UNIVERZITET U BEOGRADU

RUDARSKO-GEOLOŠKI FAKULTET

dr Milun Marović, red.prof.

GEOLOGIJA JUGOSLAVIJE (predavanja studentima Petrologije i Geofizike)

Beograd, 2001

Skripta „Geologija Jugoslavije“ predstavlja sintezni prikaz geološke građe jugoistočne Evrope, koji uključuje pored publikovanih podataka i stavove autora. Priređivanje skripte Geologija Jugoslavije, u formi koja je pred čitaocem, je pokušaj da se širi krug zainteresovanih upozna sa autorovim viđenjem tektonske građe ovog dela jugoistočne Evrope. U oktobru 2009. godine, u Libijskoj pustinji, tragično je nastradao Milun Marović. Namere da svoje izvanredno poznavanje tektonske problematike šireg okruženja Srbije prezentira u formi knjige, ostale su neostvarene. Priprema za štampu ove integralne verzije skripte Geologije Jugoslavije, je pokušaj da se da doprinos koherentnijoj prezentaciji materijala koji je i do sada služio kao osnovna literatura studentima geologije na Rudarsko-geološkom fakultetu, za predmete koji tretiraju ovu problematiku. Pored studenata i dobar deo geologa orijentisanih ka tektonskoj problematici, ovde će pronaći interesantne informacije, prikaze činjenica, interpretacije i sinteze o tektonskoj problematici Srbije, Crne Gore i terena u njihovom okruženju.

U autentičnom manuskriptu su ostala nenapisana poglavlja o savremenim tektonskim pokretima. Ovo je substituisano dodavanjem dva autorova rada, koji se odnose na neoalpski sklop Srbije i neoalpski sklop Crne Gore.

Beograd, novembar 2010. Marinko Toljić

i

SADRŽAJ

1. UVOD ......................................................................................................... 1

2. KRATAK PREGLED ISTORIJSKOG RAZVOJA GEOLOGIJE U JUGOSLAVIJI .................................................................................................................. 2

3. TEKTONSKA SKICA EVROPE................................................................... 7

3.1. Tektonska skica jugoistočne Evrope – geološki okvir Jugoslavije........ 10 3.2. Alpi ................................................................................................... 10 3.3. Karpati .............................................................................................. 20

3.3.1. Dacidi ............................................................................................. 22 3.3.1.1. Zapadni Dacidi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22

3.3.1.1.1. Centalni-zapadni Dacidi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22 3.3.1.1.2. Apuzeni .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26

3.3.1.2. Istočni Dacidi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28 3.3.1.3. Južni Dacidi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30

3.3.1.3.1. Supragetikum-Getikum ... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30 3.3.1.3.2. Infragetikum (Severinska navlaka) .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31 3.3.1.3.3. Danubikum ... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32

3.3.2. Pienidi (Pienidske klipe) ................................................................... 32 3.3.3. Spoljašnji Karpati- Moldavidi ........................................................... 32 3.3.4. Karpatska predgorna depresija.......................................................... 33

3.4. Balkanidi ........................................................................................... 33 3.4.1. Predbalkan ...................................................................................... 33 3.4.2. Balkan ............................................................................................. 34

3.5. Rodopi ............................................................................................... 34 3.6. Mezijska platforma (sa superponovanom Vlaško-pontskom depresijom-

Dakijskim basenom) .................................................................................................... 35 3.7. Helenidi ............................................................................................. 35 3.8. Apenini .............................................................................................. 37

4. GEOLOŠKA GRAĐA TERITORIJE JUGOSLAVIJE ................................. 39

4.1. Morfološke karakteristike terena Jugoslavije ..................................... 39 4.1.1. Nizijske oblasti ................................................................................ 39

4.1.1.1. Panonska nizija .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39 4.1.1.2. Vlaško-pontska nizija .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39

4.1.2. Planinske oblasti .............................................................................. 40 4.1.2.1. Dinaridi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40 4.1.2.2. Makedonidi .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40 4.1.2.3. Karpatobalkanidi. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41

4.1.3. Jadranski akvatorijum sa primorjem .................................................. 41 4.2. Geotektonski plan teritorije Jugoslavije ............................................. 42

4.2.1. Opšti pojmovi, geotektonska podela terena Jugoslavije ........................ 42 4.2.2. Srpsko-makedonska masa .................................................................. 43

ii

4.2.2.1. Opšti pojmovi .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43 4.2.2.2. Osnovna obeležja geološke građe Srpsko-makedonske mase .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45

4.2.2.2.1. Litostratigrafske karakteristike .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45 4.2.2.2.2. Tektonski sklop .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47 4.2.2.2.3. Tektonski razvoj, metamorfizam i magmatizam Srpsko-makedonske

mase 50 4.2.2.2.3.1. Prevariscijski i variscijski razvoj .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50 4.2.2.2.3.2. Postvariscijski razvoj .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 51

4.2.2.3. Kratak prikaz geološke građe pojedinih regiona Srpsko-makedonske mase 52 4.2.2.3.1. Donji kompleks .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53

4.2.2.3.1.1. Rača – Crni Vrh (kragujevački) .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53 4.2.2.3.1.2. Juhor .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53 4.2.2.3.1.3. Mojskinjske i Poslonske planine .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53 4.2.2.3.1.4. Crna Čuka – Jastrebac .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 54 4.2.2.3.1.5. Toplica, Pusta reka, Jablanica .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 56

4.2.2.3.2. Gornji kompleks .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 60 4.2.2.3.2.1. Zapadne padine Golubačkih planina - Manastirica – Ranovac ... . . 60 4.2.2.3.2.2. Kupinovačka Glavica – Busur .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61 4.2.2.3.2.3. Parać inska Glavica .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 62 4.2.2.3.2.4. Rožanj-Bukovik-Poružnica .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 62 4.2.2.3.2.5. Seličevica-Babička Gora-Kruševica .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 64 4.2.2.3.2.6. Istočne padine Kukavice- Čemernik .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 65 4.2.2.3.2.7. Trgovište-Božica.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 68

4.2.3. Karpato-Balkanidi............................................................................ 70 4.2.3.1. Pregled mišljenja i koncepcija o građi Karpato-Balkanida.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 70

4.2.3.1.1. «Predistorija» .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 70 4.2.3.1.2. Tumačenje tektonike Karpato-Balkanida sa pozicija jedne velike

navlake(šarijaža) 71 4.2.3.1.3. Tumačenje tektonike Karpato-Balaknida sa pozicije većeg broja

individualnih navlaka 73 4.2.3.1.4. Tumačenje tektonike Karpato-Balkanida sa pozicije postojanja paketa

navlaka 76 4.2.3.1.5. Tumačenje tektonike Karpato-Balkanida sa pozicije parautohtonizma-

hipoteza o megaantiklinorijumskoj građi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 79 4.2.3.1.6. Tumačenje tektonike Karpato-balkanida sa pozicija klasičnog

autohtonizma 81 4.2.3.2. Osnovne karakteristike geološke građe Karpato-balkanskih jedinica .. . . . . . . . 81

4.2.3.2.1. Lužnička jedinica .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 82 4.2.3.2.2. 4.2.3.2.2. Paket getskih jedinica .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 82

4.2.3.2.2.1. Suvoplaninska zona .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 84 4.2.3.2.2.2. Kučajska zona.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 85 4.2.3.2.2.3. Timočka zona .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 85 4.2.3.2.2.4. Tupižnička zona .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 86 4.2.3.2.2.5. Vidlička zona .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 86 4.2.3.2.2.6. Porečko-staroplaninska zona .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 87

iii

4.2.3.2.2.7. Getske tektonske krpe .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 88 4.2.3.2.3. Infragetske jedinice .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 89

4.2.3.2.3.1. Ultramafitska navlaka .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 89 4.2.3.2.3.2. Kosovička navlaka .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 89 4.2.3.2.3.3. Subkosovička navlaka .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 90

4.2.3.2.4. Dunavska jedinica (autohton) .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 90 4.2.3.2.4.1. Dunavska jedinica .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 90 4.2.3.2.4.2. Miročka jedinica.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 91

4.2.3.3. Geološki razvoj Karpato-balkanida istočne Srbije .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 92 4.2.3.3.1. Prevariscijska i variscijska istorija .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 93 4.2.3.3.2. Postvariscijska istorija .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 93

4.2.4. Dinaridi .......................................................................................... 97 4.2.4.1. Pregled mišljenja i koncepcija o građi Dinarida.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 97

4.2.4.1.1. Uvodne napomene ... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 97 4.2.4.1.2. Tumačenje tektonike Dinarida sa pozicije regionalnih navlačenja .. . . . . 98 4.2.4.1.3. Tumačenje tektonike Dinarida sa pozicija negiranja njihove navlačne

građe 109 4.2.4.2. Osnovne karakteristike geološke građe dinaridskih jedinica.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 110

4.2.4.2.1. Južno-jadranska zona .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 112 4.2.4.2.2. Budva zona .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 112 4.2.4.2.3. Dalmatinska zona .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 113 4.2.4.2.4. Zona Visokog Krša .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 113 4.2.4.2.5. Bosanska i tolminska zona .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 114 4.2.4.2.6. Durmitorska zona .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 115 4.2.4.2.7. Ofiolitska zona .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 116 4.2.4.2.8. Golijska zona .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 117 4.2.4.2.9. Vardarska zona .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 117

4.2.5. Helenidi ........................................................................................ 120 4.2.5.1. Zapadno-makedonska zona .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 121

4.2.6. 4.2.6. Geološki razvoj Dinarida i Helenida ....................................... 121 4.2.7. Intrakontinentalni tercijarni baseni Jugoslavije ................................ 124

4.2.7.1. Intradinaridsko-krajištidinski sistem paleogeno-neogenih basena ... . . . . . . . . . 125 4.2.7.1.1. Geometrija, sastav i sklop basena .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 125 4.2.7.1.2. Geneza basena .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 127

4.2.7.2. Panonski basen i peripanonsko basensko područje .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 128 4.2.7.2.1. Geološka građa vojvođanskog dela Panonskog basena .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 129

4.2.7.2.1.1. Litostratigrafske karakterstike .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 129 4.2.7.2.1.2. Sklop vojvođanskog dela Panonskog basena .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 131

4.2.7.2.2. Neogeni baseni peripanonskog prostora Jugoslavije .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 136 4.2.7.2.3. Položaj Panonskog basena u sklopu Alpida i geneza.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 138

4.2.7.2.3.1. Kratak pregled tradicionalnih tumačenja .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 138 4.2.7.2.4. Najnovija tumačenja nastanka Panonskog basena ... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 139

4.2.7.3. Periegejski neogeno-kvartarni baseni .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 144 4.2.8. 4.2.4. Jadranski basen .................................................................... 146

4.2.8.1. Južnojadranska depresija .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 150

iv

4.2.9. 4.2.5. Vlaško-Pontski (Dakijski) basen ..............................................153 4.3. Kvartar Jugoslavije ..........................................................................154

4.3.1. Tipovi kvartarnih naslaga na teritoriji Jugoslavije ............................154 4.3.1.1. Glacijalne i fluvioglacijalne naslage .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 155 4.3.1.2. Limničke naslage.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 156 4.3.1.3. Rečno-jezerski sedimenti . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 156 4.3.1.4. Rečne naslage već ih vodotokova ... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 157

4.3.1.4.1. Rečne naslage Beograda, donje Kolubare i Posavo-Tamnave ... . . . . . . . . 158 4.3.1.4.2. Rečne naslage Srema, Banata I Bačke ... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 158 4.3.1.4.3. Rečne naslage kladovsko-dunavskog ključa .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 159 4.3.1.4.4. Rečne naslage smederevsko-jaseničke oblasti i severnog Pomoravlja 160 4.3.1.4.5. Rečne naslage Južne i Zapadne Morave i njihovih pritoka ... . . . . . . . . . . . . 162 4.3.1.4.6. Rečne naslage Drine i Save u Podrinju i Mačvi .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 164

4.3.1.5. Eolske naslage .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 165 4.3.1.5.1. Lesne i lesoidne naslage .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 165

4.3.1.5.1.1. Les okoline Beograda .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 166 4.3.1.5.1.2. Lesne naslage Vojvodine .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 166 4.3.1.5.1.3. Lesoidne naslage i lesoidni peskovi smederevskog i ramskog

podunavlja 168 4.3.1.5.2. Eolski pesak .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 168

4.3.1.6. Proluvijalne, koluvijalne i deluvijalne-eluvijalne naslage .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 170

5. NEOTEKTONSKI SKLOP SRBIJE ..........................................................172

5.1. Tipovi neostrukturnih jedinica .........................................................172 5.1.1. Oblast alpskih mezozojsko-kenozojskih (preotnang-karpatskih) tektonskih

sažimanja 172 5.1.1.1. Strukture panonskog orogenog kolapsa .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 172

5.1.1.1.1. Panonski basen .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 173 5.1.1.1.1.1. Transbanatsko-bačka (transdunavska) dislokacija .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 173 5.1.1.1.1.2. Severnobački prag .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 176 5.1.1.1.1.3. Velika mađarska depresija .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 176 5.1.1.1.1.4. Južnobačka depresija .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 176 5.1.1.1.1.5. Horst Fruške Gore .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 176 5.1.1.1.1.6. Sremsko-slavonski rov .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 177 5.1.1.1.1.7. Južnobanatski rov .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 177 5.1.1.1.1.8. Greda Beograd-Orlovat .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 178

5.1.1.1.2. Strukture peripanonskog prostora .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 178 5.1.1.1.2.1. Uže peripanonsko područje .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 178 5.1.1.1.2.2. Šire peripanonsko područje .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 189

5.1.1.1.3. Periegejski neogeni i kvartarni depresioni prostori . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 196 5.1.1.1.3.1. Metohijska depresija .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 196 5.1.1.1.3.2. Kosovski basen .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 197 5.1.1.1.3.3. Sistem rovovskih struktura Vranja i Kosovskog Pomoravlja .. . . . 197

5.1.1.1.4. Strukture epirogenih izdizanja.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 197 5.1.1.1.4.1. Izdignute neostrukture Dinarida-Helenida .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 198

v

5.1.1.1.4.2. Izdignute neostrukture Karpatobalkanida .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 199 5.1.1.1.4.3. Izdignute neostrukture Srpskomakedonske mase .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 199

5.1.2. Platformna i periplatformna oblast .................................................. 199 5.2. Geneza i glavne faze razvoja neotektonskog sklopa .......................... 200

5.2.1. Oligocen-rani donji miocen (neotektonski "pretcrtež") ...................... 200 5.2.2. (Otnang)karpat-rani srednji miocen ................................................. 201 5.2.3. Kasni srednji miocen-pliocen .......................................................... 205 5.2.4. Pliokvartar-Holocen ....................................................................... 207

6. LITERATURA ........................................................................................ 211

vi

1

1. UVOD

Kurs pod nazivom “Geologija Jugoslavije” namenjen je studentima Petrologije i Geofizike i koncepiran je tako da se tokom jednosemestralne prezentacije materije upoznaju sa osnovnim elementima geološke građe teritorije Jugoslavije. Objašnjenja su data kroz, pre svega, osnovne tektonostratigrafske jedinice ovih prostora, bez ulaženja u neko veće detaljisanje. Pri tome je uvažena raznolikost mišljenja i stavova o geološkoj građi teritorije Jugoslavije i prezentirana je kroz pregled razvoja pojedinih ideja tokom vremena. Sadašnje, veće ili manje neusaglašenosti u vezi ove problematike pokušane su da se prevaziđu prikazom jednog modela i stanja koje je prihvaćeno od većine autora, saglasno savremenim evropskim i svetskim standardima.

Predavanja M. Marovića, u najvećoj meri, naslonjena su na prikaz ove materije koji je studentima istih smerova godinama ranije držao profesor A. Grubić (manuskriptni materijal). Osim tog materijala korišćen je i manuskriptni prikaz istog autora: Osnovi geologije Jugoslavije (Uvodni deo Vodiča za geološke ekskurzije kroz Jugoslaviju povodom 20. Međunarodnog geološkog kongresa 1980. u Parizu), zatim monografski rad M. Dimitrijevića: Geologija Jugoslavije i rad: Terranes between the Moesian plate and the Adriatic sea (S. Karamata et al., IGCP Project No. 276). U manjoj meri korišćeni su i drugi domaći i strani prikazi i prezentacije u sopstvenoj režiji. Ovaj materijal je sačinjen samo za internu upotrebu, namenjen je studentima za učenje i polaganje ispita i ima kompilacijski a ne autorski karakter.

2

2. KRATAK PREGLED ISTORIJSKOG RAZVOJA GEOLOGIJE U JUGOSLAVIJI

Geologija kao nauka, odnosno “moderna geologija” oformljena je početkom 19. veka kada su škotski i saksonski rudari osetili potrebu da primenjuju stečena iskustva i geološka znanja u potrazi za rudnim ležištima. Od tada pa na dalje, geologija se vrlo brzo razvijala kako kao fundametalna grana prirodnih nauka, tako i kroz praktičnu realizaciju. Na taj način sve se više razgranavala i pri tome je formiran čitav niz samostalnih disciplina. U razvoju geologije u našim prostorima (uglavnom na teritoriji Srbije) zapaža se nekoliko jasno artikulisanih etapa počev od praistorijskog doba pa sve do danas.

Praistorija, rimsko doba, srednji vek

Danas postoje dokumentovani materijali koji nesumnjivo potvrđuju da je za neke rudne pojave a samim tim i za pojave kojima se danas bave razne geološke discipline, na prostoru koji danas zauzimaju srpske zemlje, postojalo interesovanje još u praistorijsko doba. Tako na primer, takvi objekti nalaze se u neposrednoj blizini Beograda i predstavljaju dokaze o praistorijskom rudarenju ljudi Vinčanske kulture (rudna tela cinabarita od kojih se dobijala živa ili pravila lepa boja – cinober).

U rimsko doba rudarilo se u oblasti Kopaonika i njegovog podnožja, Majdanpeku i drugim lokalitetima. O tome svedoče sačuvani ostaci brojnih starih rudarskih radova iz tog vremena. Eksploatisalo se uglavnom zlato.

U srednjem veku, do turske okupacije Srbije i ostalih srpskih zemalja, rudarstvo je bilo veoma razvijeno. Pojedini srpski vladari dovodili su stručnjake sa zapada pre svih saksonske rudare kao dobre poznavaoce praktične metodike eksploatacije raznih ruda. Eksploatisale su se i prerađivale rude zlata, srebra a osim njih i olova. Neki gradovi, kao na primer Novo Brdo, postali su moćni rudarski centri poznati u Evropi. Srpske zemlje su bile u stalnim trgovačkim vezama sa Dubrovačkom Republikom i drugim trgovačkim centrima Evrope upravo zbog rudnog bogatsva. Međutim, i pored ovog ceo ovaj period nije obeležen takvim rezultatima koji bi dali elemente da se o njemu govori kao najstarijem sa istorijskog gledišta poznavanja razvoja geološke struke u Srbiji.

Geologija do pojave Josifa Pančića: postavljanje osnove za geologiju Srbije

U prvoj polovini 19. veka pojavljuju se prvi značajni pisani podaci, često i sintezni, o geologiji Srbije, koji potiču uglavnom od stranih geologa. Proučavanja koja je obavio Ami Bue (Ami Boue), francuz, lekar po školskom obrazovanju a

3

geolog po ličnom opredeljenju, u terenima Balkanskog Poluostrva a time i Srbije i Crne Gore, pretočena su u prve štampane podatke o geologiji ovih prostora. Stoga se slobodno može reći da su to i prvi podaci relevantni za istoriju razvoja geologije u Srbiji i Crnoj Gori i da oni predstavljaju temelje za geologiju ovih oblasti. Rezultate svojih istraživanja Bue je objavio u više publikacija od kojih je najvažnija “Evrpska Turska” i to pre svega njen izdvojeni deo objavljen kao “Geološka skica Evropske Turske” (1840). Tu je prikazan prvi sistematski pregled terena tadašnje Turske a među njima i Srbije i Crne Gore.

Među pratiocima Ami Buea na putovanjima po Balkanskom poluostrvu bili su i neki geolozi među kojima je najpoznatiji Vikenel (A.Viquesnel) koji je svojim osmatranjim izložio u delu: “Journal d’un voyage dans le Turque d’Europe” (1840). On je uz ovaj rad priložio i geološku kartu Balkanskog Poluostrva kojom je zahvaćen dobar deo Srbije. To bi bila prva geološka karta Srbije.

U drugoj polovini 19. veka teritorijom Srbije u manjoj meri i Crne Gore prošli su mnogi strani geolozi. Rus Kovaljevski je proputovao Crnu Goru i o tome ostavio štampane beleške. F. Hohšteter (F. Hochstetter, 1869) je rezultate svojih putovanja kroz Evropsku Tursku prezentirao između ostalog i na preglednoj karti kojom su obuhvaćeni jugoistočni delovi Srbije (Vranje, Niš, Pirot, Suva planina). Direktor Bečkog geološkog instituta Emil Tice (E.Tietze, 1870) obišao je jedan deo severoistočne Srbije i o tome ostavio pisane dokumente o geologiji i rudnim pojavama tih krajeva (“Beleške o geologiji SI Srbije”).

Profesor geologije na Univerzitetu u Beču Franc Toula (F.Toula,1875 1880) proučavajući zapadni Balkan (Stara Planina) obuhvatio je jedan deo Srbije koji je tada bio pod turskom upravom. Pored geološke karte ovih terena prikazao je i jedan broj profila i dao neke paleontološke opise. Drugi izveštaj Toule odnosi se na geološka osmatranja u oblasti donjeg Dunava i Golupca i posebno je značajno njegovo predavanje iz 1891. “Geološka građa Balkanskog poluostrva”, koje je održao na 9. Skupu geografa u Beču.

Profesor Josif Sabo (Jozsef Szabo) mineralog i geolog iz Pešte putovao je u više navrata kroz Srbiju (1873, 1874, 1875, 1877). Njega je na prvom putovanju pratio i njegov učenik Aleksandar V. Popović koji je štampao izveštaj sa ovog puta (“Geološke crte Srbije”). Objavio je i radove o Fruškoj Gori.

Neke Geološke podatke o pojedinim oblastima Srbije dali su i strani rudarski stručnjaci koji su po pozivu srpske vlade krajem prve polovine i u drugoj polovin 19. veka dolazili u Srbiju.

Godine 1835. po pozivu kneza Miloša u Srbiju dolazi baron A. Herder (A.Herder) sa ciljem da ispita rudne pojave na teritoriji ondašnje kneževine. Rezultate svojih istraživanja Herder je objavio u spisu “Rudarski put kroz Srbiju”.

4

Njegova istraživanja su bila usmerena na prospekciju nekih mineralnih sirovina pre svega uglja i u suštini su bila geološka a zatim rudarska.

Drugog rudarskog stručnjaka poznatog profesora mineralogije na Rudarskoj akademiji u Frajburgu A. Brajhaupta (A. Breithaupt) pozvala je tadašnja srpska vlada 1856. sa zadatkom da ispita rudna ležišta kod Majdanpeka i druga na teritoriji kneževine Srbije. Majdanpek je najstariji rudnik obnovljene Srbije i njemu je Brahthaupt posvetio najviše pažnje proučavajući minaraloško-petrološke karakteristike stena i rudnih ležišta koja su za njih vezana. Prvi je opisao timocite (vrsta andezita), uveo termin parageneza i dao je priručnik iz minaralogije.

Pančićevo doba-geologija na visokoškolskoj instituciji

Slobodno se može smatrati da je istorija srpke geologije kao i istorija Katedre za geologiju počela onog momenta kada je poznati prirodnjak Josif Pančić (inače lekar po znanju, botaničar po profesiji). Održao prvo predavanje na katedri za Jestastvenicu beogradskog Liceja. Kada je Licej 1863. prerastao u Veliku školu a kasnije u ondašnji Filozofski fakultet podeljen na: Istorijsko-filozofski i Prirodno-matematički, Josif Pančić postaje starešina ovog drugog odseka, gde drži predavanja iz geologije i mineralogije. S obzirom da su se u predhodnoj etapi (ako se izuzme A. Popović) problemima geologije Srbije uglavnom bavili stranci, prava istorija srpske geologije upravo počinje sa Pančićem. Pančić je formirao prve mineraloške i geološke zbirke, objavio delo “Geologija sa mineralogijom” i još 5-6 radova iz različitih oblasti geologije (o peščarima i serpentinitima i sl.).

Žujićevo doba: formiranje srpske geološke škole i nauke

Pojavom Jovana Žujovića i njegovih sledbenika počinje uspon srpske geologije i njeno krupno diferenciranje praćeno osamostaljivanjem pojedinačnih disciplina i uvođenjem novih.

1890. godine od jedinstvene Pančićeve katedre za celokupnu Jestastvenicu odvojena je Katedra za minaralogiju i geologiju i za prvog čoveka takve katedre postavljen je Jovan Žujović. Tri godine kasnije formiran je Geološki zavod Velike škole. 1891 godine formirano je Srpsko-geološko društvo i to je jedan od naših najstarijih naučno-stručnih društava. Upoznat sa ondašnjim savremenim, metodama geoloških istraživanja, pre svega u Francuskoj, Žujović uvodi mnoge novine u školskom radu i labaratoriji. Između ostalog, 1889. godine počinje da izdaje naučno-stručni časopis: “Geološki anali Balkanskog poluostrva”, koji se kao renomirano glasilo održalo sve do danas. Pre toga, (1882), Žujović daje prvu Geološku skicu Kraljevine Srbije razmere 1:500 000, zatim skicu pregledne geološke karte Kraljevine Jugoslavije iste razmere, 1886, 1889 i na kraju prvu Geološku kartu Kraljevine Jugoslavije, 1927. godine.

5

Pojavom Žujovićevog kapitalnog dela Geologija Srbije štampanog u dva toma: I Topografska geologija (1893) i II Eruptivne stene (1900 u saradnji sa S. Uroševićem) poznavanje geologije Srbije dobija sasvim novu dimenziju. U prvom delu izložen je geološki sastav terena Srbije po geografskim i geološkim formacijama, a u drugom delu prikazan je makroskopski i mikroskopski opis naših eruptivnih stena i data njihova klasifikacija.

Žujovićev rad nastavili su njegovi učenici: Svetolik Radovanović (regionalna geologija, paleontologija i dr.), Sava Urošević (mineralogija i petrografija), Jovan Cvijić (geologija, geomorfologija i dr., kasnije rektor Beogradskog Univerziteta), Petar Pavlović (paleontologija i prvi Upravnik Prirodnjačkog muzeja Srpskih zemalja koji je takođe zaslugom Žujovića osnovan 1889.), Jelenko Mihajlović (seizmologija), Vladimir Petković (regionalna geologija i dr.).

Srpska geologija od početka I svetskog rata do kraja II svetskog rata

Prvi svetski rat i okupacija prouzrokovali su krupan zastoj u razvoju geologije Srbije. Tokom rata “sile Osovine” poslale su u naše terene “ratne geologe” među kojima se izdvajaju Mađar Loci i berlinski geolog Kosmat. Posebno je interesantan Kosmat koji je posle I svetskog rata objavio rad: “Geologija centralnog dela Balkanskog poluostrva” delo koje će kasnije duži niz godina svojim rešenjima geologije naših prostora uticati u dobroj meri i na naše geologe.

Posle I svetskog rata dolazi do obnove geologije u Srbiji. Od tada pa na dalje izređale su se brojne generacije geologa koje su sukcesivno, kako su nastupale, unapredile poznavanje geologije i Srbije i Crne Gore i podizale ga na viši nivo. To su bile generacije koje su reprezentovali: Žujović, Urošević, Radovanović, Mihajlović a zatim: V. Petković, Antula, Laskarev, zatim: M. Pavlović, M. Protić, V. Simić, K. Petković, B. Milovanović, zatim: M. Ilić, S. Pavlović, B. Matejić i u Crnoj Gori: A. Pavić i Z. Bešić.

Između I i II svetskog rata u našim terenima radili su i strani geolozi kao što su Ledebur, Pilger, Ruten i dr.

Ratnu generaciju naših geologa činili su Relja Čabrić i Sreta Milojević. Ovaj drugi je poznat po tome što je počeo da pravi prvu geološku bibliografiju Jugoslavije (uradio je dve knjige). Njegov posao kasnije posle II svetskog rata nastavili su D. Milojević, M. Sudar, N. Banjac. Za vreme trajanja II svetskog rata jedna nemačka ekipa uradila je gravimatrijsku kartu Banata.

Geologija posle II svetskog rata

Posle II svetskog rata u Srbiji i Jugoslaviji dolazi do ekpanzije geoloških istraživanja. Zahtevi za mineralnim i energetskim sirovinama, vodom i izgradnja energetskih, saobraćajnih i drugih objekata predstavljali su veliki izazov za

6

generacije posleratnih geologa na koji su one uspešno odgovorile. Poznavanje regionalne geologije Jugoslavije naročito je unapređenjeno tokom izrade Osnovne geološke karte Jugoslavije čija je realizacija počela 1950.

Sedamdesetih godina prošlog veka na regionalno-geološkoj problematici naših terena i terena bivše Jugoslavije radili su i francuski geolozi tokom izrade svojih doktorskih disertacija (Blanše, Šorovic, Rampnu, Kade i dr.). Geologija ovog vremena je vrlo razgranata, sa brojnim samostalnim naučnim disciplinama fundametalnog, praktičnog i fundametalno-praktičnog značaja. Metodika proučavanja regionalne geološke problematika i shodno tome dobijeni rezultati su bili, slobodno se može reći, na evropskom nivou. Na žalost, poslednjih 10-15 godina zbog poznatih događaja u zemlji, prva na udaru bila su geološka istraživanja. Ona su doživela strahovitu recesiju što se i odrazilo na kvalitet poznavanja geološke problematike naših terena. Postoji nada da će budućnost doneti bolje dane za geologiju u našim prostorima i samim tim bolje poznavanje geološke građe terena Srbije i Crne Gore, saglasno savremenim zahtevima i standardima.

XXX

Dispropocija u prikazu istorijskoog razvoja geologije jugoslavije (detaljniji prikaz starijih etapa u odnosu na novije) nije prouzrokovana značajem u rezultatima već je posledica činjenice da se od svojih nekih početaka, daljih ili bližih, geološko poznavanje teritorije Jugoslavije, pre svega Srbije, razvijalo geometrijskom progresijom i uključivalo sve veći broj aktera i događaja koji u ovakvom kratkom prikazu nisu mogli biti detaljnije obrazlagani, a i s obzirom na karakter kursa to nije bilo potrebno.

XXX

Ovo predavanje predstavlja kratak izvod iz: Geologije Srbije – Istorijski razvoj (1977, grupa autora, ed. K. Petković) i detaljnije informacije mogu se naći u ovom radu.

7

3. TEKTONSKA SKICA EVROPE

Teritorija Jugoslavije nalazi se u okviru evropskog potkontinenta. Reč je o prostoru koji je složene geološke građe i duge istorije razvoja što se reflektovalo i na naše terene. Evropa kao kontinent nije dobro individualisana, jer je od Azije odvojena Uralom koji je morfološki slabo izražen, tako da se ova dva entiteta mogu shvatiti kao jedinstven Evroazijski kontinent.

Slika 1. Tektonska skica Evrope.

Najveća tektonska jedinica u Evropi je Istočno-evropska platforma, zatim Baltički štit, Ukrajinski štit, velika Ukrajinska tabla (Sl. 1). U okviru ovako definisanih struktura nalaze se jedinice nižeg reda kao što su: Moskovska sinekliza, Ruska antekliza, Dnjeprovsko-donjecki aulakogen i dr. Ove jedinice konsolidovane su u prekambrijumu, intezivno su ubrane, prenabrane i metamorfisane, tako da su mlađe rifejske i rifeokambrijske tvorevine, koje leže preko njih, vrlo slabo deformisane.

U okviru evropskog kontinenta ističu se tri krupna orogena pojasa: kaledonski, hercinski i alpski.

8

Kaledonski pojas (Kaledonidi) rasprostranjen je u severnoj Skandinaviji i na području Velike Britanije. Izgrađen je od jako ubranih i metamorfisanih stena konsolidovan u donjem paleozoiku.

Hercinski pojas (Hercinidi) je mlađi gornjopaleozojski pojas ubranih stena. Označava se često i kao Variscidi. Rasprostranjen je na području Španije, Francuske, južne Velike Britanije, centralne Evrope i južnog dela istočne Evrope i na Uralu. Izgrađen je od jako ubranih slabije metamorfisanih i polumetamorfisanih stena koje su često prekrivene mlađim deponatima (mezozojsko-kenozojskim).

Slika 2. Glavne strukturne jedinice Evrope po Štileu (1924).

Alpski pojas (Alpidi) je najmlađi ubrani pojas Evrope i zauzima njene južne i jugoistočne delove. To je prostor koji je aktiviran još u mezozoiku i pretrpeo višefazna ubiranja počev od kraja mezozoika i kroz kenozoik i čiji je

9

krajnji rezultat formiranje složenih ubranih sistema i planinskih venaca Alpa, Pirineja, Apenina, Karpata, Dinarida, Helenida, Balkana i dr.

Prema tradicionalnoj podeli koju je anticipirao M. Bertran (Bertrand, 1888) a kasnije formulisao Štile (Stille, 1924 – Sl. 2) u Evropi bez ruske table razlikuju se: Paleoevropa (odgovara Kaledonidima), Mezoevropa (Hercinidi) i Neoevropa (Alpidi). Ovoj poslednjoj oblasti pripada i teritorija Jugoslavije i stoga je od najvećeg značaja za shvatanje geološke problematike (Sl. 2 i Sl. 3).

Slika 3. Rasprostranjenje i pružanje glavnih ubranih sistema Evrope.

10

3.1. Tektonska skica jugoistočne Evrope – geološki okvir Jugoslavije

Najmlađi ubrani pojas Evrope, u okviru koga se nalaze i tereni Jugoslavije, su Alpidi. To je mezozojsko-kenozojski ubrani sistem u čijem domenu se nalaze i brojni entiteti starijih konsolidacija: prekaledonskih, kaledonskih i hercinskih. Ovi stariji blokovi često su prekriveni mlađim mezozojsko-kenozojskim tvorevinama i zajedno sa njima oblikovani (i prerađeni) alpskim pokretima.

Uz uvažavanje tektonostratigrafskog i morfološkog kriterijuma na prostoru JI-Evrope koji predstavlja bliži ili dalji okvir teritorije Jugoslavije mogu se izdvojiti sledeće krupne geotektonske jedinice: (1) Alpi, (2) Karpati, (3) Balkanidi, (4) Rodopi, (5) Dinaridi, (6) Helenidi, (7) Srpsko-makedonska masa, (8) Apenini, (9) Panonski basen, (10) Jadranska platforma sa superponovanim Jadranskim basenom, (11) Mezijska platforma sa superponovanom Vlaško-ponskom (Dakijskom) depresijom (Sl. 4.)

Sledi kratak prikaz geološke građe jedinica koje predstavljaju bliže ili dalje okruženje teritorije Jugoslavije. Jedinice koje zalaze u naše prostore (Dinaridi, Karpato-Balkanidi, Srpsko-makedonska masa, Panonski basen i Jadranski basen biće detaljnije prikazani u odgovarajućim odeljcima koji se odnose na geološku građu Jugoslavije.

3.2. Alpi

Alpi predstavljaju markantan lučno savijen planinski sistem koji se pruža od Đenovskog zaliva na jugozapadu do Bečkog basena na severo-istoku, dužine oko 1000 km i širine 150-200 km. Prema geografskom mogu se podeliti na: (1) Zapadne, (2) Istočne, (3) Južne, ili: (1) Zapadne, (2) Centralne, (3) Istočne i (4) Južne Alpe. Zapadni, Centralni i Istočni Alpi odvojeni su od Južnih Periadrijatičkim lineamentom. Smatra se da Južni Alpi predstavljaju deo najsavremenijih Dinarida.

Istočni i Zapadni Alpi se znatno razlikuju po geološkoj građi, razvoju i morfologiji. Najistaknutiji su planinski vrhovi Centralnih i francusko-italijanskih Zapadnih Alpa. Alpi su klasičan primer orogenog pojasa koji je nastao kolizijom kontinenta sa kontinentom. On je formiran konvergencijskim procesima (kreda-danas) Evrope (donja ploča) i Adrije (gornja ploča-afrički afinitet, indentiter), pri čemu je zatvoren okeanski prostor između ova dva krupna kontinetalna entiteta i ceo sistem pri tome invertovan i transformisan u istaknut, hispometrijski visoko izdignut orogen. (Sl. 5).

Građu Alpa karakterišu: složeni paketi navlaka (dubinskih - sa kretanjem fundamenta i dekolmanski, epikrustalni - thin skinn), ofiolitski lajeri udruženi sa akrecionim deponatima, jak metamorfizam, magmatizam, ekstruziona tektonika i

11

izdizanje. Prema smeru tektonskog transporta Alpi se mogu podeliti na dva krupna naborna pojasa: severni, sa vergencom prema Evropskoj platformi i južni, sa vergencom prema Jadranskoj ploči. Granicu ova dva pojasa predstavlja periadrijatički lineament. U Alpima kao celini, sa strukturnog i paleogeografskog stanovištva idući od severa ka jugu (odozdo na više u strukturnom smislu), mogu se izdvojiti sledeće tektonske celine: (Sl. 6 a, 6 b i 6 c):

(1) Stabilna evropska kontinetalna litosfera, koja je fleksiono spuštena pred front alpskog orogena i nosi na sebi gornjoeocensko-neogeni molasni basen (perialpska molasna depresija). Molasni basen je ispunjen kontinetalnim i marinskim sedimentima i deli se na: (1) nenabranu molasu na severu i (2) subalpsku molasu na jugu koja je intezivno ubrana i navučena na predhodnu, dok je preko nje navučen alpski front navlaka.

Slika 4. Glavne tektonske jedinice JI Evrope (M. Dimitrijević, 1992).

U široj periferiji Alpa (krajnje eksterno područje), takođe na kontinetalnoj evropskoj litosferi, dominira švajcarsko-francuska Jura. Reč je o složenoj strukturno-morfološkoj jedinici dužine oko 300 km koja se nalazi između grebena Bresse na zapadu, Vogensko-Rajnskog grebena i Svarcvalda na severu i molasnog perialpskog basena na jugoistoku (Sl. 6 c). To su delovi evropske platforme čiji je

12

mezozojski pokrov tokom tektonskog oblikovanja (sažimanja) Alpa bio podvrgnut epikrustalnim i dekolmanskim deformacijama koje su praćene ubiranjima i navlačenjima (thin skinned fold-thrust belt). Evropski fundament šire periferije Alpa na severu otkriven je u okviru masiva: Bohemskog, Crne Šume i Francuskog centralnog platoa (Sl. 6 c).

Slika 5. Šematski profil kroz Zapadne Alpe (a) i Centralne Alpe (b).

(2) Helvetsko (Helvetsko-Dofensko) područje (helvetikum) je izgrađeno od epikrustalnih navlačno-ubranih pojaseva (odvojeni od evropske litosfere i tektonski transportovani ka severu) i eksternih masiva koji izgrađuju Alpski fundament. (Sl. 6a, 6b, 6c). Helvetski fundament otkriven je u vidu kristalnih masiva: Argentera, Pelvoux-Grandes-Rousses-Belladone-Mont Blanc-Aiguilles Rougs-Gothard-Tavetsch-Aar (Sl. 6 a i 6 c). Ovi kristalni masivi izgrađeni su od gnajseva i škriljaca asintske i variscijske starosti. Pokrovne stene koje su zahvaćene epikrustalnim (thin-skin) navlačno-nabornim deformacijama su karbonsko permske, trijaske (germansko razviće), jurske, kredne, donjo i srednjopaleogene starosti (pretežno karbonatne i terigene tvorevine). U paleogeografskom smislu Helvetsko područje je tokom mezozoika predstavljalo tonući šelf i gornji deo kontinentalne padine Evropske kontinentalne ploče prema peninskom jursko-krednom okeanu.

13

Slika 6. a. Tektonska skica Alpa.

Slika 6. b. Tektonska skica Alpa.

14

Slika 6. c. Tektonska skica Alpa.

(3) Peninsko područje (peninikum) je najmarkantnija i najsloženija tektonska jedinica Alpal. U tu oblast su uključeni: (1) pijemontske ofiolitske jedinice, (2) gornje peniniske Gran Paradiso i Monte Roza bejzment navlake, (3) Antrona metaofioliti, (4) Srednje peninski Grand St. Bernard složeni navlačni sistem, (5) Donje peninske navlake tektonskog prozora Ossola-Tessin koje se sastoje od bejzmenta, pokrova i manjih ofiolita (iz domena Valais), (6) eksterni Versoyen-Valais kalkšisti i ofioliti, (7) eksterne pokrovne i flišne dekolmanske navlake obeležene peninskim frontom navlačenja.

Peninske jedinice su uglavnom otkrivene u zapadnim Alpima, dok su u istočnim svedene na usku zonu na frontu austroalpinskih navlaka, pre svega Severnih krečnjačkih Alpa (Sl. 6 a, 6 b, 6 c), u manjoj meri i u tektonskim prozorima Engadin i Tauern(Sl. 6 a, b, c). To su većinom složene navlačno-naborne zone sa jako metamorfisanim stenama („sjajni škriljci“ –schistes lustres ili bundnerschifer). Tektonski transport ovih jedinica je prema Helvetikumu odnosno evropskoj platformi, preko koje je izvršeno navlačenje. Peninske jedinice prema mezozojskoj paleogeografiji potiču iz tri različita područja: Pijemontskog (južno), Briansonskog (srednje) i Valeskog (severno) (Sl. 7).

15

Slika 7. Paleogeografska skica Alpa u donjoj kredi.

Pijemontsko područje je imalo okeansku koru. Ona se zajedno sa ostalim pratećim litološkim članovima, posle subdukcijsko-kolizionih procesa ispoljenih tokom mezozoika i kenozoika, sačuvala u obliku ofiolitskih asocijacija (posebno sjajnih škriljaca) i flišnih tvorevina.

Briansomsko područje je „mikrokontinent“ riftovan od Evropske platforme tokom gornje jure-donje krede kada je formiran Valiski akvatorijum.

Područje Valais je je najverovatnije imalo istanjenu kontinentalnu, moguce i okeansku, koru formiranu tokom jursko-krednog riftovanja između evropske i Briansomske kontinentalne kore.

(4) Austroalpinski sistem navlaka. Ovaj sistem navlaka ima dominantno mesto u Istočnim Alpima, dok je u zapadnim sveden samo na navlake: Sesia-Lanzo i Dent Blanche kaje se nalaze u dolini Valais-Aosta. Austroalpinski sistem predstavljen je prostranim navlakama (Sl. 8) izgrađenim od stena fundamenta i pokrova. Formirana su tri paketa takvih navlaka: (1) donji austroalpin, (2) srednji austroalpin i (3) gornji austroalpin. Austroalpske navlake su prebačene preko peninikuma na sever.

Donja austroalpska jedinica koja je originalno bila uz juzni obod (prema današnjim geografskim pozicijama) Ligurijsko-Pijemontskog okeana i srednja austroalpinska jedinica predstavljena navlakama, izgrađene su od

16

srednjemetamorfisanih stena fundamenta sa reliktima permsko-mezozojskih pokrovnoh sekvenci.

Slika 8. Međusobni odnosi glavnih tektonskih jedinica (navlaka) alpa

(Schmid et al.).

17

Slika 8. nastavak

Gornji austroalpien izgrađen je većinom od metamorfnih paleozojskih tvorevina. Najupadljiviji predstavnik gornjeg austroalpiena su Severni Krečnjački Alpi (Sl. 6a, 6b, 6c). Severni Krečnjački Alpi sastoje se od većeg broja navlaka. One se mogu grupisati u tri navlačna sistema i to od severa ka jugu i odozdo na više: Bajuvarikum (eksterne), Tirolikum i Juvavikum (interne). Svaki od ovih navlačnih sistema ima poseban tektonski stil prouzrokovan geologijom različitih trijaskih facija.

18

Gurktal navlaka i paleozoik Graca predstavljaju gornji austroalpinski navlačni sistem izgrađen od paleozojskih stena niskog stepena metamorfizma. Preko Gurkal navlake nalazi se permsko-mezozojski pokrov.

Gornji austroalpinski Engandin dolomiti zauzimaju nejasan tektonski položaj u odnosu na Severne krečnjačke Alpe. Južni deo gornjeg austroalpiena predstavlja zona Drauzug. Prema jugu su austroalpinske jedinice odvojene od južnih Alpa Periadriatičkim lineamentom.

Posebno mesto u sklopu Severnih krečnjačkih Alpa ima Meliata jedinica (Sl. 9) koja je izvorno utvrđena u unutrašnjim zapadnim Karpatima. Reč je o dubokomorskim tvorevinama često sa afinitetom melanža (glinovito-peskoviti matriks jurske starosti i klasi i olistoliti trijaskih karbonata, radiolarita i breča). Blokovi bazičnih i ultrabazičnih stena (bazalta, gabrova i serpentinita) nađeni su u gornjopermskim evaporitima Juvavičkih navlaka.

Slika 9. Položaj Meliata jedinice u navlačnom sistemu Istočnih Alpa.

Prvobitni (trijasko-jurski) paleogeografski položaj austroalpskih jedinica je područje južno od Ligurijso-pijemontskog okeana. Novija istraživanja su pokazala da bi to mogle biti obodne formacije Jadranske ploče i naročito formacije pasivne margine Halštatsko–meliatskog trijasko-jurskog okeanskog prostora (Sl.7).

Pojedini delovi zapadnih, centralnih i istočnih Alpa bili su tokom dužeg perioda, počev od srednje krede pa sve do pliocena izloženi metamorfizmu. Utvrđene su tri faze metamorfizma: (1) u kredi, posebno gornjoj, (2) u gornjem eocenu-donjem oligocenu i (3) u neogenu. U Zapadnim i Centralnim Alpima ovaj metamorfizam praćen paroksizmom orogenih pokreta, karakterističan je za: Austroalpin, Peninikum i Helvetikum. U Zapadnim i Centralnim Alpima prisutan je jedan stariji, visoki P, niska T metamorfizam (plavi škriljci) i jedan mlađi, niski P, visoka T metamorfizam (zeleni škriljci do amfibolitske facije). Ovo je naročito karakteristično za Peninikum.

19

(5) Južni Alpi su odvojeni od ostalih Alpa Periadrijatičkim lineamentom-dubokom suturom sa elementima reversnih J–vergentnih i transkurentnih kretanja (Sl. 10). Južni Alpi su J-vergentni paleogeno-neogeni naborno-navlačni pojas čiji je frontalni deo delimično prekriven kvartarnim tvorevinama basena Po i Jadranske depresije (Sl. 10). Južnoalpinski front u svom JI delu je prebačen preko paleogenih tvorevina Dinarida koji se pružaju pravcem SZ-JI.

Slika 10. Uprošćena tektonska karta Južnih Alpa.

Južni Alpi sadrže tvorevine bejzmenta i pokrovne sekvence gornjo-karbonske do oligocenske starosti kontinentalne Jadranske ploče. Prealpske tvorevine otkrivene duž Periadrijatičkog elementa predstavljene metamorfisanim bejzmentom i permskim intruzivima, u istočnom delu su kao režnjevi involvirani u južnovergentnim navlakama. Iste ove stene počinju da dominiraju u centralnom i posebno zapadnom sektoru Južnih Alpa.

Periadrijatički lineament se sastoji od više segmenata: Canavese Centovalli, Insubric ili Tonale, Giudicaria, Pusteria, Gail (Sl. 10). Lineament je označen milonitskim zonama i sočivima zdrobljenih stena u pretrijaskim tvorevinama. Uz Periadriatički lineament rasprostranjeni su alpski granitoidi (tonaliti i dr.).

U oblasti Južnih Alpa interesantna je zona Ivrea koja je predstavljena katazonalnim kristalinom sa ultramafitima (verovatno baza kontinentalne kore - donje kore). Inverzija pretrijaskih i mezozojskih sadržaja Južnih Alpa (retrošariranje) je tercijarne starosti i odvijalo se najverovatnije duž nekadašnjih riftnih-listričnih raseda(Sl. 5 a i 5 b; Sl. 8 a, 8 b)

Obdukcija i navlačenje peninskog sadržaja preko oboda Evropske platforme (helvetikuma) i navlačenje austroalpinskih jedinica preko peninikuma

20

obavljeno je od kraja krede do u eocen. Retošariranje duž Periadrijatičkog lineamenta odigralo se tokom eocena i oligocena do u neogen. Krajem oligocena i u donjem miocenu deo Istočnih Alpa bio je izložen jakoj laterelnoj ekstruziji i inkorporiranju u panonski prostor (ALKAPA i Tisijsko-Dakijski blok) što je praćeno i jakom ekstenzijom i tektonskom erozijom pojedinih delova (Tauern i Rešnički prostor) i formiranjem basenskih struktura (zapadni obod panonskog basena).

3.3. Karpati

Karpati predstavljaju severno stablo evropskih Alpida i geološki su vrlo heterogen i morfološki upadljiv orogeni sistem dužine preko 1700 km , koji se u obliku luka pruža od Alpa, pa sve do u istočnu Srbiju.(Sl. 4 i Sl. 11). Njihov lučni izgled je uobličem u tercijaru, tokom konvergencije manjih kontinentalnih entiteta sa evropskim forlandom.

Slika 11. Shematska tektonska skica Alpa, Karpata i Dinarida.

Karpatski orogeni sistem se može podeliti na različite načine. Najjednostavnije i najčešće upotrebljavana je podela na: unutrašnje Karpate ili Dacide i na spoljašnje Karpate ili Moldavide (Sl. 13 i Sl. 14). U okviru Unutrašnjih Karpata (Dacida) izdvajaju se: zapadni, istočni i južni Dacidi a u

21

okviru Moldavida: zapadni i istočni Moldavidi. Kao granična zona između Dacida i Moldavida (unutrašnjih i spoljašnjih Karpata) uzima se pojas Pieninskih klipa.

Slika 12. Profil kroz Karpatski orogen.

Slika 13. Strukturna skica Karpata.

22

Unutrašnji Karpati su velikim delom prekriveni debelim paleogeno-neogenim naslagama Panonskog i Transilvanijskog basena.

Slika 14. Glavne tektonske i strukturne jedinice Karpata.

