupuitovo enačbo (Bogomolov, Silin-Bekčurin, 1959). (hi + d) + h2 H + d q = k -1- • —— (4) 2 Lj. (10 + 2) 4 15 2,5 + 2 q = 3. 10-3- •- = 3,65 . 10-4 mVsek 4 2 500 q — pronicanje na 1 m dolžine kanala Pronicanje za 2000 m dolg kanal Q = 2000 . 3,65 . 10"4 = 0,73 m3/sek Ponikovalna jama Oddaljenost od Save okrog 1000 m. Dno jame je 4 m nad gladino podtalnice. H0 = 1 m višina vode v jami T = 5 m razlika med gladino v jami in gladino podtalnice B = 10 m širina jame. Pronicanje računamo po Vernikovu (Silin-Bekčurin, 1965) q = k (B + Ho C?) (5) q — pronicanje na 1 m dolžine jame k = S.lO^m/sek količnik prepustnosti B T — = 10 — = 5 Ho H0 C2 = 3,7 iz grafikona po Silin-BekČurin (1965) q = 3.10-3 (10 + 1.3,7) = 4,1.10~*2 mVsek. Za 25 m dolgo jamo Q = 1,02 mVsek Učinek je izredno ugoden. Za količnik prepustnosti k = 1.10"4 m/sek kar ustreza srednjezrnatemu pesku na dnu jame, bi bilo pronicanje Q = 0,034 mVsek Znatna razlika sposobnosti pronicanja kaže na velik vpliv sestave dna jame in opozarja, da je vpliv zablatenja precejšnji. JAMA H 0 PIT - GLADINA_GROUND WATER PODTALNICE TABLE SI. 4 Napajanje iz jame Fig. 4 Recharge from pit LJUBLJANSKA PODTALNICA V BODOČNOSTI GROUND WATER OF LJUBLJANA IN THE FUTURE «.2 O 02 0,1 W 0,' \P \2 NAPAJANJE PODTALNICE IZ SAVE RECHARGE OF GROUND WATER FROM SAVA NAFAJANJE PODTALNCE IZ PONIKWALNH OBJEKTOV ARTIFICIAL RECHARGE OF GROUND WATER TOK PODTALNICE GROUND WATER FLOW PREDPOSTAVLJEN TOK PODTALNICE SUPPOSED GROUND WATER FLOW VODNJAKI WATER WELLS OBMOČJA PRIMERNA ZA PONIKOVANJE AREA SUITABLE FOR ARTIFICIAL RECHARGE REKE RIVERS Ponikovalni vodnjak Oddaljenost od Save 1000 m, podtalnica v globini 5 m, neprepustna podlaga v globini 15 m h = 15 m debelina vodonosne plasti ob vodnjaku H = 10 m debelina vodonosne plasti v razdalji R od vodnjaka r = 0,38 m polmer vodnjaka R — 300 m vplivni radij vodnjaka (ocenjeno) k = 3.10-3 m/sek količnik prepustnosti za prod q = 7ik(h* — H*) (g) lnR — lnr :t.Z. 10-3 (152— 102) a, . Q =---— = 0,18 mVsek ln 300 —ln 0,38 za R = 500 m je Q = 0,16 mVsek VODNJAK WELL GLADINA GROUND WATER ^ TABLE h IMPERMEABLE POOTALNICE NEPREPUSTNA H PODLAGA L " " | 1 R ■ «■ u BAStMtN 1 SI. 5 Pronicanje iz vodnjaka Fig. 5 Seepage from the recharge well Učinki ponikovanja so za vse objekte zelo ugodni, kadar računamo s količnikom prepustnosti proda, in zadovoljivi, če računamo s prepustnostjo peska. Močno bi se pa zmanjšali, če bi bilo dno prekrito z meljem. Zato moramo vodo pred ponikovanjem čistiti in večkrat odstraniti blato z dna in s sten objektov. 6.5. Vpliv umetnega ponikovanja na kvaliteto vode Glavni faktor, ki vpliva na biološko čiščenje podtalnice, je njeno dolgotrajno zadrževanje v podzemlju. V Amsterdamu npr. zahtevajo, da ostane ponikla voda pod zemljo vsaj dva meseca. Predlagana lokacija za umetno ponikovanje pri Brodu je le 0,5 do 1,0 km bliže kakor Sava in še vedno 2,0 do 2,5 km daleč od črpališča Kleče. Pri sedanji hitrosti okrog 10 m na dan preteče podtalnica v dveh mesecih 600 m. Četudi bo zaradi povečanega padca tekla v bodočnosti hitreje, je zaradi velike razdalje med ponikovalnico in črpališčem ne bo težko zadržati toliko časa v podzemlju, da se bo biološko očistila. Zato lahko upravičeno pričakujemo, da se kvaliteta podtalnice zaradi umetnega ponikovanja ne bo poslabšala. 6.6. Skupno financiranje ponikovalnih objektov Opozoriti želimo še na možnost financiranja ponikovalnih objektov. Ljubljana že ima v načrtu gradnjo rekreacijskega centra z jezerom pri Mali vasi. Takšna umetna jezera ali bazene, ki bi bili istočasno poniko-valnice, bi bilo možno zgraditi tudi na območju Broda. Drugo važno dejstvo pa so velike zaloge proda ob Savi. Za izgradnjo južne avtomobilske ceste bodo potrebne velike količine proda za tampon. Južno od Ljubljane gramoza praktično ni, pa tudi v Ljubljanski kotlini ga že primanjkuje. Ob Savi so na območju, ki je zaščiteno zaradi črpališča Kleče, velike zaloge proda. Če bi uporabili za izkop gradbene stroje s pogonom na elektriko in izvedli tudi druge ukrepe proti onesnaženju podtalnice, bi bil tudi na teh območjih možen izkop proda. Izkop bi bilo treba organizirati tako, da bi opuščene gramoznice uporabili pozneje kot ponikovalne bazene ali jame. Na ta način izgrajujejo ponikovalne jame npr. v Kaliforniji. 7. TUJE IZKUŠNJE PRI UMETNEM NAPAJANJU PODTALNICE Zaradi vedno večjega črpanja in premajhnega naravnega napajanja so pričeli drugod v svetu podtalnice umetno napajati v širokem obsegu. Ponikovalne jame uporabljajo pri Los Angelesu. Vodonosen prod je debel okrog 100 m in ima zelo ugoden količnik prepustnosti. Reke, ki tečejo iz gorovja in imajo deloma uravnan pretok zaradi akumulacijskih bazenov, imajo le malo finih sedimentov. Kljub temu bi se jame kmalu zablatile, če ne bi zapirali dotokov takrat, ko voda ni dovolj čista. V sušni dobi dna jam preorjejo, da bi ostala prepustna. Na območju črpališča Zandvoort mesta Amsterdama ponikujejo od leta 1957 okrog 70 milijonov m3 vode letno. Do ponikovalnih jarkov dovajajo vodo po 53 km dolgem cevovodu iz reke Ren. Črpalni jarki so le 200 m oddaljeni. Smatrajo, da mora ostati voda pod zemljo vsaj 2 meseca, da bi se dovolj prečistila. V Ukrajinski S. S. R. podtalnice umetno napajajo na mnogih krajih. Sedaj raziskujejo v velikem obsegu, kako racionalno izkoriščati podzemeljske vode, kako jih zaščititi in umetno napajati. Odvodni kanal hidroelektrarne Donzere-Mondragon v Franciji je znižal gladino podtalnice in povzročil škodo na površini 12 km2. Na obeh straneh kanala, dolgega okrog 6 km, ponikujejo sedaj 8,5 ms/sek neprečiščene vode reke Rhone. Njena voda ima 50 mg/l suspendiranih snovi. Ponikovanje v jamah ni dalo dobrih rezultatov, ker so se kmalu zablatile. Sedaj ponikujejo skoraj izključno samo v vrtanih vodnjakih premera 0,56 m, ki požirajo povprečno 801/sek. Vode ne čistijo in računajo, da se vsak vodnjak zamaši v 8 letih. Letni stroški ponikanja, računajoč vrtanje novih vodnjakov, so 400.000 NF. Tudi izgradnja hidroelektrarn kanalskega tipa na spodnjem toku reke Durance v Franciji je povzročila zmanjšanje infiltracije iz reke v podtalnico. Izvedli so ustrezne poskuse in pripravljajo umetno napajanje podtalnice iz vrtin premera 10 cm. Vodo bodo očistili v peskolovih. Ponikovati nameravajo 1 do 2m3/sek; to je toliko, kolikor je bila ob visokih vodah infiltracija iz reke v podtalnico pred izgradnjo elektrarn. Poleg čistega napajanja podtalnice se v zadnjem času vedno bolj uvajajo tako imenovane podzemeljske akumulacije. V deževni dobi vodo v vrtanih vodnjakih ponikujejo in jo v sušni dobi iz njih črpajo. V Izraelu so npr. pred leti ponikovali letno nad 100 milijonov m3 vode v nad 100 vodnjakih. Posamezni vodnjaki so lahko stalno požirali nad 0,5 mVsek. Iz istih vodnjakov, ki so premera blizu 1 m, so v sušni dobi črpali. Podzemeljska akumulacija je v zakraselih apnencih in dolomitih, ki so proti morju zaprti z nepropustnimi plastmi. 8. ZAHVALA Zahvaljujem se Hidrometeorološkemu zavodu SRS Ljubljana za karto hidroizohips Ljubljanskega polja in dr. Ljubu Zlebniku, geologu Geološkega zavoda Ljubljana, za nekatere hidrogeološke podatke. 9. POVZETEK 9.1. Sedanje stanje Ljubljana se oskrbuje s pitno in industrijsko vodo iz črpalnih vodnjakov, ki so blizu mesta ali v njem. Sedanji minimalni pretok podtalnice je okrog 1,4 mVsek. Potrošnja vode se že bliža pretoku, zato moramo misliti na nove vodne vire. 9.2. Oslabitev podtalnice Pretok podtalnice se je v zadnjih dveh desetletjih močno zmanjšal. Glavni vzrok oslabitve podtalnice je znižanje korita Save za več metrov, kar je posledica povečane erozijske moči Save v tem delu struge zaradi odlaganja proda v akumulacijskem bazenu Medvode in zaradi povečanega padca regulirane struge. Nadaljnji vzrok je zapiranje in osušitev stranskih rokavov pri regulaciji, ker so se zmanjšale površine pod vodo in pronicanje v podtalnico. 9.3. Možnosti povečanega črpanja podtalnice Novi vodnjaki Navje, Delo in RTV so dokazali, da je možna izgradnja vodnjakov z zelo veliko zmogljivostjo. Z računom smo dokazali, da s povečano depresijo v vodnjakih lahko podvojimo pretoke podtalnice in da jih lahko preusmerimo v zaželeno smer. Ozko grlo za povečanje izkoriščanja podtalnice je infiltracija iz Save. Infiltracijo bi bilo treba umetno povečati. To bi najlažje dosegli z umetnim ponikovanjem v ponikovalnih jarkih, bazenih, jamah ali vodnjakih. Najprimernejše območje za umetno ponikovanje je pri Brodu in drugo pri Tomačevem. Pri izgradnji nekaterih ponikovalnih objektov bi bilo možno doseči sodelovanje drugih interesentov. Ponikovalni bazeni bi lahko bili del rekreacijskih centrov, opuščene gramoznice pa ponikovalne jame ali bazeni. Upravičeno lahko pričakujemo, da se kvaliteta podtalnice zaradi umetnega ponikovanja ne bo poslabšala. 9.4. Nujni ukrepi Takoj je treba preprečiti nadaljnje poglabljanje struge Save in njeno regulacijo izvajati tako, da se infiltracija v podtalnico ne bo zmanjšala; sicer se bo zmogljivost podtalnice še nadalje slabšala. Pričeti je treba odločno borbo proti onesnaženju Save. GROUND WATER OF THE LJUBLJANA POLJE AND POSSIBILITIES OF INCREASING ITS EXPLOITATION Marko Breznik With 5 textfigures and 2 plates 1. INTRODUCTION The town Ljubljana is supplied by water of excellent quality from the ground water in the Ljubljana Polje. The main pumping station is at a distance of 3 km from the centre of the town. As during the dry season the vater level in the wells falls considerably, restrictive measures in water consumption are already necessary. The municipal government has therefore arranged for extensive exploratory studies for future water supplies. The erection of a new pumping station in the Sorško Polje, 18 km distant, has been proposed. This paper indicates a possibility of increasing the yield of the existing wells in the Ljubljansko Polje ground water. 2. DESCRIPTION OF THE GROUND WATER OF THE LJUBLJANA POLJE The Ljubljansko Polje is a younger fault basin, filled by Pleistocene and Holocene sediments. The water bearing sands and gravels are in the middle of the basin of a thickness up to 80 m, and along the Sava River of 10—20 m. The coefficient of permeability is favourable, about 10~2 to 10~3 metres per second. Plate 1 shows the contours of the ground water table during the dry season. The recharge area from the Sava River is located near Brod. The ground water moves parallel to the Sava River, and flows into the Ljubljanica River between Fužine and Zalog. In the northern uninhabited area the ground water is recharged by meteoric water. A smaller recharge from the south is probable as well. Due to the considerable thickness of the water bearing layer in the middle of the basin and the favourable coefficient of permeability, conditions for sinking deep wells of high capacity exist there. 3. Calculation of Ground Water Flow Discharge The flow of the ground water in the Ljubljansko Polje has not yet been exactly determined. In the tables 1, 2, and 3 the discharge Q has been calculated for three flow belts in the section Bežigrad-Tomačevo, according to Dupuit's equation as modified by Kamenski bi — bt hi + h,2 Q = k- . - .1 In b* — In bs 2 where k is the coefficient of permeability, bt and bs the widths of the water flow belt in sections 1 and 2, hi and hs the heights of the water table above the impervious base, the thicknesses of the water bearing layer, and i its hydraulic gradient. Measured data as well as the calculations are shown in Tables 1, 2, and 3. The actual flow in June 1967 amounted to about 1370 litres per second. Repeated measurements during the dry season in October 1967 resulted in similar values, i. e. 1000 litres per sec. by pumping from the wells, and 400 litres per sec. at the springs near Zalog. 4. NATURAL RECHARGE OF THE GROUND WATER During the dry season the main recharge area lies near Brod. As during this period the ground water flows along the Sava River, it is named "recharge in longitudinal direction". The large pumping stations in Kleče have not important effect on the depth of the ground water table, and the contour lines of equal depth depend on the level of the Sava River, there must exist a recharge in transverse direction as well. This "recharge in transverse direction" is most active during high levels of the Sava. The recharge from meteoric water is considerable. The recharge from southern areas is probably negligible. 5. REASONS FOR DECREASED CAPACITY OF THE GROUND WATER The Municipal Water Works are intermittently forced to reduce the rate of pumping due to low water level in their wells. The ground water shortage is due to changes in the Sava. The river has in the last 20 years eroded and deepened its bottom for a few metres. Its erosional force is increasing due to the construction of the artificial lake of Medvode power plant as well as due to the regulation and protection of its banks. During the regulation, many secondary channels of the river were closed, and in this way the area of infiltration has been reduced. Before the regulation during floods the river cleaned the bottom of its secondary channels, and opened new channels. The regulation of the river before the First World War had a similar negative influence. After the regulation the head of the water wells dropped for 7 metres, and after the flood of 1912 destroyed the regulation works, the head of the wells increased for 5 metres. 6. POSSIBILITIES OF INCREASING THE EXPLOITATION OF THE GROUND WATER 6.1. Capacity and Construction of Deep Wells The new wells Navje, Delo and RTV in the centre of the town are of high capacities, about 300 litres per second each. The well Delo was dug to the depth of 20 metres manually, due to conglomerate lenses, and to 60 metres very fast by a Benoto rig. Therefore the construction of deep wells of high capacities is possible. 6.2. Increase of the Ground Water Flow By increasing the drawdown in existing wells, the flow rate could be considerably increased. The necessary drawdown has been calculated for a supposed ground water flow from Tomačevo near the Sava River to the town centre, where an important pumping station for industrial water has been planned. According to the K a m e n s k i equation (see fig. 2) the necessary drawdown is .rr rr rr 2 Q (111 --In b„) . lJr „ /iti — tin—i — tin —----- k (b„-j — b„) (h„-j + h«) where A H is drawdown, Hn the futur water table level, Q the assumed discharge, b„ the width of the flow belt, hn the thickness of the aquifer, k the permeability coefficient, and I the length of the section. Thus for discharges of Q = 200 and 500 litres per second, the drawdowns of 3,5 and 9,4 metres respectively would be necessary. 6.3. Increase of Recharge from the Sava River For an increase in output a higher recharge from the Sava is necessary. The direct recharge from meteoric water and from the southern area cannot be increased. Due to increased drawdown in the wells the infiltration would be only slightly higher. The infiltration could be increased by raising the level of the Sava, which is not feasible. The best solution seems to be artificial recharge of the ground water. The main area for artificial recharge lies in the east of Brod (Plate 2). At a distance of about 500 metres and along the Sava recharge basins could be built, and recharge pits or wells at a distance of 1 km. The re charge works in this area would serve directly the pumping station Kleče. The second recharge area lies between Mala Vas and Tomačevo. Along the Sava recharge basins and lakes, and farther away recharge wells should be built. This recharge works would serve above all the wells in the centre of the town. 6.4. Capacity of the Artificial Recharge Structures The calculated capacities of artificial recharge for a ditch, pit, and well are shown. The importance of the purification of the water and of the constructional works themselves is indicated. 6.5. Influence of Artificial Recharge on the Quality of Water Natural purification of biologically polluted water will depend mostly on the period of time of its underground flow. In the artificial recharge works of Amsterdam, the water has to stay underground for at least 2 months. In the areas as proposed for Ljubljana, distances between recharge areas and wells are so large, that the water will stay for a sufficient period of time underground. Therefore it is expected, that the artificial recharge will not cause a deterioration in quality of the water. 6.6. Joint Investment for the Establishment of Artificial Recharge Structures The artificial recharge basins and lakes could be used partly for recreation purposes. In reserved areas, the excavation of sand and gravel should be allowed according to preconceived plans, and the resulting gravel pits would be later used as recharge basins. 7. EXPERIENCE OF OTHER COUNTRIES IN ARTIFICIAL RECHARGE Short descriptions are given of recharge pits in Los Angeles, of recharge canals in Zandvoort near Amsterdam, of works in the SSR Ukraina, of recharge wells in the area of the hydro-electric power plants Donzere-Mondragon and on the river Durance. The principles of management and use of underground storage basins in Israel are shown. 8. ACKNOWLEDGEMENTS The author's sincere thanks go to the Hydrometeorogical Institute of Slovenia for the kind permission to use the contour map of the ground water table, as well as to Dr. L. Zlebnik for some of the hydrogeological data. 9. CONCLUSION 9.1. Present Situation Water is supplied to the town of Ljubljana from deep wells in the vicinity of the town. The existing minimum ground water discharge amounts to about 1,4 cubic metres per second, and the consumption amounts already to 1 cu. m. per second. A new pumping station has been planned in the Sorsko Polje, about 18 km distant. The author suggests and discusses the possibility of increasing the yield of the existing wells. 