ГЕОЛОШКА КАРТА ЦРНЕ ГОРЕ 1:50 000, ТУМАЧ ЗА ЛИСТ ПОДГОРИЦА 3 У Далматиско-херцеговачкој зони јединица је редуцирана на рачун кречњака са рожнацима, ак

Транскрипт

1 У Далматиско-херцеговачкој зони јединица је редуцирана на рачун кречњака са рожнацима, ако је откривена, пар до десетине метара је дебљине са истим односом подине и кровине. Јединица је јако променљиве дебљине, најчешђе око стотину метара, на простору Дубовице и до 300 метаре. Откривена је и близини Белог Поља (Паштроваћка гора), Илијиног брда, Ћафе, на Крушковој глави, Брштановом кршу, Литине, испод Сутормана. На потезу од Клаца, Спаса, Папана, Будиша, Сутомора до Мађара. Исто искидане партије су од тунела Ратац до Царевића, даље су извише Сутоморам, у Мађарима, југоисточно од тунела Ратац испод Царевића и испод Троља. Узани појас је око Дубовице и у близини Чања. На целом истраживаном простору јединицу чине дубоководни силицитни седименти са мање или више финозрних вулканокалстита. Талози су танкослојевити свијетлозелени туфови, туфозни рожнаци, радиоларитскии рознаци, туфити са прослојцима силициозних глинца сви фине ламинарне слојевитости. Појаве пирокластичног материјала потичу из експлозије киселе ерупције у подмаринском појасу. Унутар басена са ситнозрним пирокластитима таложе се некарбонатна седименти са фосилним силициозним садржајем дубоке воде (отворено море). 54 Сл "Пиетра Верде" из Дубовице са микро снимаком (а) микроснимак прослојка финозрног пирокластита, уз Николи +, увећање 100x. Сл "Пиетра Верде" из Бијелог Поља са бентонитом, а) измена рожнаца и бетонита. Пирокластични најфинији састојци се јављају у ситнозрном фино ламинираном туфу који је карактеристичне зелене боје. У њему се јасно разликују траке као тамнији дио са повећаним присуством гвожђевитее компоненте и свјетлији делови са више кварц - калцедона. Највише је присутан кварц, ситнозрн величине до 0,01 мм, угласт, копљаст и ређе неправилан. Хлорит је ситан у основној маси настао рекристализацијом вулканског стакла. Ријетко се запажа усамљена лиска лискуна, угласт облик металичног минерала и други, састојци. Стијена је испресијецана танким пукотинама у којима се налази ситнозрни кварц-калцедон као и у шупљинама које су и величине 1,5 мм (Сл.4.8.1а.) У горе наведеним микро и криптокристаластим силицикластитима ретки су фелдспатски и кварцни кристални фрагменти. Првобитне крхотине стакла су рекристалисале у силициозном мозаику. Унутар басена са ситнозрним пирокластитима таложе се некарбонатни седименти са садржајем дубоке воде (отворено море). Финозрни пирокластични прослојци су са високим садржајем SiO 2 (80,38 %) знатним присуством Al 2 O 3 (9,27%), KO 2 (3,54 %), мање Фе 2 О 3 (1,65%), Na 2 O (1,18%) и другог.

2 Много чешће у стубу ове јединице су слојевити средње више танкослојевити силификоване стијене рожнаци. Рожнаци су изграђени од ситнозрног калцедона, кварца и ретко калцита. Калцедон је присутан у основној маси као ситнокристаласт и у шупљинама где ствара светли руб радијално зракасте ламеларне грађе. Ова ламеларна грађа присутна је и код гвожђевитих трака које су настале у ширем дијелу шупљине, које супретежно величине до 2 мм. Кварц је усамљен веома свјеж величине до 0,2 мм, присутан је и у гнијездима. Радиоларитски рожнац је изграђен од ситне микрокристаласте и криптокристаласте силицијске масе. У дијелу узорка који је свјетлије боје присутне су бројне радиоларије величине око 0,1 мм и веома ситни издужени фрагменти од кварц-калцедона. Смјењују се тамније и свјетлије траке са фином дисперзном гвожђевитом материјом са прелазом из тамније у свјетлију боју. У стијени су присутне ситне пукотине са силицијом /кварц или калцедон/ и ситни кристали калцита који праве мање сочиво. При крају ове јединице појављују се силификовани биомикроспарити који имају приисуство целих или фрагметираних делова дубоководних пелашких танкољуштурастих шкољака величине до 1,5 мм. Исто су бројне радиоларије, спикуле сунђера и остракоде. Стена је прожета мање или више ситнозрном силицијом /калцедоном/. Тамнији део стијене је мање силификован. Поред калцедона ријетко се јавља друга силиција. Присутне су радиоларије као у преходним стијенама са калцедоном али су овом приликом и карбонатног састава. Стијена је испресијецана венама и шупљинама које су запуњене свјежим кварцом или калцедоном. Раним и касним изменама дубоководног силицикластичног талога као и пирокластичног дотока настају микрокристаласти рожнаци или бентонит. "Пиетра Верде" је са или без бентонита. Велико лежиште бентонита се налази у локалности Бијело Поље. Мање појаве бентонита се јављају у Црном потоку, Муковалу, Микулићима и испод Вење главе. Дебљина слојева бентонита је 1-2 м, а између се налазе силициозни и туфозни рознаци, са остацима радиоларија. Састав, струтура, текстура седимета ове јединице указује да су депоновани далеко од обале на дубини испод кондезације калцита, а при крају ове јединице уз ову границу (прослојци калцитског састава). Силициозни фосилни састав (радиоларије, спикулити и друго) су и нетипични за старост. Јединица за сада је датирана на основу старости кровинских карбоната Формација Кречњака и рожнаца (КР/Т 2 2) Слојевити и плочасти кречњаци и рожнаци у Зони Будва су преко, доњим делом и синхрони са "Пиетра Верде", постепено прелазе у кречњаке са халобијама. У Далматискохерцеговачкој зони јединица је са истим односом подине али кровина јој је плиткомарински карбонат. У оквиру Будва зоне јављају се на потезу од Чања, испод Мишића до Пероша, источно и извише Старог Бара ( Курило, Веленбуси) у Подама, Мучи Баба, Мрамору, Бошковића, Лисичићима, Понте и Барјактара, извише Малог Калиманја. У области коју обухвата Далматинско-херцеговачке зона откривена је у атару села: Брчела, Бријега, испод Капа, Хумца, сјеверним падинама Созине. Затим се јављају у мањим партијама, али у једном низу који се може пратити од Бољевића преко Годиња и Лимљана до Сутормана, а одатле даље на југоисток преко Туђемила и Микулића до Међуречја. 55

3 На терену стубови ове старости у бројним локалностима готово су индетичног развоја, нешто измењен развој примећен је на југозападном делу, извише Чања (Бисерна обала) одакле излази са листа према Буљарици. Дебљина ове серије креће се од м. Постепено навише у стубу јављају се слојевити више танкослојевити микрити са рожнацима. Слојеви су почетком румене и руменосиве боје а навише сиве и смеђесиве боје биокалкаренитског састава. У овим слојевима као и биокалкаренитским прослојцима поред нејасних интракласта запажају се уједначена зрна величине 1 мм 0,5 мм ехинида или шкољака дебљих љуштура. Ови биокластични фрагменти су углавном недефинисани. Рожнаци су плочасти или у муглама. Процентуално учеше рожнаца опада навише у стубу. Кречњаци су јако прекристалисали али се у њима запажа крш шкољака и ехинида. Пелециподни биопелмикроспарити су директно преко зелених туфова. Поред густо пакових филамената танкољуштурастих шкољака садрже много ређе и крш криноида, овалне ситне (испод 0,1 мм) радиоларије. Пелети су исто ситни око 0,05 м често разорених рубова због рекристализације. У пелмикритској основи фина је дисперзна и румена Fe материја која стијени и даје карактеристичну црвену боју. Силификовани биоинтрамикроспарити и пелециподни биопелмикроспарити су смеђесиве боје, доминатни у дољним деловима стуба јединице. Ове микритске силификоване танкослојевите кречњаке замењују дебело слојевити векстон-пакстон са ситним мугла рознаца у којима су чести посебно при врху и спаритски типови. Биоинтраспарити или биоспарити су јако измењене стене не само рекристализације већ и доломитизацијом. Крајем стуба у средње до дебелослојевитом векстону, пакстон ретко и грејнстону запажају се и сочива биоигеног, калкаренитског састава. 56 Сл Кречњак са рожнацима Састав, стрктура, текстура седимета ове јединице указује да су депоновани на уздигнутом дијелу басена, на дубини извише кондезације калцита, а при крају ове јединице уз маркину платформе. Формација Кречњака и рознаца, је са остацима макро и микро фауне и микрофлоре која указује на ладинску старост јединице. Од макрофауне налазе се: Posidonia wengensis, Daonella lomelli, Daonella cf. Bulogenzis, Daonella pichleri, protrachyceras cf. Ladinum, а микрооблика налазе се радиоларије, Frodicularia woodwardi, Vidalina martana, Cristelaria sp., Ambaculites, Aeolisaccus sp., литуолиде, остракоде, кодиаце др. Средњи и горњи тријас. (Т 2, 3 )