3.3.1. Dacidi

3.3.1.1. Zapadni Dacidi

3.3.1.1.1. Centalni-zapadni Dacidi

Eksterni delovi centralnih-zapadnih Dacida predstavljaju složen navlačni sistem (Sl. 12) koga čine dva paketa navlaka: donji, koji obuhvata Tatrikum, Veporikum i Gemerikum i gornji u koji su uključeni: Fatrikum, Hronikum, Silicikum i Maliatikum (Sl. 15 i Sl. 16)

U donjem paketu navlaka Tatrikum zauzima najniži položaj (Sl. 16). Izgrađen je od prealpskog srednjemetamorfisanog kristalina, harcinskih granitoida, mlađe paleozojskih tvorevina i mezozojskog pokrova. Interno je deformisan mnogim manjim navlakama a kao celina navučen je na jursko-kredne dubokomorske (okeanska kora?) tvorevine Vahikuma (južni obod pieninskih klipa).

23

Veporikum je predstavljen bejzmentom (koji je izrađen od proterozojskih gnajseva i migmatita, starije paleozojskih mikašista i hercinskih granita) i mezozojskim pokrovom. Kao celina, navučen je preko Tatrikuma.

Gemerikum je izgrađen uglavnom od paleozojskih tvorevina-debele serije hloritskih škriljaca, filita i mermerisanih kalkšista. Ima izrazit severnovergentni sklop i navučen je preko Veporikuma.

Slika 15. Tektonska skica centralnih i unutrašnjih Zapadnih Karpata.

Slika 16. Hipotetički profil kroz centralne Zapadne Karpate.

24

Drugi paket tektonskih jedinica zapadnih Dacida čine relativno tanke-epidermalne navlake izgrađene uglavnom od mezozojskih a u manjoj meri i od gornjopaleozojskih stena. To su tzv. subtatridske navlake koje su transportovane preko Tatrikuma, Veporikuma i Gemarikuma(Sl. 16).

Donji deo Subtatrikum (Fatrikum) je predstavljen Križna navlakom izgrađenom od trijaskih terigenih i karbonatnih tvorevina i jursko-krednih deponata „otvorenog“ mora. Fatrikum se sastoji od većeg broja manjih severno vergentnih navlaka i kraljušti i kao celina je navučen preko Tatrikuma.

Gornji deo Subtatrikuma (Hronikum-Silicikum) čine navlake Sturec i Hoč (Hronikum) i Stražov i Nedzov (Silicikum). Ovaj deo Subtatrikuma izgrađen je uglavnom od srednjo-gornjo trijaskih i donjojurskih karbonata. Subtatrikumske jedinice navučene su prema severu preko Tatrikuma, Veporikuma i Gemerikuma.

Meliatikum je izgrađen od finozrnih karbonata i radiolarita zatim bazičnih i ultrabazičnih stena trijasko-jurske starosti koji su interpretirani kao ostaci okeanske kore. Postoji više verzija o nastanku ovog okeanskog prostora prema istoku (Transilvanidi, Paleotetis, Ofiolitski pojas, Vardarska zona) i zapadu (najverovatnije Halštat). Meliatikum leži preko južnih Germida a ispod paketa navlaka Silicikuma (Sl. 17).

Slika 17. Položaj Meliatikuma u unutrašnjim Zapadnim Karpatima.

Ovaj deo zapadnih Dacida (Tatroveporidi sa svojim navlačnim pokrovom) predstavljaju direktan nastavak Istočnih Alpa. Južno i jugoistočno od Tatroveporida nalaze se tereni koji takođe pripadaju zapadnim unutrašnjim Karpatima i vrlo su složene građe. Reč je o relativno uskim stisnutim jedinicama koje su tektonski razgraničene markantnim rasedima pružanja SI-JZ i mogu se vezati za Južne Alpe i Dinaride.

Idući od severa prema jugu zastupljene su sledeće tektonske jedinice: Transdanubijsko gorje, Germidi-Bik, Cemplin i Srednjetransdanubijska jedinica (Sl. 18).

Transdanubijsko gorje je izgrađeno uglavnom od paleozojskih, pretežno semimetamorfisanih pelaških krečnjaka, plitkovodnih krečnjaka, andezitskih

25

vulkano-klastita, karbonskih granitoida i pokrovnih sekvenci (trijaskih do paleogenih) terigenih i karbonatnih. Transdanubijsko gorje predstavlja jedinicu koja je ograničena: na severozapadu Raba lineamentom (prema I. Alpima); na severu rasedom Nirvanovo-Disjen, (prema Veporid); na jugu Balaton lineamentom (najverovatnije predstavlja produžetak Periadrijatičkog lineamenta- Gail); granica na severoistoku prema jedinici Bika nije baš jasna, a takođe je nejasna i jugozapadna granica prema zoni Drauzug.

U celini posmatrano, Transdanubikum je u strukturnom pogledu jedan složen i deformisan sinklinorijum sa simetrično različitim vergencama oba krila (SZ vergenca na severozapadnom i JI vergenca na jugoistočnom krilu). Objašnjenje ovog fenomena spada u red detalja i neće biti predmet ovog prikaza.

Slika 18. Tektonska skica transdanubikuma i susednih terena.

Jedinica Gemerikum-Bik je smeštena severoistočno od Transdanubikuma od kojeg i nije jasno razganičena (Sl. 18). Sačinjavaju je dve manje tektonske subjedinice: Bik i južni Gemeridi.

U okviru subjedinice Bika izdvojene su još manje tektonske celine: paraautohton Bika, Szendro i Uppony. Prva je izgrađena od srednjokarbonskih do gornjojurskih tvorevina, dok su druge dve predstavljene samo pregornjokarbonskim stenama (veriscijskim). Sve su ove jedinice smeštene južno od Meliatikuma. Subjedinica Bika je na jugu duž Srednjemađarskog lineamenta (Zagreb-Cemplin) u kontaktu sa kontinentalnim blokom Tisija.

Južnogemeridsku subjedinicu čine strukturni nizovi nižeg reda kao što su: Tornaikuim, Meliatikum i Silicikum. Tornaikum je predstvljao južnu a Silicikum severnu kontinentalnu marginu meliatskog okeanskog prostora. Tornaikum i Silicikum su izgrađeni pretežno od plitkovodnih i dubokovodnih

26

karbonata trijaske i jurske starosti. Meliatikum, kako je to već i rečeno, izgrađen je od dubokovodnih tvorevina (okeanska kora?) sa elementima melanžiranja. Tokom stvaranja okeanskog prostora (krajem jure), okeanski sadržaj Meliatikuma je obdukovan na Tornaikum a preko njega su navučene tvorevine Silicikuma i kasnije preurađene (srednja kreda) i navlačene prema severu preko Tatroveporida.

Srednjedanubijska jedinica predstavlja jedan tipičan Wrench sistem između srednjemađarskog lineamenta na istoku i Balaton lineamenta (ekvivalent Gail lineamenta u Alpima) na seveozapadu. Ovo relativno usko područje je geološki vrlo složeno. Izgrađeno je od permskih i mezozojskih sekvenci sa afinitetima Dinarida i višestruko je deformisano. Dva su glavna deformaciona događaja: paleoalpski (kredni) obeležen navlačenjem, nabiranjem i nisko-T metamorfizmom i mezoalpski (paleogeno-neogeni) praćen velikim horizontalnim smicanjima tipa „Strike slip“ tektonike (Wrench koridor).

Jedinica Cemplin nalazi se u severoistočnom produžetku Bika. Izgrađena je od dve grupe metamorfnih stena: amfibolitskih i zelenih škriljaca i pokrovnih sekvenci karbonske i gornjopermske starosti koje se sastoje od kontinentalnih deponata (ponekad sa ugljem), dolomitičnih krečnjaka i kiselih vulkano-klastita. Jedinica Cemplin je izdvojena kao zaseban entitet, mada o njenoj široj pripadnosti postoje kontroverzna mišljenja.

Osnovni strukturni plan Transdanubijskih jedinica formiran je još u srednjoj kredi. Tada su one bile izložene jakom sažimanju što je bilo praćeno reversnim premeštanjem Transdanubikuma preko jedinice Gemeridi-Bik a ove preko Tisije. O tome svedoče brojne izokline ubrane forme i kraljušasto-navlačna građa ovih terena. Sve jedinice severno od Srednjomađarskog lineamenta računajući i Tetraveporide u neoalpskom sklopu predstavljale su jedinstven kontinentalni entitet poznat kao ALKAPA koji je u prostor budućeg Panonskog basena inkorporiran lateralnom ekstrzijom iz konvergentnog područja Jadranska ploča-Alpi-Evropska platforma. Ovakvu aktivnost pratila je i rotacija AKAPE u smeru suprotnom od kretanja kazaljke na satu.

3.3.1.1.2. Apuzeni

Apuzeni su izolovan masiv Karpatskog luka smešten u njegovoj unutrašnjosti (Sl. 19). Tektonski se mogu podeliti u dve zone: Severne Apuzene i Južne Apuzene (Munti metaliferi). Prva zona pripada unutrašnjim Karpatima (internim Dacidima) i uključuje nekoliko navlačnih sistema. Južni Apuzeni predstavljaju granično područje prema južnim Dacidima i osnovno njihovo obeležje je da su izgrađeni od ofiolitskih sekvenci.

Severni Apuzeni predstavljaju vrlo složen navlačno- naborni sistem. Idući od severa prema jugu (odnosno na više) njega čine: Bihorska jedinica, Codru i Biharia navlačni sistemi.

27

Slika 19. Uprošćena tektonska skica Apuzena.

Bihorska jedinica ima autohtoni (paraautohtoni) položaj u ovom sistemu. Izgrađena je od polimetamorfnih stena (Someš serija), granitoida i permo-mezozojskog pokrova (sve do turona). Sedimentne formacije mezozoika su slične onima u južnim Alpima. Slične stene konstatovane su i u oblasti Vilanjija (Mađarska) i u Slavonskim planinama (Hrvatska).

Codru navlačni sistem leži iznad Bihorskog autohtona. On uključuje veći broj manjih severnovergentnih navlaka (Valani, Finis, Dieva-Batranescu, Moma, Vascau-Colesti). One se mogu prepoznati i u podini Panonskog basena u JI Mađarskoj, severnoj Bačkoj (prema podacima bušotina) i u Slavonskim planinama. Ove navlake su izgrađene od prekambrijumskih i staropaleozojskih škriljaca i granitoida, permskih klastita i mezozojskih klastita, karbonata i laporaca(završno sa turonom).

Bihorski i Codru sistem mogu se korelisati sa Zapadnim Karpatima i to: Bihorska jedinica sa Tatridima a Codru navlačni sistem sa Veporidima plus Gemeridima (isti sastav i severne vergence).

Biharia navlačni sistem se sastoji od tri glavne jedinice: Arieseni navlake, Biharske navlake i Baia de Aries navlake. Ovaj sistem se može rekonstruisati i ispod neogenih naslaga u severnom Banatu, centralnoj Bačkoj. Navlake su izgrađene od različitih serija prekambrijumskih i paleozojskih metamorfita (amfibolita, hloritskih i sericitskih škriljaca, mermera), metavulkanita i granitoida. Lokalno, prisutne su i kontinentalne tvorevine

28

(konglomerati i kvarciti). Biharski sistem navlaka navučen je na severu preko Codru tektonskih jedinica.

Južni Apuzeni (Munti Metaliferi) nose velike mase ofiolita i pratećih stena. Oni su na severu navučeni preko tvorevina jedinice Biharia - u strukturnom smislu najviše jedinice severnih Apuzena. U južnom delu su od Južnih Karpata odvojeni desnim transkurentnim transilvanijskim (sinonimi: transdunavski, transbanatsko-bački) rasedom.

Južni Apuzeni se sastoje od nekoliko navlaka severne vergence koje su izgrađene od jurskih melanžiranih sekvenci (bazičnih i ultrabazičnih stena, klastita, podređenije krečnjaka, radiolarita) i flišnih tvorevina jursko-kredne (završno sa senonom) starosti.

Apuzeni i njihovi ekvivalenti u jugoistočnom produženju koji su velikim delom pokriveni neogenim naslagama (izuzev Slavonskih planina, Mečeka i Vilanjija), između srednjemađarskog i transilvanijskog lineamenta, čine jedinstven kontinentalni entitet poznat kao Tisija (Tisijsko-dakijski blok).

Ovaj kontinentalni entitet i ALKAPA su produkti paleogeno-neogene ekstruzione tektonike. U prostor Panonskog basena dospeli su sa zapada, kao posledica jakog sažimanja u oblast Alpa i stupili u konvergencijske odnose (subdukcija i kolizija) sa Evropskom platformom, što je imalo za posledicu formiranje Karpatskog orogenog luka i Panonskog Back-arc basena.

3.3.1.2. Istočni Dacidi

Unutrašnji Istočni Dacidi se sastoje od navlačnih paketa izgrađenih od variscijskih i starijih formacija bejzmenta deformisanih i inkorporiranih sa svojim mezozojskim sedimentnim pokrovom u navlačne sisteme tokom krede (Sl. 20, Sl. 21, Sl. 22). Idući od zapada prema istoku u okviru Istočnih Dacida izdvojeno je nekoliko jedinica.

Transilvanidi su delimično otkriveni u obliku tzv. Transilvanijskih navlaka, uglavnom su pokriveni neogenim tvorevinama Transilvanijskog basena. Predstavljeni su sa nekoliko istočnovergentnih obdukcionih navlaka koje su izgrađene od ofiolitske asocijacije stena (ultrabazita, doleritskih dajkova, toleitskih bazalta) i različitih terigenih i karbonatnih tvorevina trijaske starosti. Jurske naslage su većinom erodovane, a tamo gde su prisutne predstavljene su krečnjacima koji leže preko ofiolita. One su praćene neokomskim i urgonskim tvorevinama.

U centralnim delovima Istočnih Dacida odozgo naniže izdvojene su istočnovergentne navlake: Bukovinska, Subukovinska i Infrabukovinska. Prve dve odgovaraju Supragetikumu, a poslednja Getskom domenu Južnih Karpata. Ove jedinice su izgrađene od metamorfisanog fundamenta i pokrovnih stena. Među metamorfisanim stenama dominiraju mezometamorfne serije složenog

29

premetamorfnog sadržaja prekambrijumske i paleozojske starosti. Preko njih leže epimetamorfne serije koje vode poreklo od terigenih i vulkanogeno-sedimentnih formacija donjo i srednjopaleozojske starosti. Mlađe pokrovne stene su terigenog i karbonatnog sastava, gornjokarbonske i mezozojske (do turon-senona) starosti.

Slika 20. Tektonska skica Rumunije.

Slika 21. Geološki profil kroz Istočne Karpate.

30

Eskterni delovi Istočnih Dacida predstavljeni su paketima navlaka. Donji paket izgrađen je od titonskih Azuga slojeva i specifičnog donjokrednog fliša (Sinajski fliš). Gornji paket navlaka sadrži ofiolita (pre svega toleitske dijabaze) i tzv “Crni fliš“. Najmarkantnije navlake su: navlaka “Crnog fliša“, navlaka Baraolt i navlaka Ceahlau. Navlačni paketi eksternih Istočnih Dacida leže preko Moldavida ili eksternog fliša Istočnih Karpata dok su preko njih navučene Infrabukoviunske jedinice.

Sa paleogeografskog stanovišta , eksterni delovi Istočnih Dacida potiču iz jednog dubokomorskog prostora sa istanjenom verovatno i okeanskom korom, koji je u juri i donjoj kredi razdvajao bukovinsko-getski domen na zapadu od Evropske kontinentalne margine. Kasnije, tokom srednje a naročito krajem krede, ovaj prostor je invertovan a njegov litološki sadržaj inkorporiran je u markantne navlačne sisteme.

3.3.1.3. Južni Dacidi

Jedinice iz ovog dela Unutrašnjih Karpata prelaze na terene istočne Srbije te je njihovo poznavanje važno i za bolje razumevanje tektonskih odnosa u našim terenima. Južni Dacidi se pružaju od Brašova u Rumuniji do doline Timoka u Srbiji, gde se vezuju za Balkanide. Dužine su više od 500 km i širine 100-150 km i formiraju luk oko Mezijske platforme. Glavna morfološka obeležja Južnih Dacida Rumunije su visok i prostran plato (2000-2300m) sa kojeg se izdižu visovi i preko 2500 m (najviše kote u čitavim Karpatima). Južni Dacidi predstavljaju složen navlačno-naborni pojas sa vergencama prema Mezijskoj platformi (Sl. 20). Dobro su individualisane tri krupne tektonske jedinice: Supragetikum-Getikum, Infragetikum i Danubikum.

3.3.1.3.1. Supragetikum-Getikum

Ove tektonske jedinice predstavljaju kompleksan navlačno-naborni sistem koji potiče sa getske mikroploče (pre jursko-krednog otvaranja okeanskog trakta eksternih Dacida- Infragetikuma, Getska mikroploča je bila deo Evropske margine). Razlikuju se dva krupna istočnovergentna navlačna entiteta: Supragetski (gornji) i Getski (donji). Supragetikum je navučen preko Getikuma a ovaj kao celina preko Infragetikuma i Danubikuma, sve do Mezijske platforme.

Supragetikum i Getikum su izgrađeni od debelog kompleksa gnajsnog kristalina proterozojske starosti. Iznad leže rifeokambrijumski zeleni škriljci (kristalin), semimetamorfiti starijeg paleozoika sa sočivima devonskih krečnjaka i donjokarbonski fliš. Pokrovne sekvence su od kontinentalnih gornjokarbonskih i permskih tvorevina, trijaskih do donjokrednih pretežno plitkovodnih formacija (karbonata), i u timočkoj zoni još i od gornjokredinih klastita, andezita, vulkanoklastita i granitoida.

31

Alpsko sažimanje supragetskog i getskog domena obavljeno je tokom srednje krede i naročito krajem krede i početkom paleogena. Današnja geometrija je uglavnom posledica ove druge faze i paleogeno-donjomiocenske dekstralne transpresione aktivnosti.

Slika 22. Strukturna skica dunavskih navlaka u Rumuniji.

U Južnim Dacidima Rumunije u okviru Getikuma izdvojena su dva krupnija navlačna sistema: Timis-Boia i Lotru-Bistra a u okviru njih i veći broj manjih navlaka. I u prostoru Karpato-Balkanida istočne Srbije izdvojen je veći broj getskih jedinica kao što su: gornjačko-suvoplaninska, kučajsko-rtanjska, timočka i druge.

3.3.1.3.2. Infragetikum (Severinska navlaka)

Složena severinska navlaka (Infragetikum) u Južnim Karpatima (eksternim Dacidima) predstavlja paket obdukcionih plasa koje potiču iz jursko-krednog dubokomorskog (sa okeanskom korom?) prostora formiranog na istočnoevropskoj kontinentalnoj margini. Imaju izrazitu istočnu vergencu i navučene su preko Danubikuma. Slične su građe kao u Istočnim Dacidima: gornji paket je od ofiolita i pelaških sekvenci (računajući i Azuga slojeve) a donji je od donjokrednog fliša (Sinajski ili Komarnički slojevi). Preko Infragetikuma navučene su getske jedinice. Severinske jedinice (navlake) u Rumuniji ekvivalenat su Infragetikuma u I. Srbiji i Kotelikuma u Bugarskoj.

32

3.3.1.3.3. Danubikum

Danubijske jedinice u strukturnom pogledu predstavljaju plase kontinentalne kore evropske margine, iskraljuštan i navlačno deformisan obod platforme, možda i dupleks strukture? Kretane su prema mezijskoj platformi noseći na sebi Infragetske (Severinske) i Getske jedinice. Danubijske tektonske jedinice su izgrađene od prekambrijumskih metamorfita, zatim ofiolita, ordovicijsko-silurskih klastita, terigeno-karbonatnih tvorevina devona i donjeg karbona, kontinentalnog gornjeg karbona, permskih crvenih peščara i basenskih sedimenata jure i donje krede, a u Rumuniji i od gornjokrednog “divljeg“ fliša. Ove tvorevine su i intenzivno plikativno deformisane. U okviru Danubikuma u Rumuniji su izdvojena dva paketa navlaka (Sl. 22): donji (Lainci, Schela-Petreanu i dr.) i gornji (Arjana, Urdele-Maru-Svinica, Poiana, Marului-Cornereva i Godenele-Scorila).

3.3.2. Pienidi (Pienidske klipe)

Pienidi su jedna vrlo složena i relativno uska tektonska zona duga više stotina kilometara i široka oko 20 km koja se pruža severnim obodom zapadnih Unutrašnjih Karpata: od Bečkog basena do Poiana-Botizei u Rumuniji (Sl. 14). To je granična oblast između Unutrašnjih Karpata (Dacida) na jugu i Spoljašnjih Karpata (Moldavida) na severu.

Pienidi su izgrađeni od različitih mezozojskih tvorevina sa habitusom klipa, donjojurskih do gornjokrednih krečnjaka i šejlova i gornjokredno-paleogenog sedimentnog pokrova. Ubirane su i navlačene tokom nekoliko deformacionih faza u intervalu: gornja kreda-paleogen-miocen, među kojima je dominantno mesto imala i desna transpresija (jako stisnute zone razlamanja i raskidanja sedimenata sa elementima koji upućuju na izrazita desna transkurentna smmicanja).

Sa paleogeografskog stanovišta tvorevine Pienidskih klipa su tokom jure i krede odlagane u dubokovodnoj sredini sa istanjenom, možda i okeanskom, korom (pieninsko-vahiski okean- verovatno istočno produženje ligurnijsko-pijemontskog plus valiskog okeanskog akvatorijuma).

3.3.3. Spoljašnji Karpati- Moldavidi

Spoljašnji Karpati ili Moldavidi su izgrađeni od različitih terigenih flišnih tvorevina kredno-paleogeno-neogene (miocenske) starosti sa umecima basenskih pelaških paketa poznatih kao “crni škriljci“ ili “crni šejlovi“. Prema tektonostratigrafskom kriterijumu izdeljeni su na veliki broj jedinica - navlačno-nabornih sistema koji pokazuju vergence prema Evropskoj platformi. Reč je o navlakama sa kretanjima 50-60 kilometara.

Glavna tektogeneza je oligocensko-miocenska (u oligocenu u unutrašnjosti, a završava se u badenu u spoljašnjim zonama). Od navlaka koje su

33

prisutne u Moldavidima izdvajaju se: Vavi, Flysch Curbicorticar, Audia-Czernahora, Macla, Tarcau-Skole. U Zapadnim Karpatima je izdvojen paket navlaka, izgrađen od basenskih crnih šejlova kredno-paleogene starosti, tzv Beskidi. Njihova veza sa Moldavidima nije baš jasna. Razlikuju se sledeće navlake: Magura, Premagura, Dukla, Silicia i Subsilicia.

3.3.4. Karpatska predgorna depresija

Karpatska predgorna depresija pruža se čitavom dužinom karpatskog venca od Bečkog basena do istočne Srbije. Genetski je vezana sa orogenom, odnosno fleksionim savijanjem Evropske platforme pred frontalnim delom orogenog sadržaja (Foredeep). Ispunjena je isključivo molasnim sedimentima neogene starosti. U molasama koje sadrze evaporite formirani su i dijapiri (istočna Muntenia i Moldavija). Naslage unutrašnjeg dela depresije (bliže orogenu) su ubrane, iskraljuštane i prekrivaju tvorevine spoljašnjeg dela depresije koje nisu deformisane.

3.4. Balkanidi

Balkanidi se nastavljaju na Južne Karpate u dolini Timoka. Odatle, iz istočne Srbije, prelaze u Bugarsku. Geografska granica je timočka depresija. Međutim, geološke strukture iz Južnih Karpata nastavljaju se i u Balkanide mada su ti odnosi ranije tumačeni različito kao posledica različitih objašnjenja navlaka u Južnim Karpatima, korelacije jedinica, izdvajanja posebnih jedinica (“krajištida“ na primer) i dr.

Balkanidi su rasprostranjeni uglavnom na teritoriji Bugarske i to u njenim severnim delovima. Pružanja su približno istok-zapad i izdeljeni su na nekoliko uzdužnih zona. Idući od severa (od Mezijske platforme) ka jugu (do Rodopske mase) izdvojene su dve krupne jedinice: Predbalkan i Balkan.

3.4.1. Predbalkan

Predbalkan predstavlja eksternu zonu Balkanida i može se povezati sa Danubikom istočne Srbije i Južnih Karpata (eksterna danubijska jedinica). Izgrađen je od zelenih škriljaca, starijepaleozojskih tvorevina, crvenih permskih peščara, intruzija paleozojskih granitoida i karbonatno-terigenog mezozoika.

Alpski plikativni sklop Predbalkana upućuje na tektonski transport prema Mezijskoj platformi od koje je Predbalkan i odvojen jednom upadljivom i složenom reversnom dislokacijom. Paroksizmi alpskog tektonskog oblikovanja vezani su za austrijsku, laramijsku i delom ilirsku tektogenezu.

34

3.4.2. Balkan

Balkan predstavlja direktan nastavak getskog domena istočne Srbije prema jugoistoku i istoku. Sastoji se od jedinica: Stare Planine i Srednjegore.

Jedinica Stare Planine se nalazi južno od Predbalkana. Izgrađena je od prekambrijumskog granit-gnajsnog kristalina, zelenih škriljaca (metadijabaza), staropaleozojskih metamorfita, granitoida i mlađepaleozojskih molasnih sedimenata (crveni permski peščari) sa vulkanitima. Mezozojski pokrov je terigeno-karbonatnog tipa a u istočnom delu Stare planine zastupljeni su i gornjokredni do eocenski fliševi.

Staroplaninska jedinica je navučena na Predbalkan, sa Kotelskom zonom između, ekvivalentom Infragetikuma istočne Srbije i Severinske jedinice Južnih Karpata Rumunije. Od internih struktura izdvajaju se antiklinorijum Berkovice i Šipčana i sinklinorijum Ludakamčije.

Jedinica Srednjagora je smeštena južno od staroplaninskog domena. Predstavlja jugoistočni i istočni produžetak timočke zone Getikuma iz istočne Srbije. Izgrađena je od proterozojskog gnajsnog kompleksa, zelenih škriljaca, granitoida (J. Bugarska), staropaleozojskih metaklastita, karbonskih i permskih molasa, trijaskih, jurskih i donjokrednih karbonata i pre svega od prostranog kompleksa različitih gornjokrednih klastita i vulkanoklastita i debelih andezitskih izliva. Mnogi paketi klastičnih sedimenata imaju i turbiditni karakter. Intruzivne stene predstavljene su dioritima i monconitima laramijske starosti. Na kraju, zapaženo mesto imaju i paleogeni klastiti formirani u mlađim rovovskim strukturama. Glavna tektogeneza, koja je dala osnovni sklop Srednjegorju odigrala se na granici kreda-paleogen. Zona je kao celina navučena na jedinicu Stare planine posle eocena. Interni tektonski sklop je vrlo složen i obeležen je komplikovanim plikativnim i rupturnim odnosima.

Ranije se u oblast Srednjegorja uključivala i jedinica (antiklinorijum?) Strandže. Reč je o jednom tektonski izuzetno složenom i enigmatičnom prostoru oko čije građe i pripadnosti su vođene brojne kontroverzne diskusije. Područje Strandže je heterogenog litološkog sastava (premezozojski ultrametamorfiti i metamorfiti, ranomezozojski i ranoalpski kompleksi , “sjajni škriljci“, vulkanogeno-sedimentne formacije donjotrijasko-paleozojske starosti, režnjevi kristalina sa drugih područja (Rodopi, Trakija) i još složenijeg sklopa (veliki navlačni lajeri i komplikovana navlačno-kraljušasta građa). Po svemu sudeći Strandžinidi ne pripadaju Srednjogorju već su najviše slični jedinicama Vardarske zone i Srpsko-makedonske mase, možda i paleotetiski sadržaj??

3.5. Rodopi

Rodopi se nalaze južno od Balkanida na području Bugarske i manjim delom Grčke. Na zapadu se duž strumskog raseda graniče sa Srpsko-

35

makedonskom masom, na jugu su neki delovi zaplavljeni vodama Egejskog mora, a na severu su navučeni preko Getikuma, uglavnom Srednjegorja. Izgrađeni su prvenstveno od kristalastih škriljaca (gnajseva, mikašista i amfibolita) i mermera koji grade mnoge tektonostratigrafske jedinice. Karakteristično je i prisustvo paleozojskih granitoida i kenozojskih vulkanskih produkata. Najviši deo stuba Rodopa predstavljaju paleogene i neogene naslage. Dugo se smatralo da je rodopski kristalin arhajske i proterozojske starosti, međutim novija istraživanja su pokazala da bi mogao biti i paleozojski.

Sklop Rodopa je složen i obeležen je višefaznim oblikovanjima. Današnja građa Rodopa je posledica pre svega tercijarne aktivnosti kada su i generisane mnoge tektonske jedinice nižeg reda u ovim prostorima ali, sa manjim izuzecima, glavni deformacioni događaji bili su pre gornje krede.

U istočnim Rodopima Grčke konstatovani su metamorfisani mezozojski ofioliti (Volvi ofioliti) u bazi zone Vertiskos (ekvivalenta Srpsko-makedonske mase). Ima mišljenja da su to ostaci paleotetiske suture. Ofiolitskih tvorevina ima i u drugim delovima.Rodopa, npr. u kontaktnoj zoni istočnih Rodopa i jedinice Sidorinero, ili na kontaktu Bugarskih Rodopa i Trakijskog masiva. Najnovija istraživanja pokazala su da bi Rodopski masiv mogao biti i «core comlex» otkrivan prilikom ekstenzivnih procesa u Egejskom basenu.

3.6. Mezijska platforma (sa superponovanom Vlaško-pontskom depresijom-Dakijskim basenom)

Mezijska platforma je smeštane između južnih Karpata i severnih Balkanida. Na severu je od Skitske platforme odvojena zonom Dobruže. Postoje rezličita mišljenja o građi Mezijske platforme. Najverovatnije da joj se fundament sastoji od ultrametamorfisanih i ubranih stena donjo i srednjeproterozojske starosti i anhimetamorfita turbiditnog tipa, vendsko-kambrijumske starosti? Platformni pokrov je izgrađen od kambrijumsko-ordovičkih kvarcita, graptolitskih šejlova silura, karbonata devona, mestimično sa evaporitima, terigenih i naročito karbonatnih tvorevina srednjeg trijasa-gornje jure-donje krede (sa kajperskim razvojem donjeg trijasa), tvorevina neokoma sa evaporitima, kalkalnih tvorevina senona i na kraju od paleogeno-neogenih formacija Vlaško-pontske depresije. Ukupna debljina svih pokrovnih sekvenci je preko 6000m. Takođe je ispoljen i platformni bimodalni magmatizam (mafitske i kisele lave) u permu i trijasu. Mezijska platforma je ispresecana sa nekoliko krupnih transkurentnih raseda kao što su Peceneaga-Camena, Capidavia-Ovidiu, Intramezijski i dr.

3.7. Helenidi

Pod Helenidima se podrazumevaju različite jedinice južno od Kosovsko-Metohijske depresije. Smatra se da je granica Dinarida (u užem smislu) i Helenida «Pećka transforma». Neke od Dinaridskih jedinica se produžavaju u Helenide, a

36

neke ne, i obrnuto. Sukob pojedinih jedinica u graničnom području označen je posebnim plikativnim specifičnostima (pružanje osa SI-JZ(Metohijski pravac), što je ne saglašeno sa pružanjem Dinarskih (SZ-JI) i Helenidskih (SSZ-JJI) odnosno S-J). S druge strane u nekim zajedničkim jedinicama nema takvih fenomena (Jadransko-jonska, Budva zona).

Pod Helenidima se najčešće podrazumevaju tektonske jedinice južno od Dinarida (u užem smislu), a između Vardarske zone na istoku i Jadranskog, Jonskog i Sredozemnog mora na zapadu (Sl. 4). Oni zahvataju zapadnu Makedoniju, Albaniju, gde se označavaju kao Albanidi, i zapadnu Grčku. Međutim, u Grčkoj se u Helenide (interne), uključuju još i Vardarska zona i Jadransko more. U okviru Helenida mogu se izdvojiti eksterne i interne tektonske jedinice.

Eksterne jedinice se nalaze u zapadnom delu Helenida. Predstavljene su složenim paketima izrazito zapadno vergentnih epidermalnih naborno-navlačnih strukturnih pojaseva (uglavnom thin-skineed fold-thrust). Neke od njih su zajedničke sa Dinaridima (Jadransko-jonska, Budva-Krasta-Cukali-Pindos), a neke ne (Paxos, Gavrovo-Tripolicija). Izgrađene su od metamorfnog bejzmenta (prehercinska i hercinska podloga?) koji je otkriven na vrlo malo mesta u Grčkoj i od mezozojsko-kenozojskog pokrova, pretežno plitkovodnog karbonatnog, ali i od dubokovodnog pelaškog i od kredno-paleogenih i paleogeno-neogenih fliševa. Paleogeografski posmatrano eksterni Helenidi su predstavljali obod Jadranske platforme sa najmanje dva dubokovodna trakta: Jonskim i naročito Budvansko-Pindoskim (tafrogeni efekti trijasko-jurskog riftovanja i okeanizacije čiji su danas ostaci Mirdita i subpelagonske jedinice je problematično područje Budvansko-pindoskog dubokovodnog prostora) intraplatformni rov ili zapadni obod (podnožje) oblasti sa okeanskom korom, čiji su današnji reprezent subpelagonske jedinice.

U eksternim Helenidima idući od Jadranskog mora na istok, mogu se izdvojiti sledeće jedinice: Preapulijska (Paxos), Jonska, Gavrovo-Tripolicija i Budva-Pindos.

Interni Helenidi posmatrano od zapada prema istoku počinju sa sub pelagonskim navlakama a nastavljaju se Zapadnomakedonskom jedinicom i Pelagonskim masivom.

Subpelagonske (Eohelenske, Mirdita) navlake izgrađene su od ofiolitske asocijacije stena (ultrabazita, bazita, sedimentnih i metamorfnih članova melanžnog habitusa trijaske i jurske starosti), jursko-krednog fliša i pokrovnih donjo i gornjo krednih terigenih i karbonatnih tvorevina. Subpelagonska zona je na zapadu navučena preko eksternih helenida.

Zapadno-makedonske jedinice predstavljaju zapadno vergentne navlačno-naborne pakete koji su izgrađeni od semimetamorfnih paleozojskih tvorevina,

37

permsko-trijaske vulkanogeno-sedimentne formacije i mezozojskih pokrovnih sekvenci pretežno srednjo i gornjotrijaskih karbonata. Interni sklop ove jedinice je vrlo složen i nedovoljno poznat. Rezultat je višefaznih hercinskih i alpskih oblikovanja. Kao celina ova jedinica je navučena na subpelagonsku i eksterne Helenide.

Pelagonski masiv je izgrađen od kristalastih škriljaca, granitoida i mermera prekambrijumske i kambrijumske starosti i gornjokrednih tvorevina. Višestuko i višefazno je deformisan. Danas su najupadljivije prostrane brahistrukture. O stepenu alohtonije internih Helenida nema pouzdanih podataka. Ako se uzme u obzir da je ispod Pelagonida severne Grčke otkriven tektonski prozor Olimpa sa Flamburonom i Olimpusom kao ekvivalentima Pindos jedinice, onda su ta navlačenja preko eksternih Helenida impozantna.

Postoje kontraverze i o autohtonosti subpelagonijskih jedinica, od onih umerenih, da su to alohtoni ostaci okeanskog prostora koji je bio lociran između Pelagonida i Jadranske ploče, do onih ekstremnih da su preko Pelagonida dovedene iz oblasti Vardarske zone.

3.8. Apenini

Apenini su mlad orogeni pojas koji je izgrađen od brojnih SI-vergentnih navlaka. U navlačne pakete uključeni su: trijaske sinriftne i postriftne plitkovodne i pelaške serije, zatim, oligocenski i miocenski fliševi deponovani u predgornim depresijama sa tendencijom migriranja (podmlađivanja) ka severoistoku. Ofiolitski melanž (navlaka) otkriven je duž severne tirenske obale (Ligurijska jedinica-veza sa Peninikumom Alpa).

Slika 23. Profil kroz južne Apenine.

38

Flišne navlake su odvojene od svog substrata i navučene prema Jadranskoj platformi gde prekrivaju debele parautohtone i autohtone sedimentne sekvence trijaske do paleogene starosti, pretežno plitkovodnog, ali i pelaškog karaktera (Sl. 23). Karakterističan je i gornjomiocensko-kvartarni vulkanizam vezan za kontinentalnu subdukciju Jadranske ploče pod Apenine i otvaranje Tirenskog back-arc basena (Sl. 23).

39

4. GEOLOŠKA GRAĐA TERITORIJE JUGOSLAVIJE

4.1. Morfološke karakteristike terena Jugoslavije

Posmatrano morfološki na području Jugoslavije dominiraju kopneni predeli i to planinski i u manjoj meri nizijski i sasvim podređeno i morski (Jadranski akvatorijum). Nizijski predeli zauzimaju severne i severoistočne delove Jugoslavije i predstavljeni su Panonskom nizijom i njenim ravničarskim do bregovitim okruženjem. Osim toga, na severoistoku zemlje na teritoriju Srbije zalaze i krajnji delovi Vlaško-pontske nizije. Najveći deo teritorije Jugoslavije čine prostrani, vrlo često i jače hipsometrijski istaknuti planinski venci grupisani u tri morfosistema kao što su: Dinaridi (u širem smislu), Makedonidi i Karpatobalkanidi. Krajnje jugozapadne delove Jugoslavije zapljuskuju vode Jadranskog mora (obalski pojas i uska zona Crnogorskog primorja).

4.1.1. Nizijske oblasti

4.1.1.1. Panonska nizija

To je relativno prostrana nizija-mlada intramontanska depresija, okružena Alpima, Karpatima i Dinaridima. Teritoriji Jugoslavije (Srbije) pripada krajnji jugoistočni deo ove nizije i njen peripanonski brežuljkasto-brdoviti areal.

Reljef Panonske nizije je izrazito ravničarski sa nadmorskim visinama od 100 do 200m. U njemu se ističu dve usamljene «ostrvske planine» Fruška gora i Vršački breg. Južno od Save i Dunava je peripanonski areal, visinski, prevojno područje prema planinskim vencima Dinarida i Karpatobalkanida. To je ravničarsko-brežuljkast do niskoplaninski teren u kome dominiraju planine: Vlašić, Cer, Iverak, Bukulja, Venčac, Avala, Kosmaj, Crni vrh (kragujevački) i nizijsko-brežuljkaste oblasti: jadarska, kolubarsko-tamnavska, mačvanska, severnopomoravska.

Panonsku niziju i njen peripanonski region disekuju Dunav sa pritokama Savom (pritoke Kolubara i Drina), Tisom i Velikom Moravom koje su u ovom prostoru izgradile široke rečne doline.

4.1.1.2. Vlaško-pontska nizija

Od prostrane Vlaško-pontske nizije teritoriji Jugoslavije (Srbije) pripadaju samo njeni krajnji zapadni delovi (Ključ i Negotinska Krajina). U tom prostoru se nalazi i najniža kota kontinentalnog dela Jugoslavije (28 m nadmorske visine). Dunav kao glavna reka ovog područja izgradio je široku aluvijalnu ravnicu i nekoliko terasnih nivoa, a najveća pritoka je Timok.

40

4.1.2. Planinske oblasti

4.1.2.1. Dinaridi

Dinaridi su mlad sistem venačnih planina rasprostranjen u jugozapadnim delovima teritorije Jugoslavije. To je samo deo jednog markantnog planinskog venca koji se pruža od Alpa u Sloveniji pa sve do Metohijske depresije (Dinaridi u užem smislu) i dalje u Helenide (Albanija i Grčka) i Tauride (Turska) (Dinaridi u širem smislu). Dinarski venci su pravca pružanja SZ-JI (na teritoriji Jugoslavije) paralelno Jadranskoj obali. Morfološki se razlikuju dve celine: jugozapadna-viša i severoistočna-niža. U jugozapadnom delu Dinarida Jugoslavije se nalaze visoke planine koje premašuju 2000 metara (Durmitor, Sinjajevina, Komovi, Prokletije, Maganik, Žijovo i dr.). Od tog planinskog bila teren se postepeno spušta prema Jadranskom Mora i prema severoistoku. U krajnjem jugozapadnom delu Dinarida nalazi se Skadarska depresija-nizijsko područje (6-30m), delimično ispunjeno vodom, čije je dno na nadmorskoj visini ispod nivoa mora (kriptodepresija). Severoistočni deo Dinarida se postepeno spušta prema Panonskoj niziji: od 1000-1500 (Tara, Zlatibor, Mučanj, Jadovik, Medvednik, Rudnik) retko i blizu 2000 m (Golija i Kopaonik) do ispod 1000 metara (peripanonski planinski okvir).

Između Dinarida u užem smislu i Helenida nalazi se složena Kosovsko-metohijska depresija. Reč je o hipsometrijski relativno visoko postavljenom nizijsko-brežuljkastom predelu (500-700m) iznad kojeg se diže nekoliko planinskih visova i preko 1000 metara nadmorske visine.

Helenidi (kao deo Dinarida u širem smislu) zastupljeni su svojim krajnjim severnim delom na teritoriji Jugoslavije. To je tipičan planinski predeo sa visinama koje prelaze i 2000 metara (Šar planina).

Planinsko područje Dinarida (u širem smislu) dreniraju brojni vodotokovi koji pripadaju većinom slivu Crnog Mora (Tara, Piva, Lim, Drina , Ibar, Z. Morava), a u manjoj meri i slivu Jadranskog Mora (Morača, Zeta, Beli Drim i Bojana). Tokovi koji presecaju visoke planinske masive, posebno ako su oni izgrađeni od karbonatnih tvorevina, formirali su vrlo duboke doline tipa kanjona i klisura (Tara, Piva, Morača, delovi Drine, u manjoj meri: Ibar, Studenica, delovi Z. Morave i dr.).

4.1.2.2. Makedonidi

Između Dinarida na zapadu i Karpato-Balkanida na istoku nalazi se morfološki specifičan planinski sistem isprakidan, naročito u severnom delu, brojnim kotlinama. Njega je zapazio još Cvijić (1900) a Grubić (1975) nazvao Makedonidima. Idući od severa ka jugu ističu se planine horstovske morfologije: Juhor, Poslonske planine, Jastrebac, a zatim još južnije Radan, Vidojevica, Pasjača, Seličevica, Babička Gora, Besna Kobila i dr. Karakteristika ovih planina je da nemaju ustaljenu orijentaciju u sistemu već da se odlikuju “šahovskom

41

strukturom reljefa“. Visoki i srednjplaninski masivi horstovskog porekla se smenjuju sa prostranim kotlinama (rovovi ispunjeni neogenim naslagama). Stoga i usamljeni planinski masivi često nemaju orijentaciju koju poseduje sistem kao celina (S-J) već različito od toga (SI-Z, SSI-JJZ, SSZ-JJI, SI-JZ).

4.1.2.3. Karpatobalkanidi

Karpatobalkanidi zauzimaju istočni deo planinskih predela Jugoslavije (istočna Srbija). Generalno posmatrano to je sistem planinskih venaca pružanja od SSI-JJZ (u severnom delu) do SZ-JI (u jugoistočnom delu). Drugim rečima, oni prave luk oko Vlaško-pontske nizije koja se nalazi na njihovoj konkavnoj strani. Zapadni deo Karpatobalkanida razbijen je kotlinama i rečnim dolinama na veći broj izolovanih planina horstovskog lika čime je praktično zamaskirana generalna orijentacija planinskog sistema (slično kao kod Makedonida), tako da nema dugačkih i izrazito kontinuiranih venaca karakterističnih za venačne planine.

Karpatobalkanidi su oblast niskih i srednjevisokih planina, retko da se približavaju visini od 2000 metara (Suva pl. 1800, Stara pl. 2168). Karpatobalkanske planine se mogu grupisati u tri zone. U zapadnoj se nalaze: Golubačke planine, Homoljske planine, Beljanica, Kučaj, Svrljiške planine, Rtanj, Ozren, Devica, Suva planina i Ruj. Srednjoj zoni pripadaju: Severni Kučaj, Šomrda, Majdanpečke pl., Stol, Veliki Krš, Crni Vrh, Tupižnica, Tresibaba, Belava. U istočnoj zoni leže: Miroč, Veliki Greben, Deli Jovan, Vrška Čuka i Stara Planina.

Pomenute planione su razbijene brojnim kotlinama kao što su: Zviška, Žagubička, Sokobanjska, Zaplanjska, Crnorečka, Svrljiška, Belopalanačka, Zaječarska, Knjaževačka, Pirotska i Babušnička.

Karpatobalkanski planinski sistem ispresecan je brojnim vodotokovima. U graničnom delu prema rumunskim Karpatima Dunav je formirao prelepu Đerdapsku klisuru. Veći rečni tokovi su uglavnom vezani za kotline i saglasno njihovoj morfologiji su formirali svoje rečne doline (Timok, Mlava, Moravica, Nišava, Crni i Beli Timok i dr.).

4.1.3. Jadranski akvatorijum sa primorjem

Teritoriji Jugoslavije pripada jedan relativno mali deo Jadranskog Mora (Crna Gora). Uz obalu se nalazi i uska primorska zona Dinarida iznad koje se odmah izdižu visoke dinarske planine (Orjen, Lovćen, Rumija, Lisinj) koje leže u samom zaleđu obale. Izuzetak predstavlja primorska zona u domenu Bojane koja je nešto šira. Za razliku od središnjeg i severozapadnog dela jadranske obale, ovaj južni deo je slabije razuđen. Reč je uglavnom o obali sa slabije izraženim zalivima i bez ostrva. Izuzetak je impozantni Bokokotorski zaliv koji je duboko penetriran u dinarske planine.

42

4.2. Geotektonski plan teritorije Jugoslavije

4.2.1. Opšti pojmovi, geotektonska podela terena Jugoslavije

Teritorija Jugoslavije se u celini nalazi u oblasti jugoistočnih Alpida. Pripadaju joj različite geološke jedinice koje su složene građe i komplikovanih međusobnih odnosa. To je između ostalog razlog za nepostojanje jedinstvene tektonske rejonizacije ovih prostora. Posebno je otežavajuća okolnost u pravljenju jedinstvene tektonske podele terena Jugoslavije činjenica da je većina geoloških jedinica višestruko prerađena. Stoga su neke jedinice deljene u dve ili više manjih, a opet druge povezivane sa susednim i tako u integrisanom obliku dalje razvijane kao potpuno novi entiteti. Situacija može biti i još nepovoljnija kada mlađe tvorevine delimično ili u celini prekrivaju starije strukture i time onemogućavaju sagledavanje odnosa između starijih jedinica. Veliki problem predstavljaju i višefazna oblikovanja kojima dolazi do prerade prethodnog strukturnog plana koji se u novoformiranom teško rekonstruiše u primarnom obliku.

Tokom vremena shvatanja o tektonskom sklopu terena Jugoslavije su se menjala sa tendencijom približavanja više ili manje jedinstvenom gledištu saglasno evoluciji geotektonskih ideja u svetu.

Pre II svetskog rata dominirala su objašnjenja bazirana na koncepcijama Koberovog (1928) bilateralnog orogena, rejonizacija Dinarida vršena je uglavnom po podeli Kosmata (1924), a istočne Srbije saglasno modelu V. Petkovića (1930).

Posle II svetskog rata dugo su vođene polemike napista (pristalica navlaka) i antinapista (protivnika navlaka) oko toga da li u terenima Jugoslavije ima ili nema navlaka i shodno tome su pravljene različite rejonizacije i interpretacije.

Pojavom tektonike ploča krajem 60-tih godina prošlog veka u geologiji su izvršene revolucionarne promene u tumačenju mnogih fenomena, pa i građe teritorije Jugoslavije. Karakteristično je, međutim da, kao u predhodnim etapama, ni jedna od ponuđenih rejonizacija i modelskih rešenja baziranih na tektonici ploča još nisu postale paradigmatične.

Počev od poznatog Cvijićevog rada (1900) o strukturi i podeli planinskih sistema na Balkanskom poluostrvu u kome je izneta i prva ortotektonska rejonizacija teritorije Jugoslavije pa sve do današnjih vremena postepeno se razvijalo shvatanje o tektonskom sklopu ovih prostora tako da sadašnja podela na osnovne jedinice se može smatrati klasičnom i jedinstvenom. Glavna jedinice u toj generalnoj podeli su: Srpsko-makedonska masa (neki je označavaju i kao Moravidi), Karpatobalkanidi, Dinaridi (u užem smislu ili uključujući i Helenide, u širem smislu), Helenidi, Panonski basen, Vlaško-pontski basen i Jadranski basen (Sl. 24).

43

Slika 24. Glavne tektonske jedinice Jugoslavije.

Jedinstvo istraživača jugoslovenskih terena završava se na nivou ovih pomenutih jedinica prvog reda. Kada se pređe na razmatranje pitanje granica i odnosa među tim velikim jedinicama, zatim njihova unutrašnja podela, evolucija i generalni sklop nastaju upadljivo izdiferencirana gledišta.

U ovom kursu biće, u okviru svake krupne jedinice (na primer: Karpato-Balkanida, Dinarida i dr.), prvo dat kratak pregled različitih tumačenja njenog tektonskog sklopa grupisanih po sličnosti pristupa objašnjavanju ove problematike. Iz toga, svaka jedinica biće detaljno prikazana (granice, unutrašnja podela, geološki sastav, interni sklop, odnosi sa susednim jedinicama) shodno najnovijim mada i dalje nejedinstvenim ali ipak više ili manje široko prihvaćenim mišljenjima.

4.2.2. Srpsko-makedonska masa

4.2.2.1. Opšti pojmovi

Kristalasti tereni između Dinarida s.1. i Karpato-Balkanida izdvojeni su kao posebna geotektonska jedinica prvog reda i nazvana kao Srpsko-makedonska masa (Dimitrijević, 1959). Pre toga, ovi tereni različito su tretirani. Pre više od

44

jednog veka, Karl Peters (1863) ukazao je da na Balkanskom Poluostrvu postoji “staro kopno” slično Švarcvaldu, Vogezima ili Francuskom centralnom platou. Takođe, i Mojsisovič (1880) ga označava kao “istočno kopno”. Prvi pokušaji da se takvi tereni okonture datiraju iz 80-tih godina 19. veka kada je E.Zis (1895) u južnim i središnjim delovima Balkanskog poluostrva izdvojio stari kristalin koga je nazvao Rodopskom masom.