9.2. Decreased Capacity of the Ground Water The ground water discharge has decreased during the last 20 years, the Sava River having eroded and lowered its bottom for a few metres. The main source of recharge of ground water is the Sava River. Its regulation has closed many secondary channels and reduced the infiltration area. 9.3 Possibilities of Increasing the Ground Water Exploitation It is feasible to build wels of high capacity, to increase the yield and to change the direction of the ground water flow. However, it would be necessary to recharge the ground w;ater artificially. Natural conditions for artificial recharge are favourable. Two such areas are indicated. It is expected that artificial recharge will not cause deterioration in water quality. 9.4. Urgent Measures to Be Taken Measures should be taken immediately to prevent further erosion and deepening of the river bed. Further regulations of the river banks must not reduce the infiltration area. Measures against ground water pollution of the river should be taken. PRONICANJE VODE POD JEZOVI NA ZELO DEBELIH, HOMOGENO PREPUSTNIH KAMENINAH Dušan Kuščer S 3 slikami med tekstom Podlago mnogih jezov tvorijo več ali manj prepustne kamenine. V mnogih primerih so pod temi že v sorazmerno majhni globini neprepustne kamenine, tako da je mogoče preprečiti pronicanje vode pod jezom in v neposredni okolici jezu z zatesnitvijo prepustnih kamenin do te podlage. Voda bo potem pronicala samo okrog bokov jezu in tesnilnih objektov. Pri jezovih na zelo debelih prepustnih kameninah pa teh ne moremo zatesniti do neprepustne podlage. V teh primerih voda ne bo pronicala samo okrog bokov, temveč tudi pod jezom oziroma pod spodnjim robom tesnilnih objektov. Takšne pogoje imamo pri jezovih na zelo debelih konglomeratnih zasipih v alpskih dolinah ali na močno razpokanem apnencu in dolomitu. Pretok okrog jezu lahko ocenimo na ta način, da izračunamo pretok v geometrično enostavnem, a še vedno dovolj podobnem modelu. Tak model nam kaže si. 1. V modelu smo nadomestili jez z neprepustno polkroglo približno istih dimenzij, akumulacijski bazen in dolino pod jezom z žlebom v obliki prisekanega stožca z vrhom v središču polkrogle. Nalogo še nadalje poenostavimo in računajmo kot da je gladina podtalnice vodoravna. Take pogoje pretoka bi imeli v modelu, če bi površino pokrili z neprepustno plastjo in če bi pritisk vode bil povsod tako velik, da ne bi imeli proste gladine. Ker je globina neprepustne podlage zelo velika, je debelina toka podtalnice (oddaljenost gladine podtalnice od neprepustne podlage) tako velika, da znižanje gladine podtalnice lahko zanemarimo. S predlagano poenostavitvijo pri računu zato gotovo nismo napravili velike napake. Če je kamenina izotropno prepustna, imajo v takem modelu tokovnice obliko krožnice s središčem v središču polkrogle, ekvipotencialne ploskve pa obliko stožcev s središčem v središču polkrogle. Podoben model bomo priredili tudi za račun pretoka skozi homogeno, anizotropno prepustno kamenino. (low line SI. 1. Tokovna mreža okrog neprepustne polkrogle Fig. 1. Flow net around an impermeable hemisphere Pojasnila so v tekstu Explanations see in the text Izotropni model V izotropnem modelu so tokovnice koncentrične krožnice. Ves tok podtalnice lahko razdelimo na koncentrične krogelne lupine. V nadaljnjem naj pomeni: AB os modela, R0 radij polkrogle, ki predstavlja jez, iii oddaljenost med središčem polkrogle in koncem žleba, ki predstavlja akumulacijski bazen, R oddaljenost od središča polkrogle, r oddaljenost od osi modela, a polovica kota pri vrhu poljubne ekvipotencialne ploskve, a0 polovica kota pri vrhu žlebov akumulacijskega jezera in doline pod polkroglo, Q celotni pretok pronicajoče vode, v lilterska hitrost pronicajoče vode, k koeficient prepustnosti, h piezometrska višina v poljubni točki, merjena od površine modela, hn piezometrska gladina v akumulacijskem bazenu, l dolžina loka po tokovnici. Presek poljubne ekvipotencialne ploskve z lupino debeline dR je polkrožen trak s površino d A: d A = rr r . dR = tiR . sin a .dR Pretok v lupini z debelino d R je d h d Q = d A .v = — nR . sin a d R .k .--- dl Ker je d l = R . d a, dobimo: dh , „ , . dh „ d Q = — ji R . sin or . /c .-. d R = — .t . /c . sin a .-----. d R R .da da Po ločitvi neznank dobimo da n .k .dR (1) ----.dh sin a d Q Ker je pri a = a0 h = h0, pri a = n — a„ h =. 0, integriramo levo stran od a„ do ti — a0, desno stran pa od h0 do 0 r—up u J sin a J :r k. dR J , -d h d Q ac ho Integral na levi strani je simetričen glede na — in ga zato razdelimo na dva 2 enaka dela ter dobimo r—a« 2 C da „ f da ^, „ f, A n _ A «„ 1 ---= 2 - = 21ntg - 2 = 2 lntg • —lntg J sina J sin a o ao L 4 2 J a0 -t—a,? (2) | —- ^~2 1ntg°; r da__ J sin a ao Če vstavimo to vrednost in izračunamo d Q, dobimo: v . k .dR , d Q -------K 2 lntg "" 2 Celotno izgubo dobimo, če integriramo na desni strani R od roba jezu (R„) do konca akumulacijskega bazena (R/) Ttkho (Rr-Ro) (3) ^ ----" 2 ln t£? 2 Če spremenimo še naravne logaritme v desetniške in vpeljemo za .t njegovo numerično vrednost, dobimo 0.682 fc MR/ — (3 a) Q =--:---- 1 o. (i" Ig tg Izgube z Rj (dolžino bazena) linearno naraščajo. Pri tem smo predpostavili, da se voda preceja na vsem območju po koncentričnih krogih. Do takega pretoka bi prišlo samo v primerih, da je meja med prepustno in neprepustno podlago tudi koncentrična polkrogla s središčem v središču jezu in katere radij je enak dolžini akumulacijskega bazena. V naravi je skoraj vedno globina neprepustne podlage mnogo manjša kot dolžina bazena. Izgube, ki jih dobimo, če v zgornjo formulo vstavimo za R/ dolžino akumulacijskega bazena, bodo torej prav gotovo zelo visoko cenjene. Anizotropni model Anizotropni model smo poskusili analizirati na način, kot ga podaja Scot t (1963, 110—111) za dvodimenzionalen problem. Pri stacionarnem pretoku nestisljive tekočine skozi anizotropno sredstvo velja Laplaceova enačba i ■ , , , (4) kx-+ ky -+ kg---= 0 0 x* d t/* d z2 v kateri pomenijo kx, ku in k2 prepustnosti v smeri osi X, Y in Z, ki smo jih postavili v smeri glavnih prepustnosti. Vsak anizotropen hidrogeološki model pa lahko spremenimo v izotropnega, če ga skrčimo v smeri glavnih prepustnosti v merilih, ki so proporcionalna kvadratnim korenom prepustnosti v teh smereh. Vpeljimo nove neznanke rj, £ tako, da je (5) ar — ]/a kx y = j/ akvtj, z = j/ ak^ dx* = akxdp, <)y2 = akydtf, dz2 = a k, d ? a je poljubna konstanta. Če vstavimo te vrednosti v (4) in krajšamo, dobimo (6, ^ + = 0 d i2 d rf d :s Transformirani model torej res lahko obravnavamo kot izotropnega. Pri peščenih in prodnatih sedimentih je prepustnost v vseh vodoravnih smereh približno enaka. Označevali jo bomo s ky, kx — ky = kh. Pravokotno na plasti je prepustnost mnogo manjša in jo bomo označevali s kv; k* = kv. Če za poljubno konstanto a v (5) izberemo vrednost 1 /kv, potem je z — V vertikalni smeri modela ne bomo skrčili. V smeri plasti 1 /kh pa bomo model skrčili v merilu 1 : y --. Prav tako bi lahko model trans- I /Cu formirali tako, da bi pustili v smeri plasti dimenzije nespremenjene in 1 /kv bi ga v vertikalni smeri raztegnili v merilu 1 : ]/ —. f kh Ugotoviti moramo še, s kakšno prepustnostjo kt moramo računati v transformiranem modelu, da bomo dobili enake izgube kot v prvotnem anizotropnem modelu. Vodni curek (del toka podtalnice, ki je omejen s sklenjenim plaščem tokovnic), razdelimo z ekvipotencialnimi ploskvami tako, da je razlika v piezometrični višini med dvema sosednjima ploskvama A h in razdalja med obema Al. Če je Ah dovolj majhen, lahko vstavimo za hidravlični gradient i = A h/A l. Množina vode, ki se pretaka v vodnem curku s prečnim presekom S, je potem (7) qt = S.v = —S.kt- Al Omejimo tanek vodni curek v prvotnem, anizotropnem in v transformiranem, izotropnem modelu tako, da je prečni presek trikotnik, katerega stranice so na raziskanem kraju vzoredne koordinatnim ploskvam. Na sprednjo ploskev postavimo trirobnik, katerega robovi so vzporedni koordinatnim osem (si. 2.). Ker je voda nestisljiva, mora biti vsota pretokov skozi ploskve trirobnika (Sx, Sy> Sz v izotropnem modelu, oz. Sx, Sy\ Sz v anizotropnem modelu) enaka pretoku skozi sprednjo ploskev curka (S oz. S'). Če pomeni: q pretok v curku, q*' pretok skozi ploskev SXi qy' pretok skozi ploskev Su'f q/ pretok skozi ploskev Sz je q = — (qx +qy +qz') Pretok v smeri osi X pa je d h (8) — q* = S* . vx = — S* kh — 0 x Vrednost za ^-v transformiranem, izotropnem modelu (si. 2b) pa dobimo d! d h _ A h _ Ah A D A Z/cos a V prvotnem, anizotropnem modelu je razdalja A D povečana s faktorjem ]/khfkv. Komponenta hidravličnega gradienta v smeri osi X je torej dh _ A h__Ah_ () x A' D' A Vcos a .ykh/kv Ploskev trirobnika TBC = Sx, ki je pravokotna na qXy pa je projekcija ploskve A B C — S na ravnino Y Z, ki oklepa s ploskvijo S kot a Sx = S . cos a. V prvotnem, anizotropnem modelu pa je ploskev T' B' C' = Sx' razpo-tegnjena v smeri osi Y za faktor \/ khlkv: S J = Sx . ]/khfkv = S . cos a . Ykkikv SI. 2. Shema vodnega curka: a v anizotropnem in b v transformiranem — izotropnem modelu Fig. 2. Sketch of the stream tube: a in the anisotropic model, 6 in the transformed — isotropic model Pojasnila so v tekstu Explanations see in the text Iz (8) dobimo končno j h __ qx' = k/, -——. S. cos a y kh!k0 A Z/cos a. Y k}Jks _ „ T A h . S . cos2 a (9 a) qr = kh- Al Podobno dobimo za qy' f Ah . S. cos* (i (9 b) qy = kh- A l Ploskev S/ je razpotegnjena v obeh smereh, tj. v smeri osi X in osi Y za faktor Y kh/kv. Njena površina je torej Sz = Ss ( Y kh/kty = S cos y . khfkv Za pretok skozi ploskev, ki je pravokotna na os Z, dobimo Ah „ , , A h. S. cos2 v (9 c) o- ^ kv-• S. cos y . kh/kv = ki,.-- A l/cos y A l celotni pretok je torej q = — (qx' + qy' + qz') — — kh ^ h ' S. (cos2 or + cos2 0 + cos2 y) A I (10) q ' = — J Z Če primerjamo to enačbo z enačbo (7), ki velja za pretok v transformi-ranem, izotropnem modelu, in zahtevamo, da naj bo q = qt, vidimo, da mora biti v transformiranem modelu prepustnost kt enaka horizontalni prepustnosti kh v anizotropnem modelu k( = kh Primer jezu HE Kokra Jez HE Kokra v Kranju leži v soteski Kokre, ki je vrezana v prepusten pleistocenski konglomerat. Zaradi nameravanega povišanja jezu je bilo treba raziskati, kakšne izgube vode skozi konglomerat pod jezom in okrog jezu moramo pričakovati. Širšo okolico je dobro raziskal Zlebnik (1965). Večino podatkov povzemamo iz njegovega dela. Konglomerat sega več kilometrov na obe strani soteske. Od Primskovega in Huj proti vzhodu ga pokriva na površini mlajši kokrški prod, pod katerim pa sega konglomerat še daleč proti vzhodu. V Primskovem samem so pa pri kopanju vodnjakov ugotovili, da tu ni konglomerata, temveč sega prod navzdol do gladine podtalnice. Vsekakor je pas, v katerem manjka konglomerat, zelo ozek. Verjetno je to stara, zasuta dolina Kokre, ki je potekala več ali manj vzpo- •M SI. 3. Situacija hidroelektrarne Kokra (po Zlebniku) Fig. 3. Location map of the Kokra hydroelectric power station (after 2lebnik) 1 Aluvialni nanos, 2 Mlajši prodni zasip, 3 Starejši — konglomeratni zasip, 4 Hidroizohipse, 5 Smer toka podtalnice, 6 Naselja 1 Alluvial deposits, 2 Younger gravel fill, 3 Older — conglomerate fill, 4 Water table contour lines, 5 Direction of ground water flow, 6 Urban area čedno z današnjo na njeni vzhodni strani. Današnja soteska Kokre od Primskovega do izliva v Savo je torej epigenetska. Kljub znatno večji prepustnosti pa prod stare zasute doline ne bo mogel bistveno vplivati na vodne izgube iz bazena HE Kokra, ker nastopa le v ozkem pasu in je v neposrednem stiku z bazenom le v zgornjem delu, kjer je voda plitva. Neprepustno podlago konglomerata in proda tvori v okolici Kranja povsod oligocenska morska glina. Ta se pokaže na mnogih mestih na površini na obrobju polja ali v strugi Save in Kokre, v sredini polja pa je bila na več mestih navrtana z raziskovalnimi vrtinami, tako da je Zlebnik lahko narisal dovolj zanesljivo strukturno karto podlage pleisto-cena. Po teh podatkih je oligocenska glina na zgornjem koncu akumulacijskega bazena okrog 20 m, pri izlivu Kokre v Savo pa okrog 50 m pod strugo Kokre. Iz podatkov o merjenih prepustnostih v vrtinah smo izračunali povprečni koeficient prepustnosti konglomerata k = 1,2.10"5 m/sek V modelu, ki smo ga prilagodili dimenzijam jezu in akumulacijskega bazena, je k = 1.2.10-5 m/sek R„ = 15 m Ri = 1000 m a0 = 45° h0 — 14 m Če te podatke vstavimo v enačbo (3), dobimo za izgube: Q = 2,9.10"' m3/sek = 290 1/sek Lahko pričakujemo, da bodo dejanske izgube mnogo manjše, ker je globina neprepustne podlage mnogo manjša, kot je dolžina akumulacijskega bazena in ker je akumulacijski bazen mnogo ožji, kot smo v računu predpostavili. Kotu a0 = 45° ustreza samo širina akumulacijskega bazena neposredno ob jezu, navzgor se pa bazen ne širi, temveč je povsod približno enako širok. Za zgornji del bazena bi morali zato računati z znatno manjšim kotom. Zato smo bazen razdelili v dva dela: spodnji, ki se širi pod kotom 45° do razdalje 100 m, in zgornji, ki se tu zoži in nato odpira pod kotom le 10° do konca bazena. Na meji med obema deloma tokovnice ne bi bile koncentrični krogi, vendar je to mejno območje v primeri s celotnim prepustnim območjem zelo majhno, tako da njegov vpliv lahko zanemarimo. Pri tem računu smo dobili za pretok Q = 1351/sek. Če hočemo upoštevati, da je vertikalna prepustnost desetkrat manjša od vodoravne, moramo prirediti izotropni model tako, da vodoravne dimenzije skrajšamo v merilu 1:10, tj. 1:3,16. Pretok v tem trans-formiranem izotropnem modelu lahko računamo po obrazcih, ki smo jih izpeljali zgoraj, le v primeru, če ima jez obliko polkrogle. V prvotnem, anizotropnem modelu jez nima oblike polkrogle, temveč rotacijskega elipsoida, katerega vertikalna, rotacijska os je 0,316-krat krajša od vodoravne. Pri modelu s kotom a0 = 45° v vsej dolžini bazena dobimo pretok Q = 931/sek. Če pa razdelimo bazen, podobno kot prej, v dva dela s kotoma 45° in 10°, dobimo pretok Q = 461/sek. Pri prepustnostih, kakršne lahko predpostavljamo za konglomerat, bodo izgube torej sorazmerno majhne. Pri oceni celotnih izgub iz akumulacijskega bazena HE Kokra moramo seveda upoštevati, da se bo del vode izgubljal tudi v drugih smereh, in sicer skozi desni bok proti Savi nad sotočjem s Kokro in skozi levi bok, kjer bo napajal podtalnico Kranjskega polja, katere gladina je že danes delno nižja od struge Kokre. WATER PERCOLATION UNDER DAMS ON VERY THICK, HOMOGENEOUS, PERMEABLE ROCKS Dušan Kuščer With 3 textfigures The foundation beds of many dams consist of more or less permeable rocks. Under these, in many cases in a relatively shallow depth, lie impermeable rocks. Therefore water percolation under the dam may be stopped by grouting of the pervious rocks down to their impervious bottom. Water will therefore percolate only around the abutments of the dam. Under dams founded on very thick permeable rocks, grouting down to watertight rocks is impossible. In such cases water will percolate not only around the abutments of the dam, but also below the dam. Such are the conditions under dams founded e. g. on very thick conglomerate fills in Alpine valleys, or on strongly fissured limestone or dolomite. In such cases the leakage can be estimated by calculating the flow in a geometrically simple, but sufficiently similar model shown on Fig. 1. In this model the dam is represented by an impervious hemisphere of the same size as the dam. The reservoir as well as the valley below the dam are considered to be channels in the shape of truncated cones with their apexes in the centre of the hemisphere. For further simplification it is assumed that the ground-water table is horizontal. A flow net corresponding to this condition could exist only in an artesian aquifer. In our model the impermeable basement lies in very great depth, therefore the thickness of the water bearing layer is great as well, and the inclination of the ground water table can be neglected without considerable error. Isotropic model In the isotropic model the flow lines are concentric circles. The ground water flow can be represented by concentric spherical shells. In our calculations the following symbols are used: AB model axis = channel axes, R distance from the centre of the hemisphere, Ra radius of the hemisphere representing the dam, R/ distance between the centre of the hemisphere and the end of the channel re- presenting the reservoir, r distance from the model axis, a one half of the apical angle of any equipotential surface, a0 one half of the apical angle of the channels, Q total leakage, v seepage velocity, k coefficient of permeability, h piezometric head at an arbitrary point, hQ piezometric head in the reservoir, I length of an arc of the flow line. The cross section of an arbitrary equipotential surface with a shell of a thickness dR is a half circular ring with an area dA. dA = n . r .dR — 71. R . sin a . dR The flow in a shell (dQ) of a thickness dR will be dh dQ = dA.v = — n . R . sin a . dR . k . —. dl As the length of an element of a flow line dl is dl = R . d a , we obtain dh dh dQ — — 71. R . sin a . k .