4 57 Кроз средњи и горњи тријас дошло је до интезивног раздвајања депозиционог простора. У Зони Будва, у овом времену, створен је ров у којем је настављена дугоководна седиметација која без прекида траје и кроз јуру и креду. У Далматиско-херцеговачкој зони ријетко, само њеним рубом, одлажу.се и дубоководни талози. Преко њих постепено се развија горњотријаска карбонатна платформа.то су углавном доломитисани кречњаци и доломити, дебели више стотина метара. Чађеновић и Б. Мирковић (1993) у овој зони детаљно описују Ветерштајн и Дахштајн (претежно кречњаци спрудних фација и продукти њиховог разарања), па затим Лофер формацију са типским платформним циклотемама. Стијене су у великој мери, па већином и потпуно доломитисане, тако да одговарају главном доломиту. Платформа Високог крша, ограничена је као депозициони простор високоенергетским депонатима (Оолити Луња) или врло крупним органским структурама као што су спрудови (Спрудни и субспрудни ветерштајн Халобија кречњак (ХK/Т 2,3 ) Кречњак са халобијама прекрива зелени силициозни ладиник. Јединица често развијена у Будва зони а у Високом кршу јако је редуцирана танка и углавном и припојена кречњацима са муглама и прослојцима рожнаца. Халобија кречњак чини подину такослојевитим ламинираним радијолариским рожнацима. Брзи пад садржаја карбоната и до 90% у Будва зони је на граница Т / Ј која је зато оштра и лако видљива (Сл и ). Јединица је развијена у Зони Будва, ретко у Далматиско-херцеговачкој зони где је она својим мањим деловима еквивален зеленој ладинској серији и већим делом кречњакку са рожнацима. У оквиру Будва зоне, јављаја се на простору Корен дубраве, Бијелог Поља, Кобиљег брда и Голиша. Исто велики простор јединица има испод Дин Врха: Веља глава, Калац, Међед, до Будиша и Занковица. Југозападним рубом листа јединица се пружа од Чања, преко Средњег брда до Бисерне Обале дуж саме обале Јадрана од Рт. Сапавица, преко увале Перазића па до Црног рта. Даље на самој обали је од увале Штрибине, преко Голог брда до Кама. Значајан развој јединице је на јужним падинама Ђеринца, на Муковалу, извише Турчина преко Троља до Луметића. Мање партије истих седимената јављају се на Илијином Врху, Чипоњу извише Царевића, Вељег бријега у Спичанском пољу и тд. Дебљина Халобија кречњака је 250 м. Дебљина слојева је 40 цм - 10 цм, ретко 2-8 цм. Поред плавина нагомиљања пелеципода (СМФ-12) слојеви садрже и фрагменте ехинодермата и радиоларија. Основни литолоски тип ове јединице су смеђесиви, средње до танко слојевити биогени кречњак са танким сетовима (см - дцм дебљине) од такољуштурастих форми (филаменти). Ламинација је паралелна до вијугава изазвана већим или мањим учешћем филамената или других уређених биокласта. Банковити или и средњеслојевити пакстони су са интаркалацијама прослојака и муглама рожнаца садрже сетове, конкине (5 цм -10 цм), халобија, даонела дуж таласасте оштре доње површине. горњи дио стуба јединице уз Т/Ј границу извише Старом Бару се састоји од танко до средње слојевитих пелашких кречњака (Сл и ) који се смењују са дебелослојевитим клизним депнатима (slump) и грубо-зрнастим реседиментним кречњацима. Пелашки мудстон до пацкстон садржи радиоларије и спикуле сунђера. Реседиментни кречњаци садрже највише интракласте од радиоларијских вацкестона до 1 цм величине, присутни су класти са обилним пелециподама у плавинама, пелоиди,

5 58 појединачни ехинодератски фрагменати и остракодска зрна. У локалности Црни рт и Чањ иста је смена пелашке седиметације са пакетима клизања и врло танким лапоровитим прослојцима унутар пелашког мудстона који су чешћи него у локалитету Старог Бара. Контакт са радиоларитима и навише и силикатним кречњацима ("Фазаа Јасписа") свугд је оштра. Слика Халобија кречњак, десно микро снимци, нагомиљања пелеципода са или без силификације. Раним и касним променама измењује се хемијски састав али је често и сачувана првобитна структура карбонатне стијене (пелециподни рожнац (Слика ) Грубо зрнасту слојеви поред интракласта садрже радиоларије, обилноо пелашке пелециподе, појединачне фораминифере Lenticulina sp., фрагменте брацхиопода, шкољака, бодљокожаца итд. Радиоларијска скупина је од типичних врста рета. Globolaxotrum tozeri и Laxtorum cf. capitaneum којој припада Livarella и Serilla Онкоиди Луња (ОЛ / Т 2, 3 ) Онкоиди Луња су јединица која до сада није позната у платформном развоју ове старости. У локалности Луње преко вулканита су комади руменог микрита и танак хоризонта ( око 10 м) кречњака са рожнацима, развијена је плитко маринска карбонатна група стена, преко које су коралске биохерме и друге микрофације спрудних депоната. Онкоидно-гастроподски депонати Луње као први ниво платформног развоја планине Лисињ издвојен је и на његовим источним и јужним падинама: извише Г. Пода, Бошковића, Трестеник, Ранга, Пот и Комисора. Онкоиди Луња су дебљине 146 м. Највећи део стуба граде дебелослојевити или банковити онколити (дс = 40 цм до 80 цм), светлосмеђе до светлосиви кречњаци са овалним алохемима, посебно у сетовима дебљине 5 цм до 25 цм. Поједини сетови су потпуно изграђени од лоптастих зрна неуједначених димензија (5 мм до 0,5 мм). У алохемским сетовима запажена је и хоризонтална као и коса - вијугава слојевитост. Поред разноврсних онкоида јављају се доброочувани остаци, око 5 цм гастропода као и ситних 1-2 цм мегалодона? - бивалвија. Вргом слоја су сетови (5 цм до 25 цм) са или без ситних алохема фенестарлне грађе. Чест је руменосиви вадозни, ламинирани седимен преко неравне - ерозионе површине банака и дебљих слојева.