Iako je ova jedinica ponekad i drugačije nazivana (Rumalijska masa, Đerdapska masa, Hrvatsko-srpski kristalin, Srpsko kristalasto jezgro, Moravidi) naziv Rodopska masa je bio prihvaćen od većine istraživača. U našu literaturu uveden je od strane S. Radovanovića i J. Cvijića. Cvijić (1924) je o Rodopskoj masi govorio kao o velikom staro jezgru ili “nastarijoj” planini oko koje su se kao oko začetka stvarale manje planine i priključivale ovoj staroj masi.

Dugo godina među našim i starim istraživačima vladalo je mišljenje da su kristalasti tereni obuhvaćeni imenom Rodopska masa jedinstvena celina. Sistematska i višegodišnja istraživanja izvedena tokom izrade Osnovne geološke karte Srbije i Makedonije su pokazala da se kristalasti tereni Srbije i Makedonije ipak razlikuje od tvorevina Rodopske mase u Bugarskoj. Bitne karakteristike na osnovu kojih je Dimitrijević (1959) Srpsko-makedonsku masu izdvojio kao posebnu jedinicu iz opsega Rodopa bile bi sledeće:

a) Mermeri, karakteristični članovi skoro svih serija u bugarskim Rodopima, u Srpsko-makedonskoj masi su sasvim podređeni (izuzetak Vidojevička serija).

b) Feldspatski mikašisti i gnajsevi bogati liskunom predstavljaju osnovne stene donjeg kompleksa Srpsko-makedonske mase. S druge strane, Rodopi Bugarske su siromašni liskunom.

c) Za Srpsko-makedonsku masu karakteristično je brzo horizontalno i vertikalno smenjivanje litofacija što je suprotno velikoj postojanosti mnogih karakterističnih stenskih formacija Rodopa.

d) Izrazito linearni nabori sa blago zatalasanim b-osama su karakteristični za Srpsko-makedonsku masu. U Rodopima preovlađuju prostrane brahi-formne strukture a linearni oblici su ograničeni samo na neke određene labilne zone.

Strukture Rodopske mase iz Bugarske ne nastavljaju se prema zapadu i severozapadu neposredno u strukture Srpsko-makedonske mase. Upravo u tim graničnim oblastima treba tražiti razrešenja međusobnih odnosa ove dve velike geotektonske jedinice, što na žalost još uvek nije učinjeno u dovoljnoj meri.

Danas, sve više, se iznose sumnje u postojanje Srpsko-makedonske mase onako kako je izdvojio i definisao M. Dimitrijević kao rigidnog zasebnog objekta između Dinarida i Karpato-Balkanida. Prvo, i sam Dimitrijević (1974) krajnji

45

zapadni deo ove mase uključio je u Vardarsku zonu, zatim Karamata (1997) gornji kompleks ove mase uvršćuju u Karpato-Balkanide. Najrigorozniju kritiku postojanju Srpsko-makedonske mase kao jedinstvene kristalaste celine dali su Grubić (1999), Grubić i dr. (2000). Oni su mišljenja da je Srpsko-makedonska masa kompozintne građe odnosno paket navlaka izgrađen od proterozojskih, paleozojskih do mezozojskih tvorevina i da kao celina pripadaju najunutrašnjijim delovima Karpatobalkanida. Slična mišljenja (pripadnost ovih terena Karpato-Balkanidima) izneli su i ranije Kober i Anđelković (1967).

Bez obzira na ovakva najnovija gledišta a zbog činjenice da je termin a i konstrukcija Srpsko-makedonske mase već godinama u svim geotektonskim sintezama Balkanskog Poluostrva, ona će u ovom kursu biti tradicionalno tretirana. Međutim, izneće se i činjenice koje otvaraju nove mogućnosti za tumačenje kristalina Srpsko-makedonske mase. U prilog tradicionalnog prikaza geološke građe Srpsko-makedonske mase ide i činjenica da je ona ipak jasno i prostorno i litološki artikulisana (smeštena između Vardarske zone i karpatobalkanskih planinskih venaca i izgrađena pretežno od kristalastih škriljaca, za razliku od susednih graničnih terena bogatih mezozojiskim sekvencama).

4.2.2.2. Osnovna obeležja geološke građe Srpsko-makedonske mase

4.2.2.2.1. Litostratigrafske karakteristike

Najveći deo geološkog stuba Srpsko-makedonske mase sastoji se od dva osnovna kompleksa metamorfnih stena: donjeg i gornjeg (ili vlasinskog). Granica između ova dva kompleksa se može povući od Vršačkog brega na severu (njegovim istočnim obodom), pa preko istočnih padina Resavskih Humova, Poslonskih planina sve do zone Vrvi Kobile na jugu (Sl. 25). Starije magmatske tvorevine i mlađe stene imaju znatno podređeniju ulogu. Najveći deo Srpsko-makedonske mase na teritoriji Srbije u panonskom i peripanonskom prostoru prekriven je debelim neogenim i kvartarnim naslagama.

Donji kompleks izgrađuje zapadni deo Srpsko-makedonske mase onaj između alpskih transkurentnih raseda Vardarske zone i verovatno istih takvih dislokacija u graničnoj zoni donjeg i gornjeg kompleksa. Izgrađen je pretežno od stena metamorfisanih do amfibolske facije: dvoliskunskih gnajseva, mikašista, kvarcita, malo mermera (u donjem delu) i migmatita. Ovaj kopleks je po starosti uslovno određen kao proterozojski. Debljina ovog kompleksa je oko 11 km.

Gornji kompleks (ili vlasinski) je diskordantan preko donjeg ali je takav odnos retko vidljiv na terenu i slabo očuvan. Gornji kompleks kristalastih stena nalazi se istočno od donjeg. Njegova istočna granica prema Karpato-Balkanidima je različito određivana. Danas je uobičajno da se ona označava, idući od severa ka jugu, moravskom navlakom, ali za njeno trasiranje južnije od Rožaja postoje različita mišljena. Ovde je prihvaćeno shvatanje da bi to moglo biti čelo navlake

46

zelenog kristalina prema paleozojsko-mezozojskim tvorevinama Karpato-Balkanida.

Slika 25. Tektonska skica Srpsko-makedonske mase.

Neki granično područje gornjeg kompleksa i Karpato-Balkanida drugačije shvataju, izdvajajući u tim prostorima krajnju Karpato-Balkansku zonu kao na

47

primer: golubačku, golubačko-penkovsku, ili golubačko-lužničku ili pak Supragetikum. Drugi autori čitav gornji komleks svrstavaju u Supragetikum.

Gornji kompleks izgrađen je iz dva dela. U donjem su zastupljeni albit-hlorit-muskovitski, hlorit-muskovitski, kvarc-sericitski, hlorit-sericitski i sericitski škriljci nastali od pelitsko-psamitskih sedimenata), a zatim i hloritski, hloritsko-epidotskiaktinolski škriljci (nastali od bazičnih stena), kao i kvarciti, metapeščari, kalkšisti i u manjoj meri mermeri.

Gornji deo geološkog stuba vlasinskog kompleksa čine sericitski i hloritski škriljci, kvarciti, ređe krečnjaci i matavulkaniti. I kod donjeg i gornjeg dela vlasinskog kompleksa reč je o stenama metamorfisanim do facije zelenih škriljaca, mada u nekim severnim delovima manje oblasti gornjeg kompleksa su metamorfisane i do amfibolitske facije.

Debljina vlasinskog kompleksa je oko 5 km, a starost stena je definisana kao rifeokambrijumska.

U pojedinim delovima Srpsko-makedonske mase mestimično preko kristalastog fundamenta, a mestimično uklještene između starijih blokova nalaze se i mlađe stene. Paleozojske i mezozojske tvorevine su u nekim područjima takođe zahvaćene matamorfizmom: paleozoik možda i mezozoik Jastrepca (facija zelenih škriljaca), ordovicijum Lisine (do facije zelenih škriljaca), zatim devonsko-karbonske tvorevine na više mesta (semimetamorfiti), jura Svođa (kalkšisti) i Jastrepca (sjajni škriljci), kredno-paleogene flišne tvorevine Jastrepca i dr. Na više mesta sačuvane su i metamorfisane naslage kao što su senonski (Grdelica) i paleogeni sedimenti (Pčinja). Neogene naslage kao pokrov imaju veliko rasprostranjenje, naročito na području Panonskog basena i u Moravskom rovu, a u manjoj meri i u basenima na njihovoj južnoj periferiji.

U Srpsko-makedonskoj masi nalaze se i magmatske stene. Tako su poznati: staropaleozojski pluton Vlajne (450 Ma), hercinski granit Bujanovca (234 Ma), alpski (oligocenski) granitoidi Surdulice i Jastrepca. Osim njih zapaženo mesto imaju i tercijarni andeziti i daciti (Lece, okruženje surduličkog granitoida). Serpentiniti su konstatovani samo u vidu manjih sočivastih i trakastih tela vezanih za dislokacije.

4.2.2.2.2. Tektonski sklop

Položaj Srpsko-makedonske u alpskom orogenom različito je tretiran. Zis (1910) Srpsko-makedonsku kao deo Rodopa stavlja u Dinaride. Kober (1928) Rodopsku masu u okviru koje je podrazumevao i Srpsko-makedonsku izdvaja kao međuvenačnu masu (internide) saglasno shemi bilateralnog orogena. Slična mišljenja imali su i naši geolozi V. Petković (1930) i K. Petković (1958). Kober (1952) napušta prvobitno shvatanje i terene Srpsko-makedonske mase koje je on

48

označavao kao Moravide priključuje Karpato-Balkanidima. Ovakvo mišljenje prihvatili su rumunski geolog Kordačea i naš geolog M. Anđelković (1967).

V. Aleksić Srpsko-makedonsku masu smešta na obod Evropske platforme. A. Grubić (1974) je definiše kao mikrokontinent u tetiskom mezozojiskom okeanu. U većini koncepcija baziranih na tektonici ploča Srpsko-makedonska masa je prikazana kao kontinetalni entitet deo Evropske platforme koji je tokom mezozoika i starijeg kenozoika bio uključen u konvergencijske procese ispoljene u ovim oblastima prilikom zatvaranja (paleo?) mezoneotektonskog okeanskog (ih) prostora. Ima mišljenja da je Srpsko-makedonska masa deo “kimerijskog kontinenta” koji je u trijasu otrgnut od Afrike (Gondvane) i driftovan prema severu ka evropskoj kontinetalnoj ploči učestvujući pri tome u zatvaranju paleotetiskog i sinhronom otvaranju neotektonskog okeana (Šengor).

Karamata et al. (1997) smatraju da Srpsko-makedonski kompozitni teran (bez gornjeg kompleksa koga oni uključuju u Karpato-Balkanide) predstavlja akrecioni klin na zapadnoj margini Evropske ploče, smešten na Istočno-srpsko-karpatsko-balkanskom obodu i finalno modelovan istočnom subdukcijom kore Vardarskog okeana tokom srednje-gornje jure pa sve do gornje krede.

Intresantno mišljenje izneli su Dercourt et al (2001) uključujući Srpsko-makedonsku masu, Supragetikum, Getikum i Rodope u jedinstven kontinetalni entitet odvojen gornjojursko-donjokrednim dubokomorskim (verovatno i sa okeanskom korom) domenom od mezijsko-danubijske platforme, a na zapadu ograničenim vardarskim paleotetisom.

Danas se sigurno zna da Srpsko-makedonska masa ima složen i komplikovan tektonski sklop formiran i uobličavan tokom dužeg vremena kroz više faza i objašnjavan na različite načine.

Cvijić nije posebno razmatrao problem unutrašnjeg sklopa Srpsko-makedonske mase ali je ipak smatrao da je on nalik šahovskoj strukturi (smena horstova i rovova). Muratov (1949) je bio mišljenja de je Srpsko-makedonska masa jezgro jednog razorenog antiklinorijuma. K.Petković (1958) je Srpsko-makedonsku masu predstavljao jednim krupnim antiklinorijumom, slično i Sikošek (1971) – megaantiklinorijum. M. Dimitrijević (1959) je utvrdio da Srpsko-makedonsku masu čini veći broj struktura, odnosno da ne postoji neka uniformna makro plikativna forma. B. Maksimović (1974) u okviru Srpsko-makedonske mase izdvaja dve strukturne celine: autohton (centralna strukturna jedinica) i paraautohton sa dve subjedinice: moravskom strukturnom zonom (navlakom) i rekovačko-kuršumlijskom zonom.

M. Anđelković (1982) u okviru Srpsko-makedonske mase, koju on naziva Moravidima, izdvaja četri strukturne jedinice (od istoka prema zapadu): mlavsko-tegošničku, moravsko-vlasinsku (istočno-vergentne navlake), jablaničko-

49

osogovsku (za nju autor ne daje tektonski transport) i levačko-dorjansku (navlaka, prvo istočno vergentna a zatim zapadnovergentna).

Slika 26. Shematski profil kroz Srpsko-makedonski složeni teran: 1. gornji teran

(moravikum), 2. srednji teran (jastrebikum) i donji teran (supragetikum).

Grubić (1999) i Grubić i dr. (2000) na području Srpsko-makedonske mase izdvajaju tri superpoziciona dela: (a) podlogu od supragetikuma i dva paketa izrazito istočnovergentnih navlaka, (b) paketa donjih navlaka-jastrebikuma i (c) paketa gornjih navlaka ili moravikuma (Sl. 26). Supragetikum je izgrađen od kristalina u faciji zelenih škriljaca proterozojske starosti do devonske starosti i mezozojskog pokrova. U jastrebikumu se nalaze paleozojski i mezozojski sjajni škriljci i kredno-paleogeni fliš. Za moravikum je karakterističan (uslovno proterozojski) amfibolski kristalin i rifeostaropaleozojske zelene stene).

Strukturološki je za sada najbolje ispitan središnji deo Srpsko-makedonske mase. Tu se ističu: prostrani oranski antiklinorijum, zatim veliki sinklinorijum Morave i istočnovergentni antiklinorijum Čemernika, koji po nabornim oblicima i vergencama malih nabora ukazuju na upadljivu asimetriju “masiva”. Drugim rečima, osa simetrije u ovom delu Srpsko-makedonske mase nalazi se u domenu J. Morave.

Na unutrašnju složenost “masiva” i njegovu asimetriju utiču još i zone navlačenja, kao na primer: svođanska, jastrebačka i druge.

Veoma je karakteristično za nabiranje u Srpsko-makedonskoj masi da su se odvijale u više faza od bajkalskih završno sa alpskim, ali homoaksijalno. Otuda mali (cm, m , Dm) i veliki (Hm, Km) nabori u ovim terenima imaju B-ose sumeridijalnog pružanja.

Još jedan element daje posebnost sklopu Srpsko-makedonske mase, a to su razlomi. Pri tome dominantno mesto imaju logitudinalne diskordancije pružanja približno S-J sa naglašenim transkurentnim desnim kretanjima. Poprečnim i dijagonalnim rasedima Srpsko-makedonska masa je raskomadana (naročito njen severni deo) na brojne blokove: izdignute (horstove) i spuštene, ispunjene neogenim naslagama (rovove). Zbog toga ovi tereni i imaju sadašnji tektonski plan koji podseća na šahovsku tablu.

50

Odnosi Srpsko-makedonske mase prema Vardarskoj zoni i Karpato-Balkanidima su uvek tektonski. Kristalin je pri tome navučen preko Karpato-Balkanida s jedne i Vardarske zone s druge strane. Naročito je jako deformisan Vardarski-Srpsko-makedonski kontakt, tektonski jako prerađen i markiran strmim zapadnovergentnim kraljuštima i transkurentnim (desnim) rasedima. Stoga, jedan uži deo Srpsko-makedonske mase u ovom prostoru neki autori uključuju u Vardarsku zonu (na primer, Dimitrijević).

4.2.2.2.3. Tektonski razvoj, metamorfizam i magmatizam Srpsko-makedonske mase

Srpsko-makedonska masa je bila izložena višefaznim i dugotrajnim oblikovanjima. Kao rezultat takve aktivnosti je formiranje vrlo složenog i komplikovanog sklopa formiranog od prekambrijuma do danas.

4.2.2.2.3.1. Prevariscijski i variscijski razvoj

Sudeći prema sastavu kristalina donjeg kompleksa, Karamata et al (1997) zaključuju da su njegovi metamorfiti nastali od sedimentnih i magmatskih članova formiranih u različitim geotektonskim okvirima. Reč je o vulkanogeno-sedimentnim (riftnim?) asocijacijama toleitskih WP-bazalta i pelitsko-psamitskih sedimenata, turbiditskih tvorevina kontinetalne padine, terigenih sedimenata platoa, plitkovodnih šelfnih karbonata, proboja bazaltnih (WP) dajkova, kontinetalnih peščara i glina. Podređenu zastupljenost imaju ofiolitske asocijacije. Ubiranja i metatmorfisanje ovih stena po Karamati et al (1997) obavljeno je u više faza, ali je teško izvršiti vremensku rekonstrukciju ovih događaja. Metamorfizam je ponavljan više puta. Poslednji, glavni-variscijski metamorfizam nakon konačnog povezivanja svih jedinica unutar donjeg kompleksa, dogodio se pri 600°C i 7-8Kb (Milovanović, 1989).

Što se tiče magmatske aktivnosti, najstariji su S-graniti Vlajne i Čukljenika (450 Ma - ordovicijumske starosti, Dimitrijević). Oni su intrudovani u već metamorfisane stene i pri tome izazvali njihovu jaku migmatizaciju i feldspatizaciju (Karamata et al., 1997). Imaju karakter stitchings-granita jer su intrudovani između donjeg i gornjeg kristalastog kompleksa markirajući granicu njihovog dokovanja (Karamata et al., 1997).

Mlađe, veliko plutonsko telo u donjem kompleksu Srpsko-makedonske mase je sinkinematski variscijski S-graniti Bujanovca, koji je takođe izvršio jaku migmatizaciju okolnih već metamorfisanih stena (Karamata et al., 1997).

Kakvu je evoluciju donji kompleks imao pre ordovicijuma teško je reći, ali se može prihvatiti da je spojen (dokovan) sa gornjim kompleksom u ordovicijumu (S-graniti Vlajne i Čukljenika kao stitching – plutoni; Karamata et al., 1997).

51

U gornjem (vlasinskom) kompleksu utvrđena asocijacija metamorfita omogućava nešto preciznije definisanje primarnih sedimentnih i bazičnih stena od kojih su oni formirani i shodno tome rekonstruisanje geotektonskog obrasca odgovornog za njihovu genezu. Prema Karamati et al. (1997), u donjem delu vlasinskog kompleksa protoliti (pelitsko-psamitski sedimenti, bazalti i druge bazične stene i njihovi piroklastiti) upućuju na vulkanogeno-sedimentnu asocijaciju formiranu na obodu ostrvskog luka. Ove stene su gornjoproterozojiske do donjopaleozojiske (preordovicijumske) i metamorfisane su do facije zelenih škriljaca. Metamorfizam je obavljen tokom bajkalskog ciklusa (kadomskih) i kaledonskih faza tektogeneze.

Protoliti gornjeg dela vlasinskog kompleksa su: arkozni i kvarcni peščari (najniža etaža); arkozni peščari i grauvake, šejlovi i krečnjaci praćeni gabrovima, bazaltima i njihovim piroklastitima (srednja etaža); psamiti i peliti sa keratofirima i kvarckeratofirima (najviša etaža), i upućuju na njihovo back-arc poreklo (formirani u basenu iza ostrvskog luka) (Karamata et al. 1997). Ove stene su deponovane od kambrijuma do devona pa čak možda i do donjeg karbona. Metamorfisane su tokom donjeg karbona do facije zelenih škriljaca.

Krajnji istočni deo vlasinskog kompleksa tokom kaledonsko-hercinskog tektono-sedimentacionog ciklusa razvijao se u različitim geodinamičnim uslovima. Saglasno genetskim karakteristikama mogućno je izdvajanje: ordovicijumskih plitkovodnih klastita, silurskih crnih šejlova (graptolitskih), gornjodevonskih i donjokarbonskih flišnih sekvenci (praćenih krajem donjeg karbona olistrostromskim sadržajem) sa obiljem krečnjaka čak tipa olistoplaka, turneske starosti. Sve ove stene su krajem donjeg karbona podvrgnute niskom metamorfizmu (Karamata et al., 1997).

Tokom donjeg paleozoika u domenu gornjeg kompleksa Srpsko-makedonske mase bila je ispoljena i plutonska aktivnost. Pored već pomenutog granitskog masiva Vlajne-stitchings plutona intrudovanog u graničnoj oblasti donjeg i gornjeg kompleksa kojim je markirano njihovo dokovanje, poznati su još i sinkinematski leukokratni gnajs-granit Božice i kaledonske intrurzije Jarešnika, Doganice i dr. koje su inkorporirane u gornji deo vlasinskog kompleksa. Graniti su oko svojih tela izazvali progresivni metamorfizam zelenih škriljaca prevodeći ih u amfibolske facije.

4.2.2.2.3.2. Postvariscijski razvoj

Posle variscijskih sažimanja u gornjem karbonu, na području Srpsko-makedonske mase formiraju se intrakontinetalne depresije u kojima se talože limnički ugljonosni klastiti (Ranovac), a zatim, u permu, crveni peščari. U donjem trijasu se odvija plitkovodna sedimentacija i talože morske karbonatne i terigene naslage, a zatim pelaške srednjotrijaske tvorevine. Od svega ovoga danas je vrlo malo sačuvano i to u krajnjem istočnom delu Srpsko-makedonske mase. U juri i kredi pod Srpsko-makedonski masiv na zapadu se subdukuje okeanska litosfera

52

vardarskog okeana (aktivna kontinetalna margina). Taj proces je završen kolizijom Srpsko-makedonske mase sa kontinetalnim fragmentima iz vardarske zone i severne dinarske margine u gornjoj kredi, što je markirano gornjojursko-donjokredno-gornjokrednim fliševima u konvergentnoj oblasti Srpsko-makedonske mase i vardarske zone.

Kredne naslage konstatovane su i na samoj Srpsko-makedonskoj masi (Tolički fliš i Grdeličke naslage), a što je još interesantnije i ne samo kredne (kredno-paleogene) već i druge mezozojiske tvorevine, ispod gnajsnog kristalina (Jastrebac). Na taj način otvaraju se nove mogućnosti sagledavanja paleogeografsko-tektonskog razvoja ovog prostora u mezozoiku i starijem kenozoiku (na primer: postojanje jednog mezozojsko-paleogenog dubokomorskog trakta u središnjim delovima Srpsko-makedonske mase i mogućno sasvim drugačije tektonske implikacije od onih koje su danas poznate).

U paleogenu čitava oblast Srpsko-makedonske mase bila je izložena jakoj dekstalnoj transkurenciji koja se manifestovala kao posledica interakcije istočnih delova vardarske zone i Mezijske ploče (dekstralni Wrench koridor). U takvim uslovima aktivirane su razlomne zone pružanja S-J koja dominiraju u rupturnom sklopu Srpsko-makedonske mase. U jugoistočnim delovima masiva u eocenu se otvara jedan basenski prostor (Pčinja) u kojem su u početku taložene fluvijalni a zatim (gornji eocen) morski turbiditni sedimenti.

Tokom oligocena u metamorfne komplekse Srpsko-makedonske mase intrudovani su granitoidi Jasterbca i Surdulice (I–tipovi granitoida). Surduličko granitodioritska intruzija bila je praćena i izlivima dacito-andezitskih lava i piroklastitima.

U oligocenu su među deonicama transkurentnih raseda pružanja S-J u transtenziono-transpresionim uslovima formirani baseni ispunjeni slatkovodnim pretežno terigenim ponekad i ugljonosnim naslagama koji su invertovani početkom donjeg miocena (baseni: strežovački, aleksinački, lecki i dr.).

Od otnang-karpata pa sve do kvartara severni deo Srpsko-makedonske mase bio je uključen u subsidencijalne procese ispoljene tokom generisanja Panonskog basena i peripanonskoh prostora. U formiranim depresijama deponovane su različite jezerske i morske pretežno terigene tvorevine, mestimično velike debljine (markovačka, drmanska, smederevska, niška i druge depresije).

4.2.2.3. Kratak prikaz geološke građe pojedinih regiona Srpsko-makedonske mase

Tvorevine Srpsko-makedonske mase su danas na površini terena neravnomerno otkrivene. Velikim delom su spuštene i prekrivene neogenim naslagama. Relativno izdignuta područja izgrađena od tvorevina Srpsko-makedonske mase predstavljaju dobro artikulisane strukturne celine-blokove čije

53

će geološke karakteristike biti ukratko prikazane i to idući od severa prema jugu prvo za donji, a onda i za gornji kristalasti kompleks.

4.2.2.3.1. Donji kompleks

4.2.2.3.1.1. Rača – Crni Vrh (kragujevački)

Ovo područje obuhvata gornji deo sliva Rače, šire okruženje kragujevačkog Crnog Vrha i oblast Resavskih Humova. Smatra se da je donji kompleks ovde debeo preko 1800 m. Donji deo stuba čini preko 1000 m debela sukcesija gnajseva i leptinolita sa mikašistima, kvarcitima i amfibolskim gnajsevima, a zatim dvolistunskih mikašista, dolomitskih mermera, mikašista sa staurolitom koji sadrži sočiva grafitičnih škriljaca i amfibolskih stena.

U oblasti Crnog Vrha otkrivena je 800 m debela sukcesija verovatno donjokambrijumske starosti sitnozrnih amfibolskih i liskunskih škriljaca sa sočivima kalkšista i tremolit-antigoritskih škriljaca – metamorfisanih ultramafita.

Sklop područja Rača i Crnog Vrha je višestruko oblikovan. Ose nabora tonu prema severozapadu, a vergence su uglavnom zapadne.

Ovo je veoma zanimljivo područje, naročito Crni Vrh, jer otvara neke nove mogućnosti tumačenja tektonskih odnosa, odnosno realne izglede da je paleozojski kompleks u stvari u tektonskom prozoru ispod gnajsnog kristalina, slično kao kod Jastrebca.

4.2.2.3.1.2. Juhor

Područje Juhora izgrađeno je od dvoliskunskih gnajseva i leptinolita (“gnajsmikašista”) i km-tela gnajseva i jednom zonom embrešista koja se proteže, uglavnom, centralnim bilom Juhora. U ovoj asocijaciji stena nalaze se i sočiva amfibolitskih tvorevina, kvarcita i mermera, a na severnom obodu Juhora i jedno km-sočivo eklogita u kontaktu sa migmatitima. Ukupna debljina kristalina u ovom prostoru je preko 2000 m.

Sklop područja Juhor obeležen je zapadnovergentnim pretežno linearnim naborima sa osama koje tonu prema severu i severozapadu.

4.2.2.3.1.3. Mojskinjske i Poslonske planine

Ova oblast izgrađena je od sitnozrnih gnajseva sa ulošcima amfibolitskih stena i kvarcita. Zastupljeni su još leptinoliti sa sočivima kvarcita, gnajseva i grafitičnih škriljaca (Latin bara, Laćisled) i na kraju embrešisti u smeni sa ektinitima (Mojsinjske planine).

Među strukturnim oblicima u ovom području ističu se nepotpuno izražena doma Mojsinjskih planina, sinforma Latin bare i sinklinala Laćisleda. Reč je o kilometarskim naborima čije ose uglavnom tonu prema severozapadu.

54

4.2.2.3.1.4. Crna Čuka – Jastrebac

Tereni Crne Čuke i Jastrebca izgrađeni od kristalina, kredno-paleogenih tvorevina i granitoida Jastrebca su veoma složene građe, enigmatično područje, u kome mnogi geološki odnosi nisu u potpunosti jasni. Tradicionalno se na tom prostoru izdvajaju tri bloka: Crne Čuke (na zapadu), Velikog Jastrepca (u centralnom delu) i Malog Jastrepca (na istoku).

Blok Crne Čuke je izgrađen od kristalina amfibolitske facije i rasedom Naupare-Jošanica odvojen je od bloka Velikog Jastrepca. Nabori su blago zapad-jugozapad vergentni jače stisnuti uz rased Naupare-Jošanica, sa osama koje tonu pod malim uglom prema SSZ.

Blok Jastrepca se nalazi između raseda Naupare-Jošanica i rased koji sa istoka predstavlja kontakt kredno-paleogenih sedimenata i kristalina. U ovom bloku pojavljuje se pojas aktinolitskih, albit-hloritskih i epidot-aktinolitskih škriljaca lučno savijen i u tektonskom kontaktu sa kredno-paleogenim tvorevinama. Na jugu, rasedom G. Jošanica-G. Rečica ovaj pojas je u tektonskom kontaktu sa škriljcima visokog stepena metamorfizma koji i sa istoka okružuju zeleni seriju. Sklop kristalina Velikog Jastrebca je veoma nepravilan, verovatno trikliničan sa padovima folijacije koji su nepravilno orjentisani.

Blok Malog Jastrepca sastoji se od kristalastih škriljaca koji variraju od almandin-amfibolske (na zapadu) do facije zelenih škriljaca na istoku. Smatra se da tvorevine Malog Jastrepca pripadaju gornjem kompleksu Srpsko-makedonske mase ili po nekim autorima u celini Supragetikumu.

Najnovije proučavanje geološke građe Jasrepca (Grubić, 1999) su dala neke nove elemnente bitne za objašnjavanje tektonskih odnosa u ovim terenima (Sl. 27.). Proučavajući domu Velikog Jastrepca, Grubić (1999) je utvrdio da je ona izgrađena od lomničke serije (crni kredno-paleogeni filiti), biljevačke serije (donji deo škriljaca nižeg kristaliniteta) i vukanjske serije (gornji deo škriljaca niskog kristaliniteta) i gnajsnog kristalina. U jezgru dome se nalaze najmlađe-kredno-paleogene tvorevine, preko njih leže paleozojske i mezozojske (škriljci nižeg stepena metamorfizma), a na krilima (uslovno) proterozojski gnajsni kristalin i sve to ukazuje na tektonske-navlačne kontakte ovih jedinica.

U ovakav paket navlaka intrudovan je oligocenski granitoid Jastrebca. Dakle, reč je o tektonskom prozoru. Na taj način, kako je već više puta sticao, dovodi se u sumnju i postojanje Srpsko-makedonske mase kao jedinstvenog kristalastog homogenog “masiva”. Rezultatima najavljuje se mogućnost da je tokom fanerozoika (najkasnije od ordovicijuma) između donjeg i gornjeg kompleksa postojao trog sa okeanskom korom (jastrebački trog) koji je otvaran i posle kaledonsko-hercinskih sažimanja u mezozoiku, bez pravog okeanskog dna (sa jurskim kalkšistima) i konačno transformisan tokom krede-donjeg paleogena u flišni basen.

55

Tvorevine u ovom trogu su intezivno ubrane u izokline nabore često sa jako izraženom transpozicijom (vukanjska, holjevačka i lomnička serija) i leže ispod navlake gnajsnog kristalina (Sl. 27 i 28). Utiskivanjem jastrebačkog granitoida u oligocenu, one su prenabrane u jednu strukturu tipa dome i otkrivene na površini terena, nije samo jasno: da li tektonskom ili običnom erozijom?

Slika 27. tektonska karta i profil Jastrebca.

Slika 28. Tipovi nabora u Lomničkoj seriji: A. u dolini Lomničke reke; B. u

Srndaljekoj reci; C. u Maloj mauparskoj reci.

56

4.2.2.3.1.5. Toplica, Pusta reka, Jablanica

Ovo je jedna od najbolje proučenih oblasti donjeg kompleksa Srpsko-makedonske mase. Nalazi se između Topličkog neogenog basena na severu i srpsko-makedonske državne granice na jugu. Zapadnu granicu čine transkurentni rasedi vardarske tektonske jedinice praćeni stisnutim zonama gabro-dijabaznih stena ili oligocensko-miocenskim tvorevinama. Istočni deo ovog područja i kontaktna zona donjeg i gornjeg kompleksa uglavnom su prekriveni neogenim naslagama (baseni: niško-leskovački i vranjski). Izuzetak je zona Vrvi Kobile gde je ovaj kontakt otkriven i markiran jednom složenom zapadno-vergentnom reversnom dislokacijom.

Slika 29. Tektonska skica Puste Reke i Toplica (Dimitrijević et al., 1966).

Kristalin Toplice, Puste Reke i Jablanice je izgrađen pretežno od stena amfibolske facije metamorfizma. U njegovom severnom delu u domenu Vidojevice, Pasjače, severoistočnih ogranaka Radana i slivovima Toplice,

57

Arbanaške i Puste reke, M. Dimitrijević i dr. (1965) su izdvojili tri serije metamorfita: seriju sitnozrnih gnajseva i kvarcita, vidojevačku seriju sa mermerima i seriju bez mermera.

(a) Serija sitnozrnih gnajseva i kvarcita matamorfisana je do silmandin-almandinske facije i ukupno je debela oko 1000 m.

(b) Seriju Vidojevice čine sitnozrni gnajsevi i leptinoliti sa sočivima amfibolitsko-piroksenskih stena, pegmatita i migmatita i ulošcima dolomitskih, silicioznih ili normalnih mermera (50% geološkog stuba). Ukupna debljina serije je oko 1500 m.

(c) Serija bez mermera se u donjem delu sastoji pretežno od sitnozrnijih gnajseva a u gornjem od leptinolita sa sočivima amfibolitskih stena bogatih kvarcom. Ove tvorevine su metamorfisane do disten-staurolitske subfacije i ukupno su debele preko 9000 m. U najvišem delu serije pojavljuju se i rude gvožđa (Žitni potok), verovatno nekadašnja sedimentna ležišta koja su metamorfisana.

Sklop ove oblasti je relativno dobro proučen. U njemu dominiraju strukture formirane alpskim oblikovanjem. To su krupne plikativne i razlomne strukture (Sl. 29). Najmarkantniji naborni oblik je antiklinala Živinog potoka kao deo prostranog oranskog antiklinorijuma. Idući dalje na istok, na ovu strukturu nastavljaju se: sinklinala Zlate, zatim sinklinala Brestovca, antiklinala Pasjače i sinklinala Gornjeg Duba. Plikativne strukture razlomljene su sa nekoliko krupnih dislokacija: longitudinalnih (razlomi: Arbanaške reke, Konjarnika i Bučince-Rastovnica) i transverzalnih i dijagonalnih (rasedi: toplički, vidojevačko-prokupački, Magoške reke).

Severozapadni deo kristalina Toplice, Puste Reke i Jablanice transgresivno prekriva toplički gornjokredni fliš, a na zapadnom obodu uz granično područje prema Vardarskoj zoni smešten je oligocenski (oligomiocenski?) andezitski masiv Lece.

U oblasti oko gornjeg toka reke Jablanice u alpskom struktunom planu kristalina dominira nekoliko krupnih celina: doma Vlajne, kristalasto jezgro u užem smislu sa sinklinalom Vetrnice, oranskim antiklinorijumom i sinklinalom Drvodelje i oblast zapadno od tupalske dislokacije (Sl. 30) (Dimitrijević i Drakulić 1960, Dimitrijević, 1965, 1967).

Izdvojene struktune celine su međusobno razdvojene tupalskim razlomom i složenim dislokacionim pojasom Veternice.

(a) Doma Vlajne je asimetrična struktura izgrađena pretežno od migmatitskih gnajseva različitih teksturnih karakteristika. U njen istočni obod utisnut je granit-gnajs Vlajne, gornjoordovicijumske starosti. Kako je utisnut u

58

granično područje donjeg i gornjeg kompleksa, on je progresivno metamorfisao već metamorfisane stene i jednog i drugog kompleksa.

Slika 30. Sklop kristalina Jablanice (objašnjenje u potpisu slike).

(b) Kristalasto jezgro u užem smislu, u strukturnom planu markiraju tri krupna plikativna oblika: sinklinala Drvodelje, oranski antiklinorijum i sinklinala Veternice. Oni su razgraničeni dvema longitudinalnim dislokacijama pružanja S-J: tupalskom i dislokacionim pojasom Veternice. Tupalska dislokacija je zona reversnih zapadno vergentnih razlamanja (možda i transkurentnih?) verovatno više puta u kenozoiku aktivirana. Duž njenih deonica nalaze se “stisnuti” ostaci neogenih naslaga i andezita.

59

(c) Oblast zapadno od tupalske dislokacije izgrađena je od liskunskih škriljaca, leptinolita, sitnozrnih gnajseva, amfibolitskih stena, podređenije kvarcita i mermera. Simetrija sklopa je izrazito monoklinična, a nabori su zapadno vergentni. Severni deo ove oblasti je dašinačko-mrkanjskom kraljušti podeljen na: istočnu zonu (maćedonska sinklinala) i zapadnu zonu (sinklinala Retkocer i sinopačka antiklinala). U južnom delu oblasti prisutne su brojne prevrnute antiklinale i sinklinale razlomljene longitudinalnim i trasverzalnim rasedima.

Južno od Jablanice u donji kompleks Srpsko-makedonske mase utisnut je granitoid Bujanovca, donjokarbonske starosti (M. Dimitrijević, 1958). On se sastoji od centralnog granitskog tela i obodnih zona u kojima su smešteni rojevi granitskih žica. Granitoid je progresivno metamorfisao već ranije metamorfisane stene oboda dovodeće do njihove migmatizacije koja ide do anateksita i čak stvaranja granita in situ. U široj obodnoj zoni granitoida zastupljeni su gnajsevi, migmatiti, leptinoliti, mikašisti i amfibolske stene.

Na osnovu svojstava sklopa, pre svega alpskog, M. Dimitrijević (1958) bujanovački granitoid je podelio na tri dela (Sl. 31.):

Slika 31. Pregledna skica uže okoline Bujanovačkog plutona

(po M. Dimitrijeviću, 1958).

60

(a) Severni deo bujanovačkog plutona izgrađen od brojnih sočiva i većih magmatskih tela se karakteriše monokliničnom simetrijom sklopa. Folijacija ima generalni pad ka istokjugoistoku i istoku. Prisutna je prerada sklopa u svim veličinskim područjima.

(b) Centralni deo masiva je izgrađen pretežno od granita i škriljaca ali ima i intezivno migmatiziranih prostora. Folijacija pada prema istokseveroistoku i zapađugozapadu što dalje subhorizontalnu osu pružanja JJI-SSZ.

(c) Južni deo granitoida (južno od Moravice) ima vrlo komplikovan sklop. Najveći deo folijacije pada ka severoistoku a u manjoj meri i prema istokjugoistoku i jugjugozapadu.

Južno od tercijarnog vranjskog rova i istočno od bujanovačkog granitoida, u slivu reke Pčinje, preko gnajsnog kristalina i njegove granične zone prema gornjem kompleksu, leže tvorevine eocenske starosti. One su vrlo raznovrsne: počev od andezita, vulkanogenosedimentnih stena, preko plitkovodnih krečnjaka, sve do tvorevina turbiditnog karaktera. Sličan tip tvorevina prepoznaje se i severno od vranjskog rova u oblasti Tesovišta i Poljanice.

4.2.2.3.2. Gornji kompleks

4.2.2.3.2.1. Zapadne padine Golubačkih planina - Manastirica – Ranovac

Od Dunava na severu pa zapadnim obodom Golubačkih planina sve na jugu i na području Kaone, preko Manastirice i Ranovca do Crljenca otkrivene su stene gornjeg kompleksa. U oblasti Ranovca i Kladurova preko njih transgresivno leže gornjo karbonske ugljonosne formacije i permski crveni peščari (Sl. 32). Kristalin je na istoku duž moravske istočnovergentne navlake u tektonskom kontaktu sa gornjačko-suvoplaninskom zonom Getikuma, a na zapadu je prekriven neogenim naslagama.

Gornji kompleks Srpsko—makedonske mase u ovim terenima je predstavljen zelenim kristalinom (hloritski skriljci, metadijabazi i filitoidi, kiseli metavulkaniti, metapsamiti, metadijabazi i tri nivoa kvarcita i kvarcnih konglomerata) debelim preko l000 metara. Starost metamorfita je najverovatnije srednjokambrijumska. U tektonskom sklopu ove oblasti dominira asimetrični sinklinorijura (bolje razvijeno istočno nego zapadno krilo) sa osom koja tone ka jugjugoistoku i jasno izraženom istočnom vergencom nabora. Gornjo karbonsko-permske tvorevine između Peka i Mlave grade jednu sinklinalnu strukturu (sinklinala Kladurova) koja je na zapadnom krilu deformisana istočnovergentnim rasedima pružanja S-J pri čemu su stene zelenog kristalina reversno kretane preko tvorevina mladjeg paleozoika.

61

Slika 32. Tektonska skica kristalina oblasti između Mlave, Peka i Dunava (po M.

Kaleniću); legenda 1. kristalasti škriljci, 2. folijacija, 3. rasedi, 4 navlaka-kraljušt.

4.2.2.3.2.2. Kupinovačka Glavica – Busur

U oblasti Busura, Kupinovačke Glavice i Zletova nalaze se manja područja zelenog kristalina, verovatno erozioni prozori i poluprozori, otkrivena ispod neogenog pokrova. Istočni deo gornjeg kompleksa je navučen na trijasko-jurske tvorevine gornjačko-suvoplaninske zone. Zeleni kristalin je izgrađen u donjem delu od oko 8oo metara debele sukcesije Kiselih metavulkanita, metapelita i metapsamita, zatim jednog relativno tankog horizonta kvarcita i najvećim delom od metapsamita i metadijabaza. U gornjem delu zastupljeni su

62

metakonglomeratii metagrauvake debele oko 250 m. Metamorfiti gornjeg kompleksa su probijeni gabrom Kupinovačke Glavice. Iznad svega u istočnom području transgresivno leže tanki gornjokarbonski terigeni deponati i crveni permski peščari.

4.2.2.3.2.3. Paraćinska Glavica

Ovo je prostorno posmatrano minijaturno područje rasprostranjenja gornjeg kompleksa (erozioni izbojak) otkriveno ispod neogenih naslaga. Izgradjeno je od gabrova sličnih onima iz Kupinovačke Glavice i vulkanogeno-sedimentnih stena nepoznate starosti. Neobično tumačenje pozicija gabra Paraćinske Glavice imaju Kreutner and Krstić (200l) koji smatraju da je reč o tektonskom prozoru u kojem su otkrivene tvorevine Vardarske zone.

4.2.2.3.2.4. Rožanj-Bukovik-Poružnica

U ovom području odnosi između gornjeg kompleksa i Karpato-Balkanidskih jedinica nisu baš jasni (Sl. 33). Prihvaćeno je mišljenje M. Veselinovića i dr. da je istočna granica ovog područja čelo istočnovergentne navlake zelenog kristalina, mada zbog prisustva permskih crvenih peščara i mezozojskih tvorevina ova bi granica mogla biti pomerena i zapadnije u domen rožanjsko-bovanske dislokacije kako to smatraju Krstić i dr. (1980). U ovom drugom slučaju jedan deo kristalina bio bi uključen u domen Karpato-Balkanida.

Planina Bukovik je izgrađena od albit-muskovit-biotitskih škriljaca preko kojih leže crveni permski peščari. između Rožnja i Bukovika je jedna uska složena zona kraljšaste konfiguracije izgrađena od crvenih permskih peščara, donjotrijaskih i oksford-kimeričkih karbonata.

Na području Rožnja rasprostranjeni su albit-sericitski i albit-hloritski škriljci preko kojih leže kambrijumski argilofiliti. Tvorevine slične onima istočno od rožanjsko-bovanske dislokacije nalaze se i južnije - u oblasti Sedog Vrha. Istočno od poružničke dislokacione zone preko kambrijumskih tvorevina leže trijaski sedimenti.

Prisustvo permskih, trijaskih i jurskih sedimenata u ovim oblastima (Baba, Rožanj, Sedi Vrh, Poružnica) upućuje na različite mogućnosti objašnjenja tektonskih odnosa u graničnom području vlasinskog kompleksa i Karpato-Balkanida:

(a) kasnopaleozojske i mezozojske tvorevine su izbojci podinske gornjačko-suvoplaninske zone koja se nalazi ispod navlake kristalina

(b) reč je o delovima gornjačko-suvoplaninske zone, što zahteva pomeranje granice sa gornjim kompleksom na zapadu

63

(c) ove tvorevine su transgresivni članovi koje leže preko gornjeg kompleksa Srpsko-makedonske mase.

Slika 33. Tektonska skica kristalina oblasti Bukovika i Rožnja (po V. Aleksiću);

legenda: 1. kristalasti škriljci, 2. folijacija, 3. rasedi, 4. navlaka-kraljušt.

Bez obzira koje se rešenje prihvati, ovo područje je jako tektonozirano što je markantno reversnim istočno-vergentnim i verovatno destralnim transpresionim smicanjima duž dislokacija pružanja S-J.

Južnije, u oblasti Toponice, kambrijumski škriljci su navučeni preko silursko-devonskih a ovi preko jursko-krednih tvorevina gornjačko-suvoplaninske zone.

Interni sklop gornjg kompleksa u oblasti Rožnja, Bukovik i Poružnice je veoma složen, formiran višefaznim oblikovanjima. Najupadljiviji strukturni

64

fenomeni su oni nastali alpskim pokretima. Čitavo područje je ubrano i iseparisano pre svega longitudinalnim razlomima. Stoga poseduje izrazitu monokliničnu simetriju, jasno artikulisan kraljušasti sklop sa istočnovergentnim tektonskim transportom.

4.2.2.3.2.5. Seličevica-Babička Gora-Kruševica

Nisko do srednjoplaninsko područje na istočnom obodu leskovačkog neogenog basena koga čine Seličevica, Babička Gora i Kruševica izgrađeno je od metamorfita gornjeg kompleksa (Sl. 34).

Slika 34. Tektonska skica kristalina oblasti seličevice, Babičke Gore i Kruševice.

Ove tvorevine nemaju kontinuirano rasprostranjenje zbog toga što su prostorima izgrađenim od neogenih naslaga (rovovi Barbeša i Jarsenova) razbijeni na tri manje, izolovane, celine horstovskog izgleda (Seličevica, Babička Gora i Kruševica). Severoistočnu granicu gornjeg kompleksa prema Karpato-Balkanidima u ovim terenima predstavlja dobro disponirana istočnovergentna moravska navlaka. U graničnoj zoni smešten je i tercijarni rov Zaplanja.

Blok Seličevice je izgrađen od albit-hloritskih i albit-muskovitskih škriljaca sa ulošcima kvarcita i retkim silovima kvarckeratofira i keratofira rifeokambrijumske i kambrijumske starosti. U tektonskom sklopu Seličevice

65

dominiraju alpske strukture: centralna antiklinala, istočno od nje stisnuta sinklinala Male Ibrovice a zapadno bore Maločišta i Kurvin-grada. Ose nabora relativno strmo tonu prema jugoistoku.

Blok Babičke gore je izgrađen od sličnih stena kao blok Seličevice. Od strukturnih oblika najizraženiji su: Babička antiklinala koja zauzima središnji i zapadni deo ovog područja i čija osa tone prema severozapadu; južno od je nalazi se jedna sinklinala a severoistočno kompleks nabora sa sličnim pružanjem osa i nešto strmijim padom prema severozapadu.

Blok Kruševice izgrađuju kristalasti škriljci sa raznim sadržajem albita, hlorita sericita i kvarca. Od strukturnih elemenata najupadljivije su antiklinale i sinklinale Kruševice. Antiklinala Kruševice, izrazito istočnovergentna, verovatno prestavlja nastavak Babičke antiklinale i zauzima središnji deo ovog područja. Severoistočno od nje se nalazi sinklinala Kruševice. Zapadno krilo sinklinale je reversnom dislokacijom raskinuto i podvučeno pod istočno krilo sinklinale Kruševice. I istočno krilo ove sinkinale je raskinuto brojnim snopovima longitudinalnih raseda i navučeno preko paleozojskih i tercijarnih sedimenata zaplanja. Ose plikativnih struktura Kruševičkog bloka blago tonu ka severozapadu, dakle nešto su više otklonjene ka severu od onih u području babičkog bloka, što se moze objasniti rotacijom blokova tokom rasedanja. Na krajnjem jugu, blok Kruševice je od Vlasinske sinklinale (područje Čemernika) razgraničeno razlomnom zonom tercijarne starosti pružanja I-Z, duž koje je uočljiva tercijarna vulkanska aktivnost.

4.2.2.3.2.6. Istočne padine Kukavice- Čemernik

Ovo je jedno od najbolje proučenih područja gornjeg (vlasinskog) kompleksa Srpsko-makedonske mase, posebno u tektonskom pogledu. Nalazi se južno od donjeg toka reke Vlasine i leskovačkog neogenog basena; na zapadu je ograničeno zapadnovergentnom dislokacionom zonom Vrvi Kobile, na istoku istočnovergentnom navlakom kristalina preko lužničke zone Karpato-Balkanida, dok se južna granica može trasirati dosta proizvoljno (Vranjski basen, severoistočni obod surduličkog masiva, Vrla).

U okviru regionalnog sklopa ove oblasti B. Petrović (1969) je izdvojio pet krupnih strukturnih celina i to idući od zapada prema istoku: zonu Vrvi Kobile, južnomoravski sinklinorijum, čemernički antiklinorijum, sinklinalu Vlasine i zonu navlake Tumbe i Tegošnice (Sl.35).

(a) zona Vrvi Kobile je granično područje gorjeg (na istoku) i donjeg kompleksa Srpsko-makedonske mase (na zapadu). Taj kontakt je markiran složenom strmom reversnom zapadnovergentnom dislokacijom duž koje se tvorevine donjeg i gornjeg kompleksa dodiruju. Ovo strukturno interesantno područje se pruža pravcem S-J na dužini od oko 25 km, na severu je pektiveno tercijarnim naslagama leskovačkog basena a na jugu se gubi u oblasti vranjske

66

kotline. Pored reversnih u ovoj zoni izražena su i jako transkurentna smicanja. Zona Vrvi Kobile je mestimično široka i do 3 kilometra. Izgrađena je od kataklaziranih i milioitisanih stena počev od tektonskih breča preko kataklazita sve do filonita i milonita, ali i sa uklopcima leptinolita i mikašista u slabije mehanički izmenjenim stenama.

Slika 35. Karta regionalnog sklopa vlasinskog kristalastog kompleksa na širem

području Crne Trave (po B. Petroviću, 1956).