--.dR = — 71. k . sin a — .dR . R.d a da In separating the unknown variables we obtain, da zi.k.dR .. (1) - — — -. dh . sin a dQ For a = a0, we have h = h0\ and for a — 71 — a0, we have h — 0, and we obtain n—ao O 71 .k. dR f-M J sin a J dh . dQ ho As the integral at the left side of the equation is symmetrical to —, it can be split into two equal parts ■i •t—-ao 2 C da C da a ? ^ 1", n «„1 ----_ 2 ---- 2 In tg - 2 =2 In tg — In tg . J sina J sina 2 L 4 2 J ao ao ao and therefore .7—ao (2) f^L=_21ntg°» J sin a 2 ao From equation (1) we obtain 71. k . dR . h0 dQ —--------• 2 In tga,i 2 The total leakage Q can be obtained by integration of R from the dam (R0) to the end of the basin (J?i) (3) Q=s_^_k.h0{R1-R0) 2 In tg 2 71 Introducing the numerical value of —, and changing natural into 2 decadic logarithms, the total leakage will be 0.682 k . h0 (Rt — Rfl) Q = - lgtg The leakage increases proportionally with the lenght Ri of the reservoir. It was assumed that the water percolates in the whole area along concentric spheres. This assumption would be correct only in the case when the boundary between the permeable rocks and the impervious basis forms a hemisphere, concentric to the dam, with a radius equal to the length of the reservoir. In practical cases, however, the depth of the impervious basis will be much smaller than the length of the reservoir. Therefore the leakage obtained by the above equation, will be rather overestimated. Anisotropic model The analysis of an anisotropic model was done in a similar way as by Scott (1963, pp. 110—111) for two dimensional problems. For a steady flow of water through an anisotropic medium Laplace's equation is valid: (4) kx--+ ku--+ kz-= 0 d rc2 (5 y- d z2 where the principal permeability coefficients kX) ky, and kz are in the directions of the X, Y, and Z axes. An anisotropic hydrogeological model can be transformed into an isotropic model, by reducing it in the directions of principal permeabilities proportionally to the square roots of the permeabilities in the respective directions. New variables f, £ are introduced, according to (5) x = Y a kx y = |/a k}/ r},z=- (/akz £ dx * = akx d i2, dy* = a ky d if, dz2 = a kz d ? where a is an arbitrary constant. Introducing these values into equation (4), we obtain (6, + (512 <> rf d I2 which is the equation for isotropic flow and therefore the transformed model can be considered as an isotropic model. In sediments, composed of sands and gravels, the permeabilities in horizontal directions kh will be nearly equal; kx = ky — kh. Perpendicularly to the layers the permeability kv will be much lower; kz = k„. If for the arbitrary constant "a" (eq. 5) the value a = — is choosen, we kv have z = In the vertical direction the model will not be reduced. In the horizontal directions, however, the model will be reduced in scale n ■n it in vertical direction on the scale 1 :|/^at the same horizontal di 1: I/ It would be possible as well to transforme our model by enlarging kv ku men si on s. It has to be examined, what permeability kt must be introduced in the transformed model to obtain the same leakage as in the primary, anisotropic model. We dissect an elementary stream tube by equipotential surfaces in such a way, that the difference in piezometric heads between two adjoining surfaces is A h, and their distance A I. If A h is sufficiently small, the hydraulic gradient can be considered as being i = A h/A I. The quantity of water flowing in the stream tube through a cross section S will therefore be o , h (7) qt = S .v — — S .kt- A I Let us choose the elementary stream tube in both the primary, anisotropic model as well as in the isotropic model so, that the cross section forms a triangle whose sides are parallel to the coordinate planes. On the frontal face a trihedron is placed with sides parallel to the coordinate axes (Fig. 2). As water is uncompressible, the sum of flows through the surfaces of the trihedron (Sx, Sy, Sz in the isotropic model, and Sx\ S?/, S/, in the anisotropic model) is equal to the flow through the frontal surface of the elementary stream tube (S and S' respectively). In the anisotropic model we have q the flow in the elementary stream tube qT' the flow through ST' qy' the flow through Sy q~ the flow through S/ q will be The componente of flow in the direction of the X axis will be (8) — qx = S/ ■ V; = — Sx' kh -— . d X d h The value of — in the transformed isotropic model (Fig. 3) is 6 h A h Ah d $ AD A (/cos a In the original, anisotropic model the distance AD is increased by the factor Vkk/kr. Therefore the component of the hydraulic gradient in the direction of the X axis is dh Ah Ah dx A' D' A I/cos a Y khikr ' The area TEC = Sx is perpendicular to qx and is the projection of the area ABC = S on to the plane YZ, which forms with the surface 5 the angle or, Sx = S. cos a . In the original, anisotropic model the area T'B'C — Sx\ is extended in the direction of the Y axis by the factor Yki/kv: S/ = Sx 1fkhikv — S, cos a ][kjkv . From equation (8) we finally obtain qx -= kh .--. S . cos a Y'kiJkt A Ifcos a . ykh/kv /fx . Ah . S. cos * a (9a) q/ = kh .-- Al and likewise Ah . S . cos* /f (9b) qy' = kh Al The surface S/ is extended in both directions along the axes X and Y by the factor Its area is therefore S/ = S2 (Ykh/kv)* = S. cos y . kh!kv. The flow through the surface, perpendicular to the Z axis, is /n « / j Ah Ah .S cos2 v (9c) q2 = kv .---S. cos y . khikv = kh . - A I!cos y A I The total flow will be therefore i h S Q' = — (Qx + q» + qz) = —kh. --^— (cos* a + cos2 8 + cos2 v) Al (10) = —S.fc*. —. A I In comparing this equation with equation (7) we find that the transformed model permeability kt must be equal to the horizontal permeability kh of the anisotropic model kt=kk. Dam of the Kokra Hydroelectric Power Station The hydroelectric power station Kokra near the town Kranj is situated in the gorge of the river Kokra, which has cut its bed in permeable Pleistocene conglomerate beds. As it was intended to rebuild the dam, it was necessary to estimate the leakage. The geology of the surroundings have been studied in detail by 21 e b n i k (1965). Most of the cited data are taken from his studies. The Pleistocene conglomerate beds are underlain by impervious Oligo-cene marine clay. According to the structural geologic map made by 21 e b n i k (1965), the Oligocene clay is in the upper part of the reservoir about 20 meters and at the confluence of the Sava and Kokra about 50 meters below the bottom of the river beds. From the measurements of the permeability in bore holes the average coefficient of permeability of the conglomerate is k = 1,2.10~5 m/sec. In the model, which has been adapted to suit the dam, the following values were choosen k = 1,2 .10"5 m/sec R0 = 15 m Ri — 1000 m a0 = 45° h0 = 14 m The leakage, according to equation (3), would be Q = 2,9 . lO"1 ms/sec = 290 lit/sec The leakage might be much smaller, the depth of the impervoious basis being much smaller and the reservoir being narrower than assumed in the calculation. As the angle of 45* corresponds to the actual angle in the immediate vicinity of the dam only, the basin was divided into two parts: with an angle of 45° up to 100 m from the dam, and from there to the end of the reservoir with an angle of 10°. Between these two areas the flow lines will not be concentric circles. However, this boundary area is of small extent in respect to the whole permeable area. Therefore its influence may be neglected. Such a calculation shows an expected leakage of Q = 135 lit/sec. Assuming that permeability in vertical direction is ten times smaller than in the horizontal one, the isotropic model has to be transformed as mentioned on p. 197, so that the horizontal dimensions are reduced in the scale of ]/1:10, i.e. 1:3,16. If we want to use the equations as shown before for the isotropic model, the dam in the transformed model has to be of a hemispherical shape. In the original, anisotropic model the dam is not of a hemispherical shape, but a rotational ellipsoid, with a vertical rotation axis 0,316 times shorter than the horizontal axis. The model with a = 45° throughout the whole length of the reservoir gives Q = 93 lit/sec. If we divide the reservoir as before into two parts with angles of 45° and 10° respectively, the leakage would be Q = 46 lit/sec. Therefore the leakage will be relatively small. LITERATURA Scott, R. 1963, Principles of soil mechanics. Addison-Wesley Publ. Co. Reading — Palo Alto — London. 21 e b n i k, L. 1965, Pleistocen Kranjsko-sorškega podja in njegova hidro-geologija. Doktorska disertacija. Ljubljana. NASTANEK TAL NA TRIADNIH DOLOMITIH Vera Greg or ič S 3 slikami med tekstom in z 2 tablama slik Kratka vsebina* Pri raziskovanju rdeče kraške ilovice je najvažnejše vprašanje, na kakšni matični podlagi se pojavlja, ali gre za recentna ali fosilna tla avtohtonega ali alohtonega porekla. Poleg tega so se med delom pojavljala vedno nova vprašanja glede sestave in granulacije rdeče ilovice ter glede klimatskih in drugih vplivov na njen nastanek. Raziskave so pokazale, da so rdeče ilovice med Škofljico in Grosupljem avtohtona fosilna tla, ki so se razvila iz netopnega ostanka dolomitov. Dobljenih rezultatov ne moremo posploševati, čeprav ustrezajo velikemu delu Dolenjske in Bele krajine. Obstajajo pa tudi nahajališča rdeče ilovice, ki je bila prenesena, na-plavljena in pomešana s prodniki in bobovcem. Te zaenkrat nismo obravnavali. GEOLOGIJA OKOLICE ŠMARJA-SAP Raziskovano ozemlje je del Dinarskega gorstva, le majhen del na severu pripada Posavskim gubam. Permokarbonske kamenine se razprostirajo severno in severovzhodno od Škofljice. Sestoje iz glinastega skrilavca, kremenovega peščenjaka in konglomerata (si. 1). Werfenski skladi obsegajo rdečkasto rjavi in sivi peščen osi j udnati in laporni skrilavec, v katerem se pojavljajo pole dolomita. Te sklade najdemo med Škofljico in Zg. Blatom. Neposredno na werfenskih skladih leže dolomiti, ki jih pokriva ra-beljski laporni peščenjak. Dolomiti obsegajo vso anizično in ladinsko stopnjo. Zaradi pomanjkanja fosilnih ostankov jih ni bilo mogoče točneje razčleniti. Med njimi je svetel, zrnat in zelo razpokan cassianski dolomit. Nahajališče zanj značilne apnene alge Diplopora annulata je med Gumni-ščem in Zg. Blatom (B u s e r , 1962). Tu cassianski dolomit konkordantno prehaja v rabeljske sklade. Rabeljski skladi severno od Šmarja in pri Gumnišču sestoje iz rdečkastih skrilavcev in peščenjakov. Pri Hudi polici vsebujejo rdeče kre-menove železnate oolite. SI. 1. Geološka karta Šmarja Sap Fig. 1. Geologic map of Šmarje Sap area 1 holocenska naplavina, 2 pleistocenska ilovica, 3 pleistocenska-pliocenska rdeča ilovica, 4 rabeljski skladi, 5 zgornjetriadni in srednjetriadni dolomiti, 6 cassian- ski dolomit, 7 werfenski skladi, 8 permokarbonski skladi J Holocene Alluvium, 2 Pleistocene loam, 3 Pleistocene-Pliocene red karst clay, 4 Rabelj strata, 5 Upper and Middle Triassic dolomites, 6 Cassian dolomite, 7 Werfenian strata, 8 Permo-Carboniferous strata Konkordantno na rabeljskih skladih leži zgornjetriadni dolomit. Večinoma je svetlo siv in skladovit. Gradi večji del obravnavanega ozemlja. V njegovem spodnjem delu se pojavljajo rumenkasto rjavi vložki dolomit-nega laporja (kamnolom LanišČe). Ponekod je dolomit tankoplastovit in se v njem menjavajo svetle in temne plasti (med Šmarjem in Magda-lensko goro). Skozi vse naslednje dobe mezozoika in kenozoika je ostal ta del Dolenjske kopen. V pliocenu je bila Dolenjska izravnana. Nad planotastim svetom sta se dvigala le vrhova Krima in Mokrca. Proti koncu srednjega pliocena so se ob prelomih nekateri deli dvignili, drugi pogreznili. Razvile so se visoke planote in med njimi kotline. Vode so počasi pričele razrezo-vati planotasto ozemlje in se je razvijalo nizko gričevje. V zgornjem pliocenu je močno napredovalo zakrasovanje apnenca, v manjši meri tudi dolomita. Zaradi tega se je preusmeril vodni tok; k temu so verjetno pripomogla tudi tektonska premikanja. Skoraj v vseh dolinah so pleistocenske usedline prekrite s holocenskimi rečnimi naplavinami. Površinski potoki so se ohranili na vododržnih podlagah na zahodnem in severovzhodnem obrobju Grosupeljske kotline, medtem ko so na prepustnih kameninah izginili v globino. Pri Razdrtem se končuje majhna slepa dolina, kjer potoček, ki priteka s severa z območja vododržnih rabeljskih kamenin, ponikne v razpokanem dolomitu. Ponovno se prikaže pod Tlakami, kjer voda občasno zastaja v majhnem jezeru in odteka površinsko proti Barju. To je edini odtok iz Smarske doline v porečje Ljubljanice. Takoj pod Šmarjem teče voda v nasprotno smer, proti jugovzhodu, v Grosupeljsko kotlino, od koder se pod površjem izliva v Krko. Zanimiva je Šmarska suha dolina, ob kateri so terase v višini 370 do 380 m prekrite z rdečo ilovico. Široko zravnane površine na terasah v višini 390 do 420 m in še više so prav tako prekrite z rdečo ilovico. Tako široko dolinsko dno je mogla z bočno erozijo izoblikovati samo reka, ki je prvotno tekla površinsko (M e 1 i k , 1958, 240 do 250). Ozemlje med Škofljico in Grosupljem je izrazito gričevnata pokrajina, kjer se vse višine polagoma znižujejo od severa proti jugu. V Šmarski dolini so njive in travniki, severni in južnozahodni del prekrivajo gozdovi. PETROGRAFSKA IN KEMIČNA SESTAVA DOLOMITOV Po nadrobnem pregledu terena se je pokazalo, da rdeče ilovice leže na različnih dolomitih. Zato so bile prve laboratorijske preiskave namenjene vzorcem dolomitov. Zbruski kažejo, da prevladuje drobnozrnati dolomit, nekaj vzorcev ima jedrnato strukturo. Izjema je cassianski dolomit, pri katerem drobno-zrnata struktura prehaja v srednjezrnato. V večini vzorcev imajo dolomitna zrna ravne mejne ploskve, ki se približujejo pravilni kristalni obliki. Nepravilna zrna dolomita lahko lo- čimo od kalcita po romboedrski razkolnosti in po tem, da ima kalcit pogosto dvojčične lamele, kar pri dolomitu redko opazujemo. Od zrnavosti dolomita je odvisen lom. Jedrnati in drobnozrnati dolomiti imajo pogosto školjkast lom. Srednje zrnati imajo ponavadi nepravilen, ostrorob lom, ker se zrna med seboj le dotikajo. Od strukture je odvisna tudi površina dolomita, ki je običajno hrapava in peščena, le redko zglajena. Zbruski kažejo tudi mineralne primesi dolomita. To so gnezda ali tanke žilice kalcita, v werfenskem dolomitu je precej kremena, prisotna so tudi zelo drobna zrna hematita, nekaj črnih zrnc magnetita, nadalje je precej agregatov limonita, tu pa tam so lističasti kristali flogopita, nekaj muskovita ter še manj biotita in hlorita. Prav v vseh vzorcih smo našli minerale glin, ki se v zbrusku ne dajo določiti, ker so večinoma zakriti z rjavkastim limonitom. Največ jih je v dolomitih, ki so že v stanju začetnega preperevanja, in vzdolž razpok. V številnih primerih opazujemo drobna raztresena črna zrna ali večje kosmiče pooglenele organske snovi. I* Zgornjetriadni dolomit v kamnolomu SE od Lanišča II Srednjetriadni dolomit v manjšem kamnolomu SE od Lanišča III Spodnjetriadni (werfenski) dolomit v kamnolomu E od Škofljice IV Zgornjetriadni brečasti dolomit N od Šmarja IX Zgornjetriadni tankoplastoviti dolomit pri Podgorici XI Zgornjetriadni dolomit (sdv z rdečkastimi glinastimi prevlekami po razkolnih ploskvah) N od Stranske vasi XIII Zgornjetriadni dolomit SE od Hrast j a XVII Zgornjetriadni svetlo sivi dolomit pri Paradišču XVIII Srednjetriadni drobnozrnati beli dolomit (cassianski) NE od Zg. Blata XIX Srednjetriadni drobnozrnati beli dolomit (cassianski) pri Malem Lipoglavu XX Zgornjetriadni tanko plastoviti dolomit W od Sel XXI Zgornjetriadni svetlo sivi dolomit SE od Šmarja Vzorce dolomita smo topili v koncentrirani solni kislini (S a b i o n -cello, 1948). Iz filtrata smo najprej izločili SiOž, zatem RsOs; Fež03 je bil določen na Langejevem kolorimentu (N e h r i n g , 1960, 160). Odstotek AI2O3 smo dobili z razliko. Z obarjanjem kalcijevega oksalata v filtratu je Ml izločen CaO, po drugem postopku pa še MgO. Končno smo s pla-menskim fotometrom določili KsO in Na20. Rezultate kemične analize kaže tabela 1. Kemične analize so pokazale, da ima večina dolomitov razmerje CaO: : MgO povprečno 1 : 1,4. Vsi vsebujejo določeno količino R2O3 oziroma Fe20s, ki povzroča rdečo barvo ilovice. * Rimske številke pomenijo nahajališča, označena v geološki in pedološki karti ter v besedilu k slikam na tabelah. Za kemično analizo dolomitov med Škofljico in Grosupljem smo izbrali naslednje vzorce: KEMIČNA SESTAVA DOLOMITOV 1. tabela Št. nahajališča Vlaga Zarilna izguba SiOs RaOs Fe2Os ai2o3 k2o NažO CaO MgO Vsota I 0,08 46,55 0,34 1,73 0,71 1,02 0,01 0,06 30,35 20,81 99,93 II 0,10 47,18 0,45 1,00 0,57 0,43 0,01 0,05 30,42 21,05 100,00 III 0,10 38,17 13,11 2,35 2,14 0,21 0,01 0,05 28,71 17,44 99,94 VII 0,13 46,33 0,66 1,75 0,93 0,82 0,02 0,08 30,85 20,16 99,98 IX 0,11 46,12 0,38 2,48 0,50 1,98 0,01 0,05 30,90 19,95 100,00 XI 0,18 42,73 2,55 4,95 1,57 3,38 0,01 0,05 29,82 19,71 100,00 XIII 0,15 45,96 0,73 2,33 0,98 1,35 0,02 0,05 30,66 20,10 100,00 XVII 0,08 47,18 0,34 0,58 0,09 0,49 0,01 0,05 31,06 20,68 99,98 XVIII 0,10 46,05 0,81 1,80 0,43 1,57 0,01 0,05 31,30 19,81 100,00 XIX 0,13 45,93 0,72 2,05 0,40 1,65 0,01 0,04 31,27 19,80 99,95 XX 0,12 46,10 0,39 2,36 0,70 1,66 0,01 0,06 30,91 20,04 99,99 XXI 0,10 45,54 0,59 2,73 0,33 2,40 0,01 0,06 31,55 19,42 100,00 Postavlja se vprašanje, ali netopni ostanek teh dolomitov ustreza razvijanju rdečih ilovic? Potrebno je bilo napraviti še posebno kemično analizo za pridobitev netopnega ostanka iz dolomitov. Tučan je napravil veliko takih analiz (1910, 614) apnencev in dolomitov s hrvatskega krasa. V