6 Карактеристичне су и биокластични биоинтрамикроспарит-биомикроспарит и онкоспарити-онкоспррудит. Друге микрофације су ретке више значајне за друге депозиционе просторе. Биокластични биоинтрамикроспарит-биомикроспарит (СМФ-12), је најчешћа фација која постепено прелази у онколит ретко и оспарите или фенестралне микрите. Биокластични биоинтрамикроспарити у нижем делу банка сарже мање или више абрадиране љуштуре углавном гастропода ређе шкољкаа, које чине више од 50% укупне масе стене. Постепено навише мање је грубо абрадираних биокласта, сем у дцм сетовима. Преко равне до благоталасасте а оштре доње површине су лумакеле ситних шкољака чешће кокине гастропода. Стене су са измењеном структуром услед итезивног процеса рекристализације, или доломтизације. Рекристализацијом су једнако измењени фосилни остаци и основа. Доломитизаија је каснодијаенетска, запажени су сви прелази од кречњака до сахароидих дломита. Кречњаци су са бројним спарикалцитским шупљинама испуњеним мозаичним средње и крупнокристаластим спаритом. Честа је и вадозна испуна. Онкоидни карбонати граде сетове у банковитим биокластичним пакестонима/векестонима или добростратификоване средње до танке слојеве онкоидно-фенестралне грађе чест је и фенестрални векстона-пекстона. Оонкоспарити-онкоспаррудити (СМФ-13), су карактеристични типови карбоната са омотаним зрнима неуједначених димезија, (5 мм до 0,5 мм). Велика је сличност окоида. Светле (спарикалцитске) ламине су изградјен од радијално орјентисаних фиброзних спаритских кристала, и смењују се са широким тамним микритским до микроспаритским алгалним ламинама. Онкоиди су једноставног облика. Онкоиди су целовити, поломљени, дуж прслина, стилолитских шавова. Језгро онкоида је меки талус алги, грумуљица микритског муља, фораминифера ретко биокласт и ситни или поломљени стариј омотано зрно. Поред овиох аренитских димезија омотаних зрна јављају се неколико пута већа зрна са упадљиво коцентричним широким и тамним микритским и тањим спаритским и ламинама. Ове крупне честице величине преко пар мм у језгру садрже два до четир омотана зрна, крупне талусе нескелтних алги или друге честице. Овални алохеми су цементовани спарикалцитским цементом. Интрагрануларне поре су испуњене са две генерације спари калцитског цемента. Рубом поре јавља се влакнасти радијално распоређени спарит (цемент- А), према центру доминатан је многоугаони каснодијагенетски ногоугаони спарит (цемент-б). Поред ове поделе према величини омотана зрна разликују се и по броју ламина, нормални ооиди са неколико ламина су доминатни. Једнако су заступљени једноставна и сложена оотана зрна. Дуж стилолитских шавова јавља се већа коцетрација ситнијих и поломљених алохема. У целом стубу Формације јавља се ламинирана стара тера роса дебњине и до 25 цм. Ламине су градиране, раздељене паралелним котракционим пукотинама ( Зебраст склоп ). Руменосиви седимен је од карбонатних, гвождјевитих, лапоровито-глиновитих и других честица и комада. Већи комади су сложеног састава са једном до три танке овојнице мање или више богате оксидом или хидроксидом гвождја (пизоиди). Већи комади карбоната су са микрокарсним и другим шупљинама које при дну садрже ламиниране вадозне коре. Ситнији (аренитски) комади су овални са јасном концентричном грађом истих овојница гвождјевито-глиновитог састава. Шупљине су запуњене калцитом, друзним, мозаичним и другим цементом вадозне средине или карбонатним силтом. Овална зрна (вадоиди) цементовани су мозаичним спари калцитом а измедју њих јавља се и карбонатни силт. Унутар стуба Оолита Луња местимично се запажају творевине спрудног карактера као и творевине Лофер формације. 59

7 60 Формација Луња је депонат подручја од спрудних нагомилања до затворене шелфне лагуне (ФЗ-6), са ретким фацијама суседних фацијалних зона ( ФЗ-5 и ФЗ-7). Старост је одређена на основу положаја плиткомариских кречњака због бројних за старост атипичних форми. На средње и горњетријаску старост упућују и мегалодуси, Dasycladacea (Diplopora sp,.oligoporella sp.,) и ретке фораминифере. Сл Стуб онкоида Луља

8 Формација спрудни и субспрудни Ветерштајн (ВС/Т 2, 3 ) У ладину баварске фације Северних Апа распрострањени су тамни брахиоподски и сиви банковити или масивни кречњаци и доломитични кречњаци познати као Ветерштајн. Они одговарају горњем делу ладинског ката (лангобарду) до доњем карнику (кордеволу). Ове спрудне и супспрудне творевине карбонатне платформе као формацију су дефинисали за Дринско-ивањичку платформу Димитријевићи (1987). На нашем терену до израде ГК-50, постојала је само груба подела ладинских и горњотријаских творевина (Живаљевић М 1989), тако да су ветерштајн и дахштајн распознати и раздвојени тек каснијим радовима ( Čađenović D и Mirković B 1992). Формација: Спрудни и субспрудни Ветерштајн, испитиваног простора, постепено се развија из онколита Луња, Вирпазарског доломита а повлату јој чине горњетријаски лоферски слојеви. Формација на јужним и југоисточним падинама Лисиња (Поде, Луње) великим делом је покривена осулином посебно у њеном доњем делу. Гнездасти спрудови ( patch reefs ), развијени су ободом Вирпазарског и Ораховског поља, источном падином Созине, западним рубом Румије (локалност Лонац) и на источним падинама Лисиња (брдо Ранга). Доломитизацијаових депоната посебно је честа на простору око Вирпазара према Годињу, Дупилову и дуж Ораховског поља и обалом Скадарског језера. Слика Спрудни и субспрудни Ветерштајн Созине, десно оргска наголилања. Овај депонат обухвата широк простор, гради стуб дебљине и до 560 м. Спрудови су углавном до декаметарских димезија: расли у подручју претежно изграђеног од спрудног песка или дробине док се мале лагуне са типским седиментима ретко запажају. Спрудни коплекст који је растао у области узбурканих вода грубо седели у три зоне. Предспруд: страна окренута ветру, слојеви са падине спруда према отвореном мору, типса фација ове зоне су спрудне дробине. Област активног раста сесилних спрудотвораца, углавном корала је са кречњачкм типовима: frameston, bafflestone и wackestone/packstone. Bindston или биолитити је типична фација ове зоне. Фацију је престављена са три типа: организмима које називамо скелетотворцима; спрудни корали (frameston), фацијом од органских нагомилања: хидрозоа, спогија, алги и других организама који везују седимент (bindston). Трећи тип је bafflestone, кога чине организми које сматрамо хватачима муља, на пр. дедроидни корали.

9 62 Са колонијама корала јављју се упадљиве дсм величине хидрозоа, спогије, спрудне алге, тубифитеси и тд. Поред организама који граде спруд чести су и организм који живе на спруду а престављају различити бентос који је стално настањен на спруду или повремено борави и живи од спруда (криноида, егиниди, фораминифере, шкољке, гастроподи, брахиопода и др). Слика Стуб, Формацијаа спрудни и субспрудни Ветерштајн

10 63 Изаспруд: област заштићена спрудним бариером или и лагуна је са изаспрудним песковима седимент је банковит услојен, или гради тање светле прослојке и сочива. Престављен је: биопелспаритима, биоспаринтрарудитима, биопелмикроспаритима биокластичмим биопелспаритима, биокластичним биопелмикроспаритима, кокинама, или и калкаренитима-калкрудитима. Творевине се правилно смењују у м, више дм циклусу. Основу смене чини танак хоризонт скелетног грајнстон- рудстона који се брзо веже организмима. Спрудним песак је подлога коралске нагомилања. Коралске биохерма котролисана је у расту сталном ерозијом тако да су чести џепови кластичног састава (брече и несортирани ситнији класти са спрудног нагомилања) као и разноврсне шупљине. Честа вадозна испуна бројних празних простора како овог тако и целог дела циклуса. Спрудни дробина и спрудни песак чине највећин део циклотеме. Крај овог регресивног м до масивног (5 м) циклуса у идеалном случају чини танак хоризонт палаеотала који се појављује у бројним празним просторима кроз цео циклус. Депозиција кречњака Формације Ветерштајн се одвијала на плитком отвореном шелфу где су расути гнездасти спрудови, са ретким лагунарним талозима између. Депонат је син и постдепозиционо разаран, тако да се сада обилно налази и разорен материјал са спрудова (изаспрудни пескови, спрудни детритус и др.). Гнездасти спрудови најчешће граде скелети корала или спонгија : Colospongia, Follicotena, Vesicocolisa i Dictycoelia, Sestrostomella robusta, Colospongia dubia, Walteria sp., Hartmanina sp., уз представнике хететида, Acrochaetetes sp. и тд. Јављају се колонијални корали: Margarosmilia, Protoheterastraea, Gumbelastraea, Coryphyllia regularis, Margarophyllia capitata, Stylophyllum coccehii, Tropidendrom sp., Volzeia sp. и други. Посебан значај има нескелетна модрозелена алга Cladogirvanella cipitensis, као и алге Problematicum»D«nov. gen. nov. sp., затим од поростромата Ortonella и Marcrotubus, а од хлорофита Heterotrichella. Такође су чести тубифитеси, Tubiphytes gracilis, T. obscurus и T. carinthiacus, бентоске фораминифере, ситни гастропод-биљоједи, криноиди, шкољке и тд. Старост формације је ладинско-доњокарнијска Вирпазарски доломит (ВД/Т 2, 3 ) Вирпазарски доломити граде горњо ладински и карниски стуб простора око Вирпазара према Дупилову, Сеоцима и око Годиња као и део терена око Чота, Бјеласице, Хумца, Каручке Бобије до М. Трешдола. Вирпазарски доломит у горњем делу стуба садржи гнезда корала (Дупилово, Годиње), путем поред Скадарског језера од Вирпазара према Годињу или постепено прелази у Лофер формацију (Сеоца). Вирпазарски доломите чоне стун дебљине 350 м, од банковитих, слојевитих или масивних каснодијагенетских доломита и доломитичних кречњака без или ретко са прослојцима и тањим слојевима ранодијагенетског доломита. Међу доломитима разликују се два генетски различита типа: каснодијагенетски доломит и ранодијагенетски доломит. Каснодијагенетски доломити су стене настале касном доломитизацијом (потискивањем калцита доломитом) у већ очврслим стенама уз присуство порног отпора. Банци каснодијагенетског доломита најчешће се измењују са слојевима (1 до 3 слоја) исто каснодијагенетских доломита ретко доломитичног кречњака а понекад и ранодијагенетског доломита. Слојеви и банци каснодијагенетског доломита су и са