(b) Južnomoravski sinklinorijum je otkriven u dolini Južne Morave i smešten je istočno od zone Vrvi Kobile a po pravcu S-J između tercijarnih basena: Leskovačkog i Vranjanskog. Prema istoku ovaj sinklinorijum prelazi u Čemernički antiklinorijum. Južnomoravski sinklinorijum sačinjava složen sistem linearnih nabora nižeg reda sa visokim indeksom nabiranja. Južno od Grdelice nabori su jako stisnuti i imaju uglavnom vertikalne aksijalne površi i ose koje tonu prema severozapadu. Na zapadnom krilu, prema zoni Vrvi Kobile mali nabori pokazuju zapadnu vergencu a ose blago tonu ka jugoistoku. Istočno krilo sinklinorijuma je intenzivnije ubrano od zapadnog i nabori imaju istoične vergence. Sinklinorijum je iseparisan brojnim longitudinalnim, transverzalnim i dijagonalnim rasedima. Posebno su upadljivi longitudinalni razlomi. Na taj način čitavo područje je izdeljeno na veliki broj manjih blokova (parketna struktura) čije su duže ose orijentisane pravcem SSZ-JJI.

67

(c) Čemernički antiklinorijum se nalazi između reke Vlasine na severu i Vrle na jugu. Na zapadu se graniči sa južnomoravskim sinklinorijumom na istoku sa sinklinalom Vlasine. Ove dve poslednje granične oblasti potencirane su snopovima longitudinalnih raseda koji su locirani dolinom Čemernice i Vlasine, prema vlasinskoj sinklinali i istočno od Surdulice i Mačkatice, pema južnomoravskom sinklinorijumu.Osni delovi izgrađeni su od hlorit-muskovitskih škriljaca koji na niže prelaze u gnajseve. Javljaju se i druge stene kao ulošci (albit-hloritski, albit-aktinolitski i hlorit-epidotski škriljci, ređe i mikašisti). U severnom delu čemernički antiklinorijum je ubran u sistem stisnutih izoklinih nabora, prevrnutih i sa izraženim istočnim vergencama. U središnjem delu najupadljiviji strukturni oblik je doma Ostrozuba. B. Petrović (1969) smatra da se u jezgru ove periklinale nalazi neotkriveni kiseli pluton. Reč je o prostoru vrlo složenog sklopa u ranijim fazama jako izraženog linearnog afiniteta, čija je konačna verzija najverovatnije proizvod inkorporiranja hipotetičkog kiselog plutona. Južni deo antiklinorijuma (područje najviših delova Čemernika) zbog intenzivnih razlamanja i rotacije blokova ne pokazuje neku pravilnost u orijentaciji folijacije. Rupturni sistemi su predisponirali mlađe (tercijarne) magmatske produkte, tako da su u njihovim zonama smešteni daciti Dobrog Polja, Ruplja i Surdulice.

(d) SinklinalaVlasine je smeštena istočno od čemerničkog antiklinorijuma. Izgrađena je pretežno od hlorit-muskovitskih škriljaca. Sinklinala je izrazito deformisana longitudinalnim dislokacijama. Najveći deo njih koji direktuju ovo područje je istočno vergentnosa obeležjima reversnih smicanja. Ove zone su obično praćene kataklazitima i milonitima. Pored longitudinalnih, sinklinala je ispresecana transverzalnim i dijagonalnim rasedima i na taj način izdeljena na mnoge blokove. U oblasti Grdeličke Klisure na jednom relativno uskom prostoru preko zelenog kristalina Vlasinskog kompleksa leže senonske naslage predstavljene klastitima, karbonatnim peščarima, glincima, laporcima, pelaškim laporovitim krečnjacima i na kraju konglomeratima i brečama.

(e) Zona navlake Tumbe i Tegošnice obuhvata terene istočno od reke Vlasine. U toj oblasti izvršeno je navlačenje stena zelenog kompleksa preko tvorevina starijeg paleozoika a ovih preko sedimenata mezozoika. B. Petrović (1969) je u ovom prostoru izdvojio dve subjedinice: područje navlake Tumbe i staropaleozojski pojas. Kristalasti škriljci navlake Tumbe imaju izrazito linearan sklop i monokliničnu simetriju. Ubrani su u izokline i stisnute nabore i poseduju jasno izraženu istočnu i severoistočnu vergencu.

Staropaleozojski pojas je ograničen na zapad-jugozapadu navlakom Tumbe a na istoku-severoistoku navlakom Tegošnice. Ovaj pojas paleozojskih stena ne bi mogao biti uključen u Srpsko-makedonsku masu. Njega na primer Vujičić i drugi (1980) uključuju u Lužničku zonu, M. Anđelković (1982) u mlavsko-tegošničku zonu Moravida, Grubić (1969) u golubačku jedinicu Karpato-Balkanida, Dimitrijević (1995) u gornjačko-ravaničku zonu Karpato-Balkanida.

68

4.2.2.3.2.7. Trgovište-Božica

Ovo područje koje je najvećim delom izgrađeno od laptinolita gornjeg komleksa (rifeokambrijumske starosti) i paleozojskih granita, nalazi se jugoistočno od Vranjskog tercijarnog basena. Pored ovih tvorevina markantno mesto zauzima i granitoid Surdulice i brojna subvulkanska tela dacita, kvarclatita i andezita oligocenske starosti. U manjoj meri u graničnoj oblasti donjeg i gornjeg kompleksa Srpsko-mekedonske mase rasprostranjene su i gornje eocenske tvorevine.

U kristalinu gornjeg kompleksa M. Babović (1977) je izdvojio četiri strukturno homogene celine: brahiantiklinalu Crnooka, razlomni pojas Radovnica-Karmenica, oblast gornjeg toka Pčinje i oblast između vranjskog rova i surduličkog masiva (Sl. 36).

Slika 36. Tektonska skica kristalastog terena na krajnjem jugoistoku Srbije

(po M. Baboviću).

69

a. Brahiantiklinala Crnooka se nalazi južno od Bosilegrada i ima dužu osu orijentisanu pravcem SZ-JI. Kristalasti škriljci koji je izgrađuju su metamorfisani u donjem delu do epidot-amfibolitske facije (serija Jerešnika) a u gornjem do facije zelenih škriljaca (lisinska serija ordovicijumske starosti). Viši stepen metamorfizma jarešničke serije posledica je intrudovanja paleozojskog granita Jarešnika koji je izvršio migmatizaciju okolnih škriljaca svog oboda. Lisinska serija, odozdo na više, predstavljena je apatitskim peščarima sericitsko-grafitičnim škriljcima i kvarcitima i na kraju sa hlorit-sericitskim škriljcima sa ulošcima mermera, kvarcita i kalkšista. U tvorevine ove serije intrudovan je paleozojski granit Doganice.

Jugozapadno krilo brahiantiklinale je strmije od severoistočnog i redukovano je razlomnim zonama Ravnica-Karamanica sa epizodnim navlačenjima prema jugu preko paleogenih tvorevina Tlamina.

Severoistočno krilo je blaže ali je komplikovano sekundarnim nabornim deformacijama. Na severozapadu brahiantiklinala se završava do surduličkog granitoida a na jugoistoku uz blago povijanje ka jugu, prelazi u Bugarsku.

U oblasti severoistočnog krila brahiantiklinale preko tvorevina lisinske serije leži serija Božice. One su međusobno razdvojene granitoidom Božice (pre silurske starosti). Božička serija je izgrađena uglavnom od muskovit-hloritskih škriljaca, mikašista i leptinolita feldspatisanih i granitisanih uz granit Božice. Superpozicioni odnosi pomenutih serija i granita nisu baš jasni, verovatno su i tektonski iskomplikovani.

Istočno od brahiantiklinale Crnooke pa prema bugarskoj granici preko lisinske serije transgresivno leže sericitski filiti, grafitični argilofiliti, metakonglomerati i peščari sa interkalacijama rekristalisanih krečnjaka (devonske starosti). Uz samu bugarsku granicu istočno od Bosilegrada u kontaktu sa neogenim tvorevinama nalaze se metamorfisani konglomeratični peščari i sericit-hloritski škriljci sa proslojcima kalkšista (donji trijas), preko kojih leže anizijski krečnjaci mestimično dolomitični i dobro uslojeni krečnjaci sa proslojcima rožnaca (ladin?).

b. Razlomni pojas Radovnica-Karamenica je pružanja SZ-JI a reč je o zoni kristalastih škriljaca uklještenih između brojnih dislokacija i tercijarnih efuziva. Kristalasti škriljci pripadaju delom lisinskoj a delom stajevačkoj seriji. Stajevačka serija je rasprostranjena i u drugim oblastima ovog regiona. Postepeno se razvija iz serija Vranjske Banje i predstavljena je metamorfiima sa uglavnom jednoličnim litološkim sastavom (hloritsko-muskovitski škriljci). Folijacija pada prema zapadu što ide u prilog da je reč o intenzivno deformisanom JZ krilu brahiantiklinale Crnooka.

c. Oblast gornjeg toka Pčinje zauzima prostor severoistočno od pčinjskog senosno-paleogenog sedimentacionog prostora. Kristalasti škriljci gornjeg

70

kompleksa (stajevačka serija) grade prostranu monoklinalu pružanja SZ-JI sa padom ka jugozapadu (monoklinala Kaćura, Babović, 1969). Dalje ka zapadu, monoklinala povija ka jugu uz porast metamorfizma škriljaca koji je izgrađuju (prolaz ka seriji Vranjske Banje). Ima mišljenja da je monoklinala Koćure u stvari severno krilo jedne veće plikativne strukture (Pčinjske sinklinale) čija osa tone prema severozapadu.

d. Oblast između vranjskog rova i surduličkog masiva je tektonski veoma deformisana naročito razlomnim strukturama. Ovo područje izgrađeno je pretežno od kristalastih škriljaca metemorfisanih do epidot-amfibolitske facije (serija vranjske banje), dakle veoma su slični tvorevinama donjeg kompleksa Srpsko-makedonske mase. Postoji mišljenje da su to škriljci gornjeg kompleksa koji su progresivno metamorfisani, ali ima i drugačijih tumačenja sve do onih koji dovode u sumnju dvoetažnu podelu metamorfita Srpsko-makedonske mase, smatrajući masiv jedinstvenim kompleksom stvaranim od rifeja (možda i ranije) pa do ordovicijuma ili početka silura.

Plikativni oblici u ovom području dijagonalno seku generalni strukturni plan kristalastih škriljaca, pojava koja se može objasniti na dva načina: da su to starije strukture formirane pre utiskivanja surduličkog granitoida ili da su nastale istim kinematskim aktom kao surdulički masiv (Babović, 1976).

4.2.3. Karpato-Balkanidi

4.2.3.1. Pregled mišljenja i koncepcija o građi Karpato-Balkanida

4.2.3.1.1. «Predistorija»

Karpato-Balkanidi se nalaze u terenima istočno od Srpsko-makedonske mase. Njenom zapadnom granicom obično se smatra Moravska dislokacija. Najstariji podaci o geološkim osobinama Karpato-Balkanida nalaze se u radovima Ami Bue-a. U «Geološkoj skici evropske Turske“ Bue je prikazao niz podataka većinom samo sumarnih o geologiji ovih terena. Mnogo više detalja i pouzdanijih podataka pružili su stari geolozi i rudari: A. Herder (1846), A. Brejdhaud (1856), B. Kota (1863) i dr. Naročito značajan prilog geologiji Srbije su «Geološke beleške iz severoistočne Srbije» koje je 1870. objavio E. Tice. Za poznavanje terena Stare planine značajne priloge dao je Franc Tula (1881). Posebno je značajno u proučavanju istočne Srbije objavljivanje «Geološkog pregleda Kraljevine Srbije» 1889g. i «Osnova za geologiju Srbije»- dve izvanredne sintetske monografije Jovana Žujovića. Ti radovi služe i danas kao početna literatura od koje istraživači započinju upoznavanje sa geologijom Srbije. Kasnije u svom glavnom delu «Geologija Srbije» (1893) Žujović je je sintetski prikazao nivo poznavanja Srbije krajem XIX veka. U njemu je prikazao ukratko svu raniju literaturu i sve do tada prikupljene podatke o geologiji Srbije.

71

Najpotpuniji pregled geologije Istočne Srbije publikovao je V. Petković 1935, u posebnoj monografiji «Geologija Istočne Srbije».

Od naših istraživača S. Radovanović (1891) prvi je zapazio na terenu da se svi nabori i druge tektonske zone iz Banatskih planina nastavljaju preko Dunava u Istočnu Srbiju a zatim menjaju svoj pravac i delom se produžavaju u Balkanske planine.

Prvu geotektonsku reonizaciju istočne Srbije dao je J. Cvijić 1904. u svojoj čuvenoj studiji « Tektonika Balkanskog poluostrva». U istočnoj Srbiji on je izdvojio četiri glavne geotektonske jedinice:

1. Zapadni Balkan –sagrađen od mezozojskih stena ubranih u velike nabore.

2. Južni Karpati- koji ka Timoku povijaju ka istok-jugoistoku i delom tonu pod bugarsku tablu.

3. Između glavnih delova ova dva nabrana sistema leži velika potolina Crne reke od koje su se odbijali mađi nabori. Usled toga ne postoji neposredna veza između južnih Karpata i zapadnog Balkana.

4. Zona mezozojskih terena u istočnoj Srbiji koje se neposredno gubi u boje Balkanskih planina, kojoj Cvijić nije dao nikakvo posebno ime.

Cvijić (1924) je smatrao da ne postoji veza između Karpata i Balkana u ovim prostorima, već da je prekinuta Crnorečkim eruptivom i da njihove bore nestaju oko Timoka.

Počev od prvih godina prošlog stoleća tektonsko proučavanje Karpato-Balkanida zasnivalo se na modernim i savremenim geotektonskim koncepcijama. Može se smatrati da su u razvoju ideja o građi ovih planina dominirala tri osnovna pravca. U prvom od njih u Karpato-Balkanidima je razvijen jedan veliki šarijaž sa pratećim pojavama. Drugi pravac obuhvata istraživače koji su izdvajali 5-6 ili 7 navlaka (bilo kao individualnih fenomena ili u okviru paketa). Treću grupu autora čine oni koji smatraju da u Karpato-Balkanidima preovlađuju para autohtone i autohtone strukture.

4.2.3.1.2. Tumačenje tektonike Karpato-Balkanida sa pozicija jedne velike navlake(šarijaža)

Na šarijašku građu jednog dela Karpato-Balkanida prvi je ukazao rumunski geolog R. Murgoči 1905. On je posmatrao mezozojske zone u južnim Karpatima i konstatovao da one ne grade sinklinale niti da leže u potolinama, kako se to ranije smatralo, nego predstavljaju antiklinale na koje tektonski naležu ili preko kojih u potpunosti leže kristalasti škriljci. Takvi odnosi po njemu postoje

72

i južno od Dunava u okolini Donjeg Milanovca na desnoj strani Porečke reke i na Miroču. Taj šarijaž Murgoči je nazvao Getska navlaka. Svetolik Radovanović je bio prvi od naših geologa koji je prihvatio Murgoćijeve koncepcije o šarijaškoj građi Istočne Srbije. 1907 godine u poznatom predavanju na Srpskom uglednom društvu «O šarijažu u Istočnoj Srbiji» izložio je niz dokaza za postojanje getske navlake i istakao zaključak «da se u oblasti južnih Karpata i Severoistočne Srbije krajem donje krede izvršio jedan veliki šarijaž od kristalnih škriljaca prve grupe sa njihovim mezozojskim pokrivačem poglavito od plitkovodne facije donje krede preko autohtonog mezozoika većinom cefalopodske facije, odnosno preko verukana i kristalastih škriljaca druge grupe sa granitima». Ta velika navlaka nalazi se između istočne Miročke kristalaste zone Porečkog odnosno Gornjanskog masiva i Majdanpečke i Dobranske strane na zapadu. Veliki njen deo je erodovan i razoren pa je prvobitno jedinstvena šarijaška ploča razorena i uništena na mnogo mesta. Na taj način otkriveni su u tektonskim prozorima autohtoni tereni: Miročki mezozoik, Dunavski mezozoik zapadno od D. Milanovca i jedan deo terena na levoj obali Porečke reke.

Slika 37. Geološki profil kroz SI-Srbiju.

Skica ovog velikog šarijaža koji je Radovanović prikazao 1906. godine nije se sačuvala ali po rasprostranjenju Getskog šarijaža po Radovanoviću možemo da sudimo na osnovu jednog njegovog nešto mlađeg rada. U tom radu je otprilike ovako rasprostranjenje dato. Međutim u tom istom radu on je objavio profil koji je autentičan (Sl. 37., Radovanović, 1916).

Posebno je važna konstatacija Radovanovića de je Getski šarijaž ograničen na severoistočnu Srbiju. Pojave navlačenja, kraljuštanja i nabiranja i drugi složeni odnosi koji su bili poznati iz drugih delova Istočne Srbije po Radovanoviću nemaju veze sa Getskom navlakom. Osim toga 1916. Radovanović je izložio mišljenje da je Getska navlaka formirana u severoistočnoj Srbiji krajem mezozoika a ne krajem donje krede, kako se to ranje smatralo. Prema tome, navlačenje nije bilo izazvano Austrijskim tektonskim pokretima, nego Laramijskom ili nekom mlađom Alpskom fazom.

Pristalica prisustva jedne velike navlake u Istočnoj Srbiji bio je poznati bugarski geolog Stefan Bončev. U nizu radova objavljenih između 1910 i 1913 godine Bončev je prikazao tektonsku građu zapadnog Balkana i jugoistočne Srbije. Po Bončevu u Srbiji je postojala jedna ogromna šarijaška ploča , raskomadana u veći broj tektonskih krpa i kasnije razorena. Takvu tektonsku krpu

73

predstavlja i partija kristalastih škriljaca kod Halova u Timočkoj klisuri. Ti su škriljci dogurani čak iz predela Aleksinca i putovali su preko autohtonog terena skoro 60 km. Ostaci ove velike navlake nalaze se i u drugim delovima Istočne Srbije. U terenima Ozrena, Rtnja, itd. Zatim Tupižnice. Za razliku od tih delova Istočne Srbije koji predstavljaju produženje Južnih Karpata i karakterišu se prisustvom navlaka, zapadni Balkan je tektonski oblikovan u nekoliko velikih antiklinala. To su Predbalkanska, zatim zapadnobalkanska i Centralnobalkanska antiklinala koje je Bončev kasnije nazvao Berkovska i Belograšička antiklinala. Ove antiforme završavaju se na severu i severozapadu u Timočkoj „niskoj strukturnoj zoni“ i dugačkom razlomu koji se proteže linijom Knjaževac-Pirot-Viskijar. Na taj način i Bončev je prihvatio Cvijićevu ideju da se Karpati ne produžavaju u Balkan nego su u vidu Getske navlake navučeni preko ubranih terena zapadnog Balkana.

Prisustvo Getske navlake u Južnim Karpatima i Istočnoj Srbiji podržali su zatim A. Štrekajzen 1932 (švajcarski geolog koji je dugo radio u Rumuniji) i B. Milovanović 1953 g.

Prisustvo jedne navlake u Istočnoj Srbiji podržao je i Leopold Kober u poznatom radu „Glavne tektonske crte Jugoslavije“ (1952). U toj publikaciji Kober uzima da u Istočnoj Srbiji postoji jedna velika navlaka kretana prema istoku. To je tzv. Glavna Balkanska navlaka koju Kober naziva Moravidi. Ispod nje, u reonu D. Milanovca i Miroča u tektonskom prozoru otkriveni su „danubidi“ koji leže preko predgorja.

Pored navedenih podataka o gledištu Kobera, treba posebno istaknuti da po njemu Karpato-Balkanskom orogenu pripada i kristalin Srpsko-makedonske mase u vidu tzv. Gornjih Moravida. Sa postojanjem Getske navlake u Južnim Karpatima i Istočnoj Srbiji slažu se gotovo svi savremeni rumunski geolozi među kojima svakako treba istaći doajena rumunske geologije A. Kodarća koji je u koncepciju Murgoćija i Radovanovića uneo posebnu nijansu izdvojivši ispod Getske navlake i Severinsku navlaku izgrađenu od sinajskog fliša.

4.2.3.1.3. Tumačenje tektonike Karpato-Balaknida sa pozicije većeg broja individualnih navlaka

Koncepciju o šarijaškoj građi Južnih Karpata i Istoče Srbije prihvatio je i J. Žujović (1923g.). Žujović kaže: „ Karpati su formirani u više oregenih faza a mlađim od njih su nastali “čitavi stogovi od navlaka“ od kojih su neki danas predstavljene mnogobrojnim egzatnim gvozdovima i čalijama, čije su povorke povrstane u dvema dugačkim zonama, severnoj i južnoj. Južna zona je dugačka 550 km i na 100 km ima dve hiljade navlačaka a ima i mesta gde ih na jednom kilometru kvadratnom ima i po 30“. Posebno je značajno da je Žujović prepostavljajući mogućnost “ da će se u ovoj oblasti naći navučenih pokrova“ upozorio na izvesnu opreznost i potrebu da se ti tereni dodatno ispitaju naročito u onim krajevima “u kojima detaljna geološka kartiranja nisu još ni otpočeta“.

74

Slika 38. Tektonska skica istočne Srbije (V. Petković, 1930)

Najviše podataka o tektonskom sklopu Istočne Srbije i sintezu o strukturnim odnosima u njoj objavio je V. Petković u svoje dve studije: „O tektonskom sklopu Istočne Srbije“ štampanom u „Glasu„ Srbske akademije nauka 1930 g. i „Geologija Istočne Srbije“ štampanom u posebnim izdanjima Srbske akademije nauka 1935 g. po Petkoviću tektonski sklop Istočne Srbije karakteriše se izrazito Alpskom strukturom-poleglim borama, kraljuštima i pravim navlakama. Ta složena struktura formirana je u dva glavna intervala:

a) U starijoj etapi, koja je otpočela u karbonu, stvorene su prve antiklinale.

b) U mlađoj etapi, koja je počela sredinom krede, došlo je do sve jačeg ubiranja i poleganja antiklinala prema istoku i severoistoku, izuzetno retko i ka

75

jugoistoku. Pri tome, antiklinale su počele da „pucaju“ i nastale su uzdužne dislokacije duž kojih je izvršeno „prevlačeje velikih ploča jednih preko drugih“.

Ceo proces ovakve aktivnosti odigrao se tokom dve faze: u presenonskoj i postsenonskoj. Postsenonsko pokreti su bili znatno jači i doveli su do formiranja prostranih navlaka.

Od uzdužnih dislokacija V. Petković je izdvojio tri glavne: moravsku, pečku-svrljišku i porečko-timočku. Ove dislokacije dele Karpato-Balkanide Istočne Srbije na nekoliko zona meridijanskog pružanja koja predstavljaju navlake kretane prema istoku i severoistoku (Sl. 38). pri tome je formirano šest navlaka: moravska, rtanjsko-kučajska, tupižnička, porečka, miročka i đerdapska. Pored navlaka, V. Petković je izdvojio i autohtone oblasti: zapadno od Donjeg Milanovca, ugljonosne terene timočke zone, područje Stare planine i područje sinajskih slojeva.

Slika 39. Tektonska skica Karpato-Balkanida (m. Anđelković, 1967).

76

Između dva svetska rata preovladale su pristalice koncepcije V. Petkovića koja je bila paradigma u tumačenju geološke građe Karpato-Balkanida. Jedinu nijansu u takvom shvatanju uneo je K. Petković (1937) izdvajajući u terenima Krajine sedmu- mokranjsku navlaku.

K. Petković (1960) uneo je dodatne izmene u shvatanju V. Petkovića i izdvojio sledeće jedinice u Karpato-Balkanidima Istočne Srbije: moravsku navlaku, ridanjsko-krepoljinsku kraljušt, rtanjsko-kučajsku navlaku, porečku navlaku, vidličku kraljušt, miročku navlaku, staroplaninski antiklinorijum, đerdapsku navlaku i antiklinorijum Vrške Čuke. Ova skica tektonske građe Karpato-Balkanida Istočne Srbije štampana je 1960. u okviru Tektonske karte Evrope razmere 1:2 500 000.

U ovu grupu shvatanja spadaju i gledišta M. Anđelkovića (1967), M. Anđelkovića i B. Sikošeka (1967) samo što su na njihovim skicama znatno veći prostori označeni kao autohtoni, pa se može smatrati da su ova dva autora pokušala da pomire koncepciju o većem broju navlaka sa mišljenjima istaživača koji su zastupali gledišta da se u Karpato-Balkanidima Istočne Srbije nalaze samo paraautohtone i autohtone tektonske jedinice (Sl. 39). Od navlaka, ova dva autora izdvojili su: moravsku, lužničku, gornjačko-suvoplaninsku, tupižničko-tepošku i vidličku. U paraautohtonu jedinice stavljene su dobrodolska i krajinska, a u autohtone: kučajsko-svrljiška, timočka, porečko-staroplaninska i miročka.

4.2.3.1.4. Tumačenje tektonike Karpato-Balkanida sa pozicije postojanja paketa navlaka

Cvijić (1908) je izneo mišljenje da se na teritoriji severoistočne Srbije mora nalaziti više šarijaža. To je samo bila njegova teoretska pretpostavka, bez konkretnih podataka. Sličan odnos prema ovom problemu imao je i Žujović(1923).

Kober (1952) je izdvojio jednu navlaku koju je nazvao Moravidima ali je smatrao da nije monolitna već da je izgrađena od manjih navlaka koje su navučene preko Dunavskog autohtona i pri tome je i sam Danubikum polegao preko predgorja Vlaške ili Bugarske table.

Kako su koncepcije o postojanju jedne velike i većeg broja manji (individualnih) navlaka u koliziji, i praktično isključuju jedna drugu, Sikošek i Maksimović (1964) su takve ne saglasnosti pokušali da prevaziđu jednim objašnjenjem koje kombinuje ove dve suprotnosti. Oni su izdvojili tri krupne jedinice: Getikum (alohton), Infragetikum (paraautohton) i Danubikum (autohton) (Sl. 40.). Prvo je formiran Getski šarijaž i njegov Infragetski paraautohton, a zatim je došlo do razlamanja duž longitudinalnih dislokacija i formiranja strukturnih celina koje su po istočnovergentnim reversnim sistemima navlačene jedne preko drugih. Na taj način iskomplikovala se prvobita jedinstvena i velika Getska šarijaška ploča i nastao je veći broj manjih navlaka koje su po položaju i broju istovetne sa onima koje je izdvojio K. Petković.

77

Slika 40. Geotektonska šema istočne Srbije između Dunava i Timoka (B. Sikošek i

B. Maksimović, 1965).

A. Grubić (1974) u Karpato-Balkanidima Istočne Srbije je izdvojio dva (tri) paketa navlaka:getski i krajinski (sinajski) ili uz razdvajanje ovog drugog na sinajski i kvazisinajski (Sl. 41). Oni su navučeni preko danubijskog autohtona po superpoziciji ozdo na više: kvazisinajski, sinajski (infragetikum) i getski. Formiranje krupnih šarijaških struktura završeno je krajem krede a njihovo razbijanje duž longitudinalnih dislokacija na manje navlake uz prateći istočnovergentni tektonski transport obavljeno je krajem paleogena i početkom miocena. Na taj način u okviru ovih velikih šarijaža formirane su sledeće manje navlake: golubačka i lužnička (kao individualne navlake), zatim getske jedinice-navlake (suvoplaninska-kučajska, timočka, tupižnička, vidlička, porečko-staroplaninska, i getske tektonske krpe), infragetske jedinice-navlake (ultamafitska, kosovička i subkosovička) i danubijski autohton (dunavska i miročka jedinica).

78

M. Anđelković i P. Nikolić (1974-78) takođe izdvajaju tri paketa navlaka (Sl. 42.): Skordikum (sa manjim navlakama: osaničkom, majdanpečkom, boljetinskom, klokočevačkom, đerdapskom i mokranjskom); Karpatikum (sa manjim navlakama: lužničkom, gornjačko-suvoplaninskom, ridanjsko-sićevačkom, kučajsko-svrljiškom, timočkom, tupižničko-tepoškom, vidličkom i dobrodolsko-grliškom) i Krajinikum (zone Dobre i Pesače) i Balkanski autohton (staroplaninsko-porečka zona, milanovačko-novokorintska zona i miročka zona). Bez obzira na sličnost po broju izdvojenih navlaka, rejonizacije Grubića i Anđelkovića i Nikolića su veoma različite, ne samo po prostornim i geometrijskim gabaritima, već i funkcionalnim elementima a posebno po suštinskom pristupu ovoj materiji.

Slika 41. Savremeni raspored osnovnih tektonskih jedinica istočne Srbije

po A. Grubiću (1974).

79

Slika 42. Tektonska skica Karpato-balkanida istočne Srbije po M. Anđelkoviću i

P. Nikoliću (1974-1978).

4.2.3.1.5. Tumačenje tektonike Karpato-Balkanida sa pozicije parautohtonizma-hipoteza o megaantiklinorijumskoj građi

Gledište po kome navlake nisu najvažniji elemenat u tektonskom sklopu Karpato-Balkanida zastupali su Grubić i Antonijević (1961/1962). Po njima u ovim terenima razvijene su hibridne strukture (razlomne i naborne) usled čega planine istočne Srbije imaju veoma složenu geološku građu. Sve su jedinice autohtone ili paraautohtone. Kao celina, Karpato-balkanidi istočne Srbije su jedan složen i prostran megaantiklinorijum izgrađen od nekoliko manjih horst-antiklinorijuma i rov-antiklinorijuma a ovi na veći broj strukturno-facijalnih zona koje su međusobno odvojene longitudinalnim dislokacijama (Sl. 43).

80

Slika 43. Tektonska rejonizacija istočne Srbije po A. Grubiću (1967).

Veoma slično gledište o građi istočne Srbije imao je i E Bončev (1962) koji je izdvojio četiri krupne jedinice: Južne Karpate, Zapadni Balkan, Krajištide i Sređegorje.

Posebno je interesantna koncepcija o Krajištidima koju Bončev razrađuje od 1936 g. Po Bončevu, Krajištidi predstavljaju veliku zonu razlamanja, stari tektonski lineament koji se po svom upadljivom pružanju od Apuzenskih pl. u Rumuniji preko zapadnih delova Istočne Srbije, Krajišta u Bugarskoj i doline reke Strume do Orfanskog zaliva, upadljivo ističe u građi Balkanskog poluostrva. U ovom sistemu ističu se složene naborne i rasedne strukture, formirane u toku Alpske orogene epohe.

Za Krajištide je karakteristično postojanje velikih uzdužnih razloma po kojima su vršena kretanja prema istoku ali i kretanja sa zapadnom vergencom. Naročito je značajno, po Bončevu, da Krajištidi predstavljaju “most“ koji na

81

severu naleže na Južne Karpate a na jugu na Balkanide i spaja ih u Karpatsko-Balkanski planinski luk.

4.2.3.1.6. Tumačenje tektonike Karpato-balkanida sa pozicija klasičnog autohtonizma

Rodonačelnici tumačenja tektonike Karpato-balkanida na ovaj način su Muratov (1949) i Jaranov. Po njihovom shvatanju sve strukture u Karpato-balkanidima istočne Srbije su autohtone i predstavljene su antiklinorijumima i sinklinorijumima koji su omeđeni rasedima. Po Muratovu ti granični rasedi mogu da budu i reversni, dok su po Jaranovu to isključivo vertikalna smicanja duž rasednih površi. Oba autora ističu da su tereni Istočne Srbije deo velikog megaantiklinorijuma Karpato-Balkanskog luka.

xxx

Danas je većina ovih gledišta o tektonskom sklopu Karpato-Balkanida istočne Srbije samo istorijski podatak. To se odnosi pre svega na tumačenja sa pozicije autohtonizma i parautohtonizma ali i onih koji su smatrali da u terenima Karpato-Balkanida postoje samo individualne navlake.

Sva novija istraživanja su pokazala da u sklopu istočne Srbije postoji velika getska navlaka i ispod nje infragetska (krajinska, u Rumuniji severinska) koje su kretane ka istoku preko dunavskog autohtona (dole infragetski a preko njega getski šarijaž). Takođe je evidentno da su longitudinalnim dislokacijama ove krupne navlake (i njihov autohton) izdeljene na manje istočno-vergentne navlake. Na kraju, daljom separacijom poprečnim i dijagonalnim rasedima i subsidencijalno- elevacionim procesima formiran je skup složenih hibridnih struktura tipa horst antiklinala (antiklinorijuma) i rov sinklinala (sinklinorijuma) (zapadni i središnji deo Karpato-Balkanida istočne Srbije). Ovakvi odnosi najbolje su sačuvani u istočnom delu Karpato-balkanida Srbije.

U ovom kursu geološka građa Karpato-balkanida biće prikazana po koncepciji A. Grubića (1974, 1980) sa manjim-neznatnim izmenama pre svega eliminaciji golubačke zone i rasprostranjenju i građi Krajinikuma.

4.2.3.2. Osnovne karakteristike geološke građe Karpato-balkanskih jedinica

Sva geološka istraživanja Karpato-Balkanida istočne Srbije pokazuju nedvosmisleno da u tim planinama ima više longitudinalnih tektonskih zona između kojih postoje veće ili manje litofacijalne, stratigrafske i strukturološke razlike. Zbog toga su skoro svi geolozi, koji rade u ovim terenima, saglasni da u istočnoj Srbiji mogu da se razlikuju: golubačka, lužnička, suvoplaninska, kučajska, timočka, tupižnička, vidlička, porečka, staroplaninska, dunavsko-ošljanska, miročka i krajinska zona. Poslednje dve zone su jako složene jer su u njima otkrivene u superpoziciji sve šarijaške strukture severoistočne Srbije. Zbog

82

toga u današnjem planu ove dve zone može da se razlikuje više podzona (u miročkoj: miročka s.str istočnomiročka, tekijska, kosovička i sipska; u krajinskoj: mihajlovačka i mokranjska).

Granice glavnih zona Karpato-balkanida u istočnoj Srbiji uvek su obeležene markantnim rupturama ali su odnosi između njih interpretirani na različite načine (ultranapistički, umereno napistički, parahtonistički i autohtonistički).

Postoje brojni dokazi po kojima u ovom momentu najrealnije izgleda interpretacija koja se oslanja na na prisustvo: (1) lužičke navlake, (2) paketa getskih navlaka, (3) paketa infragetskih navlaka i (4) jedinica dunavskog autohtona. Ove mezozojske (primarne) navlake su kasnije longitudinalno izrasedane što je imalo za posledicu formiranje pomenutih tektonskih zona koje u stvari, predstavljaju mlađe, odnosno sekundarne jedinice (Sl. 44).

4.2.3.2.1. Lužnička jedinica

Ova jedinica je otkrivena samo u jugozapadnom delu istočne Srbije između Nišave i jugoslovensko-bugarske granice. Na zapadu ona je u kontaktu sa Srpsko-makedonskom masom, a na istoku se graniči sa suvoplaninskom zonom.

Lužnička zona je izgrađena od paleozojskih semimetamorfita, trijaskih karbonata, zatim od lijaskih klastita sa ugljem, dogerskih krečnjaka i laporaca, malmskih algalnih krečnjaka, titonskog i berijaskog fliša sa amonitima, neokomskih laporaca sa amonitima i organogenih baremskih krečnjaka. Po ovakvim osobinama svoga geološkog stuba, a naročito po titonskom i berijaskom flišu, lužnička zona se upadljivo odvaja od susednih jedinica.

U tektonskom pogledu lužnička zona predstavlja navlaku, koja je u austrijskim pokretima prekrila terene Suve planine, ali je kasnije prenabrana i velikim delom erodovana naročito u svome istočnom delu. Danas ova zona predstavlja jednu dobro izraženu antiklinalu koja ima istočnu vergencu i ezitativan tektonski kontakt po rasedu Murgovice sa suvoplaninskom zonom. Od većih strukturnih elemenata vredno je pomenuti antiklinalu Talambasa koja dominira središnjim delovima lužničke zone i sinklinalu Rajne reke i Rakite.

4.2.3.2.2. 4.2.3.2.2. Paket getskih jedinica

Getske zone i getske tektonske krpe predstavljaju jednu složenu paragenezu struktura u koje je naknadnim tektonskim procesima transformisana getska navlaka. Ovoj zajednici struktura pripadaju: suvoplaninska, kučajska, timočka, tupižnička i porečko-staroplaninska zona, zatim golubinjski, tekijski i sipski kristalin sa kristalastim masicama severoistočne Srbije (Planinica, Malajnica, Strnjek, Jasikovo, Halovo i dr.).

83

Slika 44. Karpato-balkanidi istočne Srbije.

84

4.2.3.2.2.1. Suvoplaninska zona

Ova relativno uska tektonska zona provlači se kroz celu istočnu Srbiju. Ona leži između Srpsko-makedonske mase i lužničke zone na zapadu i kučajske zone na istoku.

U suvoplaninskoj zoni je konstatovano prisustvo: silurskih anhimetamorfita, devonskog fliša, gornjokarbonskih klastita, permskih crvenih peščara, donjotrijaskih šarenih peščara, zatim srednjotrijaskih, jurskih i donjokrednih (zaključno sa aptom) krečnjaka.

Unutrašnja struktura suvoplaninske zone okarakterisana je prisustvom mnogobrojnih nabora m do km dimenzija. Na jugu zone, odnosno na Suvoj planini i kod Kurilova naročito se ističe antiklinalna struktura cele zone. Severnije, međutim, u ovoj zoni se javljaju sistemi nabora sa submeridijalnom orijentacijom B osa (npr. u profilu klisure Mlave nalaze se antiklinala Ždrela i sinklinala Vukana), a između Kučajne i Dunava ima izgled zatalasane monoklinale.

Suvoplaninska zona je na istoku omeđena složenom ridanjsko-krepoljinskom dislokacionom zonom. Duž te dislokacione zone, poznate u geološkoj literaturi po prisustvu laramijskih “banatita“, uspostavljen je ezitativni kontakt sa kučajskom zonom. Na severu (u Golubačkim planinama) dislokacije u ovoj zoni su vertikalne a od Peka prema jugu zadobijaju sve blaži pad. (Sl.45). Otuda na zapadnim padinama Kučaja padni ugao ridanjsko-krepoljinske rasedne zone izosi svega nekoliko stepeni. U tim terenima istočnovergentno navlačenje po glavnoj dislokaciji ove zone iznosi desetinu kilometara, kako se to vidi po prisutnim tektonskim poluprozorima i krpama. Dalje prema jugu glavna dislokaciona površina postaje sve strmija da bi u Sićevačkoj klisuri opet zauzela vertikalan položaj a na istočnoj strani Suve planine i zapadnu vergencu.

Slika 45. Poprečan geološki profil od Bliznačkog brda preko Krupajske reke do

Beljanice po P. Bokčiću).

Promenljivi padni uglovi i vergenca ridanjsko-krepoljinske dislokacione zone na veoma očigledan način demonstriraju složene odnose između zona istočne Srbije ograničenih mladim rupturama.

85

4.2.3.2.2.2. Kučajska zona

Kučajska zona je jedna od najmarkantnijih tektonskih jedinica u istočnoj Srbiji. Izgrađena je od proterozojskih kristalastih škriljaca amfibolitske facije, i zelenih kristalastih škriljaca rifejske i donjokambrijske starosti, zatim od ordovičkih i silurskih anhimetamorfita, devonskog fliša, hercinskih i starijih granitoida, jurskih, donjokrednih (zaključno sa donjim aptom) i gornjokrednih (mlađesenonskih) krečnjaka. U istočnom delu Svrljiškog basena paleogen timočke zone delom prekriva i kučajsku zonu a na njenom jugu se nalazi babušnički jezerski paleogen. Mestimično su prisutne i donjomiocenske tvorevine sa ugljem (Krepoljinski Jasenovac, Senje i dr.). U zapadnom delu zone uz ridanjsko-krepoljinsku rasednu zonu nalaze se “banatiti“.

Kučajsku tektonsku zonu čini niz krupnih horst-antiklinalnih (Kučaj sa Beljanicom, Svrljiške planine, Kusa vrana) i monoklinalnih struktura (Rtanj i dr.) između kojih se nalaze mlade, neogene jezerske kotline tektonskog porekla : Homoljska, Sokobanjska i Svrljiška. Upadljivo velike antiforme imaju izgled malo izduženih brahinabora a njihove B ose u štajerskom strukturnom planu zauzimaju različitu orijentaciju (od pravca S-J do Z-I). U celini posmatrana kučajska zona ima strukturu horst-antiklinalne zone.

Na istočnom obodu kučajske zone nalazi se zlotska dislokaciona zona. U toj složenoj zoni, koja je nastala još u procesu austrijsko-resenske riftogeneze, većinom se zapažaju reversni istočnovergentni rasedi: kožički, majdanpečki, rtanjski, tresibabski, belavski i dr. ali ima i vertikalnih gravitacionih raseda (zlotski, na primer). U severnim i južnim delovima kučajska zona mestimično u vidu kraljušti naleže na istočnije terene.

4.2.3.2.2.3. Timočka zona

Timočka zona se proteže od Majdanpeka na severu do Pirota na jugu i predstavlja relativno usku regionalnu strukturu, koja je nastala još u gornjoj kredi.

Sudeći po prisustvu uklopaka granitoida u krednim piroklastitima moglo bi se pretpostaviti da se u neotkrivenim delovima ove strukture takođe nalaze rifejsko-donjokambrijski zeleni kristalasti škriljci, paleozojski anhimetamorfiti i hercinski granitoidi. Najstarije otkrivene tvorevine su masivni urgonski krečnjaci. Preko njih dolazi transgresivan alb i gornja kreda predstavljena flišoidnim i flišnim tvorevinama u kojima se, naročito u starijem senonu nalaze velike količine ekstrudovanog andezitskog materijala (timociti i andezitbazalti presečeni žicama latita). Mlađi senon je od rudistnih krečnjaka (vrbovački slojevi) a u paleogenom delu stuba se nalaze različiti brakični i slatkovodni klastiti, bituminozni krečnjaci, ugljonosne tvorevine i drugi sedimenti. Osim toga, za laramijske pokrete vezan je monconitski magmatizam.

86

Timočka zona je ubrana u nabore sa B-osama submeridijanskog pružanja. Pri tome, generalno posmatrano, ona pokazuje osobine izdužene i veoma sužene i složene sinklinalne strukture, čija su krila deformisana rupturama. Zbog toga timočka zona ima, u stvari, slop jednog rov- sinklinorijuma.

Od kučajske zone timočka je odvojena pomenutom zlotskom dislokacionom zonom a na istoku je ona ograničena pečko-svrljiškom dislokacionom zonom. U severnim terenima ova dislokaciona zona je sastavljena uglavnom od strmih i vertikalnih raseda (tu su borski, tupižnički i drugi) dok u južnim delovima njenim (između Knjaževca i Pirota) ona zadobija jugozapadnu vergencu tako da istočni tereni tupižničke zone sa istoka reversno naležu preko timočke zone.

4.2.3.2.2.4. Tupižnička zona

Tupižnička zona prati veliki deo istočnog oboda timočke zone. Ona počinje nešto severnije od Tupižnice, a završava se u tepoškoj strukturi JI od Pirota. Ova zona je izgrađena od silurskih anhimetamorfita i devonskog fliša, zatim od gornjojurskih i donjokrednih sprudnih krečnjaka, transgresivnog alba, gornjokrednih flišnih i flišoidnih sedimenata, vulkanita i njihovih piroklastita. Toj strukturi pripada i deo timočkog eruptivnog kompleksa koji leži istočno od borskog raseda.

U strukturnom pogledu između Tupižnice i Temščice tupižnička zona predstavlja jednu dobro izraženu sinklinalu. Na severu ona je znatno deformisana sistemom istočnovergentnih kraljušti (Tupižnica, Gamzigrad, Krivelj-Bor) a između Knjaževca i Pirota ona je veoma sužena. Dalje prema jugu njoj pripada tepoška monoklinala.

Na istoku tupižnička zona je omeđena timočko-tepoškom dislokacijom. U terenima istočne Tupižnice ova dislokacija je sastavljena od nekoliko reversnih raseda sa istočnovergentnim kraljušastim odnosima, a jugoistočno od Knjaževca ima osobine dijagonalnog homotetičkog reversnog raseda, takođe sa istočnom vergencom.

4.2.3.2.2.5. Vidlička zona

Ovoj zoni pripada, na teritoriji Jugoslavije, relativno mali teren između Temske i granice sa Bugarskom. Taj teren, poznat pod nazivom Vidlič, predstavlja u stvari, zapadni periklinalni deo velike svoganske antiforme.

U geološkom stubu vidličke zone konstatovani su donjotrijaski peskoviti krečnjaci, zatim trijaski klastiti i slojeviti plitkovodni krečnjaci, masivni krečnjaci i dolomiti, lijaski peščari (dole konglomeratični, u sredini sa grestenskom faunom, a gore sa amonitima), dogerski crvenkasti i gvožđeviti peščari, oolitski krečnjaci i obični krečnjaci sa amonitima i drugom faunom,

87

krečnjaci sa rožnacima oksforda i kimeridža, titonski i neokomski sprudni, bankoviti i masivni krečnjaci sa plitkovodnom faunom.

Mezozojski sedimenti vidličke zone ubrani su u jednu krupnu antiklinalu u čijim okvirima se zapaža veći broj manjih (m do km) nabora. I glavna antiklinala i sekundarni nabori imaju istočnu vergencu i B-ose pravca SZ-JI.

Na severoistoku vidlička antiforma je navučena preko zone Stara Planina, odnosno preko njenog zapadnog dela (visočičke sinklinale). Taj nenormalan kontakt obeležen je poznatom vidličkom reversnom i istočnovergentnom dislokacijom.

4.2.3.2.2.6. Porečko-staroplaninska zona

Ovoj zoni pripada glavni deo terena Stare planine na jugu i porečko-belorečki kristalin sa gornjanskim granitoidnim masivom i gabrom Deli Jovana na severu. Ova dva terena odvojena su timočkim tercijarnim basenom i, zbog izvesnih razlika u njihovim geološkim stubovima, bila je otežana njihova korelacija. Tek su novija istraživanja pokazala da u osnovi tih razlika leže paleogeografski i facijalni uzroci.

Najstarije stene u ovoj zoni su rifejsko-donjokambrijski kristalasti škriljci metamorfisani do amfibolitske facije ili do facije zelenih škriljaca. U njima je upadljivo prisustvo manjih i većih sočiva mermera. Na severu (porečki deo zone) preko tih stena leže devonski filitoidi sa sočivima krečnjaka i paketima subflišnih tvorevina, zatim donjokarbonski (kulmski) anhimetamorfiti sa metadijabazima i gornjokarbonski klastiti sa ugljem. Stariji i srednji delovi ovog stuba probijeni su poznatim velikim gornjanskim granitoidnim plutonom. Zbog paleomorfoloških razlika u konfiguraciji terena, preko starijih stena negde leži transgresivan lijas grestenskog tipa, a negde peskoviti i gvožđeviti dogerski krečnjaci sa mešovitom faunom.

Oksford i kimeridž su od krečnjaka sa rožnacima, u titonu, neokomu, baremu i aptu su plitkovodni i sprudni krečnjaci. Gornji deo stuba počinje trangresivnim albom preko koga je fliš gornje krede sa andezitskim vulkanitima i piroklastitima. Na Staroj planini preko zelenog kristalina leži problematična “inovska serija“, zatim vestfalski jezerski klastiti sa porfiritskim piroklastitima, crveni permski peščari, šareni peščari, kampilski peskoviti i laporoviti krečnjaci, srednjo i gornjotrijaski laporoviti krečnjaci bogati algama i faunom, donji i srednji lijas grestenskog tipa, gornjolijaski crveni peskoviti krečnjaci sa amonitima i crni listasti glinci sa amonitima i belemnitima, dogerski klastiti i laporci sa amonitima. U gornjoj juri i donjoj kredi preovlađuju laporci i pločasti laporoviti krečnjaci sa amonitima i aptihusima. I ovde se stub završava gornjokrednim slojevima sa andezitima i njihovim piroklastitima. Stariji delovi geološkog stuba sadrže gabrove ili su probijeni bajkalskim i hercinskim granitoidima i žicama permskih kvarcporfira.

88

U strukturnom pogledu ova zona u celini predstavlja zatalasani monoklinorijum sa generalnim padom na JZ. Mali nabori ove velike strukture imaju B-ose orijentisane pravcem SZ-JI.

Porečki deo strukture sa zapada je omeđen kožičkom dislokacijom prema kučajskoj zoni, zatim pečko-svrljiškom dislokacionom zonom prema timočkoj zoni i timočkom dislokacijom prema tupižničkoj zoni. Na jugu zapadna granica zone je obeležena tepoškom i vidličkom dislokacijom. Na istočnoj strani zone nalaze se donjomilanovačka i staroplaninska čeona dislokacija, koje u stvari predstavljaju površine navlačenja getskog šarijaža. Po ovoj istočnovergentnoj dislokacionoj površini porečko-staroplaninska zona je u nenormalnom kontaktu prema istočnijoj dunavsko-ošljanskoj zoni, koja već pripada dunavskoj jedinici (odnosno danubikumu).

4.2.3.2.2.7. Getske tektonske krpe

Getske zone se završavaju na istočnoj granici porečko-staroplaninske zone, odnosno na liniji po kojoj na površinu izbija tektonski kontakt između getikuma i infragetskih struktura. Istočno od te linije (to je projekcija donjomilanovačke i staroplaninske čeone dislokacije) otkrivene su i tektonske jedinice koje leže ispod getikuma a od getskog šarijaža zaostale su samo veće ili manje tektonske krpe. One su poznate na više mesta u miročkoj i krajinskoj zoni i sačuvane su u obliku monoklinala (golubinjska i sipska podzona) ili u obliku sinklinala (tekijska zona, malajnički i planinički kristalin) ili u vidu malih krpa izgrađenih od kristalastih škriljaca (zapadno od Brze Palanke i Urovice, zatim kod Jabukovca, Trnjana, Brestovca, V. Jasikova i Halova).

U gotovo svim terenima, koji se mogu shvatiti kao tektonske krpe getskog šarijaža, nalaze se kristalasti škriljci amfibolitske facije. Pretežno su to dvoliskunski gnajsevi, leptinoliti i mikašisti uz koje se javljaju u svakoj pojedinoj zoni i neke druge stene. Tako u golubinjskoj zoni ima tanjih sočiva mermera, u sipskoj se nalazi povećana količina amfibolitskih paketa, u tekijskoj i malajničkoj ima više migmatita, a prisutni su i eklogiti. Od mlađih stena u getskim krpama do sada su otkriveni, verovatno, hercinski granitoidi (sipska zona) i serija Kilome (tekijska zona) izgrađena od filitoida i debelog kompleksa metadijabaza nepoznate starosti.