netopnem ostanku, ki ga je pregledal pod polarizacijskim mikroskopom, je našel različne mineralne primesi in v nekaterih »glinasto snov«. Čirič in Aleksandrovič (1959) sta pri raztapljanju apnencev in dolomitov Istre, Dalmacije, Bosne in Črne gore dobila majhne odstotke netopnega ostanka. Želeli smo dobiti netopni ostanek dolomita, v katerem se ohranijo tudi minerali glin. Na zdrobljeni vzorec (10 g) smo po kapljicah spuščali 5 n HC1 med neprestanim mešanjem, da vrednost pH ne bi padla pod 4,5 (Schroder, 1952, 220). V takem primeru bi bili prisotni minerali glin uničeni. NETOPNI OSTANEK DOLOMITOV 2. tabela Nahajališče Barva dolomita Cas topi j en ja Raztopdna Barva netopnega ostanka Netopni ostanek % I siva 4 dni motna sivkast 2,30 II svetlo siva 4 dni motna sivkast 1,62 III svetlo 3 dni motna rjav 15,64 rjavkasta VII siva 4 dni motna sivkast 2,83 IX svetle in 7 dni motna, temna, temno siv, črn 3,02 temne plasti sajasta XI siva z 5 dni zelo motna sivkasto rdečkast 7,53 rdečkastimi prevlekami XIII siva 5 dmi motna, temna temno sivkast 3,20 XVII svetlo siva 2 dni bistra svetlo rdečkast 1,28 XVIII bela 2 dni bistra svetlo rdečkast 2,71 XIX bela 2 dni bistra svetlo rdečkast 2,75 XX siva 5 dni motna, temna rdečkasto siv 2,98 XXI svetlo siva 2 dni bistra svetlo rdečkast 3,02 Najteže so se raztapljali zdrobljeni vzorci svetlih in temnih plasti dolomita. Raztopina je bila stalno motna, po 24 urah popolnega mirovanja se je le malo zbistrila, na dnu pa je bila siva gošča. Vsak dan znova smo jo poskušali razbarvati s 30-odstotnim HžOž. Kljub temu je na površini tekočine pri vzorcih IX in XX lebedela vsaj 2 mm debela plast organskih snovi. Raztopine smo končno filtrirali in sprali ostanke z destilirano vodo. Osušeni netopni ostanki na filtru so bili svetlo rdečkasti, rdečkasto rjavi in sivkasti do temno sivi (»saje« pa so se držale zgornjega roba filtra). Analize kažejo, da količina netopnega ostanka niha. Svetli dolomiti dajo različne količine netopnega ostanka. Temni dolomiti dajo več netopnega ostanka; njegova prava barva (morda rdeča) je zakrita s temno sivo barvo organskih primesi (tabela 2). GENEZA TAL Vrsta tal je vedno rezultat določenih kombinacij pedogenetskih vplivov. Njihov nastanek je odvisen od matičnega substrata, klime, reliefa in organizmov. Matični substrat daje osnovno maso, iz katere sestoje tla. Na apnencih in dolomitih so iz tal že v prvih stadijih pedogeneze odstranjeni skoraj vsi karbonati. O naravi tal v tem primeru ne odločata kalcijev in magnezijev karbonat, temveč netopni ostanek. Morale so se raztopiti velike količine dolomitov, da so se iz neznatnega netopnega ostanka razvila današnja rdečkasto rjava tla. Za kopičenje netopnega ostanka je bilo potrebno precej časa. Vprašanje je, kako se je topil dolomit v dolgi dobi od pliocena do danes pod vplivom vode, ki je vsebovala razne kisline in soli ter pod vegetacijsko odejo. Topnost dolomita ni bila odvisna samo od njegove kemične sestave, temveč tudi od strukture in klimatskih pogojev. Važno vprašanje je tudi, kakšne raztopine oziroma soli so nastajale pri raztapljanju dolomita. Novejši podatki Yanat'Eva (Schoeller, 1962, 283) kažejo, da se topnost dolomita, kalcita in magnezita pri različnih temperaturah spreminja. Pri delnem pritisku 1 atm je njihova topnost naslednja: pri temperaturi dolomit °/o kalcit % magnezit °/o 0° C 10,74 15,08 22,52 25® C 6,49 9,00 16,50 Po tem sklepamo, da se dolomit pri temperaturah med 0° C in 25® C nekoliko počasneje topi kot kalcit oziroma apnenec. Dolomit pod vplivom ogljikove kisline, raztopljene v vodi, prehaja v magnezijev in kalcijev bikarbonat, ki ju pronicajoča voda odnaša s seboj. Na prvotnem kraju ostaja le netopni ostanek. V ugodnih pogojih se na tej preperini naselijo rastline in drugi živi organizmi. Začnejo se razvijati tla. Ogljikova kislina in druge kisle izločine, ki nastanejo v tleh, dajejo talni vlagi naravo slabe kisline, ki počasi, toda neprestano, razkraja matično kamenino, v našem primeru dolomit. Raztopljeni karbonati oziroma bikarbonati odhajajo tem hitreje, čim hitreje voda pronica skozi razpoke in odteka. Winkler (1957, 723) misli, da površje apnenčastih izravnav dejansko ne ustreza prvotnim oblikam, temveč so njim samo še podobne. Računa, da so se od začetka pliocena do danes znižale za 70 do 100 m. V subtropski klimi je moralo biti povprečno raztapljanje vsaj 0,01 mm na leto, če upoštevamo, da je današnje 0,005 mm letno ( v srednji Evropi). Možno je, da so že v pliocenu rdeče ilovice prekrivale blago nagnjene izravnave in široka dna dolin v apnenčastem gorovju. Werner (1958, 66) je pri preučevanju terre fusce v Svabskih Albah ugotovil, da se iz apnenca s 7 ®/o netopnega ostanka v 1300 letih razvije 1 cm debela plast zemlje. Dolenjsko je skozi vso ledeno dobo prav gotovo pokrivala vegetacija, v medledenih dobah so rasli celo gozdovi. Zato lahko za vso dobo od zgornjega pliocena do danes računamo s srednjo vrednostjo 0,007 mm debelo plastjo zemlje na leto, kar je v 1300 letih približno 1 cm. Na razvoj tal močno vplivajo količina in razpored padavin, srednja letna in srednja mesečna temperatura ter vlažnost zraka. Temperatura in vetrovi določajo intenzivnost izhlapevanja. Vsi ti faktorji sestavljajo hidrotermični režim, ki uravnava osnovne pedogenetske procese v tleh in vodni režim. Za pedogenezo je zelo važna pedoklima, ki predstavlja le tisto količino vlage in toplote, ki dejansko prispe v tla (Cirič, 1962, 137). Z večjo količino padavin raste tudi količina gline v tleh. Procesi razvoja tal so minimalni v krajih z nizkimi temperaturami in maksimalni v krajih z visokimi temperaturami. S povišanjem temperature se poveča tudi globina preperevanja in količina gline (Lutz, 1962, 261). Od pliocena do danes se je podnebje močno menjalo. V pliocenu je v južnem obrobju Alp vladalo vlažno in toplo subtropsko podnebje, ki se je proti koncu dobe vedno bolj približevalo zmerni klimi. Povprečna letna temperatura v pliocenu je bila po O. H e r r u 18® C do 19° C (Winkler, 1957, 735, 678). V času poledenitev je vladalo kontinentalno podnebje. Povprečna letna temperatura je bila za 8° C do 12® C nižja od današnje. Medledene dobe so bile vsaj tako tople kot današnja, oziroma je bila povprečna letna temperatura za 2° C do 3° C višja (H a k o v e c , 1955, 145). V starejšem pleistocenu so morale biti tudi na Dolenjskem razsežne stepe. V wiirmski dobi pa je bil razširjen subarktični brezov in borov gozd, ki je proti koncu dobe prešel v tundro, ki se je razprostirala tudi na današnjem Ljubljanskem barju (R a k o v e c, 1955, 150). Po vsem tem sklepamo, da je bil obravnavani del Dolenjske ves čas od pliocena do danes prekrit z vegetacijo, ki se je, odvisno od podnebnih razmer, močno menjavala. V holocenu je postalo podnebje spet toplejše. Zdaj vlada zmerno podnebje s toplimi poletji in mrzlimi zimami ter enakomerno razporeditvijo padavin skozi vse leto. Povprečne letne padavine, izračunane na podlagi 25-letnega povprečja za meteorološko postajo Daljna vas (SE od Ljubljane), znašajo 1500 mm. Povprečne letne temperature pa 9,4® C.* Vpliv reliefa se v glavnem zrcali v globini in granulometrijski sestavi tal ter vsebini humusa. Na razvoj tal na obravnavanem ozemlju najbolj vpliva mezorelief oziroma njegova ekspozicija. V toplih južnih legah poteka proces pre- * Podatki Hidrometeorološkega zavoda v Ljubljani. perevanja matične kamenine in tvorbe tal precej drugače kot na vlažnih in hladnih severnih legah. Mikrorelief (vdolbine in izbokline v obsegu 1 m višine) na dolomitni matični podlagi ne pride toliko do izraza, ker je njegovo površje sorazmerno ravno. Kraške oblike, kot vrtače, so na njem le malo razvite. Pedogenetski procesi so v tesni zvezi z razvojem in izmenjavo bio-cenoz. Neposredna vloga biocenoz se izraža v količini organskih snovi v tleh. TLA Pri pedološkem kartiranju smo našli na raziskovanem ozemlju veliko pestrost talnih oblik. Ločili smo več vrst aluvialnih tal, nato raznih rendzin, pokarbonatnih rjavih do rdečkasto rjavih tal, veliko raznih kislih rjavih tal, ki kažejo močan vpliv matične kamenine (rabeljski, werfenski in permokarbonski skladi). Priložena pedološka karta je močno poenostavljena zaradi boljšega pregleda (si. 2). Na dolomitih so razvite rendzine, rjava oziroma slabo podzoljena po-karbonatna tla, največjo površino pa zavzemajo plitva rdečkasto rjava ter izprana rdečkasto rjava pokarbonatna tla. K plitvim rdečkasto rjavim tlem smo prišteli tudi srednje globine tal profila A(B)C 10 do 30 do 60 cm, ki so razvita v nižjih delih: M. Lipoglav 529 m, Mela 492 m, Repče 450 m, nad Laniščem 400 m, ozek pas na jugozahodnem pobočju Magdalenske gore (pod 400 m), pri vasi Veliki vrh (pod 400 m) ter nad Stransko vasjo (407 m). Vsa globoka rdečkasto rjava tla (60 cm do 200 cm do 300 cm) so že podlegla izpiranju in premeščanju gline. Zavzemajo območja nižja od 400 m vzdolž široke Šmarske doline ter vzhodno od Lanišča. Verjetno je imelo to zadnje nahajališče zvezo z rdečkasto rjavimi tlemi v Šmarski dolini. Okoli Magdalenskega vrha so morala biti erodirana, saj imamo | danes tu le rendzine, in to na enakem dolomitu, kjer so drugod razvita plitva rdečkasto rjava tla. Zanimivo je, da so na enakih dolomitih razvita tudi rjava tla, ki pa nikjer ne dosežejo tolikšne globine kot rdečkasto rjava. Zato sklepamo, da so rjava tla mlajša. Omejili se bomo na opis samo nekaterih značilnih profilov, označenih z rimskimi številkami na pedološki karti (si. 2), ki pojasnjujejo razvoj rdečkasto rjavih tal. 1. Rendzine so tla s profilom AC na karbonatnem matičnem substratu, v našem primeru na dolomitu (werfenski, srednjetriadni, rabeljski, zgor-njetriadni). Nastopa več oblik rendzin v odvisnosti od strmine in ekspo-zicije pobočja ter strukture dolomita. Na drobljivem, peščenem dolomitu so razvite plitve prhninaste rendzine, ki so suhe, zračne in prepustne. V okolici peskokopov (južno od Lanišča) se močno uveljavlja tudi površinska erozija, zato so tu najbolj plitva tla (10 do 15 cm). Pod gozdom so taka tla bolj umirjena (v bližini M. Vrha, severno od Magdalenske gore) in zato tudi malo globlja (25 do 30 cm). V prisojnih in manj strmih legah SI. 2. Pedološka karta okolice Šmarja Sap Fig. 2. Soil map of Šmarje Sap area 1 aluvialna tla, 2 rendzina, 3 rjava pokarbonatna tla, 4 rdečkasto rjava poka rbonatna tla, 5 kisla rjava skeletna tla, 6 kisla rjava glinasta tla 1 Alluvial soils, 2 Rendzina soils, 3 Brown soils on dolomite, 4 Red brown soils on dolomite, 5 Acid brown stony soils, 6 Add brown clay soils so razvite sprsteninaste rendzine z boljšim razkrojem organske snovi; so sveže, ilovnate in so dobro gozdno rastišče. Sredi rdečkasto rjavih plitvih tal so na več krajih majhne krpe rdeče rendzine (pri V. Vrhu in Hrastju). Organska sinov se počasi mineralizira in zgublja svojo temno sivo barvo ter prehaja v temno rdečo. Pod Ai se že začne tvoriti bolj glinast horizont (B), ki pa še ni jasno izražen. Tla so že bolj ilovnata, imajo manj skeleta in večjo proizvodno sposobnost. Talni profil II: prhninasta rendzina Kraj: SE od Lanišča, ob železniški progi Matična podlaga: srednjetriadni dolomit Nadmorska višina: 305 m Naklon: 10« do 15® Smer: južnozahodna lega Relief: pobočje Vegetacija: redek nesklenjen sestoj rdečega bora (Pineto genistetum ja-nuaensis, T o m a ž i č 1940) Vpliv človeka: več peskokopov, zato nastopa površinska erozija. Horizont Aoo 0 do 0,5 cm peščen, temno siva prhnina, 10YR2/2, slaba, grudičasta struktura, rahel, skeleta malo, pH = 6 do 6,5, prepusten, močno prekoreninjen, horizont AiC 5 do 15 cm, sivkast 7,5 YR 3/2, dolomitni skelet (2 mm do 1 cm premera), rahel, prepusten, postopno prehaja v horizont C pod 15 cm, krušljiv dolomit. Talni profil XXIII: spnsteninasta rendzina Kraj: južno od Zg. Slivnice Matična podlaga: zgoraj etri adni dolomit Nadmorska višina: 390 m Naklon: 20« do 25® Smer: južnozahodna lega Relief: gladko pobočje Vegetacija: termofilni bukov gozd (Ostryeto-Fagetum, Wrab 1954n. nud) Vpliv človeka: močno steljarjen gozd Horizont Aoo 0 do 0,5 cm, enoletni opad, horizont Ai 0,5 do 9 cm, peščeno ilovnat, temno sivo rjav, 10 YR 3/2, drobno grudičasta struktura, zelo gost, zbit, pH = 6,2, veliko korenin, postopoma prehaja v horizont AC 9 do 18 cm peščeno ilovnat rjavkast 10 YR 3/3 debelo grudi -časte strukture, organske snovi malo, 20 do 40 % ostrorobega dolomitnega skeleta (0,5 do 4 cm premera), močno prekoreninjen, postopno prehaja v horizont C pod 18 cm, zdrobljen dolomit, prehaja v kompaktno kamenino. Talni profil XVI: rdečkasto rjava rendzina Kraj: severovzhodno od Hrast j a Matična podlaga: zgorajetriadni dolomit Nadmorska višina: 370 m Naklon: 20« Smer južna lega Relief: pobočje nad plitvo, široko dolino Vegetacija: suh, negnojen travnik, košenica (Xerobrometum) Horizont Ai 0 do 20 do 24 cm, ilovnat temno rdečkasto rjav, 5 YR 3/4 drobno grudast, rahel, malo skeleta, suh, prepusten, pH = 6,35, veliko korenin, mravlje, horizont AC 24 do 34 cm, postopen prehod v horizont C pod 34 cm, skladovit dolomit, skladi stoje navpično, ugodno za tvorbo tal v žepih. Dolomitne rendzine na splošno predstavljajo plitva in suha rastišča, čeprav je dolomit za vodo slabo prepusten. Padavinska voda hitro odteka skozi rahla, peščena ali skeletna tla. Analitski podatki kažejo, da so rendzine nevtralna do rahlo kisla tla. Količina humusa kaže, da so (po Gračaninu) zelo močno do močno liumozna (Škorič, 1961, 36). Humus je blag do slabo kisel. V tleh je do 20 °/o baz, hidrolitska kislost je nizka (okrog 6 °/o), stopnja nasičenosti je nad 80 °/o. HUMUS, ACIDITETA IN ADSORPCIJSKE LASTNOSTI RENDZIN* 3. tabela Nahajališče horizont humus PH S Yi T V IV rjava rendzina At 12,12 6,90 20,6 6,57 24,87 83,23 V rdečkasto rjava rendzina Ai 5,16 6,70 20,6 5,63 24,46 84,21 XVI rdečkasto rjava rendzina Ai 5,58 6,35 20,9 6,98 25,43 82,18 Mehanska analiza je pokazala, da rdečkasto rjave rendzine spadajo po mednarodni teksturni klasifikaciji med debelo in drobnopeščene ilovice (Scheffer, I960. 29). Strukturni agregati so zelo obstojni. MEHANSKA ANALIZA RENDZIN 4. tabela 2—0,2 0,2—0,02 0,02—0,002 pod 0,002 Nahajališče horizont mm mm mm mm IV rjava rendzina Ai 18,01 46,69 25,7 9,6 V rdečkasto rjava rendzina Ai 6,03 43,37 34,1 16,5 XVI rdečkasto rjava rendzina Ai 2,63 36,97 49,1 11,3 Kjer so danes rendzine, so morala biti tla popolnoma erodirana, zato so tam sedaj mlada tla. Opazujemo prehod prhninaste rendzine prek sprsteninaste do rdečkasto rjave rendzine. 2. Rdečkasto rjava tla (plitva do srednje globoka). Naslednji razvojni stadij rdečkasto rjavih rendzin so rdečkasto rjava plitva do srednje globoka tla s profilom A(B)C, na karbonatnem matičnem substratu (triadni dolomit). Plitva rdečkasto rjava tla se nahajajo na strmejših pobočjih (v glavnem na višini 400 do 526 m, v okolici Lanišča na 320 m). Videti je, da so bila delno erodirana. Na ta način so se tla pomlajevala in niso mogla doseči večje debeline. Domnevno erozijo potrjujejo tudi rezultati mehanske ana- * Humus določen po Kotzmanovi in Springer-Kleejevi metodi, pH določen elektrometrijsko na svežih vzorcih v n KC1, S določen po navodilih Schachtschabla, kjer se titrirata dve vzporedni suspenzi j i (Thun, 1955, 64). lize, ki so pokazali v horizontu B v plitvih tleh enako ali celo večjo količino glinaste frakcije kot v globokih rdečkasto rjavih tleh. Iz plitvih do srednje globokih rdečkasto rjavih tal pogosto štrfe- do-lomitne golice (SE od Šmarja, E od Brvac). Nad Laniščem in pri vasi Reber so na tej talni obliki travniki in celo njive. Dolomit v podlagi je tu krušljiv, zato ni skal na površju, pač pa so pogosto sredi njive goli otoki preperelega dolomita. Taki otoki so nastali zaradi oranja na plitvih, neenakomerno globokih tleh. Talni profil XVII: rdečkasto rjava plitva tla Kraj: NE od Paradišča, ob gozdni poti Matična podlaga: zgornjetriadni dolomit Nadmorska višina: 375 m Naklon: 10® do 15» Smer: južnozahodna lega Relief: rahlo valovito pobočje Magdalenske gore Vegetacija: mešani gozd bukve, belega gabra in gradna (Querceto-Carpi-netum slovenicum, T o m a ž i č 1929, fagetosum Wrab. 1956/mscr.). Vpliv človeka: steljarjen gozd Horizont Ai 0 do 15 cm, meljasto ilovnat rdečkasto rjav 5 YR 3,5/4, drobno grudičast, rahel, malo skeleten, suh, prepusten, goste rušnate korenine, pH = = 6,57, mravlje, deževniki, neenakomeren nejasen prehod v horizont (B) 15 do 35 do 40 cm, glinast temno rdeč 2,5 YR 3/6, slaba ostforoba struktura, malo organskih snovi, gost, masten, skelet redek, vlažen, prepusten, glinaste in temne prevleke po ploskvah strukturnih agregatov, pH = 6,68, korenin veliko do matične podlage, vrtine deževnikov, jasen prehod v horizont C pod 40 cm, svetlo sivi beli zrnati dolomit, ki se mokasto drobi. Njegova površina je nasproti tlem neravna, pogosto žepasta. Talni profil XXII: rdečkasto rjava plitva tla Kraj: južno od Šmarja Matična podlaga: zgornjetriadni skladoviti dolomit Nadmorska višina: 380 m Naklon: 10» Smer: vzhodna lega Relief: položno rahlo valovito pobočje Vegetacija: negnojen travnik košenica (Mesobrometurn), strnjena travna ruša brez detelj. Horizont Ai 0 do 15 cm, ilovnato glinast rdečkasto rjav 5 YR 4/4, grudičast, zelo trd, suh, prepusten, pH = 6,20, zelo goste travne korenine, vrtine deževnikov, postopen prehod v Horizont AB 15 do 25 cm, glinast temno rdečkasto rjav 2,5 YR 3/4, obstojne grudičaste strukture, zelo trd, do 25 % drobnega dolomitnega skeleta, suh, prepusten, pH = 6,44, redke korenine, vrtine deževnikov, oster prehod v horizont (B) 26 do 50 cm, glinast, temno rdeč, 2,5 YR 3/5, slabo grudičast, zelo gost, gnetljiv, vlažen, pH = 6,30, korenine redke, redke vrtine deževnikov, prehaja v horizont C pod 50 cm, svetlo sivi dolomit, romboedrsko razpada, tvori neravno površje, zato je globina tal različna. Rdečkasto rjava plitva do srednje globoka pokarbonatna tla predstavljajo sveža, ugodna rastišča za gozdne združbe (pri Brvacah, pobočje Magdalenske gore). Manj so uporabna za njive, ker so plitva in neenakomerno globoka. Pogosto so na njih travniki. LASTNOSTI PLITVIH DO SREDNJE GLOBOKIH RDEČKASTO RJAVIH TAL 5. tabela Profil 1 horizont humus PH S Yi T V r/c XVII At 3,77 6,57 18,93 3,95 21,49 88,08 (B) 0,62 6,68 12,88 6,98 16,41 73,98 XIX Ai 3,75 6,41 16,96 11,12 24,18 70,14 (B) 0,58 6,60 19,30 12,21 27,23 70,87 V (B) 0,65 6,03 18,61 9,39 24,71 75,31 VIII (B) 0,24 6,10 12,50 4,70 15,56 80,33 X (B) 0,38 6,80 28,50 4,70 31,56 90,30 XI (B) 0,90 6,30 16,30 3,76 18,74 86,97 Analitski podatki kažejo, da so tla nevtralna do slabo kisla. Količina humusa se zelo spreminja, Ai je s 3,77 °/o zadosti humozen, medtem ko je (B) z 0,62 °/o zelo slabo humozen. Vsota baz S niha, povprečna vrednost je 20,69 Vo, hidrolitska kislost Yi pa je nizka. Strukturni agregati so zelo obstojni v horizontu Ai in neobstojni v horizontu B. MEHANSKA ANALIZA PLITVIH DO SREDNJE GLOBOKIH RDEČKASTO RJAVIH TAL 6. tabela Profil horizont 2—0,2 mm 0,2—0,02 mm 0,02—0,002 mm pod 0,002 mm XVII Ai 4,82 36,18 51,7 7,3 (B) 0,05 25,45 24,3 50,2 XIX A, 3,96 24,04 50,8 21,2 (B) 4,99 26,71 26,9 41,4 v (B) 3,59 34,81 7,2 54,4 VIII (B) 0,17 26,73 12,9 60,2 X (B) 3,67 30,03 16,8 49,5 XI (B) 1,73 27,67 45,4 25,2 Količina gline je v horizontu (B) povsod velika. Po mednarodni teksturni klasifikaciji ga moremo označiti kot ilovnato glino. Globina tal močno variira od 30 cm do 60 cm, ponekod celo več, ker se tla neenakomerno globoko zajedajo v matično podlago. Tal v žepasti vdolbini ni prizadela površinska erozija. Njihov razvoj zelo verjetno izvira iz zgornjega pliocena. 