11 невидљивом или тешко видљивом слојном површином те су зато чести пакети дебљине 10 м до 20 м овог масивног кристаластог доломита. Каснодијагенетски доломити су изградјени од густо збијених хипидиоморфних, редје и идиоморфних кристала доломита. У мозаику доломитских кристала не назире се наикаква првобитна градја калцитске стене. Доломитски кристали упрљани су ситним инклузијама. Микронске инклузије неправилно су распоредјене, или правилно унутар крупних доломитских кристала. Правилан распоред запажа се у ронбоедарским кристалима доломита. Зонарност инклузија доста је ретка појава. Светлији исто микронски руб у доломитским кристалима настаје запуњавањем ретког међупростора измедју кристала доломита. На основу величине доломитских кристала каснодијагенетски доломити одређени су као: средње и крупнокристаласти доломити. Интензиван је процес дедоломитизације каснодијагенетски насталих доломита. Дедоломитизација се манифестује двојако: развојем калцитских инклузија унутар доломитских кристала и развојем неправилних спаритских поља у доломитском мозаику. Интезивном дедоломитизацијом створене су стене више калцитског састава (дедоломити) са»грумуљастом«и»рекристализацијском«структуром. Бојењем препарата као и глачаног дела стене уочено је да су доломити необојени или тачкасто ружичасте боје (дедоломит). На каснодијагенетску доломитизацију упућују многе карактеристике од којих су најважније: постепен пелаз од доломитског тела према кречњацима, преко прелазних облика, величина и облик кристала доломита и потпуно уништена првобитна структурна градја калцитске стене. Ранодијагенетски доломити су стене настале раном доломитизацијом невезаног или слабо очеврслог талога калцитског састава. Ранодијагенетски доломити у горњотријаском комплексу више су ограничени на норик и рет него на старост ове формације. Тањи слојеви и прослојци ранодијагенетског доломита се измењују са каснодијагенетским доломитима. Од текстура посебно је важна ламинација, смена танких ламина две врсте карбоната. према уредјености ламинације разликујемо два типа: ламините и ритмите. Ламинити су са мм доломитским или доломикритским ламинама које се прослојавају са издуженим спаритским шупљинама тип Строматактис. Ритмити су са изменом група ламина (слојића). Измењују се обичне ламине и ламине са битуминозним филом; ламине са слојићима у којима су мање или више заступљени онкоиди, интракласти и пелети исто доломитског или доломикритског састава. Ранодијагенетски доломити су финозрне стене са мање или више очуваним структурним особинама калцитске стене. Доломити су изградјени од субидиоморфних кристала доломита уједначених димензија око 0,015 мм и мањих. Доломикрити су крипто до микро кристаласте стене изградјене од доломитских кристала и занемарујуће мало алохема. Долопелмикрити су исте стене али са знатним учешћем пелета. Пелети су овалних димензија око 0,08 мм тамније боје од основе. Бојењем препарата методом Дицкон-а уочено је да су ове стене ружичасто обојене само на местима фенестри и других шупљина. Интрадоломити су изградјени од интракласта различитог облика и димензија и крипто до микро кристаластог доломитског мозаика. Интракласти се грубо могу поделити у две групе, једни настали у надплимском појасу пуцањем и раздвајањем карбонатног блата услед сушења, они су лоше сортирани угласти до полузаобљени и изградјени од криптокристаластог доломита. Узан простор измедју интракласта чини микро до криптокристаласти доломит, редје и спарит. Стране крупнијег интракласта су идентичне 64

12 страни суседног интракласта ( као слагалица ). Друга врста интракласта настала је у лагуни и то највећим делом ерозијом у плиматском појасу. Полузаобљено и заобљено калцитско блато заједно са телима алги понеким онкоидом и оолитом наплављено је на супралиторалну раван гдје је ранодијагенетски доломитисано. Интаркласти су изградјени од нешто тамнијег доломита крипто до микро кристаласте структуре. Већи интаркласти су мање заобљени са јасном фенестралном или строматоитском грађом. Строматолитски доломити су изградјени од доломикритских или долопелмикристких (алгалних) ламина које су одвојене уздужним спаритским шупљинама паралелно распоредјеним. Граница алгалних ламина је неравна али увек оштра. Алгалне ламине су фрагментиране дуж пукотина исушивања. Текстурне као и структурне особине, сам склоп стена, особит је за платформне карбонате надплимског и плиматског појаса (ФЗ-8 и 9). Старост је одређена на основу положаја јединице у платформном стубу. Горњи тријас (Т3 3 ) У горњем тријасу стална је и смена субтајдалних интратајдалних и супратајдалних услова (Лоферска циклуси). Лофер формација је карниске, норичке и ретске старости. На југоисточном делу листа издвјена је формација Вирпазарски доломит средње и горњетријаске старости Лофер Формација, (ЛФ/Т3 3 ) Добро услојене и ламиниране кречњаке горњег тријаса у Лофер Steinberge (Северне Кречњачке Алпе) први је издвојио B. Sander (1936), а детаљно описао Fisher (1964). Присутни су на широком простору Алпа и Апенина. У алпској литератури се ови слојеви називају различито; Loferer Schichten, Loferer Facies, Loferer Dachsteinkalk, Loferet Typus des Dachsteinkalkes. У области Златибора су их издвојили М.Н. Димитријевић и др. (1987), на простору Далматинске херцеговачке зоне Д. Чађеновић (1986,1987). М. Судар (1985) је критиковао термин»фација«, којим се ставља под знак питања ранг ове јединице. У нашој литератури се дуго већином користи традиционални назив»лофер-фација«, иако је правилније Лофер формација, због разлика у депозиционој средини у односу на суседне плитко мариске горњо тријаске формације. Горљо тријаски лофер на простору Далматинско-херцеговачке зоне бар делимично временски одговара Вирпазарском доломиту, Рабељу и Дахштајн. Доња јура као кровина рета фацијално јако је разнолика: онкоидна, литиотиска, кречњачко-рожначка, оолитна, биокластична и брахиоподска. Стуб горњег тријаса, дебљине 1150 м граде типичне Лофер циклотеме. Циклотема је састављена од танког члана А који одговара локалним емерзијама (мм-цм), члана Б (цм, ређе дм) са интертајдалним бречама, строматолитима, фенестралним микритима и алгалним ламинитима, и члана Ц (дм до м), најчешће од масивних микрита са карактеристичним лумакелама мегалодона и ретким гастроподима, фораминиферима и другим формама. По ободу Вирпазарског поља као и око Суртомана лофер је измењен каснодијагенетском, ређе ранодијагенетском доломитизацијом. Интензитет ових промена варира и бочно и вертикално. 65

13 Циклотеме су, иначе, различитог састава и заступљености основних чланова: Ц / А, Б; Ц, Б; Б / А и другачије, са оштрим границама не само Ц / А него и Ц / Б (са А у испуни џепова). Асоцијације микрофосила су у овим стенама веома богате и разноврсне, посебно у члану Ц али иу члану Б, нарочито у строматолитским ламиносетовима. Врло често се у оба ова члана запажају исте форме, али их има и које су везане за само један члан циклотема. Приликом израњања делова платформе, марински депонати излазе из зоне запљускивања, тако да се ствара емерзиона површ или површ дисконтинуитета (члан А). У најмаркантнијем виду ове површи носе појаве краса, палеотала и џепове (канале, сочива) запуњене млађим седиментом. Те површи су равне, таласасте са благим плитким удубљењима, или неравне са израженим рељефом (неправилна проширења, канали, каверне). Члан А, као испуна џепова или самостални хоризонт, носи слабо распоређене класте лагунских депоната, црних микрита, лапоровитих жутосивих или румених микрита и лапораца. Веома је чест и mudstone са класт и кондензоване фаунама или без њих. Класти су већином распоредјени хаотично, понегде у ламинама, а ретко образују и градацију. Типи-структуре, са амплитудама чак и до 10 цм и распоном до цм, са разломљеним врхом, честе су у метарским Ц / А циклотемама. Ове структуре милиметарских размера често се запажају у микроскопским препаратима, посебно у Б / А циклотемама дециметарских размера. Ерозионе површи прате сочива и џепови са тамним класт, пукотине отапања и шупљине испуњене спарити. Ситни крашки облици су посебно чести на врху члана Ц, редје и Б. Палеокрашке шупљине запуњене интерним седиментом носе и танке алгалне коре, ламиниране гвождјевите коре или Фе пизоиде на дну. Уз механички уведени интерни седимент у свим палеокрашким формама редован је и субаерски-вадозни хемијски цемент, тако да су бројне посебно мање шупљине у потпуности испуњене калцитом. 66 Сли Лофер Формација. Члан А.цемент и интерни седимент палеокарстних форми; а) гравитациони цемент, б) микро типи структура, ц) пасји зуби цемент, д) калкретске коре и е) ламиниран интерни седимент.