Sve getske krpe nalaze se u nenormalnom odnosu prema okolnim stenama i redovno leže ili preko jako uškriljenih i rastrvenih sočiva serpentinita ili preko sinajskih slojeva.

Karakteristično je da mali (dm) nabori tečenja u tekijskom kristalinu (nastali verovatno u vreme kad je ovaj kristalin bio zahvaćen procesima metamorfizma i migmatizacije) imaju B-ose orijentisane pravcem SZ-JI (odnosno po azimutu 300 do 320 stepeni) dok je cela zona prenabrana štajerskim pokretima u veliku sinformu (km dimenzije) sa generalnom statističkom B-osom pravca S-J.

89

4.2.3.2.3. Infragetske jedinice

Ispod getskog kristalina u istočnim zonama Karpato-Balkanida otkrivene su parahtone jedinice, koje su, u isto vreme, navučene preko dunavskog autohtona. Do danas su otkrivene tri takve parahtone navlake: ultramafitska, kosovička i subkosovička navlaka. Sve one čine krajinski paket infragetskih navlaka ili Krajinikum.

4.2.3.2.3.1. Ultramafitska navlaka

Ispod getskih kristalastih škriljaca, na više mesta, nalaze se manja tela serpentinita naročito u oblasti Miroča, gde su u vidu uskih zona prisutna između getskih krpa i sinajskih slojeva na zapadnom i istočnom obodu Planinice i na zapadnom obodu tekijske podzone. Konstatovani su, zatim, i u zoni dževrinskog raseda i na granici sipske i kosovičke podzone. Zanimljivo je i da su dva manja tela crnozelenih serpentinita poznata i iz južnih delova malajničkog kristalina. Ove stene, u stvari, leže ispod kristalina i otkrivene su u manjim tektonskim prozorima. Iz krajinske zone serpentiniti su opisani i u okolini Brestovca, gde su takođe tektonski uklješteni između getikuma u povlati i sinajskih slojeva u podini.

Činjenica da se ultramafiti nalaze redovno ispod kristalastih škriljaca getskog tipa i da leže: ili preko pelaških sedimenata danubikuma ili preko sinajskih slojeva, dozvoljava da se sva ta tela povežu u jednu posebnu tektonsku jedinicu: ultramafitsku navlaku, koja je tektonski jako rastrvena tako da se javlja u vidu upadljivo diskontinuirane strukture.

4.2.3.2.3.2. Kosovička navlaka

Kosovička navlaka u Rumuniji je poznata pod nazivom severinska navlaka ali taj naziv nije najbolje izabran. Ova velika i složena parahtona struktura izgrađena je od sinajskih slojeva i u istočnoj Srbiji, otkrivena je u miročkoj zoni (na zapadnoj i istočnoj strani miročke podzone, i u kosovikoj podzoni) i krajinskoj zoni (mihajlovačka podzona).

U donjem delu sinajskih slojeva posebno se ističe prisustvo crvenih i zelenih glinaca i laporaca, često bogatih silicijom i sa ređim konkrecijama mangana. Uz ove tvorevine, poznate u Rumuniji pod nazivom slojevi Azuga, nalaze se sivi i tamnosivi laporci i glinci u smeni sa sitnozrnim peščarima. U srednjem delu sinajskih slojeva nalaze se flišne sekvence sastavljene od peskovitih krečnjaka, peskovito-laporovitih krečnjaka, tamnosivih kalkarenita, laporaca i glinaca. Sekvence gornjeg dela sinajskih slojeva izgrađene su od: brečo-konglomerata sa karbonatnim matriksom, liskunovitih konglomerata, peskovitih krečnjaka, kalkarenita, alevrolita i mikrita, laporaca i glinaca. U srednjem delu fliša nalaze se sekvence tipa Tb a u gornjem delu Ta-b, Ta-c i Tb-c.

Sinajski slojevi intenzivno su ubrani u m do Dm nabore koji se mogu dobro proučavati zbog flišne prirode sedimenata. U podzoni Kosovice ovi nabori

90

su istočnovergentni i zagnjureni (na istoku podzone) tako da prividne zapadnovergentne antiklinale predstavljaju, u stvari, rotirane i zagnjurene sinklinale. Statistička B-osa ovih nabora ima elemente 44/30. Po ovakvim svojim osobinama nabori u sinajskim slojevima u zoni Kosovice nesumnjivo pokazuju da su nastali, kao kongruentne strukture, u procesu formiranja getskih i infragetskih jedinica. Na nekim naborima jasno se vide tragovi kasnijih (štajerskih) prenabiranja u toku kojih su nastale naborne strukture velikog raspona sa B-osama pravca S-J.

Preko sinajskih slojeva u tektonskom odnosu leže ili getski kristalin ili sočiva ultramafita a ispod njih su, takođe u tektonskom kontaktu, kvazisinajski slojevi. Tako je to na zapadnom i istočnom krilu miročke podzone i u kosovičkoj podzoni.

4.2.3.2.3.3. Subkosovička navlaka

Ispod kosovičke navlake u miročkoj zoni na više mesta vidi se da leži jedna serija koja liči na sinajske slojeve ali se od njih i razlikuje po mnogim pojedinostima. To su, t. zv. kvazisinajski slojevi, koji predstavljaju bočni facijalno promenjeni ekvivalent sinajskih slojeva. Oni su otkriveni na zapadnom i istočnom krilu miročke podzone i kosovičke podzone.

Kvazisinajski slojevi takođe počinju crvenim i zelenim glincima i laporcima bogatim silicijom. Zatim, u njima se nalaze kvarcni peščari i konglomerati, crni listasti glinci sa konkrecijama pirita, laporci, crveni i zeleni rožnacima, ređe krečnjaci. Gornji deo kvazisinajskih slojeva najviše liči na sinajske slojeve. Otuda je njihovo razdvajanje veoma mukotrpan zadatak.

Nabori kvazisinajskih slojeva su slični sa plikativnim strukturama iz donjih delova sinajskih slojeva. Većinom su to kosi asimetrični i slični nabori sa zaobljenim šarnirima i submeridijanskim pružanjem B-osa. Kvazisinajski slojevi, u vidu subkosovičke navlake, leže u nenormalnom tektonskom odnosu prema sinajskoj povlati i prema gornjokrednim sedimentima miročke jedinice u podini. Oni, u stvari, predstavljaju najnižu tektonsku jedinicu infragetskog (krajinskog) paketa navlaka.

4.2.3.2.4. Dunavska jedinica (autohton)

Ispod getskog šarijaža i infragetskih jedinica u istočnoj Srbiji otkriveni su tereni koji pripadaju autohtonu. Tu spadaju mezozojski krečnjaci i flišni sedimenti u: (1) dunavsko-ošljanskoj zoni, zatim u (2) miročkoj, (3) kosovičkoj i (4) mokranjskoj podzoni. Oni su grupisani u dve jedinice: dunavsku i miročku.

4.2.3.2.4.1. Dunavska jedinica

Dunavska tektonska jedinica otkrivena je u dunavsko-ošljanskoj zoni. Na severu njoj pripadaju tereni zapadno od Porečke reke između Pesače i Donjeg

91

Milanovca i Klokočevca, a na jugu u ovoj zoni leži relativno uzan mezozojski teren na potezu Ošljane-Kadi Bogaz. Generalno posmatrana dunavsko-ošljanska zona je otkrivena između porečko-staroplaninske na zapadu odnosno jugozapadu i miročke na istoku, odnosno severoistoku.

U geološkom stubu dunavsko-ošljanske zone najstariji su kristalasti škriljci metamorfisani do facije zelenih škriljaca (albit-epidot-almandinska subfacija), presečeni mnogobrojnim žicama crvenih sijenit-porfira, zatim ultramafita i mafita. Oni su otkriveni uz Dunav i zapadno od Porečke reke. Preko ovih stena leže karbonski spiliti a zatim formacija crvenih peščara sa porfiritima i ingimbritima. Lijas, u grestenskoj faciji, pisutan je samo mestimično. Doger je predstavljen tankim horizontom klauskih slojeva bogatih amonitima, a u malmu se nalaze pločasti i grudvasti pelaški krečnjaci sa rožnacima. Stub donje krede u kome su konstatovani svi katovi, sastavljen je od pelaških mikrita (ponekad su litografskog izgleda), laporovitih mikrita i laporaca sa amonitima. U ošljanskom delu zone otkriveni su samo mlađi delovi stuba (gornja jura-donja kreda).

U strukturnom sklopu terena koji pripadaju dunavsko-ošljanskoj zoni karakterističan je veliki broj metarskih nabora sa B-osama pravca S-J i SSZ-JJI do SZ-JI sa istočnom vergencom. Kod Crnajke u gornjojurskim pločastim krečnjacima sa rožnacima razvijeni su jako stisnuti (skoro izoklini) polegli i uglasti nabori sa jako izraženom istočnom vergencom. To su nabori kakvi se često javljaju u faciji pelaških pločastih krečnjaka, kada su od njih izgrađene stene koje neposredno leže ispod većeg šarijaškog pokrova.

Na zapadnoj, odnosno jugozapadnoj strani dunavsko-ošljanska zona tone pod getski šarijaž. Karakteristično je, međutim, da se uz taj kontakt i u severnom i južnom delu zone nalaze mnogobrojne tektonske klipe, većinom izgrađene od istih stena koje su razvijene u autohtonu. U ovim klipama pored složene unutrašnje strukture može da se raspozna generalno simetričan ili inverzan raspored tvorevina.

Na istočnoj strani dunavskog dela, zona je omeđena mladim subvertikalnim porečkim rasedom, na kome je dovedena u isti nivo sa golubinjskom tektonskom krpom getskog kristalina. Istočno od ove krpe, na zapadnim padinama Miroča primećeno je da crveni peščari i jako tektonizovani gornjojurski krečnjaci sa rožnacima leže preko tamošnjih kvazisinajskih i sinajskih slojeva. Ovaj podatak ukazuje na mogućnost da je i dunavski teren prilikom oblikovanja ubran, iskraljuštan i učestvovao u parahtonim kretanjima ispod getikuma. U ošljanskom delu strukture, stiče se utisak da je sačuvan primaran bočni prelaz između dunavske i miročke jedinice.

4.2.3.2.4.2. Miročka jedinica

Miročka Jedinica je otkrivena, ispod navučenih getskih i infragetskih struktura na nekoliko mesta, odnosno u miročkoj, kosovičkoj i mokranjskoj

92

podzoni. Geološki stub ove jedinice na Miroču i Velikom grebenu sastavljen je od rifejsko-donjokambrijskih zelenih kristalastih škriljaca probijenih hercinskim granitoidima i kvarcporfirima, zatim od karbonskih (stefanskih) klastita sa ugljem. Lijas i doger su transgresivni i predstavljeni peščarima i peskovitim krečnjacima. U oksfordu i kimeridžu su krečnjaci sa rožnacima, a titon je izgrađen od masivnih i bankovitih sprudnih krečnjaka sa koralima. Neokom i barem su od krečnjaka sa algama i orbitolinama. Alb je, u miročkoj i kosovičkoj podzoni, transgresivan i sastavljen od glaukonitskih peščara, glinaca i laporaca sa amonitima, a u mokranjskoj podzoni od krečnjaka sa rudistima. Gornja kreda je predstavljena flišoidima i flišnim tvorevinama. Za njen cenomanski deo vezana je zanimljiva pojava trahita i bazalta. Najmlađi sedimenti u ovoj jedinici su dževrinski slojevi (razvijeni po tipu grubog fliša) koji verovatno pripadaju mlađem senonu.

Mali nabori u miročkoj jedinici povezani su sa nastankom šarijaške strukture u istočnoj Srbiji, ali su i tereni koji pripadaju toj jedinici, prenabrani u štajerskim pokretima. Otuda kredno-laramijski nabori, mada imaju B ose pravca SZ-JI (140/10) danas se nalaze u različitom položaju. Na zapadnom krilu miročke antiforme i u mokranjskoj podzoni stari metarski nabori su većinom kosi i prevrnuti sa istočnom vergencom a na istočnom krilu miročke antiforme i u istočnom delu kosovičke podzone to su polegli i istočnovergentni zagnjureni nabori. Velika miročka antiforma, koja je nastala u štajerskim pokretima, takođe ima istočnu vergencu ali njena b osa ima strogo meridijanski pravac pružanja. Slične osobine je, kako izgleda, imala i mokranjska plikativna struktura od koje je dobro sačuvano njeno istočno subvertikalno krilo.

Miročka jedinica je otkrivena u područjima nekoliko podzona a njena osnovna granica prema povlatnim tektonskim strukturama je obeležena površinom navlačenja kvazisinajskih i sinajskih slojeva preko ove jedinice. Ta granica, međutim, zbog kasnijih prenabiranja danas zauzima različite prostorne položaje, pa na zapadnom krilu miročke podzone pada na zapada a na istoku te podzone i u kosovskoj zoni na istok. Na zapadnim stranama kosovičke i mokranjske podzone otkriveni delovi miročke jedinice odsečeni su mlađim rasedima (dževrinskim i klenovačkim) i dovedeni u isti nivo sa kosovičkom i getskom navlakom.

4.2.3.3. Geološki razvoj Karpato-balkanida istočne Srbije

Karpato-balkanidi istočne Srbije imali su dugu geološku istoriju. Ona se može podeliti na četiri krupne faze koje su vezane za: (1) Proterozoik, (2) Rifeo-kambrijum, (3) Paleozoik i (4) Mezozoik-kenozoik. Svaka od ovih faza bila je obeležena sedimentacijom, magmatizmom, metamorfizmom i tektonskom aktivnošću i sve su one na svoj način ostavile tragove u geološkoj građi Karpato-balkanida istočne Srbije. Sadržaji starijih faza su više puta naknadno prerađivani tako da su: ili uništeni u potpunosti, ili su slabo očuvani i zato ne daju dovoljno pouzdanih elemenata za rekonstrukciju događaja. Stoga će i biti opisani uopšteno i za šire vremenske intervale.

93

4.2.3.3.1. Prevariscijska i variscijska istorija

Najpotpuniju rekonstrukciju prevariscijskih i variscijskih zbivanja (sedimentacije, magmatizma, metamorfizma i tektonike) dali su Karamata et al. 1997, na osnovu čijih se podataka ona ovde i prezentira.

Najstarije i najviše metamorfisane stene Karpato-Balkanida su različiti tipovi gnajseva, zatim kvarciti, amfiboliti i uopšte, kristalasti škriljci amfibolitske facije. Protoliti ovih stena su psamitsko-pelitske stene, mafitski vulkaniti i njihovi vulkanoklastiti za koje je teško odrediti u kakvim geotektonskim obrascima su nastale. Njihovom metamorfozom formiran je vrlo star-proterozojski kristalasti bejzment (Stara Planina, Poreč, Homolje).

Sledeći kompleks tvorevina predstavljen je kristalastim škriljcima čiji su protoliti asocijacije različitih vulkanogeno-sedimentnih stena kao što su: psamiti, peliti, tufovi, silicijske stene, ređe krečnjaci, bazični i kiseli magmatiti (gabrovi, gabro-dioriti, dijabazi, kvarclatiti, andeziti, rioliti i dr.). Sve ove stene su u kasnobajkalskoj (kadomskoj) fazi ubrane i metamorfisane do facije zelenih škriljaca. Ovakve depozicione sredine upućuju na ostrvske lukove.

U istočnim delovima Karpato-Balkanida (Stara Planina-Poreč) u donjem paleozoiku su formirane velike mase piroksen-olivinskog gabra, piroksenskog gabra i dijabaza koji svedoče o postojanju paleookeanskog trakta u to vreme u ovim prostorima.

Povezivanje (dokovanje) različitih prevariscijskih kontinentalnih entiteta obavljeno je u donjem karbonu. Tada je područje Vrška Čuka-Miroč pripojeno Mezijskoj ploči, a kučajska oblast staroplaninsko-porečkoj zoni.

Variscijski pokreti bili su obeleženi jakom plutonskom aktivnošću. U oblasti Vrške Čuke i Miroča karbonski I-tip graniti Suvog Dola i Vrške Čuke i granitoidi Miroča i Plavne ukazuju na subdukciju. U metamorfite staroplaninsko-porečkog područja intrudovani su graniti Gornjana (porečki region, 304 Ma) i Ravnog Bučja (I-tip granita). Ovaj plutonizam nastavljen je postkolizionom vulkanskom aktivnošću tokom vestfal-perma. U kučajskoj oblasti smeštena su markantna tela donjokarbonskog gnajs-granita ziman i kasnokinematski do postkinematski I-tip graniti Neresnice (305-294 Ma) i Brnjice. Ovaj magmatizam se desio posle dokovanja.

4.2.3.3.2. Postvariscijska istorija

Geološki događaji koji su usledili posle variscijskih sažimanja su lakše prepoznatljivi u građi Karpato-balkanida istočne Srbije.

U gornjem karbonu u ovim prostorima se odvija kontinentalna sedimentacija obeležena odlaganjem klastita, ponekad i sa ugljem. Ona se nastavlja u permu depozicijom crvenih peščara (intramontanske depresije).

94

U donjem trijasu, negde direktno, a u pojedinim delovima (Stara Planina) iza jedne kontinentalne faze (šareni peščari), uspostavlja se morski plitkovodni režim sedimentacije, ali ne na čitavom prostoru Karpato-balkanida (područje Vrške Čuke i Miroča nije bilo zahvaćeno ovim pokretima). Ona se sa određenim fluktuacijama (promena ka dubokomorskom režimu, na primer na području Stare Planine) odvijala tokom čitavog srednjeg i gornjeg trijasa i proširila se u donjoj i srednjoj juri i na druge oblasti Karpato-balkanida (Vrška Čuka-Miroč).

Najvažniji događaj u gornjoj juri jeste otvaranje dunavskog okeanskog prostora, između getskog i mezijskog domena (A. Grubić, 1974). Po Grubiću, najverovatnije je reč o marginalnom moru koje je formirano u pozadini vardarskog subdukcionog fronta i genetski je sa njim povezano. (Sl. 46)

Slika 46. Shema otvaranja istočnosrpskog dela Mezoparatetisa sa zatvaranjem

vardarskog Mezotetisa u gornjoj juri.

Zatvaranje dunavskog troga je izvršeno u mlađim odeljcima donje krede, odnosno, sudeći po sedimentima sačuvanim u severinskoj, subseverinskoj, dunavskoj i miročkoj jedinici, započelo je u gornjem aptu i nastavljeno je kroz ceo alb. Pri tome je dotadašnji pasivni zapadni obod paleomikrookeana, na kontaktu sa getskim domenom ostrvskog luka, pretvoren u zonu subdukcije po kojoj je ostrvski luk (Srpsko-makedonska masa plus getski domen) klizio prema istoku preko sedimenata i paleookeanske kore krajinskog domena. Time je započela geneza getske navlake. U aptu i albu je bio zatvoren ceo paleomikrookean, odnosno krajinski (getski) domen u kome su taloženi sinajski i kvazisinajski slojevi (Sl. 47).

Za to vreme u istočnim delovima dunavskog troga sedimentacija je nastavljena (prisustvo alba u porečkoj zoni na Grebenu kod Donjeg Milanovca). Sa daljim napredovanjem podvlačenja krajem alba konzumiran je i taj dunavski domen sa pelaškom sedimentacijom i perikontinentalnom korom. Tako je nastavljeno navlačenje Getikuma i počelo nastajanje paketa krajinskih navlaka.

95

Slika 47.Shematski prikaz razvoja Karpato-balkanida po A Grubiću (1974).

Podvlačenje dunavskog i mezijskog domena pod getski tokom alba i gornje krede bilo je praćeno nastankom miročkog (epimezijskog) flišnog troga, koji je sa zapadne strane takođe postepeno konzumiran a sa druge strane je migrirao prema istoku, paralelno sa napredovanjem getskog navlačnog fronta. U tom trogu, taloženi su tokom gornje krede flišoidi, koji leže preko jurskih i donjokrednih sedimenata mezijskog domena i odgovaraju cenomanu, turonu i senonu. U zoni Miroča, Kosovice i Vrške Čuke ovaj trog je bio u cenomanu, turonu i starijem senonu. U zoni između Dževrina i Negotinske Krajine on je egzistovao i u mlađem senonu, kada su uz njegov zapadni obod nastali dževrinski slojevi kao grubi “prekordiljerski “ fliš, a u srednjim delovima se taložio mokranjski fliš. Postepena konzumacija miročkog flišnog troga bila je praćena daljim razvojem i definitivnim formiranjem Getikuma, Krajinikuma i nabora i kraljušti u Danubikumu i mezijskom terenu.

Proces otvaranja paleomikrookeana u najgornjoj juri i donjoj kredi bio je praćen oplićavanjima i emerzijama u oblastima koje su se nalazile istočno i zapadno od dunavskog troga. Zapadno od njega nastao je zapadni kordiljer (nekadašnji tereni između današnjeg sipskog, tekijskog, golubinjskog i staroplaninskog kristalina), a u miročkoj zoni je izvršeno oplićavanje. U vezi sa početkom zatvaranja paleomikrookeana, odnosno u aptu, mezijske zone, koje danas pripadaju istočnoj Srbiji, su izdignute i pretvorene u kopno, da bi ponovo bile potopljene u albu, kada je započelo formiranje i migriranje miročkog

96

epimezijskog troga (fordipa). Podvlačenje paleookeanske i perikontinentalne kore dunavskog troga pod getski domen ostrvskog luka imalo je za posledicu gornjokrednu riftogenezu koja je dovela do formiranja poznatog timočkog paleorifta. (Sl. 47).

Za gornjokredni paleorift karakterističan je hibridni magmatizam ispoljen u nekoliko faza: (1) timocitska, (2) andezit-bazaltska, (3) latitska i (4) moncinitska. Zapadno od timockog paleorifta duz ridansko-krepoljinskog raseda koji takođe pripada (genetski) ovoj zoni, tokom kampana sve do u paleocen,došlo je do izlivanja andezita i dacita (“banatita”).

Inverzija timockog paleorifta završena je pocetkom paleocena. Strukture nastale zatvaranjem dunavskog domena i inverzijom timockog paleorifta u znatnoj meri su komplikovane mlađim tektonskim pokretima kada su formirane mlađe strukturno facijalne jedinice (manje navlake u okviru šarijaških struktura).

Dezintegracija primarnih navlačno-nabornih struktura obavljena je tokom paleogena do u najdonji miocen.U tom vremenskom intervalu Karpato-balkanidi istočne Srbije su bili izloženi snažnoj dekstralnoj transpresiono-trastenzionoj aktivnosti koja je ispoljena u Wrench-koridoru uspostavljenom između istočnih delova Vardarske zone na zapadu i mezijske ploče na istoku. Tom prilikom aktivirane su longitudinalne dislokacije kojima su prethodni navlačni paketi razbijeni na manje naborno-navlačne zone (tektono-stratografske, strukturno-facijalne, strukturno-formacione jedinice). Tokom dekstralnog tektonskog transporta Karpato-balkanida (kretanje prema severu) oko mezijskog “odbojnika” ove zone su reversno kretane jedne preko drugih , uglavnom prema istoku i severoistoku(navlake manjeg iznosa kraljušti, reversni rasedi). Paralelno sa transkurencijom čitav Karpato-balkanski sistem je i rotirao oko mezijskog “odbojnika” u smeru kazaljke na satu (otuda najvećim delom zakrivljenost Južnih Karpata).

Duž longitudinalnih razloma u oligocenu i najdonjem miocenu formirani su mnogi slatkovodni često ugljonosni baseni (Bogovina, Senje, Aliksar, Jelašnica). Potpuna inverzija ovih basena praćena u pojedinim delovima upadljivim navlačenjima starijih tvorevina preko neogenih naslaga (Senje) obavljena je početkom donjeg miocena (pre otnanga?).

Početkom otnanga?, a sigurno u karpatu i verovatno u donjem badenu, Karpato-Balkanski prostor istočne Srbije je bio izložen subsidencijalnim procesima koji su genetski vezani za formiranje Panonskog basena. Tada su nastali brojni intramontanski baseni kao što su: Zviški (Kučevski), Rakobarski, Žagubički, Sokobanjski, Svrljiški i drugi.

Tokom badena, a naročito od sarmata pa do u kvartar, Karpato-Balkanidi istočne Srbije su bili izloženi opštem etapnom izdizanju što je imalo za posledicu formiranje savremene morfostrukturne, uglavnom planinske, plastike.

97

4.2.4. Dinaridi

4.2.4.1. Pregled mišljenja i koncepcija o građi Dinarida

4.2.4.1.1. Uvodne napomene

Dinaridi pripadaju južnoj grani Alpida za koju je još E. Zis (1885)istakao da poseduje južne i jugozapadne vergence naborno-navlačnih struktura.

Slika 48. Položaj Dinarida u sklopu Alpida JI-Evrope.

Dinaridi su na severozapadu i zapadu u kontaktu sa Alpima (Južnim krečnjačkim i zonom Karavanki), na jugu prelaze u Helenide (do metohijske depresije se označavaju kao Dinaridi u užem smislu, a zajedno sa Helenidima ili čak i Tauridima kao Dinaridi u širem smislu), na istoku su jasno ograničeni dubokim rasedima prema Srpsko-makedonskoj masi, na jugu i jugozapadu prelaze u Jadranski masiv, dok su na severu uglavnom prekriveni mladim naslagama Panonskog basena. Inače, u tom pokrivenom prostoru duž transdanubijskog raseda graniče se sa tisijsko-dakijskim tektonskim entitetom. (Sl. 48). Teritoriji današnje Jugoslavije pripadaju istočni i jugoistočni delovi Dinarida.

Osnovna tektonska problematika Dinarida uslovljena je vrlo neujednačenim shvatanjima fundamentalnog sklopa terena koje oni zahvataju.

Mnogi istraživači, među njima i oni najeminentniji u Evropi, smatrali su da Dinaridi predstavljaju paket velikih navlaka alpskog tipa sa kretanjem od više desetina pa i stotinu kilometara.

98

Sasvim suprotno takvim shvatanjima postojala su mišljenja da u Dinaridima uopšte ne postoje navlake i da oni predstavljaju jedan džinovski megaantiklinorijum. Ostala mišljenja su bila negde između ovako ekstremno polarisanih gledišta bliža jednoj ili drugoj strani.

4.2.4.1.2. Tumačenje tektonike Dinarida sa pozicije regionalnih navlačenja

Karl Šmit (1905) je pretpostavio da trijaski sedimenti i ofiolitske stene koje se nalaze u okolini Knina, na nekim dalmatinskim ostrvima i na Monte Garganu predstavljaju samo tektonske klipe jedne džinovske navlake čiji se koreni nalaze u Bosni. Amplituda navlačenja je dostizala i 250 km i to je za sada najveći iznos navlačenja koji je ikada pretpostavljen u ovim oblastima.

Slika 49. Tektonska skica Dinarida po L. Kober-u (1914).

Prvi obuhvatniji geotektonski pregled Dinarida u celini dao je Kober (1914). On je izdvojio: (1) jadransku spoljašnju zonu, (2) zonu donjih dinarskih navlaka i (3) zonu gornjih dinarskih navlaka (Sl. 49)

99

Kasnije, Kober (1929) između Trsta i Egejskog mora izdvaja: (1) spoljašnju ili obodnu zonu, (2) metamorfnu zonu, (3) krečnjačku zonu i (4) zonu radiolarita i ofiolita.

Kober (1931) je zadržao staru podelu ali je uveo nove nazive geotektonskih jedinica u skladu sa terminologijom korišćenom u njegovoj teoriji bilateralnog orogena. Ti novi nazivi su: eksternidi, centralidi, metamorfidi i internidi.

U svom poslednjem radu Kober (1951) je istakao da iako Dinaridi poseduju šarijašku građu ona nije takvog obima kao u Zapadnim i Istočnim Alpima. Međutim, i pored ovakvog mišljenja, Kober je dozvolio horizontalna kretanja navlaka u Dinaridima i preko 70 km. Tada je on u eksternide stavio jadransko-jonsku zonu i spoljašnju zonu radofita-ERO (skraćenica od radiolarita i ofiolita). Prva je smatrana autohtonom a druga alohtonom sa kretanjima i navlačenjima prema jugozapadu od preko 70 km. Centralidi su glavna dinarska navlaka (sastoji se od dve manje navlake: visokog karsta i zone unutrašnjih radofita-IRO) (Sl. 50) Tereni Pelagonije tretirani su kao posebna jedinica. Prema Panonskoj potolini izdvojena je prelazna savska zona.

Slika 50. Alpski orogen Jugoslavije po L. Kober-u (1951).

Kosmat (1924) je u zapadnim i središnjim delovima Balkanskog poluostrva (naravno zahvatajući i Dinaride) izdvojio sledeće glavne tektonske

100

jedinice: (Sl. 51) (1) jadransko-jonsku zonu, (2) donjoalbansku zonu, (3) dalmatinsko-istarsku zonu, (4) Pindos-Cukali zonu , (5) zonu Visokog Krša, (6) bosansko-unutrašnjealbansku zonu krečnjaka i škriljaca, (7) zonu mezozojskih ofiolita, (8) pelagonski masiv, (9) vardarsku zonu i (10) rodopsku masu. Osim jadransko-jonskog kompleksa sve zone u spoljašnjim Dinaridima predstavljaju navlake. I pored te činjenice, Kosmat je smatrao da u Dinaridima ne postoje jedinstvene i kontinuirane navlake, već da one po pružanju isklinjavaju u prelaze u normalno ubrane terene.

Poslednje koncepcije i tumačenja tektonike ovog dela Balkanskog poluostrva, posebno Dinarida; Kobera i naročito Kosmata imale su velikog uticaja na kasnije istraživače , pre svega naše, koji su svoje rejonizacije upravo bazirali na njihovim shvatanjima ove problematike.

Slika 51. Geološko-tektonska karta Dinarida i jednog dela Karpato-balkanida po F.

Kosmat-u (1924).

101

Poznati istraživač geologije Albanije F. Nopča u više navrata bavio se geološkom građom Dinarida. U svom poslednjem radu, između Rodopa i Jadranskog Mora izdvojio je sedam geotektonskih jedinica. Smatrao je da navlačenja mogu biti veća i od 100 km. (Sl. 52).

Slika 52. Tektonska skica severnoalbanskih, crnogorskih i makedonskih planina

(Nopča, Kerner, Kosmat).

Veliki značaj u proučavanju tektonike Dinarida imali su radovi Pilgera koji je u geotektonska razmatranja prvi uključio paleogeografske rekonstrukcije. On je u Dinaridima izdvojio: (1) unutrašnju dinarsku zonu, (2) zonu Visokog Krša, (3) zonu Cukalija i (4) obalsku zonu. Prve tri su predstavljale udubljenja (trogove) koji su bili međusobno razdvojeni izdignućima (pragovima), dok je obalska zona bila autohtona. Počev od austrijske pa završno sa štajerskom fazom,

102

prve tri zone su intenzivno deformisane-ubirane, rasedane i pretvorene u velike navlake, koje su kretane preko autohtona, na jugozapadu.

Od naših autora pre Drugog svetskog rata prvo treba pomenuti Cvijića (1905, 1924) koji je u okviru mlađih ubranih sistema Dinarida izdvojio više zona. Posebno su interesantna njegova njegova zapažanja u dinaridsko-helenidskoj graničnoj zoni gde je ustanovio sutok nabornih struktura (šarung). Reč je o prisustvu nabora čije su ose upravne na ose pružanja U Dinaridima i Helenidima.

V. Petković (1930) je u okviru Dinarida izdvojio nekoliko strukturno-facijalnih nizova nalik Kosmatovoj rejonizaciji.

K. Petković je u više navrata razmatrao građu Dinarida. Njegov najpoznatiji rad u tom smislu je iz 1957., rejonizacija Dinarida koja je ušla u tektonsku kartu Evrope, 1960 (Sl. 53). Tom prilikom je izdvojio sledeće jedinice: (1) autohton, (2) parahton, (3) Cukali-Budva navlaku, (4) navlaku Visokog Krša, (5) zonu mezozojskih krečnjaka i paleozojskih škriljaca, (6) centralnu ofiolitsku zonu, (7) unutrašnje paleozojsku zonu, (8) Pelagonide, (9) unutrašnji dinarski pojas i (10) Alpe.

Slika 53. Šematska tektonska karta Jugoslavije (K. Petković, 1957).

103

Među pristalicama velikih navlaka u Dinaridima bili su Sikošek i Medvenič (1965). Oni su razlikovali sledeće velike jedinice (Sl. 54): (1) adrijatikum, (2) subadrijatikum i (3) visoki dinarikum. Subdinarikum i visoki Dinarikum su velike navlake preko autohtonog adrijatikuma čiji su koreni u vardarskoj zoni.

Slika 54. Tektonska skica Jugoslavije (B. Sikošek i W. Medvenič, 1965).

Kao rezultat ustraživanja jedne grupe francuskih geologa koji su radili doktorske disertacije u Dinaridima jeste prikaz geološke građe (1970), kada su izdvojeni : dalmatinska zona, budva zona, zona Visokog Krša-podzona prekarsta, bosanska flišna zona, srpska ili ofiolitska zona-podzone Durmitora i limska podzona, zona Golije i Vardarska zona.

Obuen je više puta razmatrao tektonski sklop i uopšte geološku građu Dinarida. Tako na primer, 1974. daje jednu rejonizaciju dinarskog prostora koja je bazirana na principu smene trogova i pragova (sillon et ride) i razmatra njegov razvoj kroz tri krupna stadijuma: geosinklinalni, tardigeosinklinalni i postgeosinklinalni (Sl. 55). Kasnije, 1978. njegova objašnjenja su već bila

104

naslonjena na postavke nove globalne tektonike (tektonike ploca). Pri tome, on zagovara velika horizontalna kretanja dinaridskih plasa prema jugozapadu i do 120 kilometara (trend povećavanja navlačenja raste od severozapada ka jugoistoku).

Slika 55. Paleogeografska i strukturna karta Dinarida (Ž. Obuen, 1974).

Rezultate višegodišnjih istraživanja prostora bivše Jugoslavije a time i Dinarida kao celine Grubić je prikazao u više radova: 1971 (Sl. 56), 1972, 1975, , 1978 (Sl. 57), 1980 (Sl. 58). U poslednjoj integralnoj rejonizaciji (1980) na području Dinarida izdvojio je sledeće jedinice: (1) jadransko-jonsku zonu, (2) Budva zonu, (3) zonu Visokog Krša, (4) bosansku i tolminsku zonu, (5) durmitorsku zonu, (6) zlatarsku i Midrita zonu, (7) golijsku zonu, (8) zvorničku zonu, (9) podrinjsku zonu, (10) debarsku zonu, (11)korabsku zonu, (12) galičičku zonu, (13) zapadno-makedonsku zonu, (14) pelagonsku zonu, (15) pelagonski

105

masiv, (16) vardarsku zonu, (17) severno bosansku paleogenu zonu, (18) savsku zonu i (19) zonu Karavanki.

Slika 56. Tektonski profil kroz Alpide Jugoslavije (A. Grubić, 1971).

Slika 57. Tektonska skica Dinarida (A. Grubić i M. Dimitrijević, 1978).

106

Slika 58. Tektonska skica Jugoslavije (A. Grubić, 1980).

Grubić ističe da su u dinaridima prisutna navlačenja velikog intenziteta, naročito ona obavljena u gornjoj juri-donjoj kredi.

Velika navlačenja, posebno u unutrašnjim Dinaridima, odnosno horizontalna kretanja reda veličine i preko 200 km (panonska navlaka) pretpostavio je Mladenović (1974).

Miljuš (1973) procenjuje da su navlačenja u Dinaridima mogla biti reda veličine od 30-50 km u severozapadnom do 50-70 km u jugoistočnom delu Dinarida.

Aleksić i grupa su više puta pisali o generalnom sklopu Dinarida drugih susednih bližih i daljih jedinica.U radovima iz 1974. u domenu Dinarida i njegovom širem okruženju izdvajaju se tri geotektonska entiteta: (1)

107

kontinentalnu litosferu, (2) prelaznu litosferu, (3) okeansku litosferu (Sl. 59).U ovakvom rasporedu, Dinaridi bi se našli u odomenu okeanske litosfere i kontinentalne (jadranski pojas). Okeanski domen sadržavao bi simatični fundament i silikatni pokrov. Prema njihovom mišljenju od čela Srpsko-makedonske navlake pa do bosansko-crnogorskog gornjo-jursko-donjo-krednog troga prisutne su manifestacije koje upućuju na okeansku koru Paleotetisa i Neotetisa.

Slika 59. Tipovi tektonskih područja bivše Jugoslavije (B. Aleksić i dr.)

Belostockij (1978) ističe da je za Dinaride karakteristična pokrovna građa, odnosno paketi navlaka koji su se kretali ka jugozapadu sa migriranjem tektonske aktivnosti od unutrašnjih na spoljašnjim Dinaridima. Intenzitet nabiranja po Belostockom je od 80 km (sz deo Dinarida) do 100-140 km (u Helenidima Grčke).

Dimitrijević je u nekoliko navrata prikazivao generalni tektonski plan Dinarida. Zajedno sa Grubićem i Sikošekom (1972, 1975) u Dinaridima i Alpima razlikuje sledeće jedinice: (1) Julijske i Savinjske Alpe, (2) Savske bore, (3) zonu horstova i rovova, (4) vardarsku zonu, (5) ofiolitsku zonu, zonu centralnih dinarida, (6) oblast Metohije, (7) jedinicu Koraba, (8) pelagonsku zonu, (9) mirdita jedinicu, (10) subpelagonsku zonu, (11) jedinicu Visokog Krša, (12) zonu dalmatinskih bora, (13) albanske Alpa, (14) Budva jedinicu, (15) Krasta-Cukali jedinicu, (16) južno-jadransku jedinicu, (17) jedinicu Istre, (18) Gurktal navlaku, (19) kristalin Koralma.

108

Dimitrijević (1974) sa pozicije tektonike ploča daje jedan dosta izmenjen model u odnosu na sve dosadašnje prikaze građe Dinarida. (Sl. 60). Tom prilikom u okviru Dinarida izdvaja: drinsko-ivanjički element, ofiolitski pojas, centralnu dinarsku oblast, julijske Alpe i savske bore. Kao posebne jedinice izdvaja vardarsku zonu i jadransko predgorje sa obodom (dalmatinsko-hercegovačka zona, zona budve, južnojadranska zona (sve tri kao periplatformne zone), apulijsku platformu i jadranski predgorni blok (stari kristalasti blokovi). Autor ističe izrazito jugozapadne naborno-navlačne vergence i kao posebni kuriozitet, gravitaciona kliženja velikih mezozojskih krečnjačkih plasa sa drinsko-ivanjičkog elementa tokom subdukcije u prostor ofiolitskog pojasa, relikta jurskog okeanskog trakta.

Dimitrijević (1995) uglavnom zadržava koncepciju o rasporedu i tektonskoj aktivnosti struktura u oblasti Dinarida koju je prezentirao 1974., s tim što ovaj prikaz sadrži mnogo više detalja.

Slika 60. Geotektonska shema Dinarida i njihove okoline (M. Dimitrijević, 1974).

109

Slika 61. Glavne tektonske jedinice bivše Jugoslavije (M. Anđelković, 1980).

O tektonici Dinarida vrlo često je iznosio mišljenja M. Anđelković. On je pristalica postojanja velikih navlaka u Dinaridima sa iznosima kretanja od 70 km do čak 130 km. (Albanija). Anđelković (1980) izdvaja: unutrašnje Dinaride (sa zonama: savskom, jadarskom, ibarskom, drinskom, limskom, Julijskih alpa i Karavanki), središnje Dinaride (sa zonama: tarskom, bosanskom, moračkom, vrbaskom, pivskom) i spoljašnje (sa zonama: zetskom, neretljanskom, hercegovačkom, budvanskom, dalmatinskom i istarskom) (Sl. 61.).

Poenta koncepcije M. Anđelkovića je “širenje orogenog talasa” iz oblasti unutrašnjih ka spoljašnjim Dinaridima od sredine mezozoika do kvartara. Pri tome upadljivo mesto pripada velikim šarijaškim pokrovima (ibarski, drinski, limski, tarski i dr.) koji pokazuju visoku horizontalnu mobilnost.Na frontovima navlačnih sistema nastajali su flišni baseni koji su sukcesivno vremenski i prostorno migrirali prema jugozapadu i zapadu saglasno napredovanju “orogenog talasa”.

4.2.4.1.3. Tumačenje tektonike Dinarida sa pozicija negiranja njihove navlačne građe

U tumačenju tektonike Dinarida bilo je shvatanja da u njima ne postoje navlačenja već da su prisutne samo naborno-kraljušaste ili samo naborne strukture

110

(ograničene vertikalnim rasedima) tipa horst antiklinorijuma i rov sinklinorijuma. U pojedinostima, među autorima ovakvih mišljenja postojale su znatne razlike.

Najrigidniji predstavnik autohtonizma bio je Z. Bešić koji je negirao bilo kakva “putovanja” stenskih masa u horizontalnom pravcu. Umereniji su bili Muratov (1952) i Grubić (1959) koji su smatrali da Dinaridi predstavljaju: (1) jedan megaantiklinorijum koju je sa nizom kraljušastih smicanja polegao u jugozapadnom smeru (Muratov) i (2) jezgro i dva krila megaantiklinorijuma hibridne građe, pri čemu pojedini delovi mogu da budu u manjoj meri navlačeni, ali nemaju regionalni, već lokalni raspon (Grubić). B.Ćirić (1960-1963) izdvaja spoljašnje Dinaride (miogeosinklinalno poreklo) i unutrašnje Dinaride (eugeosinklinalno poreklo). Unutar ova dva elementa izdvaja čitav niz manjih jedinica nabornih i rasednih za koje smatra da nisu bili zahvaćeni većim navlačnim pokretima. Sličan stav o građi Dinarida imali su Roksandić i Komatina. Roksandić je prvi put u ove prikaze uključio i podatke dobijene geofizičkim proučavanjima, pre svega gravimetrijskim.

*

* *

Tumačenja tektonike Dinarida sa pozicija parahtonizma i eutohtonizma odavno su već napuštena i pripadaju istoriji. Ostaje činjenica oko koje se svi slažu da su Dinaridi jedna složena navlačno-ubrana oblast. Oko svega ostalog u vezi sa građom Dinarida (prostorni odnosi manjih jedinica, sastav, tektonski sklop, vremenski odnosi deformacija, generalni modeli) ne postoji jedinstvenost gledišta. Ovde bi se mogao citirati naš istaknuti geolog profesor B. Milovanović koji kaže da “svaki mladi istraživač koji radi u dinarskom domenu veoma često se nalazi u nedoumici kako da reši nesaglasnosti između onoga što konkretno postoji na terenu i podataka iz literature”. Nekada su to mala odstupanja a nekada suštinski-koncepcijska. Ovde će biti prikazana jedna shema tektonskog sklopa Dinarida koja je na neki način široko prihvaćena (mada nije paradigmarična) i kod nas i u svetu, a manje nesaglasnosti biće posebno diskutovane.

4.2.4.2. Osnovne karakteristike geološke građe dinaridskih jedinica

Danas, kako je to u pregledu tumačenja tektonike Dinarida istaknuto, postoji znatan broj šema geotektonske rejonizacije, ali nijedan nije paradigmatičan. Na osnovu svega što je u poslednje vreme prikazano napravljena je jedna moglo bi se reći hibridna šema prikladna za razumevanje tektonike Dinarida, što i jeste namena ovog kursa. Najvećim delom ona se oslanja na radove Grubića, ali i Dimitrijevića i drugih naših autora novijeg vremena.

Idući od jugozapada prema severoistoku izdvojene su: (1) južno-jadranska zona, (2) Budva zona, (3) dalmatinska zona, (4) zona Visokog Krša, (5) bosanska i tolminska zona, (6) durmitorska zona, (7) ofiolitska zona, (8) golijska zona i (9) vardarska zona (Sl. 62).

111

Slika 62. Tektonska skica Dinarida Jugoslavije.

112

4.2.4.2.1. Južno-jadranska zona

Ovoj zoni pripadaju delovi Dinarida (Sl. 1) koji su nastali na karbonatnom šelfu. To je uska priobalska zona rasprostranjena u Crnogorskom primorju sa produženjem u priobalje Albanije i Hrvatske. Njena severna granica je jasno tektonski disponirana prema zoni budve. Jugozapadna granica ove zone ide jadranskim šelfom, a prema najnovijim geofizičkim podacima obeležena je mladom (rodanskom) reversnom dislokacijom po kojoj je u tektonskom kontaktu sa jadranskim predgornim blokom.Veoma je verovatno da je upravo ova dislokacija predstavljala glavnu seizmogenu zonu Jadranskog primorja duž koje se generišu katastrofalni zemljotresi.

Geološki stub ove zone sastavljen je od gornjojurskih dolomita i bazičnih vulkanita (dijabazi, andezitbazalti), zatim od krednih dolomita i krečnjaka sa krečnjačkim algama i foraminiferima u starijim, a rudistima u mlađim odeljcima. U bušotinama je konstatovano i prisustvo dva veoma interesantna i debela evaporitska kompleksa (gornjojurski i srednjekredni). Preko ovih sedimenata mestimično se nalaze boksiti, a zatim leže srednjoeocenski krečnjaci i gornjoeocenski fliš. Na kopnu samo mestimično su prisutni i sedimenti drugog mediterana, koji leže transgresivno i diskordantno preko već formiranih struktura.

U Ulcinjskim terenima južnojadranska zona ima kraljušastu strukturu. Prividno, teren je samo plikativno deformisan jer se pri površinskom radu tako zapaža niz pravilnih antiklinala (Mandra, Bijela gora, Možura, Šasko brdo) i sinklinala ispunjenih paleogenom. Tek su dubinska bušenja pokazala da su jugozapadna krila antiklinala raskinuta i kraljušasto nalegla preko susednih sinklinala.Ovakve iste strukturne osobine ima i Pelješac i ostrva ove zone.

4.2.4.2.2. Budva zona

Budva zona je jedinica koja predstavlja produženje Cukali-Krasta zone iz Albanije i Grčke. Ona je ograničena na terene Crnogorskog primorja između Bojane i Herceg Novog. Prema jugozapadu Budva zona je navučena preko južnojadranske zone a na severoistoku preko nje je navučena dalmatinska zona. Podinska i povlatna površina navlačenja se spajaju zapadno od Herceg Novog i na taj način se završava ova zona. Iznosi na navlačenja Budva zone preko južnojadranske zone i dalmatinske preko ove dve bili su predmet dugotrajnih rasprava među našim geolozima. Prisustvo tektonskih krpa i poluprozora u frontalnim delovima Budva i dalmatinske zone i ispred njih svedoči da su navlačenja, u najmanju ruku, dekakilometarska.

Geološki stub Budva zone sadrži niz specifičnih članova po kojima se ona jasno razlikuje ne samo od susednih nego i od svih ostalih zona u dinaridima. Pored blokova od auerniških slojeva i od različitih permskih krečnjaka, čiji položaj među ostalim stenama još uvek nije jasan, u Budva zoni je razvijen verfen, zatim veoma karakterističan anizijski fliš, ladinska porfirit-rožnačka

113

formacija, pa gornjotrijaski, jurski i kredni pelaški mikriti sa rožnacima, mlađe senonski karbonatni turbiditi i, konačno danski paleocenski i donjoeocenski fliš. Upadljiva je mala debljina celog mezozojskog stuba iznad ladinskog kata.

Unutrašnja struktura Budva zone veoma je složena jer se ona sastoji od velikog broja lokalnih (km do 9 km) kraljušti sa jasno izraženim jugozapadnim transportom. Većina ovih struktura predstavlja nekadašnje nabore koji su u procesu skraćivanja geološkog prostora Budvanskog troga pretvorene u kraljušti. Mestimično su sačuvani pojedini veći delovi tih nabora, koji odaju utisak celih i očuvanih plikativnih oblika, ali su dubinska bušenja pokazala da su i oni raskinuti i pretvoreni u kraljušti.

U alpiskom planu ova zona je formirana od sedimenata i vulkanita koji su ispunjavali dubokomorski Budvanski trog.

4.2.4.2.3. Dalmatinska zona

Dalmatinska zona leži između Budva zone i zone Visokog Krša, a u Hrvatskoj između južnojadranske zone i istarske brahiantiklinale na jugozapadu i zone Visokog Krša na severoistoku. Jugozapadna granica dalmatinske zone je oštro i jasno označena površinom navlačenja dok je severoistočna prema zoni Visokog Krša slabije disponirana zbog toga sto su one iz iste paleogeografske provincije-dinarskog karbonantnog šelfa.

Dalmatinska zona je izgrađena od donjotrijaskih klastita, anizijskog fliša i karbonata, srednjotrijaskih vulkanita, gornjotrijaskih karbonata, jurskih pretežno krečnjaka i dolomita, mestimično i rožnaca i laporovitih stena donjokrednih krečnjaka i dolomita i najvećim delom od gornjokrednih rudistnih krečnjaka i dolomita, libursnijskih slojeva, eocenskih krečnjaka i turbidita. U dubokim bušotinama u domenu dalmatinske zone konstatovan je debeo evaporitski kompleks.

Tektonski sklop površinskih delova dalmatinske zone karakteriše se upadljivo linearnim naborima km do 9 km dimenzija sa horizontalnim B-osama i jasno izraženom jugozapadnom verencom. Dubinska bušenja su pokazala, međutim, isto kao i u južnojadranskoj zoni, da su i ove naborne strukture pretvorene u mnogobrojne lokalne kraljušti i manje navlake.

4.2.4.2.4. Zona Visokog Krša

Zona Visokog Krša nalazi se severno od dalmatinske sa kojom je u tektonskom kontaktu (navučena je na nju). Na severoistoku preko zone Visokog Krša navučena je durmitorska zona (Crna Gora i istočna Bosna), ili donjokredni bosanski fliš (u Bosni i Hrvatskoj) ili isti takav-tolminski fliš (u Sloveniji).