3. Izprana rdečkasto rjava globoka tla. Plitva rdečkasto rjava tla moremo v našem primeru prištevati med avtohtona tla. Globoka izprana tla pa so delno avtohtona, delno alohtona. Najdemo jih v širokem dnu Šmarske doline in na izravnanih hrbtih, ki se položno spuščajo proti jugu. Ta tla so bila prvotno avtohtona. Padavinske vode so jim primešale material, ki so ga erodirale z višjih terenov. O tem priča tudi slaba diferenciacija profila. Ločimo dvoje vrst globokih tal: a) izprana rdečkasto rjava, globoka 90 cm do 180 cm, b) izprana rdečkasto rjava, globoka več kot 180 cm, na ravnih površinah, kjer ni golic matične podlage. Talni profil XIII: izprana rdečkasto rjava žepasta tla Kraj: SE od Hrastja, pri nadvozu čez cesto Matična podlaga: zgornjetriadni tankoplastoviti, krušljivi dolomit z rdečkastimi glinastimi prevlekami po ploskvah krojenja Nadmorska višina: 360 m Naklon: 5® do 10® Smer: zahodna lega Relief: položno pobočje Vegetacija: mešan gozd belega gradna in bukve s primesjo smreke (najbrž umetno zasajene), Querceto — Carpinetum slovenicum, T o m a ž i č 1929, fage-tosum Wraber 1956 mscr. Vpliv človeka: steljarjen gozd Horizont Ai 0 do 25 cm, ilovnat rdečkasto rjav 5 YR 4/4, grudičast (premer agregatov 3 do 4 mm), drobljiv, slabo vlažen, prepusten, pH = 6,12, korenin precej, horizont A^B 25 do 40 cm, glinasto ilovnat, rdečkasto rjav 5 YR 4/4 nasproti zgornjemu rahlo obledel, ostrorobe strukture (premer grudic do 10 mm), drobljiv, suh, prepusten, pH = 5,10, veliko drevesnih korenin, horizont Bi 40 do 95 cm, ilovnato glinast do glinast, temno rdeč 2,5 YR 3/6. poliedrične strukture, lomljiv, mazav, vlažen, prepusten, glinaste in temne prevleke po strukturnih agregatih, rahlo rumeno siva marmoracija, pH = 5,30, malo korenin (precej odmrlih), veliko vrtin deževnikov, horizont B? 95 do 200 cm, ilovnato glinast, rdečkasto rjav 5 YR 4/4, poliedrične strukture, lomljiv, mazav, vlažen, prepusten, temne prevleke po ploskvah strukturnih agregatov, drobne konkrecije (premer 1 mm), po žilah nekdanjih korenin sivkaste prevleke (rahlo oglejavanje), pH = 5,14, horizont C pod 200 cm, zgornjetriadni krušljivi dolomit predstavlja neravno žepasto podlago. Talni profil XIV: izprana rdečkasto rjava tla Kraj: vzhodno od Hrastja, ob gozdni poti Matična podlaga: zgornjetriadni dolomit Nadmorska višina: 370 m Naklon: 5® do 10® Smer: južna lega Relief: ravnina s posameznimi vzporednimi jarki, mikrorelief zravnan Vegetacija: gozd gradna, rdečega bora, belega gabra in bukve (z jesensko reso) Vpliv človeka: steljarjen gozd Horizont Ai 0 do 28 cm, peščeno glinast, rumeno rdeč 5 YR 4/8, grudičast (premer grudic 1 do 4 mm), drobljiv, vlažen, prepusten, pH — 3,80, drobne korenine, vrtine deževnikov, horizont AB 28 do 42 cm, ilovnato glinast temno rdeč 2,5 YR 3/6, ostrorobe strukture, drobljiv, vlažen, prepusten, rahle glinaste prevleke po ploskvah strukturnih agregatov, drobne konkrecije humatov, pH = 3,93, redke korenine, vrtine deževnikov, horizont Bi 42 do 90 cm, meljasto glinast, temno rdeč, 2,5 YR 3.-6, slabe prizmatske strukture, lomljiv, vlažen do suh, prepusten, glinaste in temne prevleke po ploskvah strukturnih agregatov, konkrecije humatov (premer 1 do 2 mm), pH = 4,05, malo korenin, vrtine deževnikov, horizont B2 90 do 150 cm in globlje, peščeno glinast, temno rdeč, 2,5 YR 3 6, brezstrukturen do listast, zelo gost, mazav, vlažen, slabo prepusten (sive lise), po ploskvah strukturnih agregatov temne prevleke, pH = 5,68, malo korenin, posamezne vrtine deževnikov. 4. Koluvialna rdečkasto rjava tla tvorijo ožje pasove, ki obrobljajo najnižje dele pokrajine, kjer so izprana rdečkasto rjava tla. To so atipska tla, ki so nastala zaradi koluviacije (nanašanja), zlasti pod vplivom po- vršinske erozije. Talni profil je navadno globok. Horizonti so še dokaj jasno izraženi, medtem ko so prehodi postopni. Tekstura je odvisna od nanosa, ki je lahko ilovnat do glinast. Talni profil XXIV: Koluvialna rdečkasto rjava tla Kraj: Sela Matična podlaga: zgornjetriadni tainkoplastoviti dolomit Nadmorska višina: 332 m Naklon: 10» do 12« Smer: severozahodna lega Relief: blago pobočje Vegetacija: travnik z dobro travno rušo, precej detelj (Arrhenatheretum) Horizont An 0 do 12 cm, ilovnat, temno rjav 10 YR 3/4, drobno grudičast, drobljiv, suh, prepusten, pH = 6,5, preko r eni njen, vrtine deževnikov, postopen prehod v horizont Aia 12 do 37 cm, glinasto ilovnat, temno rjav 10 YR3/4, grudičast, gost, a drobljiv, suh, prepusten, pH = 6,5, redke korenine, vrtine deževnikov, postopen prehod v horizont AB 37 do 63 cm, glinasto ilovnat, temno rjav 10 YR 3/4, slabe ostrorobe strukture (do 1 cm premera), zelo trd, zbit, lomljiv, redek dolomiten skelet (do 3 cm premera), vlažen, prepusten, pH = 6,2, posamezne korenine, precej jasen prehod v horizont B 63 do 82 cm, glinast, temno rdečkasto rjav 5YR4/4, poli-edrične strukture, gnetljiv, vlažen, prepusten, rahli sprimki humatov, pH = 5,5, posamezne korenine, horizont C pod 82 cm, preperel dolomit, reakcija na karbonate pozitivna, matična podlaga neravna, zato so tla različno globoka. LASTNOSTI IZPRANIH RDEČKASTO RJAVIH TAL 7. tabela Profil horizont humus ph S yi T V 7o XIII ai 4,04 6,12 23,08 2,93 24,98 92,39 a2b 2,64 5,10 9,01 18,56 21,07 42,76 bi 0,91 5,30 17,22 11,72 24,83 69,35 b2 0,55 5,14 14,87 2,93 16,77 82,70 XIV a, 2,05 3,80 3,15 29,31 22,20 14,18 ab 1,50 3,93 5,49 18,56 17,55 31,28 bi 1,36 4,05 7,06 11,72 14,68 60,23 b* 0,39 5,68 9,40 3,91 11,94 78,72 XV a, 1,97 3,83 1,98 25,40 18,49 10,70 ab 0,63 3,80 4,32 26,38 21,49 20,10 bi 0,03 3,87 4,71 22,47 19,32 24,37 Analitski podatki kažejo, da so ta tla slabo do zelo slabo humozna, le v enem primeru je več humusa. Tla so slabo do močno kisla. Vsota baz za zamenjavo S je v horizontu Ai nizka, v horizontu B pa dosledno višja. Hidrolitska kislost Yi je srednja in ne kaže očitnih razlik med posameznimi profili. Stopnja zasičenosti adsorbcijskega kompleksa tal z bazami V kaže očitne razlike za prvi profil (XIII) žepastih tal od drugih dveh globokih profilov (XIV in XV), kjer so vrednosti dosti nižje. 8. tabela nam pove, da je količina glinaste frakcije precej visoka, zlasti v horizontu B, ki ga moremo označiti kot ilovnato glino ali težko glino. MEHANSKA ANALIZA IZPRANIH RDEČKASTO RJAVIH TAL 8. tabela Profil horizont 2—0,2 mm 0,2—0,02 mm 0,02—0,002 mm pod 0,002 mm XIII Ai 0,27 29,73 61,2 8,8 A2B 0,90 16,30 49,4 33,4 Bi 0,39 35,91 24,1 39,6 B2 2,84 12,46 57,3 27,4 XIV AI 1,59 17,91 53,7 26,8 AB 0,88 17,82 42,4 38,9 Bi 1,45 15,65 45,5 37,4 B8 2,51 22,99 50,4 24,1 XV Ai 1,60 17,90 45,0 35,5 AB 1,37 19,53 37,8 41,3 Bi 1,61 19,59 34,9 43,9 Obstojnost strukturnih agregatov se celo menja od horizonta do horizonta, kot na primer v profilu XIV: Ai — grudičasta struktura, zelo obstojna AB — ostrorobo grudičasta, obstojna Bi — slabo grudičasta, zelo malo obstojna Bs — zrnata struktura, neobstojna Raznovrstni podatki kažejo, da so se obravnavana tla razvila iz ne-karbonatnega ostanka, ki mu je bil sprva primešan tudi dolomitni skelet. Razvoj od rendzine, oziroma rdečkasto rjave rendzine, do rdečkasto rjavih tal je potekal zelo dolgo, od zgornjega pliocena skozi ves pleistocen do danes. Klima se je spreminjala od subtropske do mrzle kontinentalne v ledenih dobah in tople mediteranske v medledenih dobah do današnje zmerne. Četudi je prvotni netopni ostanek rdeč, se lahko razvijajo iz njega tla drugačne barve. Netopni ostanek predstavljajo: kremen, železovi minerali in minerali glin, ki so zaradi drobnih železovih primesi rdečkasti. V topli suhi klimi se bodo vsi ti oksidi ohranili, celo železovi hidroksidi bodo prešli v okside. S tem se bo spremenila tudi barva od rjasto rjave v rdečkasto. Obratno lahko tudi železovi oksidi preidejo v hidrokside in počasi izgubljajo rdečo barvo. V zmerni klimi, kjer prevladujejo v tleh descendentni tokovi, je prišlo do izpiranja in odstranjevanja baz. Tla so ohranila izredno malo baz in postala kisla. Obenem je prišlo tudi do izpiranja in premeščanja nespremenjene gline v globlje horizonte. Molekularno razmerje SiOž: R2O3 je ostalo v glinasti frakciji konstantno. KEMIČNE ANALIZE TAL Med Škofljico in Grosupljem ločimo v glavnem štiri enote rdečkasto rjavih tal na dolomitu: 1. rdečkasto rjava rendzina AC 2. rdečkasto rjava plitva tla A(B)C 3. izprana rdečkasto rjava žepasta tla ABC 4. izprana rdečkasto rjava globoka tla ABC. Kemično sestavo gornjih talnih enot kaže 9. tabela. KEMIČNA ANALIZA RDEČKASTO RJAVIH TAL 9. tabela Tla Horizont globina cm Zarilna izguba SiOa R2O3 ai2o5 Fe2Os p2o5 CaO MgO Na20 k2o Vsota XVI Hrastje rdečkasto rjava rendzina ai 0 — 24 23,98 53,36 17,73 11,21 6,52 1,27 0,54 0,51 0,48 2,08 99,95 XVII ParadišČe rdečkasto iijava plitva tla ai 0 — 15 21,72 53,47 17,63 12,83 4,80 1,30 1,59 0,58 0,70 2,09 99,08 (B) 15 — 40 21,80 47,27 25,36 17,70 7,66 2,33 0,51 0,19 0,25 2,29 100,00 XIII Hrastje izprana rdečkasto rjava tla (v žepih) ai 0 — 25 16,21 61,66 16,83 12,13 4,70 0,94 0,42 0,55 1,09 2,28 99,98 a2 25 — 40 15,61 60,59 18,10 12,74 5,36 1,75 0,39 0,40 0,83 2,33 100,00 bi 40 — 95 18,89 54,03 21,80 15,50 6,30 1,61 0,45 0,08 0,19 2,39 99,44 b2 95 —160 14,22 55,41 25,76 18,45 7,31 1,03 0,42 0,32 0,32 2,52 100,00 XV Hrastjje izprava rdečkasto rjava globoka tla ai 0 — 25 15,63 57,94 22,13 15,88 6,25 0,87 0,42 0,08 0,75 2,14 99,96 ab 25 — 40 18,11 52,53 24,23 16,78 7,45 0,73 0,44 0,19 1,36 2,32 99,91 B, 40 — 160 18,73 49,07 25,23 17,18 8,05 2,96 0,43 0,19 1,38 2,01 100,00 2 ar Una izguba se giblje pri vseh profilih sorazmerno podobno, v horizontu Ai je odstotek najmanjši (okoli 12%), medtem ko je odstotek v raznih horizontih B najvišji tam, kjer je količina glinaste frakcije največja. Odstotki SiOs kažejo v vseh profilih srednje vrednosti od 47,27 do 61,66 °/o. Kremenica pripada kremenu, delno pa mineralom glin. Količina FeaOs ni velika, giblje se do 4,70 %> v horizontu Ai, do 8,05 °/o v horizontu B. Količina AbOs je približno 2- do 2,5-krat večja od količine Fe20a, kar je običajno razmerje tudi v terri rossi (F i 1 i p o v s k i, 1963, 354 do 357). Vrednosti CaO so v posameznih profilih sorazmerno nizke, medtem ko so vrednosti MgO običajne za tla, ki so se razvila na dolomitu, v odstotkih Na20 so zelo majhne. Količina K2O je nekoliko večja in tudi bolj konstantna v raznih profilih. Vrednosti NaaO in KsO v rdečkasto rjavih tleh so približno enake kot v terri rossi, v jugoslovanskih nahajališčih (F i 1 i -p o v s k i, 1963, 354 do 357). V rdečkasto rjavih tleh tudi pri nas z globino pada odstotek Si02 in narašča odstotek RaOs. Tako je v horizontu (B) plitvih tal približno enaka količina R2O3 kot v žepastih ali še globljih izpranih tleh. Če primerjamo kemične analize rdečkasto rjavih tal s številnimi podatki za terro rosso na območju cele Jugoslavije (Filipovski, 1963, 349 do 363), vidimo, da se ujemajo s področji Hercegovine, Bosne, Črne gore in Makedonije. Nekoliko drugačni so rezultati vzdolž jadranske obale z območja današnje mediteranske klime. Potemtakem moremo rdečkasto rjava tla na triadnem dolomitu na Dolenjskem primerjati z nahajališči terre rosse na dolomitu v kontinentalnem delu Jugoslavije. To dokazujejo tudi že spredaj, pri opisu profilov objavljeni rezultati za humus, aciditeto (pH), vsoto baz, sposobnih za zamenjavo S, maksimalno adsorbcijsko kapaciteto za baze T in stopnjo nasičenosti adsorbcijskega kompleksa tal z bazami V. Na podlagi vseh teh primerjav smo postali pozorni tudi na fizikalne lastnosti rdečkasto rjavih tal. Mehanska analiza vzorcev tal je pokazala velik odstotek glinaste frakcije, povprečno okoli 40 °/o. MINERALI GLIN V RDEČKASTO RJAVIH TLEH Glinasta frakcija je zelo pomembna za fizikalne, kemične in biološke lastnosti tal in tako tudi za njihovo produktivnost. Zaradi izredno majhnih delcev je površina glinaste frakcije zelo velika in predstavlja najbolj aktivni del tal. Zaradi zmožnosti, da zadržuje razne kemične elemente, se glinasta frakcija pogosto primerja s skladiščem rastlinskih hraniv. Vrsta talne gline je osnovnega pomena za preučevanje geneze in klasifikacije tal (L u t z , 1962, 136). V tleh ločimo dve vrsti porekla mineralov glin (Caillere, 1964, 352): 1. minerali glin, ki so bili že prisotni v matični kamenini. S pomočjo erozije in ugodnih klimatskih pogojev so se »osvobodili«. Ostali so nepoškodovani in nespremenjeni tudi v tleh; 2. minerali glin se spremenijo obenem s preperevanjem ostalih sestavin kamenine. V novo obliko so prešli zaradi spremenjenih fizikalno-kemičnih pogojev. Diferenčno termična analiza Glinaste frakcije v vzorcih tal ponavadi sestoje iz mešanice mineralov glin in drugih primesi, kot železovih spojin in organskih snovi. Pri temperaturah 200° do 300° C se prične oksidacija vsake organske snovi. Stopnja oksidacije je odvisna od narave organske snovi, količine kisika, lahkote njegovega dostopa v maso gline do organske snovi in od temperature. Narava organske snovi je odvisna od njenih sestavin, velikosti delcev (če nastopa v raztresenih delcih) in od tega, ali je adsorbirana na površini minerala gline. V glavnem stopnja oksidacije narašča, ko se temperatura zvišuje (Griram, 1962, 87). Rezultate diferenčno termičnih analiz glinaste frakcije v tleh kaže si. 3. Termična krivulja A pripada illitu (rdečkasto rjava rendzina, profil XIV, E od Hrast j a, horizont Ai). Prva endotermična konica pri 100° C predstavlja izgubo adsorbirane vode. Eksotermična reakcija med 200° in 300° C pomeni organske primesi. Druga endotermična konica (med 450° in 600° C) ni izrazita, tretja je komaj opazna, tik pred eksotermično reakcijo (pri 850° C). Termična krivulja B (rdečkasto rjava plitva tla, profil XVII, horizont Ai, NE od Paradišča) dobro prikazuje večjo količino montmorillonita in manj kaolinita (neizrazita endotermična reakcija pri 450° C). Glina ima tudi organske primesi (vrh med 200° in 300° C). Krivulja C je značilna za halloisit. Predstavlja glino iz horizonta (B) prejšnjega profila. Prisotni minerali glin illit, montmorillonit in halloisit kažejo na razvoj teh mineralov in obenem na genezo tal od rendzin prek rdečkasto rjavih rendzin do rdečkasto rjavih plitvih tal. Razvoj mineralov glin v rdečkasto rjavih tleh si moremo razlagati na naslednji način (L a a t s c h , 1957, 65): I —> vermikulit -j Sljuda — illit kaolinit — hidrargilit I--> montmorillonit---' Lističasti sljudni minerali (muskovit, biotit, hlorit) se direktno meta-morfozirajo v minerale glin. Pri metamorfozi sljude do montmorillonit-nega stadija gre za razpadanje kristalnih plasti ob izpiranju (ali izgubi) kalija. Minerali montmorillonitove skupine so neobstojni v kislih ali z bazami siromašnih raztopinah. Pri takih pogojih postopno prehajajo v kaolinit. Kristalna plast še delno razpade in prehaja v dvoplastno mrežo. Razlago podpirajo termične krivulje, ki smo jih dobili za minerale glin v izpranih rdečkasto rjavih globokih tleh. To so močno kisla tla, kjer je pH okoli 3,80. V vseh horizontih številnih profilov smo z DTA ugotovili eno samo vrsto minerala glin — halloisit. SI. 3. DTA krivulje glinaste frakcije tal Fig. 3. Differential thermal curves for soil clays A illit, rdečkasto rjava rendzina, horizont Ai, profil XIV, E od Hrastja. B montmorillomt, kaolinit in organska snov, rdečkasto rjava plitva tla, horizont Ai, profil XVII, NE od Paradišča. C halloisit, rdečkasto rjava plitva tla, horizont B, profil XVII, NE od Paradišča. D, E, F halloisit in železov oksid, izprana rdečkasto rjava tla, horizonti Ai, AB, Bi, profil XV, E od Hrastja A Lllite, red brown rendzina, horizon Ai, profile XIV, E from Hrast-je. B montmorillonite, kaolinite and organic matter, shallow red brown soil, horizon Ai, profile XVII, NE from Paradišče. C halloysite, shallow red brown soil, horizon B, profile XVII, NE from Paradišče. D, E, F halloysite and iron oxide, leached red brown soil, horizons Ai, AB, Bi, profile XV, E from Hrastje Termična krivulja D predstavlja glinasto frakcijo izpranih rdečkasto rjavih tal iz horizonta Ai (XV. profil, E od Hrastja), krivulja E glinastp frakcijo iz horizonta AB in krivulja F glinasto frakcijo iz horizonta Bi istega profila. Vsaka od teh treh krivulj jasno kaže halloisit z različno množino železovih oksidov (konica pri 200° do 250° C). Vsi rezultati diferenčno termične analize potrjujejo Laatschevo teorijo o razvoju mineralov glin v usedlinah oziroma v tleh. Metamorfoza illita v montmorillomt in naprej (v ugodnih pogojih) v kaolinit, v našem primeru predvsem v halloisit osvetljuje razvoj rdečkasto rjavih pokarbonat-nih tal. Ta tla so se razvila iz netopnega ostanka dolomitov in prešla razvojne stadije rendzine, rdečkasto rjave rendzine, rdečkasto rjavih tal do rdečkasto rjavih izpranih tal. Razni avtorji navajajo, da se ne moremo popolnoma zanesti na rezultate diferenčno termičnih analiz. Tako na primer G r i m m (1953, 84 do 106), Searle in Grimshaw (1959, 237 do 343), Schroeder (1954, 208 do 216) in drugi navajajo poleg teh še rentgenograme za iste vzorce ali pa prilagajo celo elektronske posnetke. Zato smo za kontrolo rezultatov diferenčno termičnih analiz dali napraviti tudi nekaj rentgenogra-mov glinaste frakcije rdečkasto rjavih tal. Za rentgenske preiskave glinaste frakcije smo se odločili pri XV. profilu izpranih rdečkasto rjavih tal, ki leži SE od Hrastja, ker smo imeli za ta profil že številne druge preiskave. Rentgenogrami so bili posneti na aparatu Siemens-Kristaloflex II.