14 Члан Б, престављају добростратихиковани типски лоферски слојеви, стене са бројним спаритским окцима, ламинама и кластима. Типски преставници лоферита ове јединице су: фенестракни карбонати, алгалним карбонати и интраформацијских конгломерата и бреча. Унутар фенестралних карбоната (СМФ-19) могу се разликовати два типа спаритских пега - Stromatactis i»birdseyes«. Распоред фенестра је најчешће хаотичан, са алохемима или без њих (ЛФ-Б I и ЛФ-Б II склоп) али и ламинаран (ЛФ-А склоп). Међу карбонатима су најчешћи микрити, пелмикрити и ламинирани микрити, сви фенестрални. Алгални карбонати су представљени алгалним строматолитима и онколитима. Међу строматолитима (СМФ - 20) преовладјују тип ЛЛХ, где се уз збијене хемисфероиде (ЛЛХ- Ц) запажају се и размакнути (бусенасти) хемисфероиди (ЛЛХ-С). Само местимично се јављају строматолити цилиндрично-хемисфероидне грађе (СХ). Онколити (СМФ-8 и СМФ-22) су готово или потпуно изграђени од сфероидалних алгалних структура са онкоидима овалног, ређе дискоидалног или неправилног облика. За генезу интраформацијских конгломерата и бреча (СМФ-24) пресудно је разбијање различито литификованих лагунских депоната радом таласа, плиматским кретањима, наглом десикацијом и сличним процесима. 67 Сли Лофер Формација. У средини Члан Б и Ц, лијево и десно микрофотогрсфије СМФ 12, 19, 20 и 24. Следећи доминатан члан м-циклотеме је из zona (SFP-7) која се протеже од најнижег нивоа осеке до најнижих нивоа до којих допире светло, што је између 50 ми 200 м дубим воде. Две трећине м-лоферских циклотема граде депонати из плићег и дубљег субтајдала. У плиће субтајдалу могу расти алге, те су зато у овим седиментима чести њихови делови или цели добро очувани талуси. Бројни су организми прилагођени биотопу - мегалодони, гастроподи, фораминифере, ређе сунђери, бриозоа и хидрозоа. Од алохема се у најфинијем карбонатном муљу, не ретко испраном, налазе пелети, интракласти, кортоиди и онкоиди. Типичне микрофације ове средине су лумакеле добро очуваних мегалодон (СМФ-12), пелетни граистон (СМФ-16), пелмикроспарити (СМФ-17) и БС (СМФ-7) са целим алгама и хидрозоа ин ситу. Депонати могућег дубљег субтајдала граде највећи део члана Ц. У дубљим деловима заштићене лагуне таложи се микрит са незнатним учешћем алохема, па су основне микрофације ове средине биомикрити, микрити, биопелмикрити и пелмикрити. Бројне су и фораминифере.

15 68 Број метарских циклотема је и до 750, простору извише Старог Бара. Циклусима су од типских парасеквеци са оплићавањем навише (shallowing-upward sequences), одговарају временском периоду од око година по Милаковићевој скали кога обично називамо 5 редом. Фенестрални седименти члана Б су без фосила или садрже само ретке трагове живота. Наилази се само на ретке гастроподе - биљоједе (алгалне ливаде!). У лоферском тријасу је богата фосилна заједница дазикладаце: Тhaumatoporella parvovesiculifera, Diplopora, Clypeina, Andrusoporella, Gyroporella, Porosella, Acicularia, кодиаце, Solenoporaceae, Cyanophyceae и друге) и бентоских фораминифера: Triasina hantkeni, Aulotortus friedli, Agathamiina austroalpina, Trochaminae, Aulacotortus, Ophthalmidium, Glomospirae, Endothyranellae, Nodosariae и др). Сллка Лофер формација,члан Ц;ц 1 - лумакела мегалодона, десно ц 3- са корозионим шупљинама. Од шкољака су посебно карактеристични мегалодони, а прате их месождери и биљоједи гастроподи, чести су копролити, остракоди и зооспоре. Старос јединицена нашем листу датира од карника до краја рета. Б. Мирковић (1992). Карниска старост ове јединице са познатом норик, ретском С. Пантиц доказала је и на простору Златибора. Сллка Лофер формација, са типичним биомикрофацијама, десно.

16 69 Слика Лофер формација, детаљ стуба лофера Стари Бар.

17 70 Јијас (Ј 1 ) Интезивним тектоским покретима крајем рета дошло је до раседања и диференцијалног тоњење блокова некад јединствене горњотријаске карбонатне платформе. Са крајем рета и почетком лијаса отвара се интраплатформна бразда, потонули део маргине платформе, у којој су дубоководни пелашки талози стално проградирани седиметима са вишег платворног дијела Онколит Пристана (ОнП/Ј 1 1,2 ) Плитководна онколитна најнижа јура кроз старије радове риказивани су као рето-лијаски. Не само због јасно докуметоване лијаске старости ове творевине су први пут у овој карти издвојени као посебна јединица (формација). Онколит Пристана је талог испод Литиотиских кречњака Сеоца, дирекно преко лофера. Основно својство сукцесије ових плиткомариских карбоната као у горњетријаском лоферу је смена парасеквеци са оплићавањем навише и оне одговарају временском периоду, по Милаковићевој скали, кога обично називамо 5 редом. Јединица са северне и североисточне стране тоне у воде језера, на југу и југозападу преко Пристана шири се према Залазу до Сеоца. Други појас је око Широке стране иде преко Коња до Куња. Дебљина ове јединице је око 135 м измерена у локалности Пристан. Почетак стуба чине слојевити, дебело слојевити или банковити (дс = 10 цм до 80 цм), светлосмеђи до светлосиви кречњаци са сетовима дебљине 5 цм до 25 цм, овалним алохемима, микропалеокарстом, фенестрама и тд. Слојевити онколит, и онколитни packstone/grainstone често и rudstone наизменично се смењују са банцима биокластичних wackestone/packstone. У грађи банака су и танке лумакеле чешће конкински прослојци гастропода, шлољака, остракода и других пелециподи (Сл ). Слика Онколит Пристана Ова смена је у циклусима дебљине о,8 м до 1,4 м. Навише у стубу су исти литолошки типови и циклуси са редуцираном дебљином биокластичних wackestone/packstone. Од средине стуба плиткомарински карбонати су изменјени каснодијагенетским доломитизацијом, тако да стуб у Пристану завршава са пакетом дебњине 40 м, изграђеним од средње и крупнокристаластих доломити у којима се местимићно јављају прослојци и искидани слојеви доломитичних кречњака ретко и чистих кречњака (

18 71 фораминиферско - алгални биопелмикроспарит-смф-16). Пакет је подина слојевима и банцима са лумакелама дебелиш љуштура шкољака (литиотиса). Доминатне микрофације стуба ове јединице су: фенестрални биоинтрапелмикроспарити (СМФ-19 или 21), онкоиднии интрапелмикроспарит, фенестрални онкоидни биоинтрапелмикроспарити, са или без палеокарста, онкоидни биопелмикрит (СМФ-22), оолитни онкобиоинтрапелспарудит и онкобиоинтрапелспаррудит (СМФ-13 ). Важна особеност ових депоната је доминатна појава СС-Ц-онкоиди, појава фенестралних карбоната са неламиниранимм склопом (ЛФ-Б I или ЛФ-Б II). У овом североисточном делу терена платформа задржава исти абијен као у горњем тријасу, зато је нормалн след циклуса са оплићавањем навише плиткомариских карбоната и преко Т/ Ј границе. Средина таложења је већином у плитком рестрктивном, заштићеном појасу унутрашње платформе тј., на релацији од субтајдала преко интратајдала до супратајдала са локалним-кратким израњањем талога у субаерал. Каснодијагенетске измене кречњака су раном више касном доломитизацијом а за време кратких емерзија растапањем и ерозијом у субаерској средини.