Otkriveni deo stuba počinje mlađe paleozojskim tvorevinama. Posle klastičnog verfena dolaze srednjo- i gornjotrijaski krečnjaci i dolomiti i ladinski

114

keratofiri, zatim dosta izdiferenciran lijas (slojevi sa Lithiotis problematica, krečnjaci sa brahiopodima, leporoviti krečnjaci sa amonitima i ammonitioo rosso), dogerski oolitski krečnjaci, malmski krečnjaci sa Cladocoropsis mirabilis, sa algama (Clypeina jurassica), sa amonitima (lemeški slojevi) i sa Ellipsactinia ellipsoides.

U gornjem delu stuba se nalaze donjokredni krečnjaci i dolomiti sa algama i rudistima (razviće slično urgonskom u baremu i aptu) i gornjokredni rudistni krečnjaci i gornjokredni rudistni krečnjaci.

Za veliki deo severoistočnpg oboda zone Visokog krša karakteristično je prisustvo gornjokrednih, paleocenskih i donjoeocenskih flišnih tvorevina koje su u literaturi poznate pod nazivom durmitorski fliš. Ovaj deo zone visokog krša francuski geolozi (J. Aubouin, R. Blachet, J. P. Cadet et al., 1970) izdvajaju kao posebnu prekarstnu podzonu. Ima dosta razloga da se složimo sa ovim istraživačima , ali treba naglasiti da durmitorski i tolminski (karbonatni) fliš leži transgresivno preko krečnjačke podloge zone Visokog krša.

Tereni zone Visokog krša poprečno su iseparisani na četiri dela: (1) Tolminski, (2) zapadni (do kninskog raseda), (3) srednji (od kninskog raseda do neretve i (4) jugoistočni deo (od Neretve do jugoslovensko-albanske granice). Dominantni elemenat sklopa u jugoslovenskom delu zone Visokog Krša su izrazito linearne plikativne strukture sa dobro izraženom JZ-vergencom i osama pružanja SZ-JI (antiklinala Vojnika i Prekornice). Posebno je jako ubran durmitorski fliš gde dominiraju m-Dm nabori jako naglašene JZ-vergence i visokog indeksa ubiranja. Antiklinalne forme u zoni Visokog Krša obično imaju raskinuta JZ-krila duž kojih su obavljene JZ-vergentna reversna smicanja. Otuda ovi tereni imaju složenu kraljušastu građu.

Zone Visokog Krša i dalmatinska u alpskom strukturnom planu nastale su od prostranog dinarskog karbonatnog šelfa u čijoj osnovi se nalazi hercinski oblikovana osnova.

4.2.4.2.5. Bosanska i tolminska zona

Ova zona je na području jugoslovenskih Dinarida slabo istaknuta. Neodređivih je granica i javlja se u vidu odvojenih tela sočivastog izgleda. Njen geološki stub sastavljen je skoro isključivo od donjokrednog i srednjokrednog tzv. bosanskog i tolminskog fliša. To je terigeni fliš u čijim turbiditnim sekvencama upadljivu ulogu imaju elementi nastali razaranjem ofiolitskog kompleksa.

Unutrašnja struktura bosanske i tolminske zone je slabo izučena. Poznato je, međutim, da je flišni paket ove zone u kolašinskom poluprozoru prevrnut. Donjokredni i srednjokredni fliš iz ove zone je na jugozapadu navučen preko gornjokrednog durmitorskog fliša, a sa severoistoka je na njega navučena

115

durmitorska zona i nekada ga u potpunosti prekriva. Dimitrijević (1974) oba flišna paketa uključuje u “sarajevsku sigmoidu”.

U alpskom planu ova zona je formirana od flišnog troga koji je verovatno posedovao perikontinentalni tip zemljine kore.

4.2.4.2.6. Durmitorska zona

Približno sredinom Dinarida provlači se ova tektonska zona obeležena nizom brahiformi sa jezgrima od paleozojskih stena. Taj niz počinje paleozojskim formacijama Lima pa se dalje na severozapadu pruža u Bosnu (paleozoik JI-Bosne, srednjebosanskih škriljastih planina). Sinonim za durmitorsku zonu na području istočne Bosne i Crne Gore je Istočno-bosansko-durmitorski blok (Dimitrijević, 1974).

Jugozapadna granica durmitorske zone poznata je kao “durmitorska navlaka”. Ova struktura sa svojim brojnim tektonskim prozorima, poluprozorima i tektonskim klipama pokazuje da je najmanje dekakilometarski transportovana ka jugozapadu preko gornjokrednog fliša zone Visokog Krša. Na severoistočnoj strani ona je podvučena pod ofiolitsku zonu što je celom dužinom ovog kontakta obeleženo nenormalnim odnosima između dijabaz-rožnačke formacije i sjajnih škriljaca (ofiolitska zona) i trijaskih, lijaskih i dogerskih krečnjaka durmitorske zone.

Najstarije stene u Durmitorskoj zoni su paleozojske starosti (limski paleozoik).To su najčešće semimetamorfiti ali u oblasti Prokletija konstatovane su i stene metamorfisane do facije zelenih škriljaca. Pored matamorfita zastupljeni su devonski i karbonski krečnjaci, dolomiti, mermerisani krečnjaci, permski fuzulinidski krečnjaci, klastiti i belerofonski krečnjaci. U trijasu durmitorske zone nalaze se verfenski slojevi, anizijski krečnjaci, ladinska porfirit-rožnačka formacija i krečnjaci, gornjotrijaski krečnjaci i dolomiti. Na frontalnim delovima durmitorske navlake rasprostranjeni su jurski krečnjaci među kojima dominiraju titonski. U severoistočnom delu zone ima mlađih sedimenata od lijasa i starijeg dogera. Neogeni sedimenti ispunjavaju manje jezerske basene (Beranski, Pljevaljski).

U tektonskom pogledu u durmitorskoj zoni ističe se nekoliko velikih i nepravilnih brahiformi, koje su međusobno razdvojene transverzalno orijentisanim sinformama. Od ovog alpskog strukturnog plana izraženog u orijentaciji plikativnih oblika i deformacijama mezozojskih tvorevina, znatno je komplikovaniji sklop paleozojskih stena. U njima postoje generacijski dve različite vrste nabora: stariji (hercinski) sa B-osama pravca pružanja SI-JZ do S-J, i mlađi sa B-osama pravca pružanja SZ-JI. Sve ove stene su u tolikoj meri ubrane i prenabrane da se u njima zapažaju izoklini nabori m-Hm dimenzija i njihovi delovi u vidu normalnih i prevrnutih krila, šarnira nabora.

116

U samoj durmitorskoj zoni prisutna su alpska navlačenja i kraljuštanja nepoznatog intenziteta, vrlo mogućni i veoma velika (bjelasički prozor ispod navlake limskog paleozoika, ćehotinska navlaka).

U alpskom strukturnom planu durmitorska zona je formirana od bloka sa hercinskim ubranim i metamorfisanim fundamentom i sa trijasko-jurskim karbonatnim pokrovom. Tokom gornje krede deo ove zone transformisan je u flišni trog.

4.2.4.2.7. Ofiolitska zona

Ovo je jedna od najmarkantnijih jedinica u Dinaridima. Prostire se od Karlovca u Hrvatskoj pa preko severne i severoistočne Bosne, zapadne Srbije, Stare Raške do Metohije, odakle prelazi u Albaniju (Mirdita).

Njena jugozapadna granica jasno je obeležena nenormalnim odnosima između dijabaz-rožnačke formacije i ofiolita s jedne, i krečnjačko-škriljastih terena durmitorske zone, s druge strane. Na severoistoku prema golijskoj zoni granica je u dobroj meri maskirana trijaskim krečnjacima (kliznim listovima) koji su sa drinsko-golijskog paleozojskog fundamenta dekolmanski otkinuti i uklizavali u domen ofiolitske zone. Na severozapadu, u Bosni, ofiolitska zona se spaja sa vardarskom i u velikoj meri je prekrivena neogenim peripanonskim sedimentima.

U geološkom stubu ofiolitske zone glavni članovi su stene dijabaz-rožnačke formacije, amfiboliti, sjajni škriljci i ultramafitska tela (starost: trijas-jura). Transgresivno preko njih leže klastitit i krečnjaci cenomana, turona i senona u kome ima i flišnih tvorevina. Najmlađe stene su tercijarni andeziti i neogeni sedimenti jezerskog porekla.

Unutrašnja struktura ofiolitske zone je veoma složena. Velika ultramafitska tela (Zlatibor, Ozren) leže preko stena dijabaz-rožnačke formacije i amfibolitskih zona. Ova tela u stvari predstavljaju interne navlake u ofiolitskoj zoni i takav položaj zauzela su tokom obdukcijskih „najahivanja“.

Posebnost zone su i prostrane ploče trijaskih (pretežno) i jurskih karbonata-olistoplaka (Giljeva, Žljeb, Niniva i dr.) dovedenih sa golijske zone tokom jurskih subdukcijsko-kolizionih procesa i zatvaranja okeanskog trakta čiji je, najverovatnije, relikt ofiolitska zona.

Sjajni škriljci koji leže ispod trijaskih olistoplaka su jako ubrani u izokline i prevrnute nabore (nabori vučenja JZ-vergence) sa B-osama orijentisanim pravcem pružanja SZ-JI. Potrebno je istaći da je proučavanje strukturnih osobina u ofiolitskoj zoni veoma otežano zbog toga što najveći deo ovog područja ima osobine melanža (olistostromskog, ofiolitskog i tektonskog). Generalno posmatrano u tektonskom sklopu ovih prostora dominira sinformna konfiguracija.

117

Ofiolitska zona navučena je (obdukciona navlaka?) na jugozapadu preko durmitorske o čemu svedoče složene navlake, tektonski prozori i zaostale tektonske klipe na potezu Ljubišnja Berane. Sa severoistoka i istoka preko ofiolitske navučena je golijska zona sa posebno upadljivim navlačenjima karbonatnog kompleksa (klizni listovi).

U alpskom strukturnom planu ofiolitska zona je nastala od dubokovodnih sedimenata, zatim stena okeanske kore i gornjeg omotača nekadašnjeg (trijasko-jurskog) okeanskog prostora. Međutim ima i drugačijih mišljennja, da je ona u potpunosti alohtona odnosno da predstavlja delove vardarske zone (obdukciona navlaka) prebačene preko dinarske kontinentalne margine.

4.2.4.2.8. Golijska zona

Ova zona leži preko ofiolitske zone na jugozapadu i vardarske na istoku i severu. Označena je i drugačijim imenima kao na primer: drinsko-ivanjički element (Dimitrijević , 1974), drinska zona (Anđelković, 1980).

Donji i srednji deo geološkog stuba golijske zone izgrađen je od paleozojskih zelenih škriljaca (kambrijum? i ordovicijum), argilošista i peščara (devon i karbon) i konglomerata (perm) zatim od verfenskih klastita i srednjotrijaskih do gornjotrijaskih krečnjaka. Mestimično u ovoj zoni se nalaze tercijarni andeziti, granitoidi i jezerski neogeni sedimenti. U strukturnom sklopu golijske zone zapaženo je, slično onome u durmitorskoj zoni, prisustvo retkih sačuvanih hercinskih malih nabora sa B-osama pravca SZ-JI do SSZ-JJI. Generalno posmatrano u golijskoj zoni dominira antiformni izgled i pri tome je u severozapadnom delu (drinskom) B-osa orijentisana pravcem SZ-JI a u jugoistočnom (golijskom) približno SSZ-JJI. U celini golijska zona je navučena prema jugozapadu preko ofiolitske a na severu i istoku ona se podvlači pod vardarsku zonu sa komplikovanim odnosima duž zvorničkog šava prema jadarskom bloku (dekstralni transpresioni kontakt). U alpijskom strukturnom planu golijska zona je postala od bloka sa hercinskim oblikovanim fundamentom.

4.2.4.2.9. Vardarska zona

Vardarska zona je najsloženija i najmarkantnija jedinica Dinarida. Nju je prvi izdvojio Kosmat (1924), između Rodopa i Pelagona, sa daljim produžetkom u zapadnu Srbiju i Bosnu, a B. Milovanović je produžio do Beograda i Panonskog basena. Dimitrijević (1974) je označio kao posebnu jedinicu koja se nalazi između Dinarida i Srpsko-makedonske mase, uključujući u nju i istočne delove Srpsko-makedonske mase (interna subzona). Ovde je Vardarska zona razmatrana kao dinaridska jedinica kaja se nalazi između Srpsko-makedonske mase na istoku i golijske (dinaridske)zone na zapadu. Veliki deo Vardarske zone na severu (panonski basen) prekriven je neogenom naslagama i sem terena na Fruškoj gori nije dostupan za neposredna osmatranja.

118

Idući od juga ka severu, Vardarska zona se pruža pravcem SSZ-JJI zadržavajućim svojim istočnim delom taj pravac sve do Beograda, odakle (ispod neogenih naslaga) povija ka severoistoku. Centralni i zapadni delovi, severno od Čačanskog neogenog basena, pa sve do Fruške Gore pružaju se pravcem SZ(ZSZ)-JI(IJI).

Geološke granice ove zone su dosta upadljive, naročito istočna. Istočnu granicu čini sistem strmih subparalelnih zapadno vergentnih raseda duž kojih je vardarska zona u kontaktu (podvučena) sa čeonim delovima gnajsnog kristalina Srpsko-makedonske mase. Zapadna granica markirana je jugozapadnim vergentnim navlačno-kraljušastim sistemima duž kojih su njene tvorevine nalegle preko drugih jedinica Dinarida, u prostoru Srbije uglavnom preko golijske zone. Na severu se vardarska suturna zona deli na dva dela u dve grane, koje su odvojene jadarskim blokom. Pozicija jadarskog bloka je različito tretirana. Dimitrijević (1974) ga smatra integralnim delom vardarske zone, a Karamata (1994) blokom koji je u vardarski domen uvučen krajem krede ili u paleogenu. Grubić (1980) ga uopšte ne uvrštava u vardarsku zonu već u posebnu dinaridsku jedinicu-podrinsku. Terene vardarske zone Anđelković (1980) razdvaja na dva dela: istočne uključuje u posebnu jedinicu koju naziva Šumadidima, a zapadne stavlja u unutrašnje Dinaride (ibarsku zonu korenova).

Gotovo je opšte prihvaćeno da se u okviru vardarske zone mogu izdvojiti tri dela (subzone): istočni, centralni i zapadni (Karamata et al., 1994). Slično, Dimitrijević (1974) na području vardarske zone izdvaja tri subzone: internu, centralnu i eksternu, međutim one se niti prostorno niti po sadžaju ne poklapaju sa prethodnom podelom.

a) Istočna subzona se pruža od Halkidikija (Grčka) pa preko Makedonije i centralne Srbije sve do Panonskog basena gde se gubi pod neogenim naslagama i verovatno produžava na severoistok? Njenu zapadnu granicu prema centralnoj subzoni markiraju kredne flišne tvorevine (Sl. 63). Istočna vardarska subzona je izgrađena od veleških slojeva (nisko metamorfisanih stena karbonske starosti), ofiolita (ultramafita i mafita), asocijacije stena jurske starosti olistostromske geneze sa fragmentima bazalitnih i gabroidnih stena, rožnaca, ređe titonskih krečnjaka. U ovakav stenski asamblaž inkorporirana su tela najčešće sočivatog izgleda ultrametamorfita Srpsko-makedonske mase.

b) Centralna subzona je sličnog prostornog položaja kao i istočna i sastoji se od istih prekrednih tvorevina. Međutim, u njenom zapadnom delu u domenu kopaoničkog bloka i nekih manjih blokova sočivastog izgleda zastupljeni su: niskometamorfne donjo do srednjotrijaske stene (metapeščari, škriljci, filiti sa kvarcitima, krečnjaci, spiliti i gornjotrijaski karbonati). Istočno delovi ove subzone su pokriveni fliševima nalik onima iz zapadnog dela istočne subzone.

c) Zapadna subzona se pruža idući od juga ka severu prevcem SSZ-JJI od Solunskog zaliva (Grčka) preko Kočana (Makedonija) do Studenice i dalje skreće

119

na severozapad ka Jelici, Maljenu i prema Zvorniku. Ona je izgrađena od nisko do srednjometamorfisanih verovatno pretrijaskih i trijaskih stena, zatim od asocijacije stena olistostromskog porekla (grauvake, rožnaci, bazalti, dijabazi i gabrovi jurske starosti) i od olistolita trijaskih i jurskih krečnjaka. Zanimljivo je da su prisutni i uklopci i inkluzije gornjokrednih krečnjaka u bazaltoidima. Markantno mesto pripada i prostranim ofiolitskim telima (Maljen) i ultramafitskim navlakama (Stolovi, Čemerno i Troglav).

Slika 63. Položaj vardarske zone i podela (Karamata et al., 1994).

Zapadnoj subzoni pripada i jadarski blok. On je izgrađen od niskometamorfisanih i nemetamorfisanih stena paleozojske starosti i trijasko-jurskog i krednog pokrova. Njegov severni deo je u velikoj meri prekriven neogenim naslagama Panonskog basena tako da se kontakt sa severnim obodnim tvorevinama vardarske zone koje su otkrivene na Fruškoj Gori ne vide.

Fruška Gora najverovatnije pripada centralnoj subzoni. Izgrađena je od paleozojskih metamorfita, trijasko-jurskih sjajnih škriljaca, tvorevina dijabaz-rožnačke formacije, uskih serpentinskih tela, jursko-krednog fliša, gornjokrednih tvorevina i neogenih naslaga.

U paleozojsko mezozojski kompeks vardarske zone intrudovani su paleogeni granitidi Boranje, Cera, Bukulje, Brajkovca i Kopaonika a javljaju se i vulkanske i vulkanskoklastične stene paleogene i donjomiocenske starosti (obod bukuljskog i kopaoničkog granitoida, Kotlenik, Borač i dr.).

120

Sklop vardarske zone je izrazito složen i još nedovoljno poznat. On je fomiran tokom nekoliko faza oblikovanja počev od karbonskih (veleški slojevi), pa sve do paleogeno neogenih. Danas su najupadljiviji produkti mlađih-alpskih tektonskih oblikovanja.

Gornjojurskim pokretima nastale su prostrane navlake ultramafita (obdukcione) koje leže preko stena dijabaz-rožnačke formacije i trijaskih sjajnih škriljaca (Kopaonik). Verovatno da su pri tome i tvorevine dijabaz-rožnačke formacije i sjajni škriljci takođe navučeni prema zapadu i to preko golijske zone. Mlađim pokretima ovakve strukture su iskidane, prenabrane i interno iskraljuštene.

Postsenonska tektonska aktivnost učinila je da se na području vardarske zone mogu izdvojiti po specifičnostima sklopa dva homogena područja. U istočnom se nalaze brojne lokalne kraljušti i linearni nabori sa B-osama pružanaj SSZ-JJI. Sve ove strukture imaju dobro izraženu ZJZ-vergencu. U tom delu vardarske zone duž raseda pružanja SSZ-JJI odvijala su se i jaka dekstralna smicanja. To je pokazatelj transformacije subdukciono-kolizione vardarsko-srpsko-makedonske margine u dekstralnu transformu (Grubić, Dimitrijević). Reč je o zapadnom delu širokog Wrench-koridora koji je bio tokom paleogena uspostavljen između istočnih delova vardarske zone i Mezijske ploče.

I u zapadnom delu vardarske zone nalaze se brojne kraljušti i nabori, ali sa tendencijom skretanja pružanja B-osa iz pravca SSZ-JJI u pravac SZ-JI (ZSZ-IJI), tako da su i vergence nabora najčešće jugozapadne. Posebno je upadljiv u strukturnom pogledu „zvornički šav“ (granično područje jadarskog bloka, malanža vardarske zone i golijske zone). On bi trebalo da je izrazito dekstralno transkurentan?

Vardarska zona je u alpskom planu nastalo od vardarsko okeanskog domena koji je najverovatnije postojao još od najranijeg paleozoika završno sa jurom-kredom kada je definitivno zatvoren. U završnim fazama zatvaranja transformisan je u flišni trog (jura-kreda) a potom tokom paleogena u izrazitu transformnu zonu sa naglašenim dekstralnim smicanjima.

4.2.5. Helenidi

Helenidi predstavljaju južni nastavak Dinarida (u užem smislu), a inače pripadaju Dinaridima u širem smislu. Uobičejeno je da se kao granično područje između Dinarida (u užem smislu) i Helenida uzima „transverzala Skadar-Peć“. Geografski, Helenidi su smešteni južno od Metohijske potoline. Teritoriji današnje Jugoslavije pripada veoma mali krajnji severni deo Helenida – uglavno severni obod Šar-planine. Deo Helenida koji pripada Jugoslaviji je geološki posebno tektonski vrlo složen. Tu se susreću više različitih dinaridskih (zapadnih delova vardarske zone, golijska zona, ofiolitska zona) i helenidskih (zapadno-makedonska zona) jedinica čiji su odnosi veoma nejasni.

121

4.2.5.1. Zapadno-makedonska zona

Ova zona je izgrađena od kambrijumskih, ordovičkih i silurskih filitoida, metapeščara i sočiva mermerastih kračnjaka, zatim zastupljeni su devonski krečnjaci, trijaski mikriti sa rožnacima i konodontima, pa trijaski, jurski, kredni i paleogeni sjajni škriljci, mestimično u pojedinim delovima stuba prisutne su i vulkanske stene (dijabazi i pofiriti). U mnogim od ovih stena prisutan je glaukofan što upućuje na određene geodinamičke implikacije vezane za subdukciono-kolizione odnose u ovim terenima o kojima se neće raspravljati.

Tektonski sklop zapadno-makedonske zone je veoma složen i nastao je tokom više faza oblikovanja kaledonsko-hercinske i alpske tektogeneze. Evidentno je da su procesi ubiranja, transpozicije, permutacije i imbrikacijskog ljuskanja imali vidnu ulogu u formiranju njenog sklopa. Kao celina zapadno-makedonska zona je navučena prema severu, severo-zapadu i zapadu preko tvorevina ofiolitske zone.

4.2.6. 4.2.6. Geološki razvoj Dinarida i Helenida

U tradicionalnoj tektonici sa fiksističkih pozicija tumačeno je da Dinaridi predstavljaju strukturno-formacioni sadržaj koji vodi poreklo iz geosinklinalnog para: eugeosinklinala-miogeosinklinala, tetiskog geosinklinalnog pojasa. Saglasno tome izvršena je i podela na: unutrašnje Dinaride, one koje potiču iz eugeosinklinalnog prostora i spoljašnje Dinaride, sa poreklom iz miogeosinklinale. U procesu generisanja i razvoja dinarske geosinklinalne oblasti, Dinaridi su prema ovakvom shvatanju prošli sve faze karakteristične za jedan geosinklinalni ciklus (tonjenje, sedimentacija, inicijalni magmatizam, inverzija, izdizanje, ubiranje, navlačenje, rasedanje, sinorogeni i postorogeni magmatizam i na kraju formiranje orogenih venaca).

Početkom 70-ih godina dvadesetog veka tumačenje geološkog razvoja Dinarida, i ne samo njih, bazirano je na mobilističkom konceptu tektonike ploča i tradicionalistička shvatanja su gotovo u potpunosti potisnuta. Uglavnom su vršene rekonstrukcije alpskih događaja (Aleksić i dr. u više navrata, Dimitrijević, 1974, i kasnije, Karamata, 1975 i kasnije, Grubić, 1980), ređe i variscijskih (Grubić).

Fundament Dinarida u našim terenima, bar onaj vidljiv, čine paleozojske tvorevine konsolidovane hercinskim pokretima (paleozoik durmitorske i golijske zone i blokovi izgrađeni od paleozojskih stena unutar vardarske zone). Đoković (1980) je izdvojio četiri krupna formaciona niza u golijskoj zoni (drinsko-ivanjičkom elementu): drinsku formaciju, ivanjičku formaciju, konglomerte Kovilja i biračku formaciju). One su deformisane u intervalu srednji karbon-srednji perm kada su formirani izrzito SZ-vergentni nabori sa B-osama pružanja SI-JZ i S-J. Deformacije su praćene niskim metamorfizmom drinske formacije. Slični formacioni i srukturni sadržaj je utvrđen i u limskom paleozoiku

122

durmitorske zone (A. Ilić, 2000) i u pojedinim blokovima vardarske zone, dičinskom na primer (Gajić).

Grubić je izvršio rekonstrukciju rasporeda paleozojski sdimentacionih prostora u Dinaridima (a i šire) i pri tome je izdvojio nekoliko područja dubokovodne (trogovi) i plitkovodne (pragovi) depozicije. Variscijskim pokretima ovi sedimentacioni prostori su transformisani u složene naborne sisteme sa B-osama pružanja SI-JZ i S-J i izrazitim SZ-vergencom (često izoklino ubrane serije). Pošto su alpskim pokretima variscijske strukture u velikoj meri prerađene, litološki sadržaj umereno do slabo metamorfisan i horizontalno znatno dislocirane, ostaje veliki problem njihove palinspastike, povezivanja i korelacije odnosno utvrđivanja primarnog položajau sklopu evropskih variscida. Tokom variscinskih pokreta jedan deo Paleotetisa čiji je danas relikt vardarska zona najverovatnije nije u potpunosti bio zatvoren (Grubić; Karamata;). Jadranska ploča zajedno sa svojim severoistočnim obodom, durmitorskim i golijskim domenom po mnogim verzijama bila je deo variscijske Evrope smeštena negde u zapadnom Mediteranu, mada ima i drugačijih mišljenja.

O alpskoj tektogenezi Dinarida postoje brojna i različita gledišta. Većina njih ipak se svodi na to da je tokom trijasa (uglavnom od srednjeg) i jure (završeno sa srednjom) obavljena destrukcija permo-trijaske platforme (riftovanje i spreding) na manje jedinice sa kontinentalnom i okeanskom korom. Od elemenata sa kontinentalnom korom izdvajaju se jadranska “mikroploča” (karbonatna platforma), dinaridska karbonatna platforma, golijsko-pelagonijski entitet. Između dinaridske karbonatne platforme i golijske oblasti otvoreno je područje sa okeanskom korom (buduća ofiolitski pojas). Jadransku i dinaridsku platformu razdvajao je, najverovatnije ne po čitavoj dužini, budvanski trog - specifično područje dubokovodne sedimentacije koje nije posedovalo okeansku koru, bar ne u našim prostorima.

Sa već ranije postojećim vardarskim okenskim domenom koji postoji najmanje o srednjeg paleozoika, područje između Srpsko-makedonske mase na severoistoku i jadranske ploče na jugozapadu, tokom gornje jure (u zapadnim delovima vardarskog doemena i do u gornju kredu) je bilo izloženo jakom sažimanju-zatvaranju okeanskih prostora izraženom kroz subdukcijsko-kolizione procese. Za sada nema jedinstvenog mišljenja o položaju i geometriji subdukcionih zona (intraokeanska ili pod kontinentalne blokove; sa padom prema severoisoku ili jugozapadu?). Sudeći prema poziciji flišnih trogova koji pokazuju tendeciju migracije od severoistoka ka jugozapadu (od gornje jure-gornje krede, paleogena), ove subdukcione zone trebalo bi da su bile nagnute prema severoistoku1.

1 Prema savremenim geografskim pozicijama

123

Slika 64.Shema razvoja područja tetijskog tipa (Karamata, 1975).

124

Gornjojursko-kredni subdukciono-kolizioni procesi su bili praćeni velikim navlačenjima unutar vardarske zone i njenih delova preko golijske, golijske preko ofiolitske-sa upadljivim uklizavanjima prostranih trijasko-jurskih krečnjačkih plasa u oblast ofiolitske zone i ofiolitske preko durmitorske zone. Za ilustrovano objašnjenje ovih događaja poslužila je shema koju je izradio Karamata (1975) (Sl. 65).

Daljim sužavanjima tokom paleogena i starijeg neogena u koja su bili uključen jadranska ploča na jugozapadu i ostali delovi Dinarida na severoistoku, pokrovne stene dinaridske karbonatne platforme, tvorevine budvanskog troga i pokrovne stene oboda jadranske platforme zahvaćene su deformacijama pri čemu je formiran složen navlačno-naborni sklop sa izrazitim jugozapadnim vergencama. Defomacije su pretežno zahvatile epikrustalne delove ovih prostora (thin skinned fold-thrust) što je praćeno i formiranjem dupleks struktura. Pri tome, saglasno napredovanju kolizionih odnosa između jadranske ploče i Dinarida migrirali su i flišni baseni od severoistoka ka jugozapadu, od gornjokredno-paleogenih u graničnom području jedinica durmitorske i Visokog Krša do eocenskih (u novije vreme smatra se eocensko-oligocensko-miocenskih) u južno-jadranskoj zoni.

Krajem gornje krede helenidske jedinicesu tokom uspostavljanja jedinstvenog fronta sa golijskom jedinicom subdukciono-kolizionom području u oblasti vardarskog okeana i same došle u međusobni kontakt duž “transverzale Skadar-Peć”, verovatno u uslovima dekstralne transpresije. To je u graničnoj oblasti Dinarida (s. str.) i Helenida prouzrokovalo formiranje nabornih struktura sa B-osama pružanja SI-JZ (“metohijski pravac”). Tokom paleogena do u najdonji miocen (pre otnang-karpata) vardarska zona je funkcionisala kao jedna izrazita desna transforma (Grubić 19 ; Dimitrijević, 1974.) duž koje su ona i ostali delovi Dinarida premešteni prema severu i severozapadu. Tektonski transport se odvijao duž markantnih longitudinalnih dislokacija pružanja S-J do SZ-JI.

Ovim pokretima su mnogi primarni alpski tektonski odnosi u oblasti vardarske zone zamućeni i savremeno uspostavljena konfiguracija može da dovede do grešaka u povezivanju i korelaciji jedinica koje su bile zahvaćene ovakvom aktivnošću.

4.2.7. Intrakontinentalni tercijarni baseni Jugoslavije

Starijim paleogenim pokretima nastavljano je dalje sužavanje alpskih orogenih prostora Jugoslavije. Osim toga pripremljeni su i strukturni sadržaji za tektonske događaje koji će uslediti tokom oligocena i posebno neogena. Prvo, formirana je relativno deblja zemljina kora kao rezultat multiplikacije stenskih kompleksa procesima subdukcije, obdukcije, navlačenja, kraljuštanja i nabiranja. Drugo, nastao je složen rasedni sklop koji će delimično biti reaktiviran ekstenzionim procesima tokom oligocena i neogena. Oligocensko-neogenom

125

tektonskom aktivnošću formiran je strukturni sadržaj koji u najvećoj meri nije konvertibilan sa predhodnim.

Tokom oligocena i naročito neogena teritorija Jugoslavije bila je izložena ekstenzionim procesima koji su doveli do spuštanja i individualisanja tri depoziciona prostora: intradinaridsko-krajištidskog, panonskog i periegejskog.

4.2.7.1. Intradinaridsko-krajištidinski sistem paleogeno-neogenih basena

4.2.7.1.1. Geometrija, sastav i sklop basena

Aksijalnim delom Dinarida, dijagonalno preko vardarske zone, Srpsko-makedonske mase, Karpato-balkanida i dalje prema Rodopima prostire se relativno širok pojas tercijarnih-oligocenskih i donjomiocenskih nepovezanih basena (Sl.65).

U okviru ovog pojasa javljaju se i prostrana magmatska tela: granitoidi Cera, Bukulja, Boranje, Kosmaja, Jastrepca, Kopaonika i Surdulice i vulkaniti Boranje, Rudnika, Kotlenika, Borača, Golije, Ibra, Leca, Surdulice. Novija istraživanja su pokazala (Karamata i dr. 1990, 1992, 1994) da se ovakva magmatska aktivnost u ovim terenima ispoljavala tokom oligocena i donjeg miocena.

Oligocensko-donjomiocenski baseni su rasprostranjeni i van pojasa magmatskih centara - bočno i paralelno sa obe njegove strane (Sl. 65). Tektonskom aktivnošću i erozionim procesima uveliko je uništena basenska morfologija tako da se baseni prepoznaju uglavnom samo na osnovu ostataka deponata odlaganih u njima. Među većim takvim strukturama ističu se baseni: jadarski, takovski, pranjanski, trstenički, kopaonički, senjski, bogovinski, aleksinački, lecki, strezovački, pljevljanski, beranski, pećanski, sjenički, koritničko-babušnički i dr. Većina ovih basena izgrađena je od peskovito-glinovitih i laporovitih tvorevina mestimično i karbonatnih i ugljonosnih. Zapažno je i veliko prisustvo vulkanogenog materijala naročito kod onih basena koji su se nalazili u užoj zoni magmatskog pojasa, što upućuje na njihovu genetsku povezanost sa magmatskim nizom. Baseni su tenzionog i transtenzionog tipa (Sl. 66).

Njihova geometrija kontrolisana je preoligocenskim rasednim sklopom i stoga postoje znatne razlike u izgledu basena pa i kinematici, zavisno od toga u okviru kojih starijih tektonskih jedinica su razvijeni (Sl. 66). Tako, na primer, na području Srpsko-makedonske mase, Karpato-balkanida i delimično vardarske zone (istočni deo) baseni su po dužoj osi orjentisani pravcem SSI-JJI (SZ-JI) i verovatno su delom transtenzionog karaktera nastali u zonama transkurentnih smicanja duž longitudinalnih raseda u paleogeno-donjomiocenskom Wrench koridoru koji je egzistovao između vardarske zone i Mezijske ploče. U većem delu

126

Dinarida baaseni su tenzionog karaktera i nastali su spuštanjem blikova duž poprečnih i dijagonalnih raseda.

Invertovanje ovih basena izvršeno je definitivno u donjem miocenu (pre otnang-karpata). Ono je naročito dramatično bilo u graničnoj zoni Srpsko-makedonske mase i Karpato-balkanida i u samim Karpato-balkanidima.

Slika 65. Rasprostranjenje oligocenskih i dinjomiocenskih naslaga i magmatita

127

Slika 66. Geometrija i palinspastika oligocensko-donjo-mocenskih basena (gruba

aproksimacija).

4.2.7.1.2. Geneza basena

Tokom paleocensko-miocenskih kolizionih događaja na području Alpida ovog dela Jugoslavije gotovo je finalizovan orogen sa debelom zemljinom korom. Takvi prostori predstavljaju oslabljene oblasti sklone postkolizionoj ekstenziji i gravitacionom kolapsu. Ekstenzionom događaju prethodio je visok rast geotermalnog gradijenta i stapanje litosfernog omotača podržavanih nestabilnošću niskoviskoznog sloja donjeg dela kontinentane litosfere. Kao krajnji rezultat ovakvog procesa bilo je formiranje granitoidnih magmi i njihovo izdizanje (graniti Cera, Bukulje Brajkovca, Golije, Kopanika, Jastrepca, Surdulice). Dalja aktivnost bila je usmerena na uravnotežavanje procesa u nižim delovima donje

128

kontinentalne litosfere što se odrazilo subsekventnom ektenzijom u jednoj dugačkoj i relativno širokoj zoni pružanja SZ-JI i formiranjem basena. Ekstenzioni kolaps bio je praćen jakim ekstruzijama vulkanskih produkata (Boranja, Rudnik, Lece,Surdulica, Kopaonik, Vranje).

Ekstenzija ovog dela Balkanskog poluostrva bila je balansirana JZ-vergentnim navlačenjima u konvergencijskoj zoni jadranske ploče i Dinarida. Sa druge strane mogla je takođe biti balansirana tisijsko-dakijkim driftom i rotacijom u smeru kretanja kazaljke na satu, prilikom uspostavljanja subdukciono-kolizionih odnosa ovog kontinentalnog entiteta sa evropskom pločom. Ovakav se proces odvijao uz jak dekstralni transport u Wrench koridoru uspostavljenom između vardarske zone (istočni delovi) i Mezijske ploče. Na takav scenario upućuje prisustvo oligocenskih-donjomiocenskih transtenziono-transpresionih basena u istočnom delu vardarske zone, na području Srpsko-makedonske mase i Karpato-Balkanida.

Invertovanje basena u oblasti intradinaridsko-krajištidskog sedimentacionog prostora obavljano je u donjem miocenu (pre otnanga). Intenzitet tektonske aktivnosti i prateće deformacije su veće u istočnim delovima ovog sedimentacionog prostora (Wrench-koridoru) nego u zapadnom. Tako na primer, u istočnim delovima vardarske zone, Srpsko-makedonskoj masi i Krpato-balkanidima istočne Srbije tokom ovog kompresionog događaja ispoljena je jaka dekstralna transpresiona aktivnost kojom su bili zahvaćeni baseni smešteni među denice raseda pružanja SSZ-JJI (S-J). Kao rezultat takve aktivnosti njihove naslage u ovim terenima su “stisnute” među reversne rasede, kraljušti, pa čak su mestimično prekrivene i navlačnim paketima starijih stenskih kompleksa (gravitacione navlake?). U Dinaridima, osim graničnih delova vardarske zone prema Srpsko-makedonskoj masi, ovakvi strukturni fenomeni nisu zapaženi. Ovde su basenski prostori izdeljeni na veća broj manjih blokova, a njihove tvorevine su umereno plikativno deformisane, najčešće kao posledica rotacije blokova duž raseda.

Tokom svoje dalje evolucije, do u kvartar, najveći deo ovih basena bio je izložen izdizanjima. Stoga su basenske tvorevine u velikoj meri raznete erozijom, tako da njihovi danjašnji ostaci nisu realan reprezent nekadašnjeg više ili manje jedinstvenog i povezanog sedimentacionog prostora.

Drugi deo ove sedimentacione oblasti je recikliran, reaktiviran i uklopljen u peripanonsku i periegejsku neogenu sedimentacionu paleogeografsku provinciju.

4.2.7.2. Panonski basen i peripanonsko basensko područje

Panonski basen je smešten između Dinarida, Alpa i Karpata (Sl. 67). Ima značajno mesto u geotektonskom sklopu evropskih Alpida. To je prostor koji je potonuo tokom neogena. Njegova podloga je izgrađen od stena različitog sastava, starosti i složenog je tektonskog sklopa, a ispunjen je serijama neogenih

129

sedimenata debelim mestimično 5000-7000 metara (Mađarska). Spuštanja podloge basena su tekla neujednačeno i vremenski i po intenzitetu. Zbog toga se basen sastoji od niza većih ili manjih depresija različitih geometrijskih i kinematskih svojstava. Teritoriji Jugoslavije pripada krajnji jugjugoistočni deo Panonskog basena (Vojvodina) i prostrano peribasensko područje južno od Save i Dunava.

Slika 67. Položaj Panonskog basena u okviru evropskih Alpida.

Mnogi autori kod nas i u drugim zemljama naročito istočnoevropski, etapu tektonske aktivnosti od početka formiranja Panonskog basena do danas označavaju kao neotektonsku, smatrajući da je u tom intervalu nastao savremeni morfostrtukturni sadržaj.

4.2.7.2.1. Geološka građa vojvođanskog dela Panonskog basena

4.2.7.2.1.1. Litostratigrafske karakterstike

Vojvođaski deo Panonskog basena izgrađen je od stena različite starosti i litološkog sastava. Izdvajaju se dva krupna litokompleksa:

(1) donji-premezozojski i mezozojski koji predstavlja podlogu basena i

(2) gornji-pokrovni koga čine pretežno neogeno-kvartarne tvorevine.

Podloga basena izgrađena je od kristalastih škriljaca visokog stepena metamorfizma i migmatita proterozojske starosti, nešto malo paleozojskih semimetamorfita i sve to isprobijano telima granitoida delimično prekriveno trijaskim terigenim i karbonatnim deponatima i u manjoj meri krednim naslagama. Ova skupina stepena rasprostranjena je severno od transdanubijskog

130

(transbanatsko-bačkog) raseda (Sl. 68) na području tisijsko-dakijskog kontinentalnog entiteta i može se korelisati sa sličnim tvorevinama otkrivenim u Apuzemina Rumunije i Slavoninskim planinama Hrvatske.

Slika 68. Paleogeološka skica Vojvodine po bazi neogena (Dimitrijević, 1987, prema podacima Kemenci i Čanović i Geomagnetske karte SFRJ 1:500.000). Crno: ofioliti,

vertikalna šrafura: fliš Fruške gore, kosa šrafura: fliš Torde, laminati, ukrštena šrafura: fliš Torde, turbiditi.

Područje vojvođanskog dela Panonskog basena južno od transdanu-bijskog raseda izgrađuju stene slične onima u vardarskoj zonii Srpsko-makedonskoj masi koje su otkrivene južnije. Od tvorevina vardarske zone zastupljeni su trijaski sjajni škriljci, jurske ofiolitske asocijacije (dijabaz-rožnačka formacija i nekoliko pojaseva ofiolita) i kredni fliševi. Podloga tercijara u krajnjem jugoistočnom Banatu izgrađena je od donjeg i gornjeg kompleksa Srpsko-makedonske mase (kristalin amfibolske facije i zelini kristalin).

Basen je ispunjen debelom sukcesijom paleogeno-neogenih (ređe) i neogeno-kvartarnih tvorevina (Sl. 69).

Paleogeno-neogene (verovatno oligocensko-donjemiocenske) naslage nemaju veliko rasprotranjenje i debljinu i uglavnom su vezane za krupne rasedne

131

sisteme (baseni Wrench tectonic porekla). Većinom su pokrivene neogeno-kvartarnim sedimentima (izuzev Fruške gore?) i o njihovoj poziciji i litološkimm svojstvima saznaje se samo na osnovu geofizičkih podataka i dubokih bušotina.

Slika 69. Debljina tercijarnih tvorevina vojvođanskog dela Panonskog basena

(M. Marković i dr.).

Geološki stub neogenih tvorevina počinje otnang-karpatskim slatkovodnim (mestimično, mogućno i morskim) peskovito-glinovito-laporovitim, ređe i karbonatnim sedimentima, nastavlja se morskim badenskim facijalno raznovrsnim naslagama, pretežno peskovito-glinovitog sastava, zatim sarmatskim, panonskim i pontskim oslađenim tvorevinama jednoličnog (peskovito-glinovitog) sastava i završava lakustrijskim pliocenskim deponatima i lakustrijsko-fluvijalnim, fluvijalnim, proluvijalnim i eolskim deponatima pleistocena i holocena.

4.2.7.2.1.2. Sklop vojvođanskog dela Panonskog basena

4. 2.7. 2. 1. 2. 1. Glavne tektonske jedinice pretercijarne podine

U podlozi tercijarnog kompleksa vojvođanskog delaPanonskog basena nalaze se delovi tri krupne geotektonske jedinice (1) Srpsko-makedonske mase, (2) Vardarske zone i (3) Tisijsko-dakijske jedinice.

132

(1) Srpsko-makedonska masa zauzima jugoistočni deo Banata. Na površini terena otkrivena je u erozionom prozoru Vršačkog brega. Zastupljena su oba kompleksa: donji i vlasinski, sa istim litološkim sastavom i tektonskim odnosima kao u ostalim delovima Srpsko-makedonske mase. Jedina vidljiva razlika je u pružanju Srpsko-makedonske jedinice koje u ovim prostorima ima tendeciju povijanja ka severoistoku.

(2) Vardarska zona u podini tercijarnih naslaga gradi dva pojasa struktura: jedan, istočno od Beograda, orjentisan je pravcem S-J sa tendencijom povijanja ka severoistoku i drugi, zapadno od ovog pružanja približno Z-I.

(3) Tisijsko-dakijska jedinica (blok) zauzima severni deo Bačke i Banata. Od vardarske zone razgraničena je transdanubijskim rasedom (transbačko-banatskim) desnim transkurentnim rasedom. Ovakvi tektonski odnosi uspostavljeni su tokom dekstralne oligocensko-donjomiocenske inkorporacije tisijsko-dakijskog bloka u panonski prostor pre i prilikom generisanja Panonskog basena.

4.2.7.2.1.2.2. Sklop basena

Zahvaljujući brojnim geološkim i geofizičkim istraživanjima, i dubokim bušenjima koja su izvođena sa ciljem preciznijeg definisanja naftno-gasnih ležišta, u dobroj meri, utvrđeni su izgled i prostorne pozicije strukturnih oblika vojvođanskog dela Panonskog basena koji su formirani u neogenu i kvartaru. Naročito je to evidentno kada je reč o regionalnim strukturama, gde postoji visok stepen usaglašenosti mišljenja o njihovim granicama, morfologiji i kinematici. Prikazi regionalnih strukturnih odnosa i tektonskih pokreta neogeno-kvartarne strosti za čitav vojvođansko-panonski prostor nalaze se u radovima Marinovića (1962), Nikolića (1976), Vukašinovića (1989). Mnogo češće su opisivane strukturne osobenosti pojedinih regiona Vojvodine (Trkulja, 1991; Vučić, 1991; Kirin et. al., 1991 i dr.) a najčešće lokalne pojedinačne strukture i to uglavnom one naftonosne.

M. Marović i dr. (1996) na području vojvođanskog dela Panonskog basena izdvajaju sledeće jedinice neoalpskog sklopa: (1) trans-banatsko bačku (tansdanubijsku) dislokaciju, (2) Severnobački prag, (3) Veliku mađarsku depresiju, Južnobačku depresiju, (5) Horst Fruške Gore, (6) Sremsko-Slavonski rov, (7) Južnobanatski rov (Banatska depresija) i (8) Gredu Beograd-Orlovat (Sl. 70).

Transbanatsko-bačka dislokacija deli podlogu panonskog prostora Vojvodine na dva dela : severni i južni. Reč je o složenoj zoni razlamanja pružanja JZ-SI koja preseca preneogenu podlogu i znatno izlazi iz okvira vojvođanskog dela Panonskog basena. Izgrađena je od manjih pretežno paralelnih raseda, a verovatno i od raseda sa zakrivljenim i upletenim deonicama koje sve zajedno grade jednu relativno široku zonu. Između ovih deonica diskontinuirano

133

su raspoređene manje depresione strukture kao što su na primer: rov Srpske Crnje (ukupan iznos neogenog spuštanja preko 3000 m), srbobranski rov (potonuo preko 2000 m) i drugi manji. Njihova pozicija i geometrija ukazuju da su se duž transbanatsko-bačke dislokacije tokom krustalne ekstenzije odvijala desna transkurentna kretanja, a da su normalna rasedanja i sinsedimentaciona spuštanja genetski vezana za takvu aktivnost. To se dobrim delom uklapa u generalni plan mobilnosti panonskih blokova i transkurentnih raseda aktiviranih tokom neogene krustalne ekstenzije.

Slika 70. Skica položaja većih neoalpskih strukturnih celina vojvođanskog dela

Panonskog basena. Legenda: (1) Oblasti izgrađene od preneogenih tvorevina, (2) oblast izgrađene od neogenih naslaga, (3) Rasedi: a) koji ograničavaju veće i b) koji

ograničavaju manje strukture, (4) Kinematika raseda: a) transkurentni, b) gravitacioni, (5) Nazivi većih neoalpskih strukturnih celina: 1) Transbanatsko-bačka

dislokacija, 2) Severnobački prag, 3) Velika mađarska depresija, 4) Južnobačka depresija, 5) Horst Fruške Gore, 6) Sremsko-slavonski rov, 7) Greda Beograd-Orlovat, 8) Južnobanatski

rov.

Severnobački prag je deo Panonskog basena koji je na području Vojvodine spušten 600-1000 metara (ređe i više). Ima izgled izometričnog “platoa” morfološki se u paleoreljefu jasno odvaja od okolne dublje potonule preneogene podloge Panonskog basena.

Velika mađarska depresija je oblast izrazitog neogenog spuštanja. U vojvođanski panonski prostor zalaze samo manji delovi struktura iz domena ove depresije: severnobanatski i Mako rov i kikindsko-segedinski prag.

134

Severnobanatski i Mako rov su tipični ekstenzioni strukturni oblici ograničeni rasedima pružanja SZ-JI do S-J i spušteni do dubine od 4000-5000 m (severnobanatski rov) i 6000 do 7000 m pa i više (Mako rov). U vojvođanskom delu Panonskog basen u okviru ovih struktura intenzitet spuštanja je manji: kod severnobanatskog rova 3000-4000 m, a kod Mako rova oko 3000 metara.

Ove dve rovovske strukure su razdvojene jednim izdignućem poznatim kao kikindsko-segedinski prag. Reč je o bloku pružanja S-J (SI-JZ) koji je u odnosu na bočne rovovske strukture manje spušten (prosečno 2000-2500 m).

Južnobačka depresija je smeštena najvećim delom između severnobačkog praga i horsta Fruške Gore, odnosno na teritoriji južne Bačke i manjim delom zapadnog Banata. Ima izgled složenog simetričnog rova koji je ograničen rasedima pružanja I-Z. Na istoku se preko zrenjaninske subdepresije vezuje za južnobanatski rov. Sudeći prema debljinama neogenih naslaga i poziciji paleoreljefa južnobačka depresija je poprečno i dijagonalno izdeljena na nekoliko manjih dobro individualisanih i naizmenično raspoređenih sekundarnih struktura, više ili manje spuštenih (tipa rovova i pragova), orjentisanih dužim osama pravcima SSZ-JJI i SZ-JI. Prostorno i prema intenzitetu spuštanja najveće među njima su: južnobačka i zrenjaninska subdepresija (potonule preko 2500 m).

Horst Fruške Gore razdvaja dva krupna depresiona entiteta vojvođanskog dela Panonskog basen: južno-bačku depresiju od sremsko-slavonskog rova. Horstovsku građu i reljefnu dispoziciju odredili su gravitacioni razlomi na njegovom severnom i južnom obodu duž kojih je tokom neogena izvršeno spuštanje blokova prema južno-bačkoj depresiji i sremsko-slavonskom rovu. Bloku Fruške Gore, ali ne i morfostrukturi, pripada i prostor istočno od Dunava sve do grede Beograd-Orlovat (deo potonule šumadijske grede). Rasedima pružanja SZ-JI (desni transkurentni i gravitacioni), horst Fruke Gore je zdeljen na manje subblokove pri čemu su, naročito oni u istočnom delu stepeničasto spušteni i prekriveni tanjim ili debljim neogenim naslagama.

Sremsko-slavonski rov se nalazi na južnoj periferiji Panonskog basena. Pružanja je I-Z. Severna granica prema horstu Fruške Gore je dosta oštra i naglašena (južni fruškogorski rased), dok je južna razuđena i u tom delu je rov povezan sa drugim basenskim strukturama peripanonskog prostora (mačvanski rov, kolubarsko-tamnavski basen i dr.). Jednim poprečnim pragom koji se nalazi na dubini 800-1000 metara sremsko-slavonski rov je podeljenna dve manje celine: zapadnosremsku i istočnosremsku. Intenzitet spuštanja je znatno veći u zapadnosremskom delu rova gde iznosi prosečno oko 2000 metara, južno od Vukovara i preko 3000 metara. Maksimalni iznos spuštanja u istočnom delu rova je nešto preko 1500 metara.