* Glina iz horizonta Ai pripada halloisitu, kar potrjujejo razdalje med kristalnimi mrežami (d v A) in relativne jakosti posameznih odbojev. Rentgenogram gline iz horizonta AB kakor tudi iz horizonta Bi kaže tudi vse značilnosti za halloisit. Dobljene podatke smo primerjali s podatki v karticah ASTM** in našli, da se skladajo s podatki za halloisit. Tako se rentgenske analize glinastih frakcij skladajo s podatki DTA. Glinaste frakcije smo preiskovali v faznem kontrastu predvsem zato, ker je metoda enostavna, hitra in zanesljiva. Poleg tega pa moremo določiti količino posameznih mineralov tudi v odstotkih. Pri tem smo uporabljali tekočine z lomnim količnikom, ki se približuje (ali je enak) lomnemu količniku raziskovanega minerala. V ta namen smo uporabljali Schmidtove tabele (1958) za določanje mineralov. Na mikroskopu znamke Ortolux (Leitz, Wetzlar) smo najprej pregledali standardne minerale glin: kaolinit, halloisit, montmorillonit, illit (tako kot pri DTA). Po teh opazovanjih smo primerjali glinaste frakcije iz posameznih horizontov številnih profilov rdečkasto rjavih tal. Našli smo enake vrste mineralov glin kot pri DTA. Te raziskave so natančnejše zato, ker smo poleg glin opazovali tudi sicer redka zrnca kremena, limonita, hema-tita in drobce organske snovi. Pri preiskavi netopnih ostankov, ki smo jih dobili pri topljenju triadnih dolomitov, se je metoda faznega kontrasta odlično izkazala, ker smo imeli na razpolago zelo majhne količine. Vzorce dolomitov, ki smo jih kemično analizirali, smo uporabili tudi za dobivanje netopnega ostanka (glej 2. tabelo). Ostanek smo preiskali v faznem kontrastu in določili mineralno sestavo kot sledi: I. Zgornjetriadni dolomit (Lanišče) z rdečkasto rjavimi tlemi; moten, sivkast netopni ostanek (2,30 */©) sestavlja: * Rentgenograme mi je napravila A. Hinterlechner, mineraloginja Geološkega zavoda v Ljubljani. ** ASTM — Index to the x-ray powder data file American society for testing materials. Preiskava glin v faznem kontrastu sljuda kremen limonit illit 13,4 % 20,6 % 53,2 % 2,5 % organske snovi in druge primesi . 10,0 % II. Srednjetriadni dolomit (SE od Lanišča) z rendzinami in rdečkasto rjavimi tlemi; moten, sivkast netopni ostanek (1,62%) sestavlja: kremen...........21,0 % limonit...........19,3 % illit............39,7 % Sljuda .....'„......10,0 % organske snovi in druge primesi . 10,0 % III. Werfenski dolomit (E od Škofljice), rumenkasto rjavi netopni ostanek (15,64%) sestavlja: kremen...........26,0 % limonit, hematit.......23,8 % illit............36,7 % sljuda...........12,0 •% organska snov ........1,5 % To je eden izmed najtrših dolomitov, kar smo jih srečali na raziskovanem ozemlju. Prepereva zelo počasi, poleg tega nastopa le v nekaj metrov debelih skladih, vmes je rjavi glinasti sljudni skrilavec, ki mnogo hitreje prepereva. V istem času dajo za tvorbo tal mnogo več snovi kot dolomit. Zato je razumljivo, da se na tem dolomitu v takih okoliščinah niso mogla razviti rdečkasto rjava tla. VII. Zgornjetriadni (brečasti) dolomit (N od Šmarja) z rdečkasto rjavimi tlemi; moten, sivkast, netopni ostanek (2,83 °/o) sestavlja: kremen...........16,3 % limonit...........21,6 % illit............40,1 % kaolinit...........10,0 % sljuda...........2,0 % organska snov in druge primesi . 10,0 % IX. Zgornjetriadni tankoplastoviti dolomit (pri Podgorici) z rdečkasto rjavimi tlemi, ki imajo značilno temnejšo barvo zaradi organskih primesi. Velika količina teh snovi se le počasi mineralizira. Nikakor nismo mogli odstraniti organske snovi, da bi ugotovili pravo barvo netopnega ostanka. Crn, sajast netopni ostanek (3,02 %) sestavlja: kremen...........13,2 % limonit...........17,4 % illit............33,4 % kaolinit...........8,0 % sljuda...........1,0 % organska snov in druge primesi . 27,0 % XI. Zgornjetriadni dolomit (z rdečkastimi glinastimi prevlekami po ploskvah krojenja, N od Stranske vasi) z rdečkasto rjavimi tlemi; sivkasto rdeči netopni ostanek (7,53 %) sestavlja: kremen...........16,0 % hematit...........22,9% illit............44,1 % halloisit...........9,0 % organska snov in druge primesi . 8,0 % XIII. Zgornjetriadni dolomit (SE od Hrastja) z rdečkasto rjavimi že-pastimi tlemi; sivkasti, moten netopni ostanek (3,20 °/o) sestavlja: kremen...........16,8 % hematit, limonit........21,0 % illit............46,5 % halloisit...........5,0 % sij uda...........1,0 % organska snov in druge primesi . 10,0 % XVII. Zgornjetriadni dolomit (Paradišče) z rdečkasto rjavimi tlemi; svetlo rdečkasti čisti netopni ostanek (1,28 D/o) sestavlja: kremen...........16,9 % hematit...........9,7 % illit............58,4 % halloisit...........5,0 % sij uda...........1,0 % XVIII. Cassianski zrnati dolomit (NE od Zg. Blata) z rdečkasto rjavimi tlemi; svetlo rdečkasti netopni ostanek (2,71 °/o) sestavlja: kremen...........19,0 % hematit...........16,4 % illit............63,6 % kaolinit...........9,0 % sij uda...........1,0 % XIX. Cassianski zrnati dolomit (M. Lipoglav) s plitvimi rdečkasto rjavimi tlemi; svetlo rdečkasti netopni ostanek (2,75 fl/o) sestavlja: kremen...........18,0 % hematit...........14,4% illit............60,6 % kaolinit...........8,0 % sij uda...........1,0 % XX. Zgornjetriadni tankoplastoviti dolomit (E od Sel) z globokimi rdečkasto rjavimi tlemi; moten, temno rdečkasto sivi netopni ostanek (2,98%) sestavlja: kremen...........12,1 % hematit, limonit.......19,4 % illit............42,5% halloisit...........10,0 % sij uda...........1,0 % organska snov in druge primesi . 15,0 % XXI. Zgornjetriadni dolomit (SE od Šmarja) z rdečkasto rjavimi tlemi; svetlo rdečkasti čisti netopni ostanek (3,02 °/o) sestavlja: kremen...........17,7 % hematit...........9,9 % illit............66,4 % halloisit...........4,0 % sij uda...........2,0 % SI. 1. Dolomit SE od Lanišča (II), nikola vzporedna, 120 X. Žilica kalcita (c) v drob-nozrnatem dolomitu (d), limonit (1) mu-skovit (ms) hematit (h) Fig. 1. Dolomite SE from Lanišče (II), ni-cols //, 120 X. Veinlet of calcite (c) in fine grained dolomite (d), limonite (1), muscovite (ms), hematite (h) SI. 2. Dolomit pri Tlakah (IV), nikola vzporedna, 45 X. Različno veliki kristali dolomita (d), zelo drobna zrna limonita (1) Fig. 2. Dolomite near Tlake (IV), nicols //, 45 X. Various size crystals of dolomite (d), very fine limonite grains (1) SI. 3. Dolomit iz Lanišča (I), -f nikola, 45 X. Zelo drobna zrna dolomita (d), luska flogopita (f) Fig. 3. Dolomite from Lanišče (I), nicols crossed, 45 X. Very fine dolomite grains (d), phlogopite scale (f) The Roman numerals show the dolomite beds on the geologic map and the soil profiles on the soil map GEOLOGIJA 12 Gregorič: Nastanek tal IB; iiauEjseN :?LIO83JO a^iut -OJOp JO BJBJJS yfBjS jqgTI puB ^jBa 'X 021 '// SIODIU '(XI) E3U -OSpOJ JBaU ajIUIOJOp paiJTJBJJS auij[ g 'Sij EJTUI -ojop T}SE]<3 3IJ9AS UT 3A1S 0UU19X 'X 021 'BU -pajodzA Ejonu '(XI) puogpoj ud lTUiO[Op }TAOJSBldO>IUBX '£ 'IS (o) aajjBUi dtueSjo '(D) ajpjBO JO SIB -JSAJO azis snoiJBA '(p) suibjS ajiuiojop auij 'X 021 '// sioaiu '(IIIA) afJBuig uiojj 3jsi a;iuao]oa Z (o) aous e^suBgao '(3) BJPJB}] IIB;STJ3{ T>HI -3A OUOHZBJ '(P) BJTUi -ojop BUJZ Buqojp OJ -az X 021 'eupajodzA Etosiiu '(IIIA) BCJBUJS po aN 'Iiluoioq '2 'IS (I) ajiuouin jo sjuauigBjj snojauinu pus (p) suibjS ajiuu -ojop auij 'X St '// sfooiu '(i) aosiUB^ LUOJJ ajiuiojoa 'x Sij (I) B^lUOUnj pqojp lujiAajs ux (p) BJIUIO[Op BUJZ Buqojp op z 'X St 'Bupaj -OdZA B[051TU '(I) BDSTU -BT zt jiuiojoa 'I IS t £}>'"S ' ii axvad n viavx Pričujoče analize kažejo, da netopni ostanek ni bil vedno rdečkast, temveč celo sivkast do temno siv. Kljub temu so se na teh matičnih kameninah razvila rdečkasto rjava tla. Iz netopnega ostanka je šel razvoj prek rendzin v rdečkasto rjava tla. Seveda je netopni ostanek vseboval tudi majhne količine rdečih železovih mineralov. Njihova barva je bila zastrta s temnejšo in obilnejšo sivo. Minerali glin, ki smo jih določili v netopnem ostanku, tudi pričajo o razvoju rdečkasto rjavih tal. V vseh vzorcih je bil v največji meri zastopan illit, v nekaterih še kaolinit oziroma halloisit. Navajajo, da illit nastaja pri razpadu drugih mineralov glin med diagenezo v sedimentih. Illit je zelo dovzeten za vezanje kalija v usedlinah. Prisotnost kalijevih ionov v usedlinah verjetno pospešuje razvoj tega minerala (M a s s o n , 1952, 136). V nastalih tleh se je razvoj illita nadaljeval do montmorillonita. Za tvorbo montmorillonita je zelo ugodna prisotnost baz, posebno še magnezija. Montmorillonit se je razvijal v nevtralnih tleh (rendzina — plitva rdečkasto rjava tla). Tla so postajala globlja in pričelo se je izpiranje baz. Okolje je postajalo kislo in s tem so bili pogoji ugodni za razvoj kaolinita ali halloisita. Večji del rdečkasto rjavih tal med Škofljico in Grosupljem je avtohtonega izvora. Le pri globokih rdečkasto rjavih tleh je tudi nekaj nanesenega materiala, ki izvira iz bližnje okolice. To dokazuje preiskava peščene frakcije (delci 2 mm do 0,02 mm) pod binokularnim mikroskopom, ki je ostala na situ pri mehanski analizi talnih vzorcev. Vzorce smo analizirali zato, da bi določili, če niso morda »rdeče ilovice« eolskega postanka. Peščena frakcija rdečkasto Tjavih tal Peščeno frakcijo (0,02 do 2 mm) iz številnih profilov rdečkasto rjavih tal smo pregledali pod mikroskopom. Našli smo, da ni bistvenih razlik v mineralni sestavi peščene frakcije v raznih vrstah rdečkasto rjavih tal, razen po količini nekaterih mineralov v posameznih horizontih. V rdečkasto rjavi rendzini (E od Hrastja, XVI) je v horizontu Ai (0 do 24 cm) veliko belih neprozornih odlomkov dolomita, precej je brezbarvnih prozornih, nepravilnih zrn kremena z rahlo zaobljenimi robovi, vmes pa so tudi zrna kremena, obdana s tanko skorjico kalcitnih (svetlo rjavkastih) kristalčkov, ki se v dotiku z razredčeno HC1 raztope. Okrogle konkrecije limonita so sivkasto rjave in zelo redke. Drobni trioglati drobci z zglajenimi robovi predstavljajo humate, ki pa jih je malo. Živo rdeči nepravilni drobci pripadajo hematogelitu (koloidni modifikaciji hematita), ki so pogosto obdani s tanko kristalno skorjico kalcita. V dotiku z razredčeno HC1 se kalcit raztopi in hematogelit razpade na številna rdeča zrnca. Plitva rdečkasto rjava tla (Paradišče, XVII) kažejo podobno mineralno sestavo peščene frakcije v horizontu Ai kot rdečkasto rjava rendzina. V horizontu (B) (15 do 40 cm) so zelo redki organski ostanki že mineralizirani poleg limonitnih rjavih konkrecij in nepravilnih rdečih mehkih zrn hematogelita. V izpranih rdečkasto rjavih tleh (SE od Hrastja, XIII) v horizontu Ai (0 do 25 cm) so romboedrski odlomki dolomita, nekaj prozornih zrn kalcita, stebrički in nepravilna zrna kremena in rdeči skupki hematogelita ter redke limonitne konkrecije. V horizontu A2B (25 do 40 cm) so redki organski ostanki že mineralizirani, zrna kremena so rahlo zaobljena, ploščica turmalina je indigo modra, veliko je rdečih konkrecij hematogelita. V horizontu Bi (40 do 95 cm) so mineralizirane lasaste koreninice, drobci dolomita, zrna kremena, rdeče konkrecije hematogelita in sivkasto rjave redke konkrecije limonita. V horizontu Bs (pod 95 cm) so še vidne mineralizirane koreninice, drobci dolomita, zrna kremena, konkrecije hematogelita in limonita, ki pa so mnogo redkejše in nekaj svetlikajočih se lističev sljude. Navedeni minerali peščene frakcije rdečkasto rjavih tal niso eolskega porekla. Vse smo našli že kot sestavni del dolomita, razen hematogelita, ki je nastal v tleh sekundarno. Mineralna zrnca so povečini nepravilna, z rahlo zaobljenimi robovi. Kristalne oblike so bolj redke (nekaj lepih kristalčkov kremena). Konkrecije limonita smo opazovali že v dolomitnih zbruskih, vendar so v tleh bolj zaokrožene oblike. Vse to priča, da so rdečkasto rjava tla nastala in situ. Le zelo globoka tla vsebujejo tudi nanesen material, ki je prispel iz neposredne okolice. Minerali eolskega porekla bi imeli bolj zbrušene in zaokrožene površine. Poleg tega bi količina peščene frakcije prevladovala nad glinasto. Vsebina mineralnih delcev bi bila tudi bolj pestra. Tako pa smo našli v peščeni frakciji le tiste minerale, ki jih je vsebovala že matična kamenina. Tudi po horizontih (od površja do podlage) se mineralna sestava tal ne menja, razen po količini posameznih vrst mineralov. Tudi hematogelit, ki se je razvijal istočasno kot rdečkasto rjava tla, priča o avtohtonosti teh tal. POVZETEK Rdeče kraške ilovice se med Škofljico in Grosupljem razprostirajo izključno na dolomitih. Kemična analiza številnih vzorcev triadnih dolomitov je pokazala, da vsi vsebujejo manjšo ali večjo količino seskvioksidov. Petrografski zbruski kažejo, da dolomiti niso čisti magnezijev kalcijev karbonat, temveč vsebujejo primesi kot so kremen, hematit, limonit, sljude in celo pooglenele organske ostanke. Enake minerale, samo v večji množini, smo določili v peščeni frakciji rdečkasto rjavih tal, kar priča za razvoj teh tal iz dolomitov in za avtohtono poreklo. Rdečkasto rjava tla izvirajo iz zgornjega pliocena in pleistocena. Majhne količine nctopnega ostanka dokazujejo, kako dolgo se je moral kopičiti residuum, da so tla dosegla današnjo debelino. Netopni ostanek sestoji iz mineralov glin, kremena, limonita, hematita. sij ude in organske snovi. Njegova barva ni vedno rdeča, pogosto je siv-kasta in celo črna. »Prava« barva je namreč pogosto zakrita s tolikšno količino organske snovi, da je ni mogoče odstraniti, ne da bi pri tem uničili ostale sestavine. Rdečkast netopni ostanek smo najhitreje dobili iz dolomitov, ki so brez organskih primesi. Klima in vegetacija vplivata na hitrost razpadanja dolomita in s tem v zvezi tudi na potek pedogeneze. Rdečkasto rjava tla so se razvila iz nekarbonatnega ostanka, ki mu je bil sprva primešan tudi dolomitni skelet. Razvoj je potekal od rendzine oziroma rdečkasto rjave rendzine do rdečkasto rjavih tal, ko se je formiral glinasti horizont (B). Na potek geneze so vplivale tudi velike klimatske spremembe od plio-cena prek pleistocena do danes. Tla so bila izpostavljena oksidaciji, hidra-taciji, izpiranju in eroziji. Zato imamo danes vse oblike tal, od rdečkasto rjave rendzine do plitvih in srednje globokih ter izpranih globokih rdečkasto rjavih tal. Plitva, srednje globoka in globoka izprana rdečkasto rjava tla so lahko enake starosti. Plitva talna oblika je v strmejših pobočjih, kjer je bila delno erodirana. Na ta način so se tla stalno pomlajevala in niso mogla doseči večje globine. To potrjuje enaka in celo večja količina glinaste frakcije v horizontu (B) plitvih tal, kot v globokih tleh na enaki matični podlagi. O takšnem razvoju tal pričajo tudi minerali glin. V netopnem ostanku dolomitov smo našli največ illita ter malo kaolinita in halloisita. V rdečkasto rjavi rendzini nastopa mešanica illita in montmorillonita. V rdečkasto rjavih plitvih tleh je v horizontu Ai še mešanica montmorillonita in kaolinita v horizontu (B) pa samo halloisit. V izpranih rdečkasto rjavih tleh smo določili v vseh horizontih le halloisit. Rdečkasto rjava plitva do srednje globoka tla so nastala in situ, so torej avtohtona. Slaba diferenciacija profila globokih tal dokazuje, da ta tla vsebujejo tudi prinesen material in so torej para-avtohtona tla. Rdečkasto rjava tla niso eolskega izvora, kar dokazujejo enaki minerali v peščeni frakciji tal in v talnih zbruskih, kot smo jih že določili v matični kamenini — dolomitu. Prav tako ni prinesen samo del mineralov, ker se mineralna sestava od horizonta do horizonta ne menja, razen po količini. Mineralna zrna niso obrušena, temveč imajo le rahlo zglajene robove. Pogosto so združena v konkrecijo, ki jo obdaja kristalna bleščeča kalcitna skorjica. To je sekundarna tvorba, ki je nastala v tleh. Rdeče kraške ilovice smo označili kot rdečkasto rjava pokarbonatna tla. Nismo jih mogli imenovati jerovica (terra rossa), ker se njihova kemična sestava in fizikalne lastnosti