19 72 Слика Stub Онколита Пристана Богату фосилну заједницу плиткомаринских карбоната Пристана карактерише обиље гастропода, мегалодуса и остракода са заједницом модрозелених (Cyanophytae sp.,) и зелених алги дазикладаце (Thaumatoporella parvovesiculifera и Paleodasycladus mediterraneus), и бентонских фораминифера: Pseudocyclamina sphaeroidae, Rotorbinella acarsellai, Rotobrinella scarsellai, Nezzazatinella picardi, Miliolidae sp., Lituonella sp., Urgonina sp. Textularide sp. и тд. Онколити Пристана су најнижи платформни лијас, хетаншке и синемурске старости Mикрити и рожнаци Ливара (МР/Ј 1 1,2 ) Формација лежи преко лоферског тријаса. Услојена сочива бреча као и грудвасти кречњаци су припојена нормалној доњој јури, иако и овдје недостаје њен мањи део. Формација је откривена у локалностима: Ливари, око брда Весира у Пинчићима, Репцима, Тејанима, Доњој и Горњој Бриски и тд. Стуб ове формације је променљиве дебљине од 130 м до 200 м, издељен је на три пакета. Почетком га чине руменосиви средњеслојевити грудвасти кречњаци са стилолитским слојним површинама. После пар метара придобијају мугле и прослојке рожнаца, дебљина им варира од 0,5 м до 10 м. Грудвасти руменосиви кречњаци чине први пакет који је дебљине 45 м (Сл ). Пакет је од фино до средње зрнастих реседименних wackestone/packstone, који садрже пелоиде и ецхинодератске фрагменте, ооиде, ретко интракласте. Око 40% кречљака замењени у рожнаце (Сл ). Исти типови карбоната (биомикрит, биоинтрапелспарит и биопелмикрит), су мање или више измењени углавном силификацијом. Кроз цео стум исто се запажају пелашки интервали дм/м димензија сачињен је од екстерно финозрног седимента из воденог раствора, са бројним пелшким честицама и слабим или одсутним теригеним инпулсом. Чине га и Вилсонове стандардне микрофације 1, 2 и 3. Слика Mикрити и рожнаци Ливара, десно мокрофације У сва три пакета повлата и подина пелшком интервалу је wackestone/packstone са муглама и прослојцима рожнаца (Сл ).

20 Сви зрнасти кречњаци су депонати дубоководне средине испод базе таласа, која је перманентно затрпавана зрнима, материјалом са вишег јако продуктивног дела платформе не само оолитима и биокластима. Доминатни типови кречњака су: биомикрити, биокластични векстон/пакстон, биопелмикрити или и интрамикрити. 73 Сл Стуб. Mикрити и рожнаци Ливара у Ливарима.

21 74 За ову формацију посебно је особена силификација талога. Замена калцита силицијом је више у раном стадијуму, кад је муњ полукосолидиован, и зато је остала првобитна структура калцитске стијене. Овип процесом на крају настају силициозни глинци и обилно рожнаци. Порекло силиције је органогено од силициозних коморица радиоларија и спикула сунђера. Депозиција је на падини средњих до великих дубина, испод базе таласања са пелашким утицајем. У кречњацима ове формације честа је макро и микрофауна. Јављају се : Involutina jurassica, Vidalina martana, Lenticulina sp., Textularidae sp., Miliolidae sp., Glomospirae sp., Spirilinae sp., лагениде, ламелибранхиате, ехинодермати, радиоларије, остракоде, гастроподе и тд. Mикрити и рожнаци Ливара су хетаншке, синемурске и доњо плезбашке старости Лијаски Оолити Румије (ЛОР/Ј 1 3 ) Постепено у горњем делу Микрита и рожнаца Ливара, појављују се оолити који се смењују са слојевитим биокластичним wackestone/packstone. За нас постоји јаз између оолитских grainstone и кровинске формације, контакт је свугде стратификован и врло оштар обележен лапоровитим хоризонтом (Сл.20.1.) Непрекидан је узан појас оолита лијаса који почиње од Маручића и иде према Гурзи, око Весира извише Репаца, Пичића до Ливара одакле наставља испод Бриске до извише Тејана. Дебљина јединице је пар десетина метара и до максималне око 100 м. Јединица је на реседиментованим кречњацима, зато треба имати у виду да је ниже јурски оолитни плићак вероватно бочно ограничен и мобилан, а самим тим и оолитска јединица у Тејанима и Ливарима није нужно тачан временски еквивалент. Оолитски grainstone/ packstone, је и реседимент, ооиди су донешени из ооидних плићака, који су очигледно прва проксимална фација после лоферског тријаса. Сл Лијаски Оолити Румије. Дебелослојевити биокластични и оолитни grainstone/ packstone; десно, микрофотографија (пропуштени николи) радијалних оолита лијаса, СМФ-15).

22 Седимент је кречњак, ретко рожнац, силицијски глинац и лапорац. Кречњаци су добро услојени смеђесиви до светлосиви оолит ретко биокластични grainstone (СМФ 15, 11). Оолити су дебелослојевити до средње слојевити (дс = 0, 2 м до 0,5 м). Оолитични и биокластични grainstone/ packstone су са танким смеђим прослојцима или и муглама рожнаца. Измењују са хоризонтима тамносмеђих танкослојевитих силицита и листастих лапораца. Пелашки интервали су истог састава, дебљине као у предходној дубоководним формацијама. Ова смена је карактеристична за цео стуб ове јединице. Пелашки интервали постепено изостају при горњем дијелу стуба. Доминатна стене ове јединице је оолит. Текстуре унутар оолитних слојева су ретке, у пар случајева хоризонтална, вијугава и коса ламинација. Поједини сетови су потпуно изграђени од лоптастих зрна (икровац). Ооиди су изграђени од нормалних ооида (неколико ламина), уједначене величине који су по облику правилни сфероиди. Ламине ооида карактеристично су радијалне структуре (Сл ,2). Оолити лијаске старости су и са високим средњим садржајем ооида. Ооиди су средњег пречника око 0,47 мм. Дебљина ламина према дебљини језгра код лијаских оолита је мања од језгра. Језгро је од различитих биокласта, ехинодермата и пелитоида микритских зрна. Структура ламина је карактеристично радијална. Облик ооида обично је перфектно лоптаст. Порозитет или садржај цемента је значајан око 22%. Средњи садржај скелетних зрна око 5%. 75 Слика Лијаски Оолити Румије. Текстуре унутар оолитних слојева, хоризонтална ламинација: Десно, микрофотографија (пропуштени Николи) радијалних оолита лијаса (ооидни grainstone, СМФ-15), десно горе оолитног рожнаца, укрштени николи. Силификација измењује хемијски састав али је често и сачувана првобитна структура карбонатне стијене (оолитни рожнац, сл ). Алгални фрагменти, фораминифере и ехинодермата фрагменти јавља у језгару ооида рето као усамљена зрна. Као независне зрна су до 2 мм у величини, то су неколико фрагмената криноидс величине и до 1 цм велике.

23 76 Појава оолита, у доњој јури, врло је интересантна, јер су међу кречњачким честицама ооиди најважнији за интерпретацију фација, али и најконтраверзнији у погледу порекла. Плиткомарински појас, дубине око пар метара, је место настанка ооида који су обилно разнесени у дубље делове басена. Оолитна јединица (оолитни grainstone) представља седименте депоноване у високо- указује на енергетском окружењу отворене платформе (inner ramp). Коса стратификација високе енергије плиме и таласа. Оолитски grainstone/ packstone, бочноо настје и реседиментатовањем ооида из ооидних плићака који су очигледно прва проксималне фација лијаских талога после лоферског тријаса. Највише обилне су алге дасикладацеје, ретко и зелене алге, или фрагменти соленопораце, црвен алги су такође присутне. Од фораминифера одређене су: тектулариидс, Ophthalmidium sp., Agerina martana и? Mesoendothyra sp. Старос оолита је лијаска "Бриска Брече" (ББ/ Ј ) Термин "Брече Бриске" први је користило Д.Чађеновић и др. (2008) за доњојурске брече у југоисточном подручју Румије. На Основна геолошка карта Југославије ови дискордантн хоризонти бреча су препозната у региону Румије (Мирковић, 1977), међу њима и издаци које је описао Д. Чађеновић и др (2008). Брече Бриске су карактеристична појава не само на тријаским лоферитима већ и у нижим лијаским слојевима. Појављује се као неповезаних сочива, максималне дебљине у Горњој и Доњој Бриски, до 45 м. На подлози бреча настају коси и паралелни нептунски дајкови са руменом ламинираном испуном, карбонатног силта и обрубним бистрим спарим по ивицама дајка. Брече су лоше сортиране, класти су тријаски (типски лоферит) и доњо лијаски карбонати (оолитни grainstone/ packstone и тд.), димензија дцм ријетко мањи, често величине 0, 5 м у вадозном руменом, жутосивом или и зеленом карбонатном силту. Слика Брече Бриске