Južnobanatski rov zauzima prostor istočno od grede Beograd-Orlovat. Na severu dopire do transbanatsko-bačkog raseda, a na jugu se vezuje za velikomoravski rov sa kojim čini jednu strukturno-homogenu celinu.

135

Južnobanatski rov je izgrađen od većeg broja manjih struktura diferencijalno potonulih. Njihov oblik kontrolisan je preneogenim rupturnim pretcrtežom. Tako, na primer, u graničnom području potonulih delova Vardarske zone i Srpsko-makedonske mase (zapadni obod rova) preovlađuju linearne potoline pružanja S-J sa, u severnom delu, tendencijom povijanja i širenja u smeru severoistoka. U istočnom delu rova, čija je osnova od kristalastih škriljaca Srpsko-makedonske mase, aktiviran je pretcrtež koga čine blokovi ograničeni rasedima pružanja: S-J(SSI-JJZ), SI-JZ, I-Z(ISI-ZJZ) i SZ-JI. Tokom neogena ovi blokovi su diferencijalno tonuli i na taj način obrazovali povorke više ili manje spuštenih struktura (rovova, subdepresija i pragova različitog oblika), takođe sa tendencijom povijanja ka severoistoku. Najveća spuštanja u južnobanatskom rovu kreću se u intervalu od 2000-2500 metara ređe i više, a najmanja 500-1000 metara.

Greda Beograd-Orlovat je pružanja S-J i odvaja banatski od bačko-sremskog niza neoalpskih panonskih struktura. Šire posmatrano ona predstavlja krajnji severni deo Šumadijske grede koji je prilikom obrazovanja Panonskog basena spušten i prekriven neogenim naslagama debljine 500-1000 metara.

Dobru ilustraciju tektonskih odnosa u okviru vojvođanskog dela Panonskog basena daju slike 71, 72, 73, 74 i 75.

Slika 71. Profil od Beograda do Majdana (po D. Nikoliću i Đ. Marinoviću); 1. kristalasti škriljci, 2.granit i sl., 3. serpentiniti, 4. flišni klastiti (kreda).

Slika 72. Profil od Save preko Fruške Gore do Kelebije (po Đ. Marinoviću i D.

Nikoliću); 1. kristalasti škriljci, 2. serpentiniti i stariji bazični eruptivi, 3. nedefinisan paleozoik (i permotrijas), 4. krečnjaci, peščari i sl. (trijas), 5. flišni sedimenti (kreda), 6. trahit, dacit, andezit i dr. mlađi eruptivi, 8. heterogeni klastični sedimenti, 9. lapori,

laporci, laporoviti krečnjaci, 10. laporovite gline, lapori i laporoviti peščari, 11. laporovitii glinoviti sedimenti sa interkalacijama peščara, 12. peskovito-glinoviti

do peskovito-laporoviti sedimenti, 13. pretežno peskoviti i peskovito-glinoviti sedimenti.

136

Slika 73. Profil od Adaševca do Bele Crkve (po Đ. Marinoviću i D. Nikoliću); 1. kristalasti škriljci, 2. krečnjaci, peščari i dr.(trijas), 3. serpentiniti i bazični

eruptivi, 4. laporci, peščari i krečnjaci (donja kreda), 5. fliš-paleogen.

Slika 74. Profil od Dunava, preko Tise do Šurjana (po Đ. Marinoviću i D. Nikoliću);

1. kristalasti škriljci, 2. klastiti i krečnjaci urgoske facije (donja kreda), 3.flišni klastiti (kreda), 4. flišni klastiti (paleogen).

Slika 75. Profil od Dunava preko Orahova do Radojeva (po D. Nikoliću i Đ.

Marinoviću); 1. kristalasti škriljci, 2. bazični eruptivi, 3. krečnjaci, peščari i dr. (trijas), 4. flišni klastiti, (kreda).

4.2.7.2.2. Neogeni baseni peripanonskog prostora Jugoslavije

Uobičajeno je i opravdano da se morfološki kao južna granica Panonskog basena na teritoriji Jugoslavije uzimaju tokovi Save i Dunava, mada bi se geološki mogla i drugačije postaviti (još južnije). Neogeni depozicioni prostori južno od te uslovno prihvaćene granice, a koji su genetski vezani za Panonski basen označeni su kao peripanonsko područje (Sl. 76). U okviru njega mogućno je grubo izdvojiti: uže i šire peripanonsko područje.

Uže peripanonsko područje obuhvata terene prekrivene neogenim naslagama između Save i Dunava na severu i izdignutih morfostruktura Dinarida i Srpsko-makedonske mase na jugu i Karpato-balkanida na istoku. Taj prostor je morfostrukturnim nizom Avala-Kosmaj podeljen na dva dela: zapadni i istočni. U zapadnom delu dominiraju tri krupna depresiona domena-jadarski basen, mačvanski rov i složeni kolubarsko-tamnavski basen. Oni su izgrađeni najvećim delom od marinskih neogenih i lakustrijskih i lakustrijsko-fluvijalnih kvartarnih

137

tvorevina. U kolubarsko-tamnavskom basenu u pontu deponovane su debele ugljonosne (lignit) naslage.

Istočno od avalsko-kosmajskog horstovskog niza nalazi se prostrani velikomoravski neogeni rov. On predstavlja direktan južni nastavak južnobanatskog rova (banatske depresije) iz Panonskog basena. Otuda je i Dunav kao južna granica Panonskog basena samo uslovno više morfološka nego geostrukturna.

Velikomoravski rov je složene građe. Sačinjen je od većeg broja duboko potonulih blokova koji formiraju depresije i rovove kao što su: gročanski rov (spušten preko 1500 m), smederevska depresija (preko 2000 m), velikogradiška depresija (preko 2000 m), markovačka depresija (preko 4000 m) i manje spuštene delove koji učestvuju u građi horstova, na primer račansko-kolarskog (500-1000 m). Velikomoravski rov je ispunjen debelom sukcesijom neogenih tvorevina. U donjem delu izgrađenje od slatkovodnih jezerskih sedimenata otnang-karpatske (mogućno i donjebadenske?) starosti koji se danas nalaze u najviše potonulim delovima rova (depresija: drmanska, smederevska, markovačka, mlavski basen, gročanski rov i dr.). Najveći deo rova ispunjen je morskim tvorevinama badenske i oslađenim naslagama sarmatske, panonske i pontske starosti.

Neogene tvorevine užeg peripanonskog područja su, generalno posmatrano, slabo deformisane. Uglavnom su prisutne blage plikativne forme malog indeksa ubiranja sa nešto pojačanim efektima deformisanosti uz krupnije dislokacije. Najviši nivoi naslaga (osim ako nisu uz veće rasede) leže gotovo horizontalno (panonske i naročito pontske tvorevine).

Šire peripanonsko područje rasprostranjenja basenskih struktura duboko zalazi (kao “levak”) među izdignute dinaridsko-karpato-balkanidske planinske oblasti (Sl. 76) (intramontanski baseni). Na području Dinarida to su baseni: valjevsko-mionički, čačansko-kraljevački, gružanski, natalničko-jasenički, i dr; u domenu Srpsko-makedonske mase rovovi: resavsko-despotovački, beličko-levački, temnički, trsteničko-kruševački, ražanjski rov, toplički basen, niški basen (delom i u Karpato-balkanidima), leskovački basen i u Karpato-balkanidima: kučevski, rakovobarski, žagubički, crnorečki, donjomilanovački, svrljiški, knjaževački, zaječarski, babušnički (mlađi paket naslaga), pirotski i dr. Najveći deo ovih basena izgrađen je od otnang-karpatskih (mogućno i donjebadenskih?) jezerskih slatkovodnih tvorevina (pretežno peskovito-glinoviti i laporoviti sedimenti, ređe krečnjaci) sličnih onima koji se nalaze u podini morskih neogenih naslaga Panonskog basena i njegovog užeg oboda.

U mnogim od ovih basena nalaze se ugljonosne formacije od kojih su neke i ekonomski značajne (zaječarski basen, sokobanjski basen). Mestimično u okviru otnang-karpatskih basena preko slatkovodnih leže morske badenske naslage (natalinačko-jasenički basen, resavsko-despotovački rov, beličko-levački rov,

138

temnički rov, zaječarski basen) ili su prisutne samo morske badenske tvorevine (donjomilanovački basen).

Slika 76. Neogene naslage peripanonskog i periegejskog područja. A – Panonski i

Peripanonski prostor: 1. otnang-karpatske jezerske tvorevine; 2.1. granice rasprostranjenja pontskih naslaga (oslađenih), 2.2. granice rasprostranjenja

sarmatsko-pontskih naslaga (oslađenih), 2.3. granice rasprostranjenja badenskih naslaga (morskih). B – Periegejski prostor: 3. srednje i gornjomiocenske? slatkovodne

tvorevine; 4. pliocenske slatkovodne tvorevine.

4.2.7.2.3. Položaj Panonskog basena u sklopu Alpida i geneza

4.2.7.2.3.1. Kratak pregled tradicionalnih tumačenja

Panonski prostor je različito tretiran u sklopu evropskih Alpida. U klasičnim geotektonskim koncepcijama označavan je kao rigidni objekat koji je razdvajao dva orogena stabla.

139

Žujović (1923) je smatrao da Panonska potolina predstavlja potonuli severozapadni deo stare „Balkansko-srpsko-hrvatske mase”, a ostrvske planine su zaostali horstovi te mase.

V. Petković je bio mišljenja da je reč o staroj kristalastoj masi sličnoj Rodopskoj koja je duž obodnih raseda potonula do „velikih dubina“. Kober je Panonski prostor uvrstio u međuvenačnu masu (inernide), koja je prekrivena neogenim naslagama.

Muratov (1954) ističe da cela Mađarska ravnica (Panonska) između Karpata i Dinarida (nekadašnji antiklinorijum) predstavlja veliku Mađarsku ili međuvenačnu potolinu gde se ispod neogenog pokrova nalaze krupni sistemi ubranih struktura antiklinorijuma sa jezgrima od kristalastih škriljaca i paleozojskih stena i sinklinorijuma izgrađenim od debelih trijaskih, jurskih, krednih i paleogenih deponata.

Vadasz (1961) je smatrao da se u podini današnjih mađarskih basena nalazi jedinstven masiv koji je počevši od krede bio izložen intenzivnom razlamanju i diferencijalnom spuštanju blokova.

Slavin (1958) u domenu Mađarske depresije koja obuhvata srednji deo panonskog basena je izdvojio: osnovni teren (podlogu) i pokrov. Osnovni teren se sastoji od prekambrijskih metamorfnih stena i paleozojskih polumetamorfita, tektonski jako deformisanih. Pokrov je predstavljen mlađe paleozojskim i mezozojskim tvorevinama. Preko sedimenata pokrova leži debeo neogeni kompleks. On je formiran spuštanjima kristalasto-mezozojske podloge pri čemu je, prema Slavinu, maksimalno potonuo centralni deo masiva.

Po mađarskom geologu Šeferu (1961) u središnjem delu Panonskog basena postoji jedna karakteristična megastruktura: “transdanubijsko-bečki prag” koji je u odnosu na susedne oblasti manje potonuo i odvojen je od njih krupnim razlomima (dakle suprotno Slavinu koji je smatrao da su upravo centralni delovi Panonskog basena najviše spušteni).

Po Hadžiju (1964) u podini neogenih tvorevina Panonskog basena nalaze se strukture slične onima na “ostrvskim planinama” (germanotipni stil) i ostalim obodnim delovima Dinarida i Karpato-Balkanida (alpinotipni stil).

U tradicionalnoj geotektonici tzv. Panonski masiv (podloga Panonskog basena) je različito nazivan. G. Prino (1925) nazvao ga je Tisija, R. Staub (1929) Panonski blok, H. Bek (1925) “Središnja masa”, L. Loci (1939) Panonski ili Alfeldski masiv, T. Slaj (1961) Locijev prag.

4.2.7.2.4. Najnovija tumačenja nastanka Panonskog basena

Poslednjih tridesetak godina zahvaljujući brojnim geološkim i geofizičkim istraživanjima i dubokim bušenjima izvođenim u panonskom domenu utvrđeno je

140

da je reč o geološki vrlo složenom i tektonski mobilnom prostoru, a nikako o statičkoj i krutoj masi. Utvrđeno je da u njegovoj podlozi ne leži “jedinstvena masa” već strukturni sadržaj iz domena Alpa, Dinarida i Karpata.

Mobilnost panonskog domena, horizontalna i vertikalna naročito je došla do izražaja u neoalpskim etapama tektogeneze, kada je obavljeno njegovo basensko uobličavanje i paralelno sa tim depozicija relativno debelih neogenih i kvartarnih sedimenata.

U novije vreme nastanak Panonskog basenskog sistema tumačen je na različite načine: (1) kompakcijom bazaltnog sloja zemljine kore do koje je došlo usled transformisanja gabra u eklogit (Sobolev, 1980, Artyuskov and Baer, 1984, Bordi and Bordine-Cvetkova,1992); (2) litosfernom ekstenzijom (Burchfiel, 1980, Horvath and Royden, 1981, Royden, 1981, Royden et al. 1992, Horvath, 1993 i dr.); (3) astenosferskim dijapirom i litosfernom ekstenzijom (Sclater, 1980, Meissner and Stegna, 1988). U svakom slučaju, ako se odbaci ova prva hipoteza jer postoje mnogi argumenti na njenu neodrživost i zastarelost, ostaje da je litosferna ekstenzija realnost koju većina uvažava i koja ima odlučujuću ulogu u formiranju neoalpskog sklopa Panonskog basena.

Ekstenzioni procesi u domenu Panonskog basena posledica su završnog čina subdukcije evropske ploče pod kontinentalne fragmente unutrašnjih Karpata koja se odvijala tokom miocena i nastavila kolizijom do u kvartar. Smatra se da je ekstenziju u panonskom prostoru mogao da prouzrokuje regresivni subdukcioni roling donje evropske ploče tokom njene subdukcije, ali da su mogli biti uključeni i drugi faktori kao što su: (1) istična ekstruzija kontinentalnih blokova iz jadransko-dinaridsko-alpskog kovergentnog domena, (2) gravitacioni kolaps zadebljale zemljine kore nastale sažimanjem mezozojsko-paleoenog strukturno-formacionog sadržaja u podini Panonskog basena i na kraju (3) uticaj astenosferskog dijapira koji je obrazovan u podini Panonske litosfere.

Ekstenzija koja se manifestovala pravcem I-Z, dovela je do istanjenja zemljine kore (22-27 km), a i litosfere u celini (60-70 km), što je bilo praćeno i izdizanjem astenosferskog dijapira koji je doveo do zagrevanja litosfere, rastapanja delova kore i omotača i ispoljavanja odgovarajućeg magmatizma (vulkanizma). Istezanje panonske osnove bilo je sinhrono sa subdukcijsko-kolizionim procesima i navlačenjima u spoljašnjim Karpatima.

Prema savremenim tumačenjima spuštanja u okviru Panonskog basena odvijale su se tokom dve glavne faze. U prvoj, spuštanja su bila brza i dešavala su se u područjima sa strogo definisanim rasednim granicama markirajući na taj način krustalnu i litosfernu ekstenziju (sinriftna faza). Za drugu fazu karakteristična su lagana spuštanja koja su prostorno bila obimnija, a prouzrokovana su opadanjem termalnih anomalija koje su dovele do ekstenzije (termalna, posttektonska spušanja - postriftna faza). Litosferna ekstenzija je dominirala počev od otnang-karpata do u baden kada je doživela paroksizam. Od

141

sarmata pa do u kvartar preovladavala su laganija spuštanja definisana opadanjem termalnih anomalija i hlađenjem litosfere.

Saglasno ovakvoj aktivnosti i strukturnom sadržaju Panonski basen je definisan kao basen formiran iza ostrvskog luka (back-arc). Nastanak individualnih rovovskih i basenskih struktura dobrim delom se može vezati za lokalne krustalne ekstenzije i transkurentne rasede pružanja SI-JZ (sa levim horizontalnim smicanjima) i transtenziono i tenziono spuštanje blokova u okviru ovih sistema (Sl. 77).

Slika 77. Tektonska mapa Panonskog basena i okolnih regiona sa prikazom glavnih

raseda i nabora neogene starosti (Rumpler and Horvath, 1988).

S obzirom na ispoljenu mobilnost tokom neogena u panonskom prostoru se mogu izdvojiti dva različita krustalna entiteta: severozapadni (ALCAPA) i jugoistočni (tisijsko-dakijski). Granicu ova dva bloka predstavlja srednjomađarski lineament (linija Zagreb-Cemplin). (Sl.78 A). Smatra se da su u panonski prostor dospeli iz alpsko-dinaridskog domena istočnom ektruzijom prouzrokovanom paleogenom i naročito oligocenskom i miocenskom kolizijom jadransko-dinaridskog entiteta sa evropskom pločom (Sl. 79).

142

Slika 78. skice neogene mobilnosti panonskog basenskog sistema: (A) Pokreti i rotacije većih tektonskih celina Panonskog basena, Legenda: (1) Evropska ploča, (2) Alpske, Dinaridske i karpatske izdignute morfostrukture, (3) Panonsko i peripanonsko basensko područje, (4) neogeni konvergencijski front Karpata prema Evropskoj ploči, (5) pravac neogene ekstenzije (srednji položaj) u oblasti Panonskog basena, (6) smer tektonskog transporta i rotacije panonskih krustalnih segmenata, (7) rasedi koji ograničavaju veće tektonske blokove, (smer horiontalnog smicanja duž raseda); (B) Eksenzione strukture JI dela Panonskog basena (za oblasti van Vojvodine prema podacima Horvath, 1990), Legenda: (1) Alpske, dinaridske i karpatske izdignute morfostrukture, (2) Panonsko i peripanonsko basensko područje, (3) neoalpske depresije genetski vezane za ekstenzione procese, (4) rasedi, (5) Kinematika raseda: a) gravitacioni, b) transkurentni, (6) nazivi većih transkurentnih rasednih zona: 1) Zagreb-Cemplin, 2) Meček-Debrecin, 3) Transbanatsko-bačka.

143

Za razumevanje subsidecijalnih procesa posebno onih vezanih za ekstenziju, na teritoriji jugoslovenskog dela Panonskog basena i njegovog južnog basenskog okruženja relevantna je horizontalna mobilnost tisijsko-dakijskog bloka sa evropskom (mezijskom) pločom (Sl. 78 A i 78 B). U prethodnoj kompresionoj epizodi u donjem miocenu (pre otnanga) tisijsko-dakijski kontinentalni segment na svom putu u panonski prostor, koji je bio obeležen jačom dekstralnom rotacijom, povezao se transpresiono duž srednjomađarkog lineamenta sa kontinentalnim blokom ALCAPA (SZ-deo Panonskog basena). Od tada pa na dalje, tisijsko-dakijski blok se zajedno sa blokom ACALPA uključio u subdukciono-kolizione odnose sa evropskom pločom praćene ekstenzijom iza konvergencijskog fronta čime je i otpočelo generisanje Panonskog basena. Pri tome tisijsko-dakijski blok se kretao prema severoistoku i istoku sa slabo izraženom rotacijom u smeru kazaljke na satu duž nekoliko krupnih raseda na severnom bloku (srednjomađarska dislokacija, rased Dragoš-vode i Trotus rased) i duž transdanubijskog (transbanatsko-bečkog) raseda na južnom obodu. Iza konvergencijskog fronta na području tisijsko-danubijskog bloka ali i južnije od njega daleko među Dinaride i Karpato-balkanide došlo je do ispoljavanja ekstenzionih procesa istanjenja kore (i litosfere) i formiranje basenskih struktura. (Sl. 78 B i Sl. 80). Aktivnu ulogu kod spuštanja imao je rasedni sklop obrazovan u predhodnim paleogeno-donjomiocenskim kompresionim fazama.

Slika 79. Neogena tektono-kinematska mapa Alpsko-Karpatko-Panonskog područja.

Kako su basenske strukture južno od Save i Dunava ipak u prostoru gde je ekstenzija bila slabije izražena nego u Panonskom basenu i kako je to područje smešteno u jednom izrazito kompesionom domenu, one su već posle karpata bile invertovane i najvećim delom bile uključene u morfostrukture Dinarida i Karpatobalkanida koje su se postepeno izdizale. Izuzetak je bilo područje

144

velikomoravskog neogenog rova čiji su pojedini delovi tonuli i u badenu, da bi od sarmata pa na dalje i iz ovih prostora počelo povlačenje panonskih voda prema severu uz vrlo lagano izdizanje. (Sl. 76).

Slika 80. Basenske strukture vezane genetski za Panonski (linije) i Egejski (tačke)

kolaps.

4.2.7.3. Periegejski neogeno-kvartarni baseni

Jedan manji broj neogenih basena Jugoslavije pripada krajnjoj severnoj periegejskoj sedimentacionoj provinciji. To su baseni koji se nalaze u široj zoni “transverzale Skadar-Peć”: metohijski, kosovski i vranjski, mogućno još i neki manji.

Metohijska depresija je izometričnog oblika i složene građe. Čine je tri jasno artikulisane subsidencijalne celine: pećka, đakovička i drenička. Najviše je spušten pećki deo depresije (preko 1500 m), zatim đakovički (oko 1000 m), najmanje drenički (oko 250 m).

Metohijska depresija ispunjena je uglavnom pliocenskim peskovito-glinovitim sedimentima (formacije-kosovska, metohijska i ratkovačka) mestimično sa debelim naslagama lignita. Pliocenski sedimenti su slabo deformisani, slojevi su vrlo blagog pada, retko rasedima poremećeni. Ispod

145

pliocenskih tvorevina leže stariji, verovatno gornjomocenski paketi naslaga manje (?) debljine (pećka formacija).

Kosovski basen je takođe najvećim delom ispunjen pliocenskim peskovito glinovitim sedimentima mestimično sa debelim naslagama lignita (kosovska formacija). Basen je relativno uzan i izdužen pravcem S-J. Pliocenske naslage su slabo deformisane osim uz krupnije dislokacije gde su slojevi znatno strmiji. Izgleda da i ovde kao kod metohijskog basena ispod debelog komplesa pliocenskih tvorevina leže i starije neogene naslage.

Vranjski rov je stari depresioni prostor formiran još oligocenu i donjem miocenu, ali morfološki različit od današnjeg, kada su u njemu odlagane klastične i vulkano-klastične tvorevine praćene izlivima vulkanita.

Slika 81. Skica pliocenske kinematike egejskog kolapsa: Bele tačkaste linije-područje zahvaćeno ekstenzijom i spuštanjem; Bele pune linije-područje zahvaćeno ekstenzijom

u oblasti Panonskog basena i peripanonskog područja (baden).

146

Verovatno je aktiviran i u srednjem miocenu, a sigurno u pliocenu i tada je zadobio savremen izgled (uska depresiona struktura rovovske građa izdužena pravcem ISI-ZSZ). U njemu su tokom pliocena istaloženi laporci, gline (ponekad bentonitske), peskovi i u završnim nivoima dijatomejska zemlja i dva tanka sloja uglja.

Geometrija i kinematika ovih basena i njihova evolucija posledica su tektonske i geodinamičke aktivnosti koja je odgovorna za egejski kolaps. Pri tome, “transverzala Skadar-Peć”(granično područje Dinarida s.str. i Helenida) predstavljala je krajnju severnu granicu gde se osetio uticaj ekstenzionih procesa koji su prouzrokovali egejski kolaps.

Egejsko more i periegejski pliocenski i savremeni jezerski baseni nastali su ekstenzionim procesima ispoljenim iza helenskog ostrvskog luka - zone konvergencije frontalnih delova afričko-sredozemne (istanjene ili okeanske kore?) i evropske kontinentalne ploče. Ovakvi procesi su se manifestovali dvofazno: od srednjeg do gornjeg miocena i u pliocenu. Ovaj poslednji događaj mnogo jače se ispoljio i zahvatio je prostrane oblasti zapadne Turske, južne Bugarske, severne Grčke, Makedonije, istočne Albanije i južne Jugoslavije sve do graničnog područja Dinarida i Helenida i doveo do formiranja brojnih basena koji su ispunjeni slatkovodnim jezerskim naslagama (Sl. 81). Takvog porekla s između ostalih i baseni: metohijski, kosovski i vranjski.

4.2.8. 4.2.4. Jadranski basen

Jadransko more ispunjava jedan veliki basen smešten između Balkanskog i Apeninskog poluostrva koji poseduje zemljinu koru kontinentalnog tipa (Sl. 82).

Slika 82. Položaj Jadranskog basena u sklopu evropskih Alpida.

Većina autora smatra da se ovaj basen razvio na osnovi koja pripada različitim tektonskim jedinicama. Najveći deo i aksijalnu poziciju pravcem

147

pružanja SZ-JI zauzima Jadranska platforma (ploča). To je jedan od najvažnijih tektonskih objekata mediteranske deformacione oblasti. Ona je imala bitnu ulogu u razvoju alpskog strukturnog stila jugoistočne Evrope. Ploča ima promenljivu debljinu kore: od 25-36 km u severnom do 35-40 km u južnom delu, i litosfera od: 70 km u severnom do 110 km u južnom delu. (Nikolich, 1981, Calvagnile and Paniza, 1981). Granica ovakva dva tipa kore i litosfere može se trasirati duž široke rasedne one Napulj-Gargano-Dubrovnik (Scheepers, 1994).

Jadranska ploča ima najverovatnije prevariscijsku (Apulija) i variscijsku osnovu. Stampfli (1996) smatra da se upravo kroz Jadransku ploču pravcem SI-JZ može povući granica variscida Evrope i prevariscijskih struktura Afričke ploče.

U gornjem trijasu Jadranska ploča ima obeležja prave karbonatne platforme. Počev od donjeg lijasa, kao posledica riftovanja, dolazi do spuštanja pojedinih delova platforme i pelaške karbonatne sedimentacije, sve do u kredu i paleogen. Debljina mezozojsko-paleogenih sekvencije je oko 5000 m, dok je ukupna debljina sedimenata karbonatne platforme veća od 7000 m.

Jadranska ploča sa svojim mezozojsko-paleogenim pokrovom uključuje se u kolizione odnose sa cirkumjadranskim strukturama što je imalo za posledicu da bude okružena krupnim orogenim sistemima Alpa, na severu, Dinarida i Helenida na severoistoku i istoku i Apenina na jugozapadu. Tokom takve aktivnosti, sve do recentno vreme, jadranska litosfera se ponašala kao elastični objekat “list” (Mongelli and Ritchetti, 1979, Moretti and Royden, 1988, de Altres and Aiello, 1995, de Altris, 1995) uključen u kontinentalnu subdukciju (koliziju) prema susednim orogenima.

Na osnovu paleomagnetnih podataka utvrđeno je da je Jadranska ploča bila tokom mezozoika i kenozoika izložena značajnoj translaciji i rotaciji iz pravca juga prema severu. Polazeći od takvih podataka tumačen je i prvobitni položaj Jadranske ploče. O tome postoje različita mišljenja (Sl. 83): (1) da je bila spojena sa Afričkom pločom (Argan, 1924, Caire,Dercourt, Channel et al, 1976 i dr.) rt Afrike. (2) da je nezavisna ploča (mikroploča) (Dewey, 1973, Vanderberg and Zijderveld, 1982, Vanderberg, 1983, Marton,1987 i dr.). (3) da je prvo bila fiksno vezana za Afriku, ali je od nje kasnije odvojena (Anderson and Jackson, 1987). Ovde se kao centralno postavlja pitanje: a kada se Jadranska ploča odvojila od Afričke i postala nezavisna (mikroploča)?

Druga veoma važna nedoumica u vezi sa Jadranskom pločom jeste iznos i vreme rotacije. Dewey et al. 1973) ukazuje na srednjojursko-srednjokrednu rotaciju, Vanderberg et al. daju šemu rotacije od srednje-gornje jure do danas u ukupnom iznosu od oko 90° (Sl. 84). Vanderberg (1985) smatra da postdonjotercijarna rotacija iznosi oko 30°, Lowrie (1986) utvrđuje gornjotercijarnu rotaciju od 15°, Mantovani et al. (1985, 1989) postdonjomiocensku rotaciju od 20°, a Anderson and Jackson (1987) smatraju da se rotacija odvija i u recentno vreme.

148

Slika 83. Tektonski evolucioni model jadranskog regiona (neka od rešenja).

149

Slika 84. Rotacija Italijanskog poluostrva tokom mezozoika (Vanderberg et al., 1983).

Jadranski basen koji je superponovan ne samo na jadranskoj platformi, već su u njega uključeni i cirkumjadranske jedinice orogenih oblasti Apenina i Dinarida- Helenida, izgrađen je od većeg broja manjih basena. To su: obodni potopljeni delovi basena Venecije, Poa i Markeša, zatim dva niza depresija: srednjojadranska sa južnojadranskom i severnodalmatinska sa južnodalmatinskom. Između ova dva niza potolina izdiže se jadranski greben koji je u vidu niza podvodnih uzvišenja, plićaka i ostrva odvaja ove depresione prostore. Četiri pomenute potoline u Jadranu nastale su u relativno tankim paleogenim tvorevinama i veoma debelim neogenim i kvartarnim klastitima.

Registrovana su i različita područja savremene sedimentacije (Sl. 85). Zapaža se da u severnom delu preovlađuju peskovi (uticaj prinosa materijala iz reke Po), a u južnom delu muljevi.

Slika 85. Savremene sedimentacione provincije jadranskog basena.

S obzirom da teritorija Jugoslavije (Crnogorska obala) izlazi na Jadransko more u domenu južnojadranske depresije, ovaj strukturni oblik biće detaljnije prikazan.

150

4.2.8.1. Južnojadranska depresija

Južnojadranska depresija je strukturni oblik ovalnog izgleda, smeštena u južnom delu Jadranskog basena i sa obeležjima intenzivnog spuštanja u neogenu i kvartaru (Sl. 86).

Na osnovu procenjene debljine neogenih i kvartarnih sedimenata u njoj, smatra se da su ukupna spuštanja i preko 6500 m. Interni skolp depesije, izuzev njenog severoistočnog i istočnog oboda, relativno je jednostavan. Dominira basenska konfiguracija-naslage su slabo deformisane. Međutim, na njenom severoistočnom i istočnom obodu strukturni odnosi su znatno komplikovaniji. U tom delu naslage južnojadranske depresije se postepeno inkorporiraju u dinaridski sistem jugozapadno i zapadno reversnih struktura (Sl. 87 i 88). Reč je o neogeno-kvartarnom aktivnom obodu Dinarida i Helenida (jadransko-jonska i manjim delom Budva zona) prema jadranskoj ploči. Ovde je južnojadranska depresija superponovana i preko dinaridskih jedinica i kako je već istaknuto postepeno “uvučena” u dinaridski tektogen, sa blagom progradacijom jugozapadnovergentnih strukturnih odnosa prema unutrašnjosti depresije (Sl. 87 i Sl. 88). Dominiraju jugozapadno vergentne strukture pružanja SZ-JI koje su ispresecane razlomima istih geometrijskih i kinematskih svojstava kao u primorskom kopnenom delu Dinarida (navlake i kraljušti sa padom prema severoistoku i reversnim smicanjima ka jugozapadu).

Slika 86. Južnojadranska depresija.

151

Slika 87. Profil kroz Apenine, Južnojadransku depresiju i Dinaride.

Slika 88. Interpretacioni geofizički profil kroz Crnogorsko primorje i obalski pojas

Jadranskog mora (T. Dragašević, 1983).

Danas se većina autora slaže da je Južnojadranska depresija generisana tokom kontinentalne subdukcije (kolizije), a u procesu fleksurnog savijanja i spuštanja jadranske kontinentalnekore pod dinaridsko-helenidski orogen. Njena prepliocenska osnova nagnuta je prema severoistoku pod uglom 1°, a pretercijarna pod oglom od 1-2° (de Alterist, 1995).

Prema većini mišljenja kontinentalna subdukcija Jadranske ploče pod Dinaride-Helenide genetski je vezana za rast orogena i opterećenje koje na ploču tokom njenog severnog i severozapadnog drajfa izaziva mezozojsko-paleogeni navlačni sistem i sažeti strukturno-facijalni (formacioni) sadržaj Dinarida i Helenida. Na frontu navlačnog sistema, uglavnom u domenu Jadranskog orogena, superponovana je južnojadranska depresija. Njeno generisanje počelo je krajem oligocena, na šta upućuje veliko prisustvo silicijskih klastičnih sedimenata često i

152

distalnih turbidita, koji leže preko platformnih karbonata eocenske starosti (de Alteriis, 1995). Prema podacima de Alteriis and Aiello (1993) brzina spuštanja depresije tokom gornjeg oligocena/donjeg miocena iznosila je 60-70 m za milion godina. Spuštanja praćena depozicijom klastičnih materijala mestimično sa turbiditnim obeležjima nastavljana su sve do u recentno vreme. Pri tome je depocentar, koji je za vreme oligocensko-pliocenskih spuštanja bio u blizini crnogorske i albanske obale, premešten prema jugozapadu i danas je kongruentan sa područjem najvećih dubina Jadranskog mora. Otuda nesaglasnost najvećeg intenziteta spuštanja u južnojadranskoj depresiji i najvećih dubina Jadranskog mora (de Alteriis, 1995).

Južnojadranska depresija je asimetrične građe. Njen seeveroistočni obod je strmiji od jugozapadnog i jednim delom je uklopljen u dinaridsko-helenidski tektogen. Na tom području kome pripada i Crnogorsko primorje i deo Jadranskog mora Crne Gore prisutni su jugozapadno vergentni reversni rasedi čije se rasedne površi postepeno ustremljuju (gornjemiocenskim i pliocenskim) markirane fleksurnim završecima.

Slika 89 Model kinematske aktivnosti struktura šireg područja Skadarsk-zetske

depresije.

153

Slika 90. Moguća kinematika u konvergencijskoj zoni Dinarida i Jadranske ploče i

nastanak Skadarsko-zetskog rova; I - Jadranska ploča, II – Dinaridi; 1 Južnojadranska depresija, 2. Skadarsko-zetski rov.

Jugozapadni obod južnojadranske depresije poseduje drugačiji neostrukturni sklop. Karakteriše ga relativno jednostavan basenski periklinalni izgled poremećem mestimično ekstenzionim strukturama genetski vezanim za transkurentna smicanja duž raseda (de Alteriis, 1995).

Za subsidencijalne procese u graničnom području Dinarida-Helenida i Južnojadranske depresije vezan je i nastanak skadarsko-zetskog rova. Skadarsko-zetski rov je mlad strukturni oblik ispunjen pliocenskim (možda i gornjomiocenskim?) i kvartarnim naslagama. Formiran je iza zone konvergencije Dinarsko-Helenidskog orogena i Jadranske ploče, a kao posledica bržeg tektonskog transporta i rotacije prema jugozapadu i zapadu epikrustalnih delova Dinarida prema Južnojadranskoj depresiji. (Sl. 89 i 90). Jadranski basen je velikim delom nastao na mestu nekadašnjeg jadranskog šelfa i manjim delom preko dinaridskog karbonatnog šelfa. Formiranje Jadranskog basena vezano je za fleksiono ponašanje i tonjenje jadranske ploče i pod debelim navlačno-nabornim paketima Dinarida i Apenina.

4.2.9. 4.2.5. Vlaško-Pontski (Dakijski) basen

U krajnjem severoistočnom delu Jugoslavije koji je poznat kao Timočka Krajina, nalaze se brežuljkasti tereni karpatobalkanskog predgorja koji su prekriveni neogenim tvorevinama vlaško-pontskog ili dakijskog basena. To je samo jedan manji-krajnji zapadni deo ove prostrane strukture. Idući od karpatskih venaca prema mezijskoj platformi mogućno je izdvojiti sledeće neostrukturne jedinice: (1) štubički rov, (2) mihajlovačku zonu horstova, (3) kladovski rov, (4) mezijsku ploču sa debelim mezozojsko-paleogeno-neogenim pokrovom.

Podloga neogenih sedimenata koja je otkrivena na malim horstovima izgrađena je od stena koje pripadaju krpama getske navlake (kristalin amfibolitske facije), zatim ultramafitskoj, kosovičkoj (sinajski slojevi) i subkosovičkoj (kvazisinajski slojevi) navlaci i miročkoj jedinici (mokranjske stene i mokranjski fliš).

154

Geološki stub neogena je debeo i preko 2000 m (istočni deo prema mezijskoj ploči). Počinje transgresivnim srednjim miocenom i završava se donjim pliocenom i eopleistocenskim terasama.

Tereni štubičkog rova i mihajlovačke zone horstova očigledno su superponovani na karpato-balkanski tektogen koji je uključen u sastav perifernih delova vlaško-pontskog basena. Za terene koji leže istočno od njih može se samo pretpostaviti na osnovu podataka dubokih bušotina, da pripadaju mezijskoj platformi.

Neogeni sedimenti najčešće su izloženi konsedimentacionim rasedanjima u više faza i poslednji put su plikativno bili oblikovani između sarmata i meota.

4.3. Kvartar Jugoslavije

Kvartar je najmlađa etapa geološkog razvoja Zemlje koja još uvek traje. Uprkos male dužine trajanja, za kvartarni period je vezano mnogo događaja, pre svega nastanak ledničkih pokrova na severnoj polulopti, kolebanje klime i nivoa svetskih mora i okeana i formiranje prostranog pokrova kontinentalnih naslaga. Tokom kvartara uobličena je i savremena geografska slika Zemlje, njen reljef, vegetacija i životinjski svet. Iznad svega, za kvartar se vezuje i razvoj čoveka i njegove materijalne kulture. Stoga je proučavanje sadržaja formiranih tokom kvartara vrlo kompleksnog karaktera. U okviru kursa Geologija Jugoslavije pažnja će biti posvećena samo genetskim tipovima kvartarnih naslaga i tektonskoj aktivnosti koja je ispoljena u ovom relativno kratkom vremenskom periodu.

4.3.1. Tipovi kvartarnih naslaga na teritoriji Jugoslavije

Kvartarne tvorevine na teritoriji Jugoslavije razmatrane su i prikazane prema genetskim tipovima i na pregledan način2. Zbog značaja, raznovrsnosti i kvantiteta obuhvaćene su pretežno pleistocenske naslage, dok su holocenske obrađene fragmentarno.

Od veoma heterogenih tipova kvartarnih tvorevina izdvojene su one koje imaju regionalno rasprostranjenje a to su:

(1) Glacijalne i fluvioglacijalne naslage

(2) Limničke naslage

(3) Rečno-jezerske naslage

2 Za detaljniji prikaz vidi Stevanović, Marović, Dimitrijević (1992) – Geologija kvartara

155

(4) Rečne naslage

(5) Rečne naslage većih vodotokova

(6) Eolske naslage

(7) Proluvijalne, koluvijalne i deluvijalno-eluvijalne naslage

4.3.1.1. Glacijalne i fluvioglacijalne naslage

Tokom glacijalnog doba naše visoke planine: Prokletije, Durmitor, Maganik, Sinjajevina, Orjen bile su više ili manje prekrivene lednicima. O tome svedoči morenski material odložen na tim prostorima.

U planinskom masivu Prokletija morenski material se uglavnom nalazi u višim hipsometrijskim nivoima između 1700 i 2100 m (Hridska Gora, Bogićevica, Đeravica, Babička Gora, Junička Planina i sasvim na severu-Hajla). Morenski material čine blokovi i komadi kvarcnih konglomerata i škriljaca. Vrlo dobro su očuvane čeone morene u okolini Plava na visini od 950-1012 m kojima je formirana zagat Plavskog Jezera.

Durmitor je za vreme ledenog doba bio dobrim delom prekriven naslagama leda (supodinski tip glacijacije). Glacijalni procesi su imali maksimalno razviće u risu. Kao posledica toga je formiranje prostranog morenskog pokrova na svim stranama Durmitora: na severnoj (sušičke morene na 1140-1500 m), na zapadnoj i jugozapadnoj (Todorov Do, Pirni Do na 1360-1770 m), južnoj (Duži, Krnjača i Urdeni Do), na istočnoj, na visini od 450 m. U virmu su se lednici povukli sve do cirkova u kojima je odložen morenski material izgrađen od krečnjaka i dolomite.

Glacijalni deponati sačuvani su u Kolašinskom termilanom basenu (donja morena-tamnomrke boje-“crna morena” I gornja svetlosiva-“bela morena”) koji su u taj prostor dospeli glečerskom dolinom Plašnice, sa Sinjajevine.

Od planina koje se nalaze pored Jadranskog Mora glacijalne naslage u većem obimu rasprostranjene su na Orjenu. Morenskog materijala ima na više mesta, naročito na krajnjem istočnom obodu Orjena. U zapadnom delu u oblasti kratkih dolinskih glečera formirane su čeone morene. U oba slučaja reč je o morenama krečnjačko-dolomitičnog sastava izgrađenim od nezaobljenih blokova i komada različitih dimenzija.

Ima indicija koje upućuju da je i Kopaonik mogao biti pod večitim ledom, ali skromnih dimenzija, o čemu svedoče manje pojave morenskog materijala.

Fluvioglacijalni nanosi predstavljeni su polimiktnim šljunkovima, blokovima i komadima stena. Od njih su izgrađene rečne terase među kojima su najpoznatije one u dolini Lima kod Andrijevice, u gornjoj Tari (Kolašin) i dolinama Drine i Morače (na izlasku iz kanjona na podgoričkoj ravnici). U dolini

156

Morače, fluvioglacijalni šljunak cementovan je u konglomerat, debeo oko 100 m, i formira dve terase. Pored dolinskih strana Morače i čitavo Zetsko Polje izgrađeno je od fluvioglacijalnog šljunka.

4.3.1.2. Limničke naslage

Jezerski kvartar Jugoslavije poznat je uglavnom iz panonskog prostora, ali i iz manjih izolovanih basena-nekadašnjih jezera kao što su oblast Peštera, okolina Vranja. Osim toga, u mnogim kotlinama Srbija postoje srednje i visoke terase čija geneza nije jasna: da li su rečne ili jezerske (Kolubara, Morava, Nišava, Toplica i dr.). One će biti opisane u okviru rečno jezerskih sedimenata. Isto tako u nekim delovima Kosovsko-Metohijskog basena preko pliocenskih sedimenata leže naslage šljunka koji bi mogao biti jezerskog, a ne samo rečnog, ili fluvioglacijalnog porekla, kako se obično smatra.

U prostoru panonskog basena krajem pliocena postojalo je jedno veće (ili više manjih) relativno plitko jezero u kome su taloženi paludinski slojevi sa Viviparus vukotinovići. U poslednje vreme mnogi ove slojeve stavljaju u eopleistocen, odnosno u kvartar. Iznad njih leže slojevi sa Viviparus bocki (donji pleistocen). Jezerske naslage ovakvog tipa konstatovane su bušenjima u Vojvodini na više mesta i nalaze se na dubinama od 63-700 m. Konstatovane su u Banatu u oblasti Deliblatske peščare pa sve do Mokrina na severu, zatim u Bačkoj od Žablja na jugu do Subotice na severu i u južnom Sremu na više mesta. To su uglavnom peskovite stene, zatim gline a ima i pojava lignite.

Na Pešterskom Polju kod Sjenice (1160-1200 m nadmorske visine) nalaze se ostaci kvartarnih jezerskih sedimenata među kojima dominiraju: pesak, glina, suglina, supesak, drobina i pri vrhu treset. Ukupna debljina ovog paketa naslaga je od 20-70 m.

U okolini Vranja (Bunuševački potok) iznad lignite (gornji vilafrank) nalaze se karbonatne gline pleistocenske starosti.

4.3.1.3. Rečno-jezerski sedimenti

U Panonskom basenu i po njegovom obodu u aluvijalnim basenima većih tokova, nataložene su rečno-jezerske tvorevine, ponekad velike debljine. Reč je o slojevima sa Corbicula fluminalis ili njihovim ekvivalentima koji su deponovani u prelesnoj fazi i imaju veliki značaj, jer predstavljaju izvanredne rezervoare pitke vode.

Rečno-jezerski sedimenti sa Corbicula fluminalis dobro su proučeni na teritoriji Beograda i u njegovoj široj okolini zahvaljući podacima iz brojnih bušotina i bunara iz kojih se eksploatiše voda. U literature su poznati kao “makiški slojevi” i predstavljeni su smenom pleistocenskih peskova i šljunkova, mestimično sa manjim sočivima glina. Osim Makiša nabušeni su i u drugim

157

delovima Beograda: na Adi Ciganliji, Starom sajmištu, u Zemunu, Bežanijskoj kosi. Južnije od Beograda poznati su iz okoline Obrenovca (Grabovac).

U Vojvodini, slojevi sa Corbicula fluminalis utvrđeni su takođe na osnovu podataka iz brojnih dubokih i sondažnih bušotina i arteskih bunara. Najbolje su proučeni u Banatu i Sremu. U Banatu imaju široko rasprostranjenje i leže: ili ispod lesa (Tamiški plato, Pančevo, lesni obod Deliblatske peščare), ili ispod aluvijalnih nanosa Dunava, Tise i drugih vodotokova. U Pančevačkom ritu ispod holocenskih ritskih i rečnih sedimenata na dubini od 27 m nalaze se peskovi i šljunkovi rečno-jezerskog porekla. Slične naslage konstatovane su i u lokalitatima Ovče i Borče, na dubinama između 30 i 40 m, zatim kod Zrenjanina između 22 i 50 m.

Rečno-jezerski sedimenti sa Corbicula fluminalis utvrđene su u Sremu kod Sremske Mitrovice i na drugim lokalitetima i najverovatnije da su rasprostranjene na širem prostoru južno od Fruške gore. Poligenetske rečno-jezerske tvorevine (peskovi i šljunkovi) konstatovane su i na području Mačve u dolini Save gde se nalaze neposredno ispod aluvijalnih nanosa.

Ekvivalenti slojeva sa Corbicula fluminalis nađeni su na više mesta u donjim tokovima Velike Morave i Mlave. U dolini Velike Morave kod Male Krsne ispod debelog holocenskog nanosa nalaze se sitnozrni šljunkovi srednjeg pleistocena, a u dolini Mlave peskovi i alevritske gline. Iako ne sadrže fosil Corbicula fluminalis, litološki najviše odgovaraju “makiškim slojevima”.

Kao rečno-jezerski sedimenti, koji verovatno pripadaju različitim nivoima od vilafranka do srednjeg pleistocena, uzimaju se i najviše terase u dolinama Zapadne i Južne Morave, Nišave, a zatim u “Azanjskoj fosilnoj dolini”, u Dunavskom Ključu i na drugim mestima. Reč je o genetskom tipu koji je po M. Rakiću (1977) stvaran u sistemima rovova i širokih aluvijalnih ravni gde su se paralelno sa spuštanjima taložile debele naslage peska i šljunka. U Moravskim potolinama ovi sedimenti najčešće zauzimaju središnje delove basena.

4.3.1.4. Rečne naslage većih vodotokova

U gotovo svim većim rečnim dolinama Jugoslavije, van oblasti glacijacije u sva tri sliva: jadranskom, crnomorskom i egejskom, nalaze se aluvijalne naslage, ponekad i znatne debljine. One su predstavljene rečnim terasama i različitim tipovima sedimenata prostranih aluvijalnih ravnica. Broj terasa i njihova visina iznad savremenog rečnog korita su različiti. U gornjim tokovima reka koje izlaze iz oblasti pleistocenskog zaglečeravanja rečne terase se nadovezuju, uzvodno, na fluvioglacijalne sedimente. Širina terasa i savremenih aluvijona su takođe vrlo različite. Velike reke kao što su dunav, Sava, Tisa, Tamiš, donja Kolubara, Zapadna, Južna i Velika Morava, Timok, Mlava imaju prostrane terase i aluvijalne ravnice.

158

Niske terase (ispod 20 m), po pravilu, su glacijalne i interglacijalne. Šljunkovite terase su nastajale u epohama i glacijala i interglacijala.

U ravničarskim terenima reke su formirale prostrane aluvijalne ravnice. One su za vreme stvaranja savremenog toka često menjale pozicije korita ostavljajući za sobom mrtvaje, ritove i rečna ezera koji su ispunjeni barsko-rečnim sedimentima (alevritskim glinama, glinama, suglinama i sl.).

4.3.1.4.1. Rečne naslage Beograda, donje Kolubare i Posavo-Tamnave

Na području Beograda i u njegovoj široj okolini nalaze se Savske i Dunavske terase izgrađene pretežno od šljunkova. Na samom području Beograda one dopiru i do 60 m iznad savremene aluvijalne ravni ovih reka.

Tereni u donjoj Kolubari i Obrenovačkoj Posavini, od Save na severu do Lazarevca i Rudovaca na jugu, izgrađeni su od četri akumulativne terase (savsko-kolubarske):

1) od 3-5 m, inudaciona terasa Kolubare (aluvijum)

2) od 12-14 m iznad Save (provska)

3) od 20-40 m iznad Savsko-Kolubarske nizije (banjansko-radljevačka)

4) od 60-80 m iznad rečnih tokova Peštana i Turije (junkovačka)

Terase su izgrađene id šljunkovito-peskovitih tvorevina, zatim suglina uz učešće ilovača i limonitskih i kalcijum-karbonatnih konkrecija. Ispod najniže terase, koja je plavna ravan Kolubare i Save, leži recentna aluvijalna ravnica ovih vodotokova. Ona je izgrađena od različitih tipova naslaga: tvorevina korita (pretežno šljunkovi, ređe peskovi), tvorevina povodnja (alevritsko-muljevito-peskoviti sedimenti), tvorevina mrtvaja (zamočvareni i barski sedimenti).

4.3.1.4.2. Rečne naslage Srema, Banata I Bačke

Na području Srema, Banata i Bačke, na kojem su Dunav i Tisa formirali svoje široke doline izdvojena su četri terasna nivoa sa fluvijalnim naslagama (Sl. 91). Prva dva-niža, relativne visine od 4-10 i 10-15 m razvijeni su i kod Dunava i kod Tise, dok se ostala dva-viša, (25-35 i 50-60 m) nalaze samo iznad korita Dunava.