razlikujejo od lastnosti teh tal. Naši rezultati se zelo približujejo terri rossi kontinentalnega kraškega območja Jugoslavije (od Like do Makedonije). SOIL FORMATION ON THE TRIASSIC DOLOMITES Vera Gregorič With 3 textfigures and 2 plates The task was to find the connection between the rock and the soil on it. The mineral composition and structure and the chemical composition of the Triassic dolomites are given (Tab. 1). The study deals with the soils and their formation on the dolomites, from rendzina to the red brown soils (red karst loam). Numerous analyses of the insoluble rest of the Triassic dolomites were made (Tab. 2). Not all insoluble residua were red brown — some were brown, gray, even dark gray, depending on the amount of the inert organic matter in the dolomite. The basic problem is the origine of the red brown soil lying on the Triassic dolomites. To this purpose mechanical (Tab. 4, 6, 8) and chemical analyses of the red brown soil (Tab. 9) were worked out. Several differential thermal analyses of the clay fraction of various soil units, from rendzina to the leached deep red brown soil, are also discussed in the study (Fig. 3). On the basis of these analyses a continuous development of clay minerals has been established, from the illite in the rendzina and the montmorillonite kaolinite mixture in the Ai horizon, and the halloysite in the B horizon of the shallow red brown soil up to the halloysite in all horizons of the deep and leached red brown soils. This was also confirmed by the x-ray diffraction of the clay fraction and by examinations in the phase contrast Ortolux microscope of these soils. From the results obtained an autochtony of the soils is indicated. They have developed on the dolomite from the rendzina through the red brown rendzina into shallow red brown soil then into deep red brown soil, and finally into leached deep red brown soil. In the minerals that were determined in the phase contrast of the Ortolux microscope, direct connection between the rock and the soil was evident. Thus the red brown soil has developed from insoluble rest of the dolomites. This is also evident from microscopical examination of the dolomite thin sections (Plates I and II) and the sand fraction of the soil. Since minerals of the same kind were found in the rock as well as in the soil, any possibility of the aeolian formation of the red brown soil in the area Šmarje Sap (southeast of Ljubljana) seems to be out of consideration. LITERATURA Bershad, L., Halevy, E., Gold, H. A., Ha gin J. 1956, Clay minerals in some limestone soils from Israel. Soil Science, Vol. 81, N. 6, Baltimore, USA. Buser, S. 1962, Geološke razmere na listu Ig—Ribnica 51-25/1. Arhiv Geološkega zavoda, Ljubljana. C a i 11 e r e, S., H e n i n , S. 1964, Mineralogie des argiles. Paris. Cirič, M., Aleksandrovič, D. 1959, Jedno gledište o genezi terra rosse (crvenice). Zbornik radova poljoprivrednog fakulteta, Beograd. Cirič, M. 1962, Pedologija za šumare. Beograd. Filipovski, G., Cirič, M. 1963, Zemljišta Jugoslavije. Jugosloven-sko društvo za prtoučavanje zemljišta, Beograd. Germovšek, C. 1955, Poročilo o kartiranju južnovzhodnega obrobja Ljubljanskega barja. Geologija 3, Ljubljana. Germovšek, C. 1955, O geoloških razmerah na prehodu Posavskih gub v Dolenjski kras med Stično in SentrupertJom. Geologija 3, Ljubljana. Gorbunov, J. N. 1956, Zakonomernosti razprostranenija glinistih mineralov v glavneiših tipah počv SSSR. Počvovedenie, No. 2, Moskva. Gračanin, M. 1951, Pedologija, III.deo. Sistematika tla. Zagreb. Grim, E. R. 1953, Clay Mineralogy. London. Grimšičar, A. 1960, Geološki položaj ozemlja ob novi avtomobilski cesti od Škofljice do Bregane. Geologija 6, Ljubljana. Horvat, A. 1953, 1957, Kraška ilovica. Ljubljana. Jackson, L. M., Sherman, D. 1953, Chemical weathering of mineral soils. Adv. in Agron. V. 221—318. Jackson, L. M. 1958, Soil chemical analysis. New York. Jeffries, C. D., Jackson, L. M. 1949, Mineralogical Analysis of Soils. Soil Science 68, 57. Jenny, H. 1941, Factors of soil formation. New York. London. Kramer, E. 1905, Das Laibacher Moor. Ljubljana. K u b i e n a, W. 1953, Entwicklungslehre des Bodens. Wien. Laatsch, W. 1957, Dynamik der mitteleuropaischen Mineralboden. Leipzig. Lang, R. 1922, Die Verwitterung. Fortschritte der Mineralogie, Kristallo-graphie u. Petrographie, Jena. Lipoid, M. V. 1858, Bericht tiber die geologische Aufnahme in Unter-Krain im Jahre 1857. Jahr. geol. R. A. Wien 9. L u t z, J. H., Chandler, F. R. 1962, Šumska zemljišta, Naučna knjiga, Beograd. Markovič-Marjanovič, L. 1960, Die Bedeutung der fossilen »terra rossa« — Horizonte fiir Stratigraphie und Chronologie des Pleistozans von Jugoslawien. Sonderabdruck aus der. Verh. der Geol. Bundesanst. Wien. Masson, B. 1952, Principles of Geochemistry. New York. Mel i k, A. 1959, Posavska Slovenija. Slovenija II. Ljubljana. Meyer, B., Kal k, E. 1959, Die Mineral best immun g in Tonfraktionen des Bodens mit Hilfe der Phasekontrast- und Grenzdunkelmikroskopie. Land-wirt. Forschung, Band 12, Heft 1. Pelhan, C. 1954, Diferencialna termična analiza glin. Rudarsko-meta-lurški zbornik, št. 2, Ljubljana. Ramovš, A. 1961, Geološki izleti po ljubljanski okolici. Ljubljana. Rakovec, I. 1955, Geološka zgodovina ljubljanskih tal. Prva knjiga. Ljubljana. Rakovec, I. 1956, Razvoj pleistocena na Slovenskem. Prvi jugoslovanski geološki kongres, Ljubljana. Sabioncello, P., Filipovič, L. 1948, Laboratorijski priručnik za anorgansku tehničku kemijsku analizu. II. dio, Zagreb. Schachtschabel, P. 1951, Bestimmung von S-Wert und Saltigungs-grad, Z. Pflanzenernahr., Dung, Bodenk., Weinheim u. Berlin. Schmidt, G. K. 1958, Neues Arbeitsblatt zur Brechzahl und Disper-sionsbestimmung staubformiger Mineralien. Staub 18, Bonn. Scheffer, F., Schachtschabel, P. 1960, Bodenkunde. Stuttgart. Schoeler, H. 1962, Les eaux souterrains. Paris. Schroder, D. 1952, t)ber die nichtkarbonatische Bestandtedle von Weissjurakalken. Zeitschr. fur Pflanz,, Dung., Bodenk., 57/102 Band, Heft 8., Weinheim u. Berlin. Schwertman, U. 1959, Ueber die Synthese definirter Eisenoxyde unter verschiedenen Bediingungen. Zeitsch. fur anorg. u. alig. Chemie, Bd. 298, Heft 5—6., Leipzig. S e a r 1 e , B. A., G r i m s h a w , W. R. 1959, The Chemistry and Physics of Clays. London. Seidl, F. 1925, Zemeljski potresi pri Črnomlju v zvezi z geološko zgodovino krajine. Zagreb. Smolikova, L., Ložek, V. 1962, Zur Altersfrage der mitteleuro-paischen Terrae calcis. Eiszeitalter u. Gegenwart. Bd. 13, Ohringen. Smothers, J. W., Chiang Ph.D. Yao 1958, Differential thermal analysis. New York. Škorič, A. 1961, Pedološka istraživanja. Zagreb. Slebinger, C. 1953, Obvestilo o kartiraiiju lista Cerknica 1 in 2. Geologija 1, Ljubljana. Thun, R., Herrmann, R., Knickmann, E. 1955, Metodenbuch. Die Untersuchen von Boden. Bd. 1., Radebeul u. Berlin. Tučan, F. 1910, Die Kalksteine und Dolomite des Kroatischen Karst-gebietes. Geološki anali VI, Beograd (S. 609—813). Tučan, F. 1912, Terra rossa, deren Natur und Entstehung. Neues Jahrb. £iir Mineralogie, Geologie u. Palaontologie. XXXIV. Beilage — Band. Stuttgart. W a a g e n , L. 1914, Karsthydrographische Mitteilungen aus Unterkrain. Verh. der geol. R. A., Wien. Werner, J. 1958, Zur Kenntnis der Bauen Karbonatboden (Terra fusca) auf der Schwabischen Alb. Stuttgart (disertacija). Wilde, S. A. 1958, Forest Soils. New York. Winkler, A. 1957, Geologische Kraftspiel und Landformung. Wien. Wraber, M. 1960, Fitosocio loška razčlenitev gozdne vegetacije v Sloveniji. Slovenska akademija znanosti in umetnosti. Ljubljana. 2 u r g a, J. 1938, Nekoliko iz geologije Dolenjske. »Dolenjska« 5—6, Ljubljana. WINCHELLOV SISTEM POLUVALJKA ZA OPTlCKO ODREDIVANJE MINERALA Ljudevit Barič Sa 2 slike u tekstu Za odredivanje kamenotvornih (petrogenih) minerala pomoču njihovih optičkih svojstava postoji priličan broj tablica i udžbenika, koji su svakom stručnjaku koji se služi polarizacionim mikroskopom dobro poznati. Od novi jih takvih tabelarnih pregleda spomenimo npr. Trogerove tablice, koje su 1959. godine izašle u trečem izdanju. Uz te tablice izašao je pred dvije godine — 1967 — opsežni opisni dio. U Ceskoj postoje tablice od Dudeka, Fediuka i Palivcove (1962). Od velike su pomoči i krači ili opširniji udžbenici, u kojima su opisana mikrofiziografska svoj-stva, kao npr. onaj od Wahlstroma (1955), Heinricha (1965), K e r r a (1959), Chudobe (1932), Hejtmana i Konte (1959), Rariča i Tajdera (1967) itd. Treba li medutim odrediti drugi neki prozirni ili providni mineral, tad pomoču spomenutih tablica ili udžbenika nečemo moči doči do cilja. Minerali, koji ne izgraduju stijene, nisu naime u njima navedeni. U tom slučaju moramo se za odredivanje poslužiti ili kompletnom nekom siste-matskom mineralogijom, što če često biti skopčano sa velikim gubitkom vremena, ili pak tablicama, u kojima su sadržani svi poznati prozirni ili providni minerali. Od njih čemo podsjetiti na tablice, koje je 1921. godine objavio L ar sen ; one su 1934. izašle u drugom izdanju, koje je Larson priredio zajedno sa Bermanom. To je djelo izašlo u ruskom prijevodu u drugom izdanju sa dopunama, koje je priredio Petrov (1965). Spomenuti treba i tablice od A. N. Winchella (1939), u koje su unijeti i neprozirni minerali. Samo se po sebi razumije, da su kako Larsenove, tako i Win-chellove tablice prilično opsežne. Ruski prijevod prvih iz 1965. godine obuhvata 464 strane, a opseg Winchellovih iznosi 231 stranu. Ta opsežnost smeta ponešto lakom i brzom snalaženju u njima. Radi toga je lako shvatiti nastojanja, da se konstruiraju tablice, kojima bi opseg bio manji, a da uza sve to one mogu poslužiti za mikroskopsko odredivanje svih poznatih prozirnih ili providnih minerala. Pred nedugo vrijeme to je — mislim — pošlo za rukom H. Winchellu (1965). Pokušat čemo, da ukratko prikažemo zamisli, koje je on unio u konstrukciju svojih tablica. S obzirom na optička svojstva, koja su pri odredivanju prozirnih ili providnih minerala pomoču polarizacionoga mikroskopa veoma važna. H. Winchell je došao na pomisao, da bi se svi takvi minerali mogli zgodno porazmjestiti u polu val j ak (si. 1) na ovaj način. Duž osi poluvaljka nanese se u odredenom mjerilu meduvrijednosni indeks loma Ny za optički dvoosne odnosno indeks loma ordinarnoga vala za optički jedno-osne minerale ili indeks loma optički jednolomnih minerala na taj način, da porastu indeksa loma odgovara sve veča udaljenost od središta donjega polukruga prema središtu gornjega polukruga, koji predstavljaju bazalne presjeke poluvaljka. Početna najniža vrijednost indeksa loma je 1,300; u kategorij u sa završnom najvišom vrijednosti indeksa loma ulaze svi minerali, kojima je indeks loma veči od 2,500. Jakost maksimalnoga dvoloma B predočena je vecom ili manjom du-žinom na polumjeru poluvaljka (si. 1). Veličina kuta optičkih osi za optički negativne minerale (tj. oko glavnog vibracionog smjera X) nanosi se od južnoga kraja polumjera poluvaljka u smislu protivno kretanju kazaljke na satu. Slično se veličina kuta optičkih osi za optički pozitivne minerale (tj. oko glavnog vibracionog smjera Z) nanosi od sjevernoga kraja promjera poluvaljka u smislu kretanja kazaljke na satu. Zamisli li se. da se poluvaljak razreže ravninama paralelnim sa bazom u tanje slojeve, tad če u svakom takvom sloju biti sadržani svi oni minerali, kojima indeks loma koleba izmedu vrijednosti, koja odgovara donjoj bazi sloja i vrijednosti, koja odgovara gornjoj bazi sloja. Winchell je čitav poluvaljak podijelio u 31 sloj. U najdonji sloj uneseni su minerali 5j«v*rni kuj promjtra Južni prom] SI. 1. Iz slike se razabire, kako se u poluvaljku nanosi indeks loma Ny, jakost dvoloma B i kut optičkih osi 2 V. s indeksom loma Ny = 1,300 —1,399, u prvi sloj iznad njega minerali kojima je Ny = 1,400— 1,459, u daljnji viši sloj minerali s indeksom loma Ny = 1,460 — 1,479 itd. Zamislimo li svaki takav tanak sloj stisnut u jednu ravninu, bit če svi minerali, sadržani u njemu, s obzirom na jakost loma, visinu dvoloma, optički karakter i veličinu kuta optičkih osi grafički predočeni u jednom polukrugu, kojih če ukupno biti toliko, koliko ima i slojeva, tj. ukupno 31. U središtu polukruga, tj. na presjeku promjera, koji ima smjer sjever—jug i na to okomitoga polumjera, kojemu je smjer istok—zapad, nalaze se optički jednolomni minerali (vidi si. 2). Optički jednoosni minerali bit če smješteni na okomitom promjeru (smjera sjever—jug) to dalje od središta, što im je maksimalni dvolom B snažnijij optički pozitivni od središta prema gore, optički negativni od središta prema dolje. Na svakom od koncentričnih krugova, kojima je središte na presjeku vertikalnoga promjera i horizontalnoga polumjera, nalaze se minerali istoga dvoloma. O tom, koliki je kut optičkih osi, ovisi na kojem polumjeru če se dotični mineral nalaziti. Na horizontalnom polumjeru u smjeru zapad—istok nalazit če se minerali, kojima je kut optičkih osa 2 V = 90°. Svaki polukružni dijagram i njemu pripadni tekst otisnuti su na dvije nutarnje strane jednoga lista. Otvorimo li na bilo kojem mjestu tabele, gledat čemo radi toga istodobno na desnoj strani lista dijagram, a na lijevoj strani lista dijagramu pripadni tekst. Svaki mineral u dijagramu SI. 2. Dio dijagrarna sa str. 37 iz tabelarnoga djela H. Winchell: Optical properties of minerals, 1965. New York and London. U tom dijagramu su navedeni minerali sa Ny = 1,620 —1,639. Brojem 15 označen je karfolit. označen je odredenom brojkom. U tekstu na lijevoj strani pod istom brojkom navedeno je ime minerala, kojemu optični karakter, višina dvo-loma i veličina kuta optičkih osi odgovaraju mjestu, na kojemu se on — označen brojkom — u dijagramu nalazi. U tekstu su svi jednolomni minerali — poredani abecednim poretkom — označeni brojkom 1 pred svojim imenom odnosno sa lijeve strane imena, koja se brojka prema onomu, sto smo gore spomenuli, u svakom polukrugu od njih 31 mora nalaziti u središtu. Nakon jednolomnih minerala poredani su u tekstu abecednim redom i svi dvolomni minerali, svaki označen brojkom (raz-ličitom od 1), kojom je odredeno njegovo mjesto u tablici. O brojkama iza imena minerala govorit čemo kasnije. Pokušajmo sada na jednom primjeru demonstrirati primjenu Win-chellovoga tabelarnoga djela iz 1965. godine. Učinit čemo to na jednom mineralu slamnatožute boje, čiji tanki prutiči izgraduju paralelne odnosno subparalelne agregate. Na prvi pogled čovjek bi mogao pomisliti, da se radi o nekom amfibolu. Imerzionom metodom odredio sam u Na-svjetlosti tri glavna indeksa loma Nz = 1,638, Ny = 1,634 i Nx — 1,622 (sve sa granicom tačnosti ± 0,001). Na taj način raspolažemo meduvrijed-nosnim indeksom loma kao prvom optičkom konstantom, koja nas svojom veličinom upučuje na to, da se za odredbu spomenutoga minerala moramo poslužiti polukružnim dijagramom u kojemu su navedeni minerali, za koje Ny ima vrijednosti izmedu 1,620 i 1,639 (Winch ell 1965, pag. 37). Od raznih minerala u našem slučaju dolazi dakle u obzir samo jedan od minerala, koji su poimence navedeni na str. 36 u tekstualnom dijelu, kojim je popračen spomenuti polukružni dijagram. U mikroskopskom izbrusku, čija je debljina iznosila oko 0,075 mm, utvrdena su ova svojstva: a) po-tamnjenje paralelno izduženju, b) paralelno izduženju ide glavni vibracioni smjer Z, zbog čega je optički karakter zone izduženja pozitivan, c) izraziti pleohroizam u smislu X izrazito žut, Y izrazito žut, Z bezbojan, d) mineral je optički negativan, e) mineral je optički dvoosan sa kutom optičkih osi 2 V = —63,2° (sredina iz 8 pojedinačnih odredi vanj a, koja su se vrlo dobro podudarala), /) disperzija kuta optičkih osi oko X jaka r > v. Iz svojstva navedenog pod d) izlazi, da se u našem slučaju radi o jednom mineralu iz donjega kvadranta prije spomenutoga dijagrama (si. 2). Veličina kuta optičkih osi spomenuta pod e) upučuje nas na polumjer, na kojemu je — tako da kažemo — proiciran mineral, koji želimo odrediti Vidimo, da bi u obzir došli samo minerali označeni brojevima 9 i 15. Te brojke odgovaraju, kako se iz tekstualnoga dijela razabire, arfvedsonitu (9) i karfolitu (15). Zagleda li se u koji udžbenik, lako če se razabrati, da arfvedsonit ne dolazi u obzir radi nižega dvoloma, kosoga potamnjenja, drugačije izra-ženoga pleohroizma itd. Izlazi dakle, da se radi o karfolitu. Ime toga minerala otisnuto je u tekstu kurzivom, što ukazuje na to, da se radi o rijetkom mineralu (W i n c h e 11 1965, pag. 6). Imena običnih minerala otisnuta su uspravnim malim slovima sa velikim početnim slovom. Velikim uspravnim slovima označeni su veoma obični minerali. Primjena Winchellovih tablica zasniva se na optičkim svoj-stvima minerala. Na kojem če dijagramu biti neki mineral, to ovisi — kako je rečeno — o njegovom meduvrijednosnom indeksu loma. Pripadnici pojedinih velikih izomorfnih skupina (plagioklasi, olivin, granat itd.) su radi toda navedeni na više raznih dijagrama. Za pouzdanu prim jenu Winchellovoga tabelarnoga djela potrebno je što točnije odrediti optička svojstva ispitivanoga minerala. Pretpostavlja se pri torn, da su i dijagrami konstruirani na temelju dosadašnjih što točni jih podataka. Ako se radi o rijetkim mineralima, potreban je u tom pogledu izvjestan oprez, jer za njih postoje često tek rijetki podaci, zbog čega nije uvijek moguče kritički odabrati što pouzdanije vrijednosti. Kao primjer nam može poslužiti opet karfolit, za koji Winchell (1965, pag. 37) u kon-strukcionu osnovu unosi za maksimalni dvolom Nz-Nx vrijednost 0,022. Vrijednost za taj dvolom za karfolit od Vrpskoga u Makedoniji je