24 Литиотиски кречњакк Сеоца (ЛС/Ј 3,4 1 ) Литиотиски кречњак Сеоца лежи преко плиткомариских карбоната Онколита Пристана, без угловне дискорданце. Литиотиска јура откривена је на североисточним падинама Румије, на простору од обала Скадарског језера: Штрбине, Радуша преко Сеоца, Ситнојица, Рошања, Бишмала, Толојна до Маручића. Други широк појас је испод Орловог крша, према Локвицама, одакле се шири у Левачком пољу до Лијепих рудина. Јављају се и узани простори ове јединицее у Мелтини и Јелици, као и у простору од Меке до Вељег врха, и на крајнем југоистоку листа извише села Лесковац. Формација је дебљине 315 м и оштрог је прелаза у догерске оолите. Седимент је кречњак, доломитични кречњак, доломит ретко и лапоровити кречњак. Кречњаци су свијетлосмеђесиви, слојевити или банковити измењени доломитизацијом. У слојевима су овални алохеми тамније боје, као и фосилни остаци алги, гастропода, фораминифера, остракода, шкољака итд. Кречњаци су добро услојени, оштрих и равних слојних површина. Лумакеле литиотиса, биокластични wackestone/packstone, онкоидни или пелетоидни grainstone) и фенестрални пелмикрити се смењују у метарским циклусима. Циклуси су са оплићавањем навише (Shoaling-upwerds cycle). Крај ритма је са знатно мање алохема. Слика Литиотиски кречњак Сеоца, десно микро фотографија фација Слојеви wackestone/packstone су често и фенестралне грађе. Молдичке, корозионе и друге шупљине су са цементом и испуном из субаерске средине. Од почетка скоро до краја стуба наизмјенично се смјењују средњесиви слојевити онкоидни grainstone са биокластичним банцима у којима се јављају и лумакеле шкољака дебљих љуштура - литиотиски кречњаци. Лумакеле литиотиса често у потпуности граде дебеле слојеве или банке (Сл ). Ова смена банака и слојева гради највећи део стуба, дебњине око 270 м. Следећих 30 м су баковити литиотски кречњаци интезивно доломитисани. Једнолична литорална мирна депозиција крајем стуба је прекинута појавом хоризонта грудвастих тј. нодуларних карбоната дебљине 15 м. При дну овог хоризонта понегдее се запажају и танка нагомилања литиотиса. Финозрни биокластични wackestone/packstonee садржи значајно учешче, глине, пелашких честица, румена зрна биокласта или ооида. Ова румена зрна указују на близину тврдог дна.

25 78 Слика Стуб, Литиотиски кречњак Сеоца Доломитизацијом је често измењен кречњак са прелазима од кречњачких доломита до стерњезрних доломита. У задњем случају потпуно је разорена примарна структура и текстура калцитске стијене.

26 Депозиција је у интратајдалној-супратајдалној лагуни (ФЗ -7,8), у зони мешања вода плимаским таласима и више испод базе таласања ретко и у надплимском појасу. Крајем стуба отвара се дубоководни предео који је брзо затрпан оолитима догера. Бројна је разноврсна фауна: фораминифере: Miliolidae sp., Textularidae sp., Orbitopsella praecursor, Vidalinae martana, Pseudocyclamminasp., алге; Thaumatoporella parvovesiculifera, Palaedasycladus mediterraneus, Cyanophytae sp. биокласти од ламелибранхиата, Lithiothis problematica, крупни гастроподи, молуски, ехинодермати и друго из средњер/горњег лијаса Формација Тејани (ФТ/Ј 1 4 ) Формација Тејани је преко лијаских оолита. Распрострањена је простору: Ливара, Тејана, Доње и Горње Бриске, око брда Весира у Репцима и Пинчићима. Преко лијаских оолита је пакет дебљине 20 метара лапораца и лапоровитих кречњака. То је литолошки идетичан пакет на целом истражном простору (у Ливарима, Репцима, Пичићима, Тејанима и тд. 79 Слика Формација Тејани, базални лапоровити хоризонт, десно мокро снимци СМФ-3 и 1. Прелаз у оолите догера је оштар и често преко тврдог дна. Формација је дебљине око 119 м у Ливарима и нешто мање дебљине око 80 м у Тејанима. На свим профилума дољни контакт је стратиграфски врло оштар. Радиоларијски биомикрити и силициозни биомикрити или биокалкалевролити су типски преставници пелашког нивоа са биокластичним биомикритима (СМФ: 1, 2 и 3). Изражен је турбидитни (дистални) карактер ових седимента (Слика ) Овај лапорац и лапоровити кречњак садржи фораминифере и спикуле сунђера и радиоларије. Нодуларни финозрни кречњак заједно са лапорцом дисталниг карактеристика, преко поплавне површине, је базални део следа парасеквеце која починје са седиметом отвореног мора (offshore). Транзиција из лапораца, лапоровитих кречњака, навише у смеђесиве биокластичне кречњаке је постепен. У ових 13 м стуба, стална је смена добро стратификованих биокластичних слојева са прослојцима 5 цм 10 цм, лапоровитих креч и све ређим

27 80 прослојцима листастих лапораца. Лапорци постепено изостају и замењују их смеђеи до тамносиви прослојци лапоровитих ктрчњака са добро очуваним брахиоподама. Даље у стубу следећих 30 м изграђених од парасеквеце са тредом оплићавањаа навише (Highstant systems tract -HST). Кречњаци су добростратификовани смеђесиви до светлосиви углавном су кокинити или лумакеле, биокластични wackestone/packstone. Слика Формација Тејани, десно типичне биомикрофације. Почетком овог дела стуба биокластични кречњаци измењују се са прослојцима до 5 цм финозрних кречњака или и листастих лапораца. Дебљина слојева је од 15 цм до 60 цм. Текстуре унутар слојева су градациона слојевитост, хоризонтална и таласаста ламинација. Слика Формација Тејани, са површинама тврдог дна Смеђесиви биокластични wackestone или packstone са обилним брахиоподама такође садрже ехинодерматске фрагменте, фораминифере и литокласте од кречњака и оолита,

28 интракласате, неке од микритизираних фораминифера. Међу фораминиферама су: Lenticulina sp., Lingulina sp., и Glomospira sp., којих има у изобиљу. Горњи део стуба дебљине 9 м чине танко до средње слојевити (0, 1-0,3 м), смећи до смеђесиви wackestone на којима се јављају и ерозиона површина. Врх ових литофација ограничен је и од стране танких неколико мм а понекат до 0,1 м растворених површином. Ова површина су бречасти хардграунд садрже црвенкасти чвориће и круст од лимонита, зеленкасте филмове од глауконита ситне поре отапања, ламиниране лимонитске и друге коре растварања и тд. Мешовита фауна: брахиопода и бдљокошаца, микритизираних фораминифера, ситних амонита са ерозионим талогом су дуж хардгроунд површина. Преко харграуда су криноидски, пелетоидни и брахиоподски packstone са бентосним фораминиферама које су неправилно распоређене у карбонатне блату исти литолошки типови из дољњег дела стуба. Занимљива је појава силификације криноидских биокалкаренита поред танкослојевитих ламинираних депоната. Силиција је органског порекла, из отвореног мора обилно се таложе радиларије, спикуле суњера и друге пелашке форме са сијицијском љуштуром. Силификација је селективна и ранодијагенетска зато су сачуване структуре првобитне калцитске стијене. Кречњаци су зато одређени и као силификовани биомикрити, силификовани оолитични биоинтрапелспарити и силификовани биопелмикрити. 81 Слика Формација Тејани, (c i b) криноидским биокалкаренит- SMF-12: sa silifikacijom (a). Седимети су депонован у мирној мариској средини испод утицаја максималног вала. Промена од високо-енергетског окружења (оолити) у дубље-воде, нискогенергетског окружења (лапорац) је посебно евидентан у локалитету Ливара и Тејана, праћен је и наглом променом тренда. Смањење производње карбоната догодило се током тразгресије у раном тоарцијану. Преко границе максималне поплаве (мфс) депонују се финозрни интервали на доњем делу нагиба према басену, који заобилазе среднји и горнји део нагиба (Lowstand system tract). Убрзње регресије на крају циклуса које овично називамо 5 редом, са оплићавањем навише (shallowing-upward sequences) резутира ерозионом површином. Ерозине површине стално су наново преплављиванје. Сваки нови пораст нивоа мора, враће талоге на исте водене услове. Од најдубље водине