Najviša terasa (50-60 m) konstatovana je na padinama Fruške Gore, malog je rasprostranjenja i nije precizno prostorno određena. Ispod nje je terasni nivo 25-35 m poznat kao susečka terasa. Širine je 2.5-6 km i izgrađena je od peskova sa kosom slojevitošću, tankih proslojaka alevrita a najviši nivoi su prekriveni lesom.

159

Slika 91. Geomorfološka skica Vojvodine.

Niske terase Dunava i Tise dominiraju ravnicom južne Bačke i Banata (osim depresija i aluvijalnih ravni). Poznata je pod imenom “južnobačka” (Bukurov,1950) i “varoška” (Laskarev,1951) terasa. Ona je u domenu Dunava u Bačkoj širine 16-40 km i izgrađena je od uslojenog peska preko koga leže lesoidi, mestimično i živi pesak. Isti takav nivo u dolini Tise širok je oko 8 km. Pretpostavlja se da je ova terasa formirana u virmu ili na granici pleistocen-holocen.

Niža-mlađa terasa (3-5 m) periodično je plavljena. Ona i recentne aluvijalne ravni panonskih reka izgrađeni su od tvorevina korita (peskovi i šljunkovi), povodanjskih naslaga (alevritsko-glinoviti deponati) i naslaga mrtvaja (močvarno-barski sedimenti).

4.3.1.4.3. Rečne naslage kladovsko-dunavskog ključa

U oblasti Đerdapa i Negotinske Krajine J. Cvijić (1908) je izdvojio sistem prostranih terasa koji se sastoji od sedam nivoa. Kasnije sa nekim manjim izmenama u broju i relativnoj visini Rakić (1977) izdvaja sledeće terse (Sl. 92): sipsku (200-210), terasu Brze (150-160), ključku (90-100), kosovičku (50-60), turnuseverinsku (25-35), kladovsku (10-15) i vodoplavne terase (stalno plavljena aluvijalna ravan i periodično plavljena terasa 3-5m).

160

Prve dve visoke terase najverovatnije imaju poligenetski karakter, odnosno rečno-jezersko poreklo, dok su ostale rečne.

Slika 92. Profil kroz rečne terase Dunavskog ključa (M. Rakić, 1977).

Ključka terasa (ginc) je izgrađena od šljunkova i peskova, ilovače i terasiranih proluvijalnih i deluvijalnih naslaga, preko kojih leže “kamenički” i “vrbički” slojevi (lesoidi koji na više prelaze u “žive peskove”).

Kosovička terasa (mindel) je izgrađena od krečnjačkih valutaka, šljunkova i šljunkovito-liskunovitih glina deluvijalno-proluvijalnog porekla.

Turnuseverinska terasa (ris ili virm) izgrađena je od šljunkova i peskova povodanjskih suglina crvene boje.

Kladovska terasa (virm-holocen) je uglavnom šljunkovita ređe sa prisustvom i povodanjskih alevrita. Na kladovskoj i turnuseverinskoj terasi nalazi se živi pesak holocenske starosti (kobišnički plato, Radujevac, Kladovo).

Vodoplavne terase (holocen) su najmlađe aluvijalne tvorevine predstavljene naslagama korita (šljunkovi i peskovi), povodnja (peskovi i alevritični sedimanti) i starača (barsko-močvarni sedimenti).

4.3.1.4.4. Rečne naslage smederevsko-jaseničke oblasti i severnog Pomoravlja

Kvartarne naslage smederevskog Podunavlja i severnog Pomoravlja su vrlo raznovrsne i prekrivaju uglavnom neogene formacije. Rečne tvorevine u ovim oblastima stvarane su tokom celog kvartara. Predstavljene su deponatima koji izgrađuju fluvijalne površi, terase i aluvijalne ravnice. Izdvojeno je šest terasnih nivoa (tri visoka i tri niska) i recentna aluvijalna ravan.

Visoke fluvijalne površi razvijene su zapadno od Velike Morave, a južno od Dunava i genetski su vezane za “azanjsku fosilnu dolinu” (Lazarević,1959).

161

Raspoređene su u vertikalnoj sukceasiji na visinama od 190-200 m, 140-150 m, 80-110 m iznad današnjeg nivoa toka Velike Morave.

Najviši nivo (190-200 m) izgrađen je od fluvijalnih, pretežno srednjozrnih šljunkova sa vezivom od peskovitih i glinovitih alevrita debljine 2-15 m i utvrđen je u zapadnom delu “azanjske fosilne doline” u oblasti Beluća, južno od Bađevice i kod Miloševca.

Srednji nivo fluvijalnih površi (140-150 m) rasprostranjen je istočno od prethodnog, u oblasti Brestovika, Prloške ravni, Oglavka, Malog Orašja i Smedereva. Označava se kao “brestovička površ” i izgrađen je od šljunkova mestimično i od peskova i alevrita. Preko ove i prethodne fluvijalne površi vrlo često leže stariji deluvijalni pokrovi (u stvari transformisani osnovni rečni akumulativni oblici).

Najmlađa visoka površ,poznata kao “petrijevačka”, nalazi se u krajnjim istočnim delovima “azanjske fosilne doline” na visini od 80-110 m iznad današnjeg nivoa toka Velike Morave. Njeni ostaci sačuvani su kod Smedereva i Vodnja odakle preko Vrbovca, Mihajlovca i Dobrog Dola se pružaju na jug sve do Jasenice. Izgrađena je pretežno od šljunkova sa proslojcima šljunkovitog peska, što upućuje na mogućnost da se ove tvorevine mogu identifikovati i kao rečno-jezerske, odnosno aluvijalni sedimenti povećane debljine (aluvijalni baseni).

Smatra se da su ove visoke fluvijalne površi eopleistocenske starosti i da bi se mogle korelisati sa visokim dunavskim terasama.

Preko visokih Rečnih terasa (fluvijalnih površi), a ispod lesnog i lesoidnog pokrova leže alevritične gline, glinoviti alevriti, sitnozrni feritisani šljunkovi i ređe karbonatni alevritski peskovi. Ove tvorevine nisu kontinuiranog pružanja, odnosno, javljaju se u isprekidanim nizovima (sočivasto pojavljivanje). S’ obzirom na poziciju koju zauzimaju mogle bi se definisati kao nekadašnje aluvijalne ravni, bilo kao ekvivalenti povodnjskih tvorevina, bilo kao transformacioni oblici na temenima terasa. Takođe, mogle bi biti i proizvod sekundarnih transformacija kada su formirani prostrani deluvijalni zastori.

Ispod visokih fluvijalnih površi nalaze se tri terasna nivoa (40-50 m, 20-30 m i 7-12 m) i recentne aluvijalne ravni.

Terasni nivo 40-50 m (verovatno srednji pleistocen) rasprostranjen je na levoj obali Morave oko Mihajlovca i u dolini Raljeske reke. Izgrađen je od šljunkova i peskova preko kojih leže plave i zelene gline. Preko njih se nalaze lesoidni alevriti, alevritični peskovi i sugline debeli i do 17 m, verovatno eolskog porekla.

Rečna terasa 20-30 m (verovatno mlađi pleistocen) nalazi se u dolini Raljske reke, u donjem delu toka Luga, u dolini Jasenice, na desnoj obali Mlave i na dolinskim stranama Velike Morave. Različite je širine (3-6 km) i u najvećem

162

broju lokaliteta izgrađena je od naslaga korita (šljunkovi), preko kojih leže alevritsko-glinovite tvorevine često transformisane procesima spiranja. Ova terasa prelazi i na levu obalu Dunava gde su u višim nivoima zastupljeni i peskovi, alevritični peskovi i peskovito-glinoviti alevriti lesoidnog izgleda.

Terasa relativne visine 7-12 m (najmlađi pleistocen) nalazi se u dolinama Velike Morave i njenih većih pritoka. Prelazi i na levu obalu Dunava između Kovina i Gaja. Smatra se da predstavlja ekvivalent “varoške terase” u Vojvodini. Širine je 1.5-10 km i izgrađena je od tvorevina korita (krupnozrni šljunkovi i peskovi debljine 2.5-4 m, mestimično i do 8 m) i tvorevina povodnja (alevritski peskovi i lesoidni alevriti debeli i do 6 m). Ova terasa je mestimično prekrivena živim peskovima (okolina Gaja u Banatu) ili sedimentima aluvijalne ravni Velike Morave.

Ispod najniže terase u terenima Smederevskog Podunavlja i severnog Pomoravlja leže recentne aluvijalne naslage. One su naročito dobro razvijene u širokom prostoru oko ušća Velike Morave i Mlave u Dunav. Predstavljene su debelim naslagama korita (šljunkovi i peskovi) i povodnja (sitnozrni peskovi, alevriti, ponekad sa humusnim horizontima). Pored ovih tvorevina veliku zastupljenost imaju i sedimenti aluvijalnih jezava genetski vezani za povremene pritoke koje su silazile na aluvijalnu ravnicu Velike Morave i tvorevine starača (gline i alevriti) koje su nastale u napuštenim meandrima Velike Morave i Dunava.

4.3.1.4.5. Rečne naslage Južne i Zapadne Morave i njihovih pritoka

U srednjim i donjim delovima Južne i Zapadne Morave i njihovih pritoka u nižim delovima Rasine, Ibra, Nišave, Toplice i dr. formiran je niz terasa izgrađenih od šljunkova, ilovača, peskova, crvenice i lesoidnih sedimenata (deluvijalne i povodanjske gline i glinovito-alevritične stene) (Sl. 93, Sl. 94, Sl. 95).

O broju terasa u dolinama Južne Morave i Nišave postoji više mišljenja, ali većina razlikuje 2-3 gornjopliocenske, 3-4 pleistocenske i jednu holocensku. M. Rakić (1977) je u donjem delu sliva Južne Morave izdvojio 6 kvartarnih terasa od kojih su dve najviše (200-210 m i 150-160 m) rečno-jezerske, a ostale četiri (90-110 m, 50-60 m, 25-35 m, i 10-15 m) rečne. Njima treba dodati i vodoplavne terase 3-5 m relativne visine.

Visoke rečno-jezerske terase verovatno pliocensko-eopleistocenske starosti nalaze se na više mesta u Leskovačkoj, Niškoj i Aleksinačkoj kotlini. Izgrađene su od srednjozrnih šljunkova čiji sastav zavisi od okolnih matičnih stena (krečnjaci, kristalasti škriljci i crveni peščari) i koji grade morfološki prepoznatljive kalote i zaravni.

163

Slika 93. Šljunkovito-peskoviti sedimenti visokih terasa u leskovačkoj kotlini

(M. Rakić, 1977).

Slika 94.Šematski poprečni profil kroz terasne naslage u dolini Nišave

(M. Rakić, 1977).

Slika 95.Šematski poprečni profil kroz terasne naslage u dolini Zapadne Morave

(M. Rakić, 1977).

Četvrta najviša rečna terasa (90-110 m) Južne Morave nalazi se u Leskovačkoj kotlini i u Niškoj potolini (okolina Ćumurlije i na desnoj obali Toloničke reke). Izgrađena je od više horizonata šljunkova iznad kojih kao pokrov leže hipergeni psefiti, supeskovi i gline. Ova najviša rečna terasa utvrđena je i u dolini Zapadne Morave kod sela Mataruga i istočno od Kruševca.

164

Treći terasni nivo (50-60 m) izgrađen je od zaobljenih komada škriljaca relativno male debljine i javlja se u vidu isprekidanih i izolovanih partija na celoj dužini Južne Morave: od Grdeličke klisure do Stalaća. Teško se može povezati jer je u većoj meri prekrivena deluvijalnim tvorevinama. U dolini Zapadne Morave ova rečna terasa je konstatovana na celom prostoru Čačansko-Kraljevačkog basena a predstavljena je peskovito-šljunkovitim i alevritičnim sedimentima.

Treća i četvrta terasa su stvarane u gincu i mindelu a procesi transformacije obavljeni su u mindel-riškoj interglacijaciji.

Druga rečna terasa (25-35 m) ima veliko rasprostranjenje u donjem i srednjem delu sliva Južne i Zapadne Morave. U dolini Južne Morave konstatovana je po obodu Leskovačkog polja, zatim u Niškoj kotlini (Bubnjar, manastir Pantelej, Zanoga) i Aleksinačkom pomoravlju. Terasa je izgrađena u donjem delu od šljunkovito-peskovitih sedimenata (tvorevine korita) preko kojih leže različite naslage, uglavnom transformisane stene kvartarne starosti različitog porekla, pa čak i dezintegtisane neogene tvorevine.

Terasni nivo (25-35 m) dobro je izražen i u srednjem i donjem delu Zapadno-Moravskog sliva (naročito Čačansko-Kraljevački i Kruševački basen). Litološki sastav terase markiran je pravilno vertikalnom sukcesijom tvorevina korita (šljunkovito-peskoviti sedimenti) i naslaga povodnja (alevritični sedimenti). Na više mesta povlatu terase čine supeskovi i sugline. Starost terase je najverovatnije riška.

Prva rečna terasa (10-15 m) predstavlja najbolje očivani fosilni akumulacioni oblik rečnog ciklusa u ovim terenima. Terasa kontinuirano prati tokove Južne i Zapadne Morave i svih njihovih većih pritoka. Debljina naslaga je promenljiva, uglavnom mala (od 0,7 do 4,5 m). Terasu izgrađuju pretežno šljunkovito-peskovito alevritične stene nepravilno raspoređene što upućuje na dejstvo povremenih tokova. Rečna terasa je virmske starosti.

Vodoplavne terase zauzimaju najniži nivo u odnosu na savremene tokove Južne i Zapadne Morave i njihovih pritoka. Zajedno sa savremenim aluvijonom izgrađene su od šljunkovito-peskovitih sedimenata (sedimenti korita) i povodanjskih supeskova i suglina neravnomerno raspoređenih i neujednačene debljine . Vodoplavne terase su holocenske starosti. Pored ovih litoloških članova donjim delovima tokova u basenskim proširenjima česte su organogeno-barske naslage i deponati mrtvaja.

4.3.1.4.6. Rečne naslage Drine i Save u Podrinju i Mačvi

U Šabačkoj Posavini na severnim padinama Cera sve do blizu Save nalaze se tri prostrane rečne terase. Ima mišljenja da su druga i treća rečna terasa jezerskog (verovatno rečno-jezerskog) porekla. Viša je na nadmorskoj visini od 110-175 m a niža na 85-110 m. Leže preko donjopanonskih i donjopontskih

165

sedimenata a izgrađene su od šljunkova u donjem i alevritični glina i suglina u gornjem delu. Najverovatnije da je viša donjopleistocenske a niža srednjopleistocenske starosti. Završne horizonte druge terase neki porede sa slojevima sa Corbicula fluminalis.

Najniža-prva terasa donje Drine i Save ima široko rasprostranjenje u Mačvi i južnom Sremu. Visine je 5-7 m i holocenske je starosti. Izgrađena je od šljunkovito-peskovitih sedimenata u donjem delu (naslage korita) i alevritičnih peskova, alevrita i suglina u gornjem delu (povodanjske tvorevine).

Ispod prve holocenske terase leže recentni povodanjski aluvijalni sedimenti finijeg zrna, ponekad laminirani, i tvorevine korita (peskovi, sprudovi, rečne plaže i rečne ade). U starim napuštenim meandrima Drine i Save stvarani su barsko-močvarni sediment (alevritski peskovi, alevritske gline i mnogo organskog materijala).

4.3.1.5. Eolske naslage

Eolske tvorevine imaju veliko rasprostranjenje na teritoriji Srbije. Predstavljene su uglavnom lesom i u manjoj meri živim peskom. Takođe je veliko i prisustvo sedimenata koji su nastali kombinacijom baruštinsko-rečnog i eolskog materijala i imaju lesoidni izgled. Les ima veliki ekonomski značaj jer predstavlja substrat agrikulturnih oblasti. Zivi pesak, naprotiv, nameće stalne probleme vezane za njegovu stabilizaciju. Eolske nalage, pre svega les, često učestvuju u izgradnji terasnih sedimenata- rečnih terasa.

4.3.1.5.1. Lesne i lesoidne naslage

Lesne naslage na teritoriji Srbije rasprostranjene su uglavnom u ravničarskim terenima panonske i peripanonske oblasti (Sl. 96).

Slika 96. Rasprosstranjenje lesa u panonskom i dakijskom delu Srbije (prema J. Marković-Marjanović, 1972, dopunjeno iz P. Stevanović, 1976); 1. kopneni les,

2. „barski les“ i lesoidi inundacionih sedimenata.

166

Stvaranje lesa u panonskoj oblasti počelo je u srednjem a završilo se krajem pleistocena. S’ obzirom da je les periglacijalna stepska tvorevina to se on i nalazi samo u nekadašnjim stepskim područjima kao što je npr. Vojvodina. Tzv. Lesne oaze duž naših velikih reka (Velika, Južna i Zapadna Morava, Toplica, Nišava i dr.) koje se pominju u literaturi, u stvari su: delom rečne, delom deluvijalne a nikako lesne tvorevine. U Vojvodini se les javlja u vidu lesnih platoa (zaravni), a po obodu Fruške Gore , u okolini Beograda i u Podunavlju (južno od Save i Dunava), kao padinski les.

4.3.1.5.1.1. Les okoline Beograda

Na području Beograda i njegove uže okoline razvijena su oba morfološka tipa lesa: Na Zemunskoj strani u vidu zaravni, a južno od Save i Dunava kao padinski les.

Lesni profili u Zemunu su potpuniji od onih na beogradskoj strani, sastavljeni su od većeg broja horizonata i pogrebenih zemalja (po Goranović-Krambergeru: četri lesna horizonta razdvojena sa tri pogrebene zemlje; u novije vreme neki autori izdvajaju i mnogo veći broj horizonata lesa i pogrebenih zemalja, čak i do 10:12). Lesne tvorevine grade prostrani lesni plato-zemunski, kao jugoistočni deo veće Sremske zaravni koji se završava strmim lesnim odsecima prema Savi i Dunavu. Reč je o tipičnom lesu debelom i preko 30m sa prisustvom eolskog peska u drugom i trećem horizontu. U podini se nalaze rečno-jezerski sedimenti sa Corbicula fluminalis, a između njih i najnižeg horizonta lesa leže barske tamnosive gline, glinoviti peskovi (tzv. Barski les).

Južno od Save i Dunava, na području Beograda, lesne naslage leže preko vrlo razuđenog paleoreljefa (preko tvorevina krede, lajtovačkih krečnjaka i drugih badenskih sedimenata, a najčešće preko sarmatskih i panonskih peskovito-laporovitih stena). Skoro po pravilu počinju korom raspadanja (prelesna podina koja je kroz pliocen bila izložena mehaničkom razaranju). Ona je debela i do 5 m i ponekad je udružena sa barsko-rečnim materijalom. Preko su nataložena 2-3 lesna horizonta (retko 3-4 kao u Prokopu), razdvojena pogrebenim zemljama. Ukupna debljina lesnih naslaga je 2-3 m (Tašmajdan) do 20 m (Dunavski ključ, Višnjica).

Idući dalje na jug od Beograda, lesne naslage postaju sve tanje i postepeno prelaze u šumsko zemljište-gajnjaču niske Šumadije.

4.3.1.5.1.2. Lesne naslage Vojvodine

Veliki deo teritorije Vojvodine, izuzimajući aluvijalne ravnice i depresije koje su ispunjene rečnim i baruštinsko-močvarnim sedimentima, prekriven je tvorevinama eolskog porekla pre svega lesom i u manjoj meri živim peskom.

U Sremu počev od Zemuna i Batajnice, pa prema Slankamenu i padinama Fruške Gore prostire se Sremska lesna zaravan. Ona na severu prema Fruškoj

167

Gori prelazi u padinski les i penje se do visine od 400 m. Sremska lesna zaravan se može podeliti na dva nivoa: (1) zaravan od 110-120 m nadmorske visine kojoj pripada Zemunsko-Batajnički les i proteže se na zapad sve do hrvatsko-jugoslovenske granice gde prelazi na teritoriju istočne Slavonije. (2) zaravan od 130-150 m koja se pruža od Slankamena, prema Erdeviku i do u Hrvatsku. Broj lesnih horizonata varira od 5 (Surduk) do 9 (Slankamenački breg kraj Dunava). U fruškogorskom lesu, naročito zaravni 130-150 m, često se nalaze interkalacije proluvijalnog i deluvijalnog šljunka. Ispod lesa Fruške Gore leže prelesna pleistocenska serija šljunkova (sremska serija).

U Bačkoj se mogu izdvojiti lesne zaravni kopnenog lesa (srednjobačka zaravan, Titelski breg - 130 m visine) i „barskog lesa“ (južnobačka-„varoška“ lesna terasa). Ove dve zaravni uglavnom prekrivaju celu Bačku. Krajnji severni deo srednjobačke zaravni, između Subotice i mađarsko-jugoslovenske granice prekriven je živim peskom koji leži iznad lesa. Međutim, i u osnovi lesa u Bačkoj prisutan je eolski pesak starijeg postanka.

Titelski breg u jugoistočnoj Bačkoj se izdiže 50 m iznad aluvijalne ravni Dunava i Tise. U podini je 10 m barskog lesa a iznad 40 m kopnenog lesa. O broju lesnih horizonata i pogrebenih zemalja u ovom lokalitetu postoje različita mišljenja, u svakom slučaju idući od istoka ka zapadu on se smanjuje.

Srednjobačka lesna zaravan (u starijoj literaturi poznata kao - telečka) se iznad okolnog nižeg terena izdiže za oko 10-30 m. Debljina lesnih naslaga je 10-20 m i utvrđena su tri lesna horizonta.

Lesna terasa Bačke (tzv. varoška) okružuje srednjobačku (telečku) lesnu zaravan sa juga, istoka i zapada. Ona je izgrađena od pretaloženog materijala: barskog (2,5 m debljine) i suvozemnog lesa (1-1.5 m).

U Banatu, slično kao u Bačkoj, lesni tereni zauzimaju prostrane oblasti. Mogu se izdvojiti lesne zaravni i lesna terasa. Zaravni su izgrađene od kopnenog lesa, koji se pri vrhu u domenu Deliblatske peščare završava živim peskom, dok je terasa uglavnom od barskog lesa. Morfološki se izdvajaju Deliblatska i Tamiška lesna zaravani les okoline Pančeva. Barski les na barskoj terasi je mlađi u odnosu na kopneni.

Ispod kopnenog lesa pa prema slojevima sa Corbicula fluminalis leži jedan prelazni horizont lesoidnih glina i barskog lesa za koga M. Rakić (1981, 1985) smatra da je terestričko-barski deponat stvaran u donjem i srednjem pleistocenu na prvobitnim stepama za vreme tople klime i smenjivanja suvih i vlažnih etapa. U južnom Banatu ovi polesni sedimenti su lokalno nazivani kao “zagajička” i “grebenačka” serija, a njihovi ekvivalenti bi bili proluvijalno-deluvijalna serija na Fruškoj gori (sremska serija) i kličevačka serija u ramskom podunavlju.

168

Naročito dobro otkriveni lesni profili nalaze se jugoistočno od Zrenjanina, oko Orlovata (tamiški lesni plato sa dva lesna horizonta). Prostrana oblast barskog lesa nalazi se oko Kikine. Po obodu Deliblatske peščare na širokom prostoru sa njene severne, zapadne i istočne strane razvijena su 2-3 lesna horizonta koja ulaze u sastav južnobanatske lesne zaravni. Uglavnom se mogu izdvojiti tri tipa razvića: 1. kopneni les, 2. peskoviti les (naizmenično les i pesak) i 3. lesna terasa i barski les.

4.3.1.5.1.3. Lesoidne naslage i lesoidni peskovi smederevskog i ramskog podunavlja

Južno od Dunava, uglavnom na prostoru gročansko-smederevskog i ramskog Podunavlja lesni (lesoidni) sedimenti leže u vidu pokrova preko starijih padina i rečnih terasa. Izgrađuju najviše kote terena u okolini Grocke, Smedereva, Ralje, Vodnja, na Požarevačkoj gredi i drugim mestima.

Lesni (lesoidni) paketi su izgrađeni najviše od četri nivoa peskovitih alevrita i prašinastih peskova između kojih su tri tamnosmeđa “pedimentna sloja” fosilne zemlje (Provalije kod Smedereva), odnosno samo dva nivoa lesa i po jedna ili dve pogrebene zemlje (ostala područja). Za ovakve sedimente M. Rakić je smatrao da s’ obzirom da su izgrađeni dobrim delom od prašinaste frakcije sa dosta muskovita, da su pre lesoidne nego lesne stene.

U ramskom podunavlju eolski lesoidni peskovi imaju veliko rasprostranjenje. Oni leže preko podlesnih proluvijalno-deluvijalnih deponata (kličevačka serija). Predstavljeni su psamitima i alevritima, sa 2-3 ilivijumska horizonta, ekvivalenta pogrebenih zemalja. Gornji delovi lesoidnih peskova često su razoreni deflacijom, ili su prekriveni peskovima Velike peščare.

4.3.1.5.2. Eolski pesak

Veće naslage eolskih peskova konstatovane su na području Vojvodine, severnog pomoravlja i dunavsko-kladovskog ključa. Peskovi izgrađuju prostrane peščare, najčešće kultivisane, ređe i sa oazama živog peska (peščare: Deliblatska, Zatonska ili Ramska, Golubačka, Kladovska, Kobišničko-radujevačka i Subotičko-horgoška).

Deliblatska peščara (Banatska, Velika) predstavlja najveću akumulaciju kvartarnih eolskih peskova kod nas (Sl. 97). Danas je većim delom prekrivena šumskim i travnatim pokrovom. Dužine je preko 40 km a širine oko 10 km. U okviru eolskih peskova mogućno je izdvojiti dva horizonta: stariji donjopleistocenske i mlađi postglacijalne holocenske starosti. Pleistocenski peskovi debeli su i do 60 m i leže preko terestričkih tvorevina donjeg i srednjeg pleistocena. Najzastupljeniji litološki članovi su alevritični peskovi , zatim peskoviti alevriti, alevritsko-glinoviti peskovi, glinoviti peskovi i alevrit-

169

peskovi. U okviru starijih eolskih peskova postoje i tri nivoa sivih humificiranih alevritičnih peskova pedogenetskih ekvivalenata pogrebenih zemalja u lesu.

Slika 97. Pregledna geološka karta Deliblatske peščare (Rakić i dr., 1981).

Postglacijalni eolski peskovi u Deliblatskoj peščari su debeli oko 20 metara i teško se razlikuju od prethodnih starijih. Smatra se da materijal od kojeg je izgrađena Deliblatska peščara vodi poreklo od tvorevina donetih rekama i povremenim tokovima sa Karpata iz kojih je eolskim mehanizmima i transportom formiran relativno debeo paket peskovitih naslaga (Rakić, 1981).

Zatonjska (Ramska) peščara nalazi se južno od Dunava i verovatno predstavlja jugoistočni nastavak Deliblatske peščare. Pesak najvećim delom leži iznad terase 7-12 m i u pojedinim delovima je još uvek aktivan (“živi pesak”).

Kladovska peščara obuhvata akumulacije peska istočno od Kladova i u atarima sela Kostola, Mala Vrbica i jugozapadno od Velesnice. Peskovi leže uglavnom preko kladovske rečne terase. Položaj i orijentacija eolaskih morfoloških fenomena upućuje na genetsku vezu ovih peskova sa dunavskim aluvijonom i plažama i određuje ih kao holocenske koji su još uvek u procesu stvaranja.

Subotičko-horgoška peščara nalazi se na severu Bačke. To su peskovi holocenske starosti, po nekim autorima i mlađe pleistocenske. U donjem delu

170

pesak se smenjuje naizmenično sa tresetom. Horgoški pesak se prostire dalje u Mađarsku gde ulazi u sastav Bajske peščare.

4.3.1.6. Proluvijalne, koluvijalne i deluvijalne-eluvijalne naslage

U velikom delu teritorije Jugoslavije izuzev ogoljenih planinskuh masiva i kraških oblasti rasprostranjene su proluvijalne, proluvijalno-deluvijalne i deluvijalno-eluvijalne naslage kao proizvod devastacije kako prekvartarnih tako i kvartarnih stena i redeponovanja, uz kratak ili nikakav transport.

Proluvijalne i proluvijalno-deluvijalne naslage vezane su za aktivnost kratkih bujičarskih tokova i spiranje na strmim planinskim stranama. Najčešće se javljaju u obliku plavinskih lepeza ili konusa koji se formiraju u podnožjima planinskih odseka, na izlazu manjih tokova na aluvijalne ravni većih reka, na kotlinskim stranama i drugim sličnim mestima. Prema vremenu nastanka razlikuju se dve grupe: jedna vezana za stariji pleistocen i druga - mlađa, pleistocensko-holocenska. Starije pleistocenske proluvijalno-koluvijalne naslage su u vezi sa hispometrijskom denivelacijom terena na granici neogena i kvartata i u starijem pleistocenu, koja je bila prouzrokovana tektonskom aktivnošću (izdizanjima i spuštanjima). U procesu izravnjavanja novouspostavljenih pregiba između izdignutih i spuštenih blokova, došlo je do aktiviranja erozije, spiranja i zatvaranja ovih prostora proluvijalno-deluvijalnim deponatima. Ovakav tip naslaga rasprostranjen je dolinama Zapadne Morave, na padinam Pasjače, Seličevice, Jastrepca, Kosmaja, Bukulje, Fruške Gore i u zapadnoj podgorini Karpata u Banatu i drugim mestima. U litološkom pogledu predstavljene su šljunkovima, peskovima, supeskovima, suglinama i drugim sličnim sedimentima čiji sastav uveliko zavisi od okolnih podinskih stena.

Slika 98. Šematski položaj fosilnog predgornog konusa (supodinska lepeza) na južnim

padinama Fruške gore (M. Rakić, 1976).

Među najbolje opisane starije proluvijalno-deluvijalne taloge spadaju tvorevine na padinama Fruške Gore (Sl. 98). Reč je o heterogenim šljunkovima i suglinama sa slabom sortiranošću, čestim sočivastim slojevima haotičnom i ukrštenom slojevitošću. Ove tvorevine su poznate kao “sremska serija” (M. Rakić,1973, 1977).

171

Slične geneze je i “kličevačka serija” i njeni ekvivalenti konstatovani u ramskom Podunavlju i u bušotinama na više mesta u Banatu (“zagajička”, “grebenačka serija”). To su podlesne naslage vezane za procese spiranja i akumulacije u pojasu između nekadašnjeg levantskog jezera i njegovog oboda.

Konusi holoceskih plavina rasprostranjeni su u mnogim krajevima Jugoslavije pre svega u brdsko-planinskim područjima, gde ponekad grade i složene proluvijalno-deluvijalne zastore. Najčešće su to haotična i nestratifikovana nagomilanja različitog materijala.

Deluvijalne tvorevine formiraju prostrane zastore na blagim padinama, zatim u čelenkama rečnih tokova, na fleksurnim pregibima između različitih nivoa rečnih terasa i na drugim sličnim mestima. Najdeblje deluvijalne naslage formirane su na neogeno-kvartarnoj osnovi u peripanonskoj oblasti i po kotlinama Srbije.

U kraškim terenima veliku zastupljenost imaju padinske breče i drobina, a po kraškim poljima, uvalama i vrtačama i crvenice (terra rosa). U crnogorskom primorju, od Boke Kotorske do Bara ispod planina koje su u zaleđu Jadranskog mora nalaze se čvrste padinske breče. Imaju veliko rasprostranjenje i debljinu, ponekad i više od 20 m. Često grade više paralelnih pojaseva (Srič, Sozina). Pored breča javljaju se i ogromni blokovi trijaskih, jurskih i krednih krečnjaka oburvanih sa strmih planinskih strana i pomešanih sa sitnom drobinom (urnisi). Terra rosa (crvenica) nastaje kao rezultat eluvijalno-deluvijalnih procesa hemijskog kraškog rastvaranja, raspadanja i spiranja karbonatnih stena u uslovima, pre svega, mediteranske klime. Predstavljaju jedine plodne oaze u kraškim terenima. Ima ih i u vrtačama merokrasa npr. u sarmatskim krečnjacima okoline Beograda i drugim lokalitetima.

U terenima na južnom obodu Panonskog basena, oko Fruške Gore i Vršačkog brega rasprostranjene su padinske ilovače. Nastale su eluvijalno-deluvijalnim procesima iznad glinovito-laporovitih i metamorfnih stena.

Fosilna i naročito recentna zemljišta (kore raspadanja) spadaju među najrasprostranjenije kvartarne tvorevine na teritoriji Jugoslavije. Prekrivaju široke predele Panonske nizije, brojne kotline, polja, aluvijalne ravnice, blage dolinske i bregovite strane i predstavljaju glavni poljoprivredni substrat. Fosilne kore raspadanja (fosilna tla) formirane su tokom pleistocena i najbolje su sačuvane ispod lesnog pokrivača u Panonskoj niziji i na njenom obodu. Sastav i debljina im je različit i zavisi od primarnog sastava stena koje su razarane, dužine razaranja, paleoreljefa, paleoklime i dr.

Najpoznatiji tipovi zemljišta u našim terenima su: černozem (na lesnoj osnovi), skeletno zemljište (u planinskim oblastima) i gajnjača (formirana u nekadašnjim šumskim oblastima). Porede ovih zastupljeni su još i podzol, smonica i oglejeno močvarno zemljište.

172

5. NEOTEKTONSKI SKLOP SRBIJE

5.1. Tipovi neostrukturnih jedinica

Morfologija neotektonskih struktura na teritoriji Srbije i njihove kinematske karakteristike posledica su: (1) osnovnog geostrukturnog plana koji je neposredno prethodio neotektonskoj etapi razvoja ovih terena (tipovi geostruktura, blokovska izdeljenost, debljina zemljine kore i litosfere u celini i njihova reološka svojstva i (2) tektogeneze i orijentacije naponskih polja tokom neotektonske etape. Uvažavajući ove činjenice, na prostoru Srbije mogućno je izdvojiti dve krupne geostrukturne celine u kojima se generalno posmatrano neotektonska aktivnost različito ispoljavala: (1) oblast alpskih mezozojsko-kenozojskih (preotnang-karpatskih) tektonskih sažimanja (alpski tektogen) i (2) platformna (peroplatformna) oblast (Slika 1).

5.1.1. Oblast alpskih mezozojsko-kenozojskih (preotnang-karpatskih) tektonskih sažimanja

Ova krupna neostrukturna jedinica zauzima gotovo čitavu teritoriju Srbije izuzev krajnjeg severoistočnog dela (Negotinska Krajina). U okviru nje se mogu izdvojiti područja koja su bila izložena panonskom (vojvođanski deo Panonskog basena i prostrano peribasensko okruženje južno od njega) i egejskom orogenom kolapsu (široki pojas na potezu Metohijska potolina – Vranjski basen). Reč je o područjima u kojima su u pojedinim fazama tokom neotektonske etape dominirala spuštanja koja su: ili nastavljena do u recentno vreme, ili su u različitim vremenskim intervalima transformisana u izdizanja. Ostali deo oblasti alpskih mezozojsko-kenozojskih tektonskih sažimanja na teritoriji Srbije (dinaridski, karpato-balkanidski, srpskomakedonski morfostrukturni nizovi) bio je izložen opštim i blokovskim umerenim do jakim etapnim neotektonskim izdizanjima tokom čitave neotektonske etape.

Kriterijumi za ovakvo definisanje neotektonskih jedinica bili su: intenzitet i dominantni znak vertikalne neotektonske mobilnosti i genetska pozadina, tako da je osnovu svega predstavljala horizontalna geodinamička aktivnost sistema: Jadranska ploča - alpski tektogen (Dinaridi, Srpskomakedonska masa i Karpatobalkanidi, uključujući panonski i egejski kolaps) – Evroruska (Mezijska tabla).

5.1.1.1. Strukture panonskog orogenog kolapsa

Teritoriji Srbije pripadaju krajnji južni (jugoistočni) delovi Panonskog basena. Taj region prati i jedna relativno prostrana i široka margina basenskih struktura genetski povezanih sa Panonskim basenom (peribasensko područje). U celini posmatrano, reč je o basenskom i peribasenskom prostoru obrnuto konusnog izgleda u planu koji je penetriran daleko na jug među dinaridske i karpatobalkanidske morfostrukture. Ovakva pozicija gde je panonsko a naročito

173

peripanonsko područje relativno usko i smešteno u jednom izrazito kompresionom okruženju, uticala je da se neogeno-kvartarnim pokretima formira zanimljiv strukturni sadržaj po mnogo čemu različit od ostalih delova Panonskog basena van Srbije (Marović i Đoković, 1989, 1999; Marović et al. 1994, 1995, 1995b, 1996, 1998, 1999, 2000, 2002).

5.1.1.1.1. Panonski basen

Danas preovlađuje mišljenje da južnu (jugoistočnu) granicu Panonskog basena u Srbiji čine reke Sava i Dunav. Južnije od njih tereni izgrađeni od neogenih naslaga koje su iste ili slične onima u Panonskom basenu pripadale bi peribasenskom prostoru. Ovo bi se eventualno i moglo prihvatiti u geografskom i geomorfološkom smislu, ali ne baš u geološkom. Granica se u tom slučaju ne bi mogla tako oštro postaviti i svakako da bi se mogla naći južnije od Save i naročito Dunava. Međutim, kako i to ne bi bila jasna granica, ovde se u opisu neostrukturnih sadržaja držalo gledišta o Savi i Dunavu kao južnoj granici Panonskog basena.

Panonski basenski prostor na teritoriji Vojvodine čini skup blokovskih struktura gde je kod većine njih dominantna komponenta neotektonskog kretanja bila subsidencija. U tom smislu aktivirani su i rasedi čija je neotektonska geometrija uglavnom kontrolisana kasnopaleogenim rupturnim pretcrtežom, a neotektonska kinematika bila proizvod tenzione, ređe i trantenzione aktivnosti (gravitaciona rasedanja).

Od blokovskih struktura i raseda u vojvođanskom delu Panonskog basena izdvajaju se: transbanatsko-bačka (transdunavska) dislokacija, severnobački prag, velika mađarska depresija, južnobačka depresija, horst Fruške Gore, sremsko-slavonski rov, južnobanatski rov, greda Beograd-Orlovat (Marović i dr. 1996) (Sl 99).

5.1.1.1.1.1. Transbanatsko-bačka (transdunavska) dislokacija

Ova složena dislokacija deli Panonski prostor Vojvodine na dva dela: severni i južni. Reč je o složenoj zoni razlamanja pružanja približno ISI-ZJZ koja preseca preneogenu podlogu i znatno izlazi iz okvira vojvođanskog dela Panonskog basena (u Hrvatsku i Rumuniju). Izgrađena je od manjih pretežno paralelnih raseda, a verovatno i od raseda sa zakrivljenim i upletenim deonicama, koje sve zajedno grade jednu relativno široku zonu. Između ovih deonica diskontinuirano su raspoređene manje depresione strukture kao što su na primer: rov Srpske Crnje (ukupan iznos neogenog spuštanja preko 3000m), srbobranski rov (potonuo preko 2000m) i drugi manji. NJihova pozicija i geometrija pokazuju da su se duž transbanatsko-bačke dislokacije tokom krustalne ekstenzije i formiranja Panonskog basena odvijala desna transkurentna kretanja, a da su normalna rasedanja i sinsedimentaciona spuštanja genetski vezana za takvu aktivnost (wrench-tectonics poreklo). To se u potpunosti uklapa u generalni plan mobilnosti panonskih blokova i transkurentnih rasedanja aktiviranih tokom neogena.

174

Slika 99. Skica pozicija neotektonskih struktura ( Legenda na narednoj strani).

175

LEGENDA: 1. Basenske strukture, 2. Horstovske strukture unutar basena, 3. Izdignute morfostrukture Dinarida i Karpatobalkanida, 4. Veći rasedi, 5. Spušten blok.

Neotektonske strukture

Panonski basen:

Transbanatsko-bački rased TBB, Severnobački prag SBP, Severnobanatski rov SBR, Mako rov MR, Kikindsko-Segedinski prag KSP, Južnobačka depresija JBD, Horst Fruške Gore HFG, Južnobanatski rov JBR, Greda Beograd-Orlovat GOB.

Strukture peripanonskog prostora - Uže peripanonsko područje

1. Podrinjsko-kolubarski strukturni niz:

Jadarski basen JB, Mačvanski rov MAR, Kolubarsko-tamnavski basen KTB, Horst Cera HC, Horst Svileuva-Trstenica DŽST, Posavskom pragu PP, Peštanski blok PB, Rov Beljin-Ratari RBR, Rov Koceljeva RK.

2. Avalsko-orešački sistem struktura AOS.

- Velikomoravski rov:

Depresija Drmno DD, Gradištanska depresija GD, Vitovnički blok VB. Mlavski rov MLR, Zlatovsko-bobovski blok ZBG, Resavsko-despotovački rov RDR, Ražanjsko-mozgovački rov RMR, Gročansko-jasenički rov GJR, Račansko-kolarska greda RKG, Smederevska depresija SD, Markovačka depresija MD, Lozovički blok LB, Horst Crnog Vrha HCV, Levačko-belički rov LBR, Horst Juhora HJ, Varvarinski rov VR, Poslonski horst PH, Trstenički rov TR, Kruševački rov KR, Aleksinački basen AB, Jasenički rov JR, Zlatarski rov ZR, Horst Jastrepca HJS, Toplički rov TAR, Niško-dobrički basen NDB, Leskovački basen LSB.

Šire peripanonsko područje-Intradinaridske basenske strukture:

Valjevsko-mioničko-belanovački rov VMBR, Zapadnomoravski rov ZMR, Dobrinjski basen DB, Takovski basen TB, Gružanski rov GR, Dragačevski rov DR, Požeški rov PR, Baseni zlatiborske i podzlatiborske oblasti ZLB.

Basenske strukture:

Baseni kučevske grupe KGB, Žagubički basen ŽB, Krivovirski basen KRB, Crnorečki basen CB, Sokobanjski basen SOB, Svrljiški basen SB, Belopalanački basen BPB, Knjaževački basen KB, Zaječarski basen ZB, Slatinski rov SR, Štubički rov ŠR, Mihajlovačka greda MG, Dakijski basen DAB, Pirotski basen PBA, Metohijski basen MB, Kosovski basen KOB, Vranjski rov VR, Krivorečki basen KRB, Rov Binačke Morave RBM.

Strukture epirogenih izdizanja:

Miročko-delijovanski blok MDJB, Kučajsko-beljani`ki blok KBB, Blok Rtnja BRT, Blok Device BD, Blok Svrljiških planina BSP, Blok Suve planine BPS, Blok Belave BB, Blok Stare Planine BSTR, Kopaonički blok KBL, Blok Šar Planine BŠP, Blok Mokre Gore BMG, Lecki blok LEB, Bukuljski blok BUB, Rudnički blok RUB, Gledićki blok GLB, Blašićki blok VLB.

Transsrpska dislokacija TSD, Timočka dislokacija TD.

176

Severno od transbanatsko-bačke dislokacije su delovi krupnih neoalpskih panonskih struktura kao što su: severnobački prag i Velika mađarska depresija. Reč je o dobro poznatim strukturnim fenomenima koji imaju znatno veće rasprostranjenje u mađarskom delu Panonskog basena.

5.1.1.1.1.2. Severnobački prag

Severnobački prag je deo Panonskog basena koji je na području Vojvodine spušten 500-1000 metara, ređe i više. Ima izgled izometričnog platoa i morfološki se u podini basena jasno odvaja od okolne dublje potonule preneogene podloge.Brojnim rasedima pružanja SI-JZ i SZ-JI iseparisan je na manje blokove od kojih su neki spušteni i preko 1000-1500m.

5.1.1.1.1.3. Velika mađarska depresija

Velika mađarska depresija je oblast izrazitog neogenog spuštanja. U vojvođanski prostor zalaze samo manji delovi struktura iz domena ove depresije: severno-banatski i Mako rov i kikindsko-segedinski prag.

Severno-banatski i Mako rov su tipični ekstenzioni strukturni oblici ograničeni rasedima pružanja SZ-JI do S-J i spušteni do dubine od 4000-5000 m (severnobanatski rov) i 6000-7000 pa i više (Mako rov). U vojvođanskom delu Panonskog basena u okviru ovih struktura intenzitet spuštanja je manji: kod severnobanatskog rova je 3000-4000 m, a kod Mako rova oko 3000 m.

Ove dve rovovske strukture razdvojene si jednim izdignućem poznatim kao kikindsko-segedinski prag. Reč je o bloku pružanja S-J (SI-JZ) koji je u odnosu na bočne rovovske strukture manje spušten (prosečno 2000-2500 metara).

5.1.1.1.1.4. Južnobačka depresija

Ova depresija je smeštena najvećim delom između severnobačkog praga i horsta Fruške Gore, odnosno na teritoriji južne Bačke i manjim delom zapadnog Banata. Ima izgled složenog asimetričnog rova koji je ograničen rasedima pružanja I-Z. Na istoku se preko zrenjaninske subdepresije vezuje za južnobanatski rov. Sudeći prema debljinama neogenih naslaga i poziciji paleoreljefa, južnobačka depresija je poprečno i dijagonalno izdeljena na nekoliko manjih dobro individualisanih i naizmenično raspoređenih sekundarnih struktura, više ili manje spuštenih (tipa rovova i pragova), orijentisanih dužim osama pravcima SSZ-JJI i SZ-JI. Prostorno i prema intenzitetu spuštanja najveće među njima su južnobačka (sensu stricto) i zrenjaninska subdepresija (potonule preko 2500 m).

5.1.1.1.1.5. Horst Fruške Gore

Horst Fruške Gore razdvaja dva krupna depresiona entiteta vojvođanskog dela Panonskog basena: južnobačku depresiju od sremsko-slavonskog rova.

177

Horstovsku građu i reljefnu dispoziciju odredili su gravitacioni razlomi na njegovom severnom i južnom obodu duž kojih je tokom neogena obavljeno spuštanje blokova prema južnobačkoj depresiji i sremsko-slavonskom rovu. Bloku Fruške Gore, ali ne i morfostrukturi, pripada i prostor istočno od Dunava sve do grede Beograd-Orlovat (deo potonule šumadijske grede). Rasedima pružanja SZ-JI horst Fruške Gore je izdeljen na manje subblokove pri čemu su, naročito oni u istočnom delu, stepeničasto spušteni i prekriveni tanjim ili debljim neogenim naslagama.

5.1.1.1.1.6. Sremsko-slavonski rov

Rov se nalazi na južnoj periferiji vojvođanskog dela Panonskog basena. Pružanja je I-Z. Severna granica prema horstu Fruške Gore je dosta oštra i naglašena (južni fruškogorski rased), dok je južna "razbijena" i u tom delu je rov povezan sa drugim basenskim strukturama peripanonskog prostora (mačvanski rov, kolubarsko-tamnavski basen i dr.). Jednim poprečnim pragom koji se nalazi na dubini od 800-1000 metara Sremsko-slavonski rov podeljen je na dve manje celine: zapadnosremsku i istočnosremsku. Intenzitet spuštanja je znatno veći u zapadnosremskom delu rova gde iznosi prosečno oko 2000 metara, a južno od Vukovara u Hrvatskoj i preko 3000 m. Maksimalan iznos spuštanja u istočnom delu rova je nešto preko 1500 metara.

5.1.1.1.1.7. Južnobanatski rov

Južnobanatski rov zauzima prostor istočno od grede Beograd-Orlovat. Na severu dopire do transbanatsko-bačke dislokacije a na jugu se vezuje za velikomoravski rov, sa kojim čini jednu strukturno-homogenu celinu. Južnobanatski rov je izgrađen od većeg broja manjih struktura diferencijalno potonulih. Njihov oblik kontrolisan je preneogenim rupturnim pretcrtežom. Tako na primer, na području potonulih delova vardarske zone i u graničnoj oblasti prema Srpskomakedonskoj masi (zapadna strana rova) dominiraju linearne potoline pružanja S-J sa tendencijom povijanja u severnom delu ka severoistoku. Istočnije, u prostoru gde je podloga od kristalastih škriljaca Srpskomakedonske mase, aktiviran je pretcrtež koga čine blokovi ograničeni rasedima pružanja S-J (SSI-JJZ), SI-JZ, I-Z (ISI-ZJZ) i SZ-JI. Tokom neogena ovi blokovi su diferencijalno tonuli i na taj način obrazovali povorke više ili manje spuštenih struktura (rovova subdepresija i pragova različitih dimenzija), takođe sa tendencijom povijanja čitavog sistema struktura i longitudinalnih raseda u severnom delu južnobanatskog rova ka severoistoku. Naročito je iseparisan istočni obod rova gde se ističu strukturni oblici: horst Vršačkog Brega, belocrkvanski rov i karaški prag.

Najveća spuštanja u južnobanatskom rovu kreću se u intervalu od 2000-2500 metara, ređe i više, a najmanje od 500-1000 m.

178

5.1.1.1.1.8. Greda Beograd-Orlovat

Ovaj neupadljiv strukturni oblik je pružanja S-J i odvaja banatski od bačko-sremskog niza neoalpskih panonskih struktura. Šire posmatrano ona predstavlja krajnji severni deo šumadijske grede (avalo-orešačkog strukturnog niza) koji je tokom obrazovanja Panonskog basena spušten i prekriven neogenim naslagama debljine 500-1000 m. Greda Beograd-Orlovat je strukturno disponirana rasedima pružanja približno S-J i mestimično razbijena na manje blokove rasedima pružanja SZ-JI, I-Z i SI-JZ.

5.1.1.1.2. Strukture peripanonskog prostora

Neogeni depozicioni prostori južnije od uslovno prihvaćene južne granice Panonskog basena (Sava i Dunav), a koji su genetski povezani sa panonskim orogenim kolapsom označeni su kao peripanonsko područje. U okviru njega mogućno je, grubo, izdvojiti: uže i šire peripanonsko područje.

Uže peripanonsko područje obuhvata terene u kojima, generalno, dominira basenska reljefna plastika, a reč je o prostoru između Save i Dunava na severu i izdignutih morfostruktura Dinarida, i Srpskomakedonske mase na zapadu i jugu i Karpatobalkanida na istoku. Širem peripanonskom području pripadaju svi oni baseni koji su danas uključeni u izdignute morfostrukturne celine Dinarida, Srpskomakedonske mase i Karpatobalkanida, a koji su takođe genetski vezani za panonski kolaps.

5.1