manja; ona iznosi 0,0161 (sredina iz dva pojedinačna odredivanja 0,0160 i 0,0162, izvršena metodom kompenzatora). Ogledamo li se u literaturi, nači čemo za Nz-Nx i niže vrijednosti 0,019 (Larsen i Berman 1965, pag. 290) i 0,018 (O t to 1936, pag. 119). To se bolje približava vrijednosti 0,0161, kakva je odredena na makedonskom karfolitu. Iz toga primjera se raza-bire, da pri odredivanju treba uzeti u obzir izvjestan okoliš u dijagramu oko one točke, koja odgovara izmjerenim optičkim svojstvima minerala, koji želimo odrediti. Nalazi li se u tom okolišu više raznih minerala, eliminirat čemo one od njih, koji ne predstavljaju ispitivani mineral tako, da se poslužimo nekim udžbenikom ili priručnikom, u kojem su svojstva minerala prikazana opširnije nego u Winchellovom tabelarnom djelu. U slučaju potrebe poslužit čemo se i nekom drugom metodom za odredivanje minerala kao npr. rendgenografskom, diferencijalnotermičkom itd. Preostaje još, da kažemo nešto o brojkama, koje suu Winchellovom djelu navedene iza naziva minerala odnosno sa desne strane njegove. Prva brojka upučuje na stranicu u četvrtom izdanju udžbenika A. N. i H. Winchella (1951) o elementima optičke mineralogije, gdje je dan detaljniji opis minerala. Ukoliko se radi o nekom mineralu, koji je opisan nakon izdanja toga udžbenika, tad se u uglatim zagradama iza naziva minerala citira izvor, u kojemu se nalaze podaci o tom mineralu. Nakon toga se u okruglim zagradama navode medumrežni razmaci »d« za tri ili više najjačih linija u debajegramu i konačno broj kartona, na kojem su sadržani podaci za dotični mineral, kako ih je 1960. godine objavilo Američko društvo za ispitivanje materij ala (American Society for Testing Materials, skračeno ASTM). Ugodna mi je dužnost, da se najljepše zahvalam autoru djela »Optical properties of minerals, 1965. New York and London« profesoru sveuČilišta Yale u New Havenu (Connecticut, USA) H. Winchellu kao i poduzecu Academic Press, Inc., Ill Fifth Avenue u New Yorku, što su mi odobrili, da za ova j svoj prikaz mogu iz netom spomenutoga djela uzeti sliku 1 F sa str. 4 i dio dijagrama sa str. 37. LITERATURA Barič Lj. i Taj der M. 1967, Mikrofiziografija petrogenih minerala. Zagreb. Chudoba K. 1932, Mikroskopische Charakteristik der gesteinsbildenden Mineralien, Freiburg i. Br. D u d e k A., F e d i u k F., P a 1 i v c o v £ M. 1962, Petrografickč tabulky. Priručka petrograficke mikroskopie s a tla sem struktur a textur. Praha. Heinrich E. Wm. 1965, Microscopic identification of minerals. New York, St. Louis, San Francisco, Toronto, London, Sydney. Hejtman B. a Konta J. 1959, Horninotvorne mineraly. Praha. Kerr P. F. 1959, Optical mineralogy. New York, Toronto, London. Lars en E. S. 1921, The microscopic determination of the nonopaque minerals. Washingiton. L a r s e n E. S. amd B e r m a n H. 1934, The microscopic determination of the nonopaque minerals. Sec. ed. Washington. Larsen E., Berman G. 1965, Opredelenie prozračnyh mineralov pod mikroskopom. Vtor. izd. Moskva. Otto H. 1936, Die Rolle des Mangans in den Mineralien. — Mineralog. u. petrogr. Mitt., neue Folge, 47, 89—140. Troger W. E. 1959, Optische Bestimmung der gesteinsbildenden Minerale. Teil 1: Bestimmungstabellen. 3. Aufl. Stuttgart. T r 6 g e r W. E. 1967, Optische Bestimmung der gesteinsbildenden Minerale. Teil 2: Textband. Mit Beitragen von H. U. Bambauer, O. Braitsch, F. Taborsky und H.-D. Trochim. Stuttgart. Wahlstrom E. E. 1955, Petrographic mineralogy. New York-London. Winchell A. N. 1939, Elements of optical mineralogy. Part III: Determinative tables. Sec. ed., sec. printing. New York-London. Winchell A. N. and H. 1951, Elements of optical mineralogy. Part. II: Descriptions of minerals. Fourth ed. New York-London. Winchell H. 1965, Optical properties of minerals. A determinative table. — Academic Press, New York and London. P. JANEZ (FRANC) ŽURGA 8. marca 1969. leta smo se na Žalah pri Kamniku poslovili od geologa p. Janeza Zurge, upokojenega univerzitetnega asistenta. Pokojni p. Janez Zurga je bil rojen 22. septembra 1885. leta v Dolenjem gradišču pri Toplicah na Dolenjskem. Po ljudski šoli v Toplicah in v frančiškanski ljudski šoli v Novem mestu, kjer so odkrili njegovo izredno nadarjenost, se je podal v frančiškansko gimnazijo na Kostanjevici pri Gorici. Tu je končal šest razredov in je na jesen 1905. leta stopil v Novem mestu v frančiškanski red. Po letu noviciata je opravil v šolskem letu 1907-1908 še sedmi in osmi razred ter maturo. Potem je vstopil v bogoslovje, ki ga je študiral v Kamniku in v Ljubljani. V duhovna je bil posvečen 14. julija 1910. leta. Po dodatnem letu študija bogoslovja je dobil pravico opravljati duhovski poklic 10. julija 1911. Od septembra tega leta pa do začetka prve svetovne vojne je bil katehet in učitelj po različnih ljudskih šolah. Ob začetku vojne so ga poklicali k vojakom, kjer je bil kurat do 17. nov. 1918. leta. Pri svojem delu je pokazal izredno ljubezen in skrb za ranjence in bolnike, za kar je prejel posebno pohvalo. Po končani vojni se je zopet predal svojemu prejšnjemu poklicu do 1920. leta, ko se je po želji svojih predstojnikov odločil za študij na univerzi. V njem so namreč videli bodočega sposobnega profesorja naravoslovnih predmetov na svoji gimnaziji v Kamniku, ki je bila javno priznana. Pokojni p. Janez je zato na njej ponovno opravil maturo, da bi se mogel vpisati na univerzo. Leta 1920 se je vpisal na univerzo. Študij naravoslovja in geografije je končal 1924. leta, še pred tem je opravil praktični filozofsko-pedagoški izpit pred komisijo filozofske fakultete univerze v Ljubljani, in sicer 5. februarja 1923. leta. Končni izpit iz obeh predmetov je opravil z zelo dobrim uspehom 22. oktobra 1925. leta; za domačo nalogo iz geologije so mu priznali njegovo razpravo: »Skrilavi plašč ob pohorskem granitu, geološko petrografska študija«, za katero je 1924. leta prejel svetosavsko nagrado. Za študij geologije je pokazal izredno zanimanje. Zato ga je profesor Hinterlechner naprosil, da bi pri njem prevzel delo asistenta. Za tako delo se ni mogel zlahka odločiti. Vedel je, zakaj so ga njegovi predstojniki poslali študirat, zavedal se je tudi, da se s tem pravzaprav odteguje svojemu osnovnemu poklicu, za katerega se je odločil v mladih letih. Šele po dolgotrajnem pregovarjanju se je vdal in tako skušal pozneje izpolnjevati dolžnosti obeh poklicev. Resnosti takega dela se je dobro zavedal, saj je imel že bogate skušnje pri vzgoji mladine, med vojno pa je spoznaval odrasle ljudi, ki so jih mučile poleg osnovne želje, da ostanejo pri življenju, še raznovrstne težave. Za vsakogar je vedel dober nasvet. Za asistenta pri inštitutu za mineralogijo, petrografijo in nauk o slo-jiščih tehniške fakultete univerze v Ljubljani je bil izvoljen 1926. leta. Pri tem inštitutu je ostal do svoje upokojitve 1945. leta. Pri delu je bil reden in vztrajen. Pri tem ga je podpiralo njegovo kleno zdravje, ki je le dvakrat nekoliko popustilo. Leta 1944 se je kot spomin na tegobe, ki jih je preživel v prvi svetovni vojni, pojavila revma; skoraj 4 mesece je ostal doma in je le od časa do časa prišel v inštitut. Po vojni se mu je zdravje tako popravilo, da je spet reševal tudi terenske geološke naloge. Leta 1967 je prebolel težko pljučnico, nakar se je njegova krepka narava upirala smrti še do 5. marca 1969. leta. Svojo izredno bistrost, ki jo je mogel vsakdo opaziti tudi v njegovih zrelih letih, je izpopolnjeval z marljivostjo in natančnostjo ter veliko ljubeznijo do geologije, pa tudi do vseh drugih panog naravoslovja, saj se pri svojem delu ni nikdar omejeval na geologijo, na študij rudnin in kamenin. Poznal je dobro tudi živalstvo in rastlinstvo ter to svoje znanje lepo izkoristil pri geološkem raziskovanju. S preučevanjem pohorske glo-bočnine je prišel do sklepa, ki je bil v nasprotju z večino starejših pogledov na ta problem. Svoje trditve je podprl z dokazi iz narave, ki jasno govore za teorijo o mlajšem nastanku pohorskega masiva. Takratni ozek krog naših geologov te znanstvene resnice ni sprejel, temveč je nasprotoval njegovemu članku, objavljenemu v Geografskem vestniku leta 1926. To je nekako zavrlo njegov polet v znanstvenem udejstvovanju. Mogoče je bila pri tem najbolj odločilna njegova lastnost, da se ni nikdar potegoval za kakršnokoli čast, častihlepnosti sploh ni poznal. Zato se tudi ni več trudil, da bi dosegel doktorsko čast, ki bi bila za nadaljnjo kariero na univerzi potrebna. Ta naslov si je sicer nameraval pridobiti prav z raziskavami, ki so mu nakopale nasprotja. Od njegovega dela so ostali številni zbruski pohorskih kamenin, ki jih hrani inštitut za mineralogijo in petrologijo univerze v Ljubljani. Neprijetni dogodki v njegovem življenju na univerzi mu le niso vzeli volje do raziskovalnega in vzgojnega dela. Zavedal se je pomena poljudne znanosti in ko so pri Jugoslovanski knjigarni v Ljubljani osnovali knjižno zbirko »Kosmos«, je pri njej prav rad sodeloval s tem, da je prevedel Fersmanovo knjigo: »Iz življenja kamnov«. Prevod je izšel 1935. leta. Z njim je precej poživil zanimanje srednješolcev in drugih ljudi za to panogo naravoslovja. Njegovo strokovno delo je bilo pestro in bogato. Pri tem so ga vodili njegov dar bistrega opazovanja narave, jasnost pri sklepih ter skrajna odločnost, da se ni nikdar podajal na spolzka tla. Skušal je vedno ostati samo pri tem, kar mu je dajalo njegovo znanje geologije in vsa ta spoznanja skušal povezati z zahtevami in pogoji za posamezne rešitve. Največ se je udejstvoval na področju geoloških raziskav za projektiranje in gradnjo hidroelektrarn. 2e 1933. leta je napisal precej obširno poročilo o zajezitvi potoka Prečne ob izviru pri Lukenskem gradu. V tej njegovi dejavnosti opazimo daljši premor do 1941. leta, ko je sodeloval pri geoloških raziskavah soteske Kavčke pri Mostah pri Žirovnici na Gorenjskem. Precej plodno je bilo njegovo sodelovanje pri projektiranju in gradnji naših največjih hidroelektrarn na Dravi. Napisal je tudi več poročil o geoloških osnovah za gradnjo hidroelektrarn na naših manjših rekah, na primer na Kamniški Bistrici (Predaselj, Mecesnovec, Iverje, Grohati potok), v dolini Triglavske Bistrice v Vratih, v dolini Jesenice (pri Plavžu), v dolini Belce pri Bašlju in za sanacijo elektrarne na Hublju pri Vipavi. Prav pri tem objektu je postavil odločno zahtevo po sicer dragi, toda nujno potrebni sanaciji, saj so geološki pogoji zanjo izredno neugodni. Pri gradnji drugih hidroelektrarn je sodeloval z nasveti pri delu v komisijah, tako na primer v Medvodah in v Mostah pri Žirovnici. S svojim bogatim in temeljitim znanjem geologije je znatno pripomogel k najbolj ustreznim rešitvam problemov, na katere so naleteli med gradnjo elektrarn. Manj se je bavil z rudarsko geologijo. S tem delom je sicer pričel kaj zgodaj, saj je že 1936. leta napisal poročilo o možnosti nastopanja svinčevo cinkove rude v rudišču Škovec pri Mokronogu. Drugič je nastopil kot strokovnjak za rudarske škode pri posedanju površja nad jamo Orlek pri Zagorju. Pri tem se je postavil v bran pred navedbami strokovnega zagovora tožene stranke, lastnice rudnika Trboveljske premogokopne družbe. Pri samih raziskavah premogišč ni sodeloval. Leta 1952 so ga sicer poklicali v komisijo v Kočevje, vendar se je ni udeležil. Bolj pogosta so njegova poročila o zalogah in kakovosti kamna v različnih kamnolomih, pa naj so jih odpirali ali razširjali za pridobivanje tolčenca za posipanje in gradnjo cest, ali pa apnenec uporabljali za potrebe kemične industrije. Večino teh ocen je napravil v prvih letih po vojni, ko smo potrebovali precej surovin za industrijo, ki se je naglo razvijala. Podobne naloge je uspešno reševal tudi pri iskanju gline na območju Liboj pri Celju, v okolici Morja pri Slovenski Bistrici, prav posebno pa pri Zalogu in na Kapiteljskem griču pri Novem mestu. Sodeloval je tudi pri številnih raziskavah za temeljenje, za asanacijo plaznih področij kakor tudi pri gradnji ter vzdrževanju cest in železnic. Njegovo poslednje strokovno delo je bilo posvečeno cerkvi v Tunjicah 1962. leta. Sodeloval je tudi pri projektiranju in gradnji ceste Ljubljana— Kranj (1937. leta) in in pri gradnji ceste na Golnik. P. Janez 2urga je raziskoval tudi toplice in slatine. Zanj ta dejavnost ni bila kaka posebnost, saj je bil doma iz najožje okolice Dolenjskih Toplic, za katere je zbral številne podatke o razvoju. Sodeloval je nadalje pri preiskavah Laškega, Šmarjeških Toplic in Čateških Toplic ter slatin na območju Nuskove, Serdice in Sotine na Goričkem v Prekmurju. Pri vsem njegovem delu opazimo, da ga je opravljal z veliko prizadevnostjo in navdušenjem. Malodušje ga je le redko napadlo. Včasih ni bil trdno prepričan, da more dobro opravljati oba poklica, duhovskega in geološkega. Zato se je za nekaj časa odtegnil geološkemu, toda le za nekaj mesecev in to 1934. in 1949. leta. Mogoče so ga k temu sklepu privedli zunanji dogodki ali vplivi, toda v obeh primerih vidimo, da se je mogel geološkemu delu upirati le kratek čas. Geologija in raziskovanje v tej panogi naravoslovja je pokojnemu p. Janezu Zurgi veliko pomenilo. Na to moremo sklepati po tehtnih mislih, ki jih podaja v svojih poročilih preprosto in jasno, ne da bi pri tem tekst raztezal s citati tujih del, ki so podala drugačna mnenja o istih problemih. Če pa se z njihovo vsebino strinja, jih navaja samo na kratko z navedbo virov. V glavnem podaja v svojih poročilih le to, kar je opazil v sami naravi, pri čemer svoja bistra opazovanja lepo poveže z zahtevami, ki so jih pri posameznih gradnjah postavili tehniki. O navdušenju za geološko stroko govori tudi vzoren red, v katerem je hranil vsa svoja dela, ki jih je ohranil z redkimi izjemami do svojih poslednjih dni življenja. Tudi za izjeme točno navaja, kdaj jih je izgubil. Pokojni p. Janez je imel skušnje v spoznavanju človeka. Pridobil si jih je, ko je opazoval razvoj svojih sovrstnikov doma na vasi, na osnovni šoli, kjer je bil sprva učenec, pozneje pa učitelj, in posebno na univerzi, kjer je spremljal ljudi v odločilnih letih razvoja. S svojo neposrednostjo in pripravljenostjo na pomoč si je pridobil med mladino in sodelavci mnogo prijateljev. Vse svoje skušnje je skrbno urejal in usmerjal razvoj prav vsakogar, ki ga je imel za sposobnega, da bi mogel opraviti koristno delo na področju geologije in drugih naravoslovnih ved pri nas. Z izredno bistrostjo je kaj kmalu odkril talente ter jih je s prijazno besedo in primernimi nasveti usmerjal, da bi tudi za univerzo pridobil ljudi, ki bi ji mogli koristiti in ji pridobiti čim večji ugled. Pri vsem tem ga je najbolj zanimal razvoj človekove osebnosti. Vendar se ni omejil samo na duhovni razvoj, zanimala ga je tudi sama rast ljudi, njihov telesni razvoj, saj je med študijem na univerzi poslušal tudi predavanja o anatomiji, zelo verjetno zaradi skušenj med prvo svetovno vojno. To znanje je najbolje dokazal pri svojem ljubiteljskem delu — rezljanju razpel in soh, na katerih moremo spoznati izredno poznavanje anatomije človeškega telesa. Njegova dela so raztresena po vsej Sloveniji in še prek njenih meja tja do Amerike. Široka razgledanost pokojnega p. Janeza je prišla najbolje do izraza na geoloških izletih, ki jih je tako rad vodil. Na njih je mogel dobro spoznati posamezne študente in oceniti njihovo sposobnost. S svojim delom je prav na takih izletih dokazal, kako dobro pozna miselnost doraščajočih ljudi in zato jih je znal lepo pritegniti in vzbuditi v njih zanimanje za znanstveno delo. Večkrat je bila velika stiska za denar, da smo se mogli takih izletov udeležiti, toda vsakokrat smo se veseli iri zadovoljni vračali z njim, saj smo po cele dneve preživeli v njegovi kratkočasni družbi in si zbirali znanje, ki nam še danes koristi. Vsaka njegova beseda, pa naj je bila še tako segava, je bila globoko premišljena, pri vsaki je mislil samo na to, kako bi vzbudil čim večje zanimanje za predmete, ki so mu jih zaupali. Prav s svojo veselo naravo je pritegnil precej ljudi. Pri vsem tem je poznal pravo mero in nikdar ni dovolil, da bi se obnašali tako kot akademikom ne bi bilo primerno. Pokojni p. Janez 2urga pri svojem univerznem delu ni dosegel visokih naslovov in časti, dosegel pa je to, da je svojim študentom z lastnim delom in življenjem podal lik znanstvenega delavca, ki ga pri njegovih dognanjih prav nič ne ovira, da ne bi povedal resnice vsakomur, pa naj si je želi ali ne. Pokazal jim je, da se le s trdim in sistematičnim delom da nekaj doseči in da mora biti vsakdo, ki skuša kaj dobrega doseči, sam dober človek. To je vedno in povsod dokazoval s svojim lastnim življenjem in delom. Jože Duhovnik GEOLOGIJA — Razprave in poročila — Geological Transactions and Reports / Izdajata. Geološki zavod v Ljubljani in Slovensko geološko društvo — Published by Geological Survey Ljubljana and Slovene Geological Society I Uredniški odbor — Editorial Committee: Marjan DOLENC, Geološki zavod Ljubljana; Jože DUHOVNIK, Fakulteta za naravoslovje in tehnologijo univerze v Ljubljani; Karel GRAD, Geološki zavod Ljubljana; Stefan KOLENKO, Geološki zavod Ljubljana; Dušan KUŠCER, Fakulteta za naravoslovje in tehnologijo univerze v Ljubljani; Ivan MLAKAR, Rudnik živega srebra Idrija; Slavko PAPLER, Geološki zavod Ljubljana; Mario PLENIC AR, Geološki zavod Ljubljana / Glavni urednik — Editor in chief; Stefan KOLENKO, Ljubljana, Parmova cesta 33 / Natisnila — Printed by Tiskarna CZP »LJUDSKA PRAVICA« Ljubljana Rudnik živega srebra Idrija PROIZVAJA ZA DOMAČI IN SVETOVNI TRG živo srebro 99,99 °/Q živosrebrni oksid 98,5 °/0 Železniška postaja Logatec Telefon Idrija 86-108 Telex 34337 YU Idrija