29 82 средине постепено, корак по корак формира се нова секвеца која нужно не завршава са ерозионом површином. Крај формације Тејани изграђен је од скупа карактеристичних парасеквенци са тразгресивним поплавним полазним површинама (Transgressive Systems Tract). Хардгроунди указују на спечифично а драстично смање талога. Пад карбонатне продуктивности може настати и чишћењем најфинијег талога и подводним струјама. Само ограничен уздигнути простор, изложен је сталном одножењу, спречавању таложеља, глине и најфинијег другог муља што је резултирало кондезованом фауном и појавом харднграуда. Међутим, формирање хардгроунда је контролисано од стране локалне батиметрија па је честа диахронос, која се такође јасно види и на нашем истражном терену. Враћање депозиције у дубоке воде није од суштинског значаја за престанак карбонатне производње. Значајно је да морска вода на нашој потопњеној маргини је богата кисеоником, идеални услоби за сваку врсту подводног живљења, у нашем случају ринхонела, теребратула, криноида и друге фауне. Бројни су брахиоподи (теребратула, ринхонела), ехинодермати (пентакринус), молусци (бивалвие, гастроподи), цефалоподи (амонити) и друго. Прикупљена је обилна не само брахиоподска фауна из биокластичних, брахиоподско-криноидских кречњака, који припадају формацији Тејани: (Soaresirhynchia bouchardi, S. renzi, S. minor, Stolmorhynchia vigilii, Cirpa variabilis, Gibbirhynchia sp. и Pseudogibbirhynchia aff. Moorei). Две врсте из рода Soaresirhynchia су овдје први пут констатоване на територији Црне Горе. Прикупљена фауна указује на припадност тоарском кату доње јуре врста Soaresirhynchia bouchardi (Davidson) представља зонску врсту за доњи тоарс. Слика Стуб Формације Тејани

30 83 Средња јура је време потпуног затварања нагиба на Далматинско-херцеговачкој зони. Проградацијом овог дела платформе уједначени су плиткомариски, платформни услови на целом испитиваном простору ове зоне Догерски Оолити Румије (ДОР/Ј 2 ) Оолити догера покривају литиотиску и брахиоподску доњу јуру на нашем терену. У оба случаја оштар је прелаз. Оолитни кречњаци су постепеног прелаза у млађе углавном спрудне депонате. Два су раздвојена појаса развоја јединице. Њен непрекидан развој је од Радуша, Г. Крњице, преко Марстијеповића, М. Голика, Дедића, Горнјих Мурића и Весира. Даље са узаним појасом наставњају преко Врх коштајнице и Урдабора до Ливара где се шири око Д. Бриски и излази са листа преко Магила. Искидани појас развојаа оолита догера је на платоу Созине од Локвица преко Поповог Дола до Мартинића, од Орловог крша пртеко Пољана са два крака на Врсути и Грлу од Чулета. Мањи изолован појас је северозападно од Суторманаа према Бјешкезу. Формација на југоистоку терена варира у дебљини од 20 м до 60 м. На централном платоу Румије од Дедића према Крњици, олити чине крупну карбонатну масу дебљине и до 180 м. Оолитну средњу јуру карактеришу типски седименти узбуркане турбулетне интратајдалне средине (СМФ-15, 14 и 13). Оолити су средњесиви, светлосиви, слојевити и банковити. Слојне површине су оштре и равне. Оолити и ооидни биокластични packstone/ grainstone су са густо збијеним ооидима (икровац). Унутар дебелих слојева или банака јавља се груба хоризонтална ламинација која прелази у вијугаву ретко и косу. Горњи део банка је и са сетовима овалних класта црног микрита (black pebbles). Слика.21.1.Догерски Оолити Румије, оолитни банак, десно микрофоторографијe оолитнog grainstone (икровац) и оолитних биокластичниh сетова, у којем су хидрозое (Cladocoropsis mirjabilis и Selliporella donzelii).

31 84 Оолити су са уједначеном просечном величином ооида, саставом, величином ламина, биокластичним садржајем различити од ооида лијаса. Средњи садржај оолита је 62%. Средњи пречник је такође већи од оолита старије формације. Број ламина је мањи, до неколико ламина, а величина језгра једнака је са дебљином ламина. Ламине су тангецијалне док су код старијих (лијаских) оолита изразито радијалне. Биокласти су много чешћи а јављају се и литокласти старијих оолита. Честа је појава сложених оолитних зрна и овалних крупнијих микритских интракласта са или без танког овоја. Ооиди су поломљени дуж стилолитских шавова. Извише Тејана први пут смо одредили цереброид оолитну фација. У овој фацији, цереброид ооиди чине 77% свих ооида. Цереброид ооиди су пречника у распону од 0,4 до 1 мм, већина ооида су од 0,6 до 0,8 мм пречника са просечном величином од 0,68 мм. Одредили смо пет врста цереброид ооида: 1. ) цереброид ооиди са унутрашњим радијалним концентричним ободом-кором; 2.) цереброид ооиди са тангенцијалним / микритским концентричним унутрашњим рубом; 3.) цереброид ооидс са великим рубом-кором који расте из скелетног језгра; 4. ) руб-кора цереброид ооида расте око скелетних честица, два или више ооида или великог микриског јегара и 5.) лоптасти цереброид ооиди без препознатљивог језгра или унутрашње структуре (Сл ). Формација је таложена у плиткомариској средини, интратајдал, на високоенергетски обод платформе (ФЗ- 6 ). Цереброид оолитна фација формира се у плиткој, мирној води, хиперсланој лагуни (sabkha environment). Слика Фација цереброид ооида. А и Б Микрофоторографија (пропуштени николи) 1. Цирцумгранулар спарит 2. Вадознни цемент око геопеталне испуне (2), бладед цемент (3) и у средишту поре блоковски цемент. Ц) Графички приказ типова цереброид ооида

32 Преко формације Тејани оолитни grainstone садрже фораминифеу Protopeneroplis striata, која пружа доказе да депонат не може бити старији од aлениана. У вишим слојевима од микрофауне јављају се : алге; Selliporella donzelii, Thaumatoporella parvovesiculifera, хидрозое, Cladocoropsis mirjabilis, Textulariidae sp., друге фораминифере., фрагменти од гастропода, ехинодермата и тд. Са горњим делом стуба формациа је старости до доњег оксфорда Формација Крњице (ФК/Ј 2, 3 ) Формација Крњице је временски aналогна са горњим дијелом стуба предходне формације. Седимент је разноврсни кречњак и доломитични кречњак. Покривена је кречњацима са клипеинама. Формација Крњице развијена је у простору од Г. Крњица, Д. Крњица преко Марстијеповића до Караникића и Драчевића, где бочно прелази у спрудне депонате. Дебљина стуба у Крњицама је 150 м. Стуб граде циклотеме дебљине 1, 2 м до 2, 5 м. Супралиторални банак чини две трећине циклотеме. Преко оштре и равне доње површине је кокина са целим љуштурама или само кршом од гастропода (СМФ -12). Навише у банку су сетови алохема. Банци су у смени са пар слојева фенестралне више онкоидне грађе, у којима су танки сетови алгалних ламинита СМФ-20). 85 Слика Формација Крњице, горе, кокина са целим љуштурама од гастропода (СМФ-12), и банци фенестралне више онкоидне грађе, СМФ-20). Доле микрофотографије типских фација. Стуб преко догерских оолита починје са банковитим светлосивим биокластичним вакстоном који се смењује са сивим слојевитим фенестралним карбонатом. У фенестралном биомикроспариту јављају се фораминифере алге дазикладаце (Сл ), и алохемска микритска зрна са тамним микронским рубом.

33 Овална ситнија зрна су добро пакована величине око 0,2 мм. Фенестре су геопеталне испуне са карактеристичним раном и касном цементацијом (спарит А и Б). Шупљикави карбонати одговарају ламиноидно-фенестралном склопу где су ситне карбонатне честице одвојене издуженим, хоризонталним, неправилним фенестрама, тип строматактис. Даље у стубу са банцима пелециподниих биопелмикроспарита све чешће се смењују слојевити до дебелослојевити онкоидни биоинтрапелспарити. Ови алохемски слојеви су са бројним не само лоше сортираним омотаним зрнима, биокластима пелеципода величине и до 1 мм ситним фораминиферама и алгалним остацима меког талуса (кодиаце, дезикладаце). Најбројнији су крупни онкоиди величине и до пар мм, без јасне концетрично лупинасте грађе, углавном су грудвастог облика са више или мање очуваним калупом од меког талуса алге. Поред овог algal-ball типа јавлјају се и овални алгални свероиди СС-Ц тип онкоида. 86 Слика Стуб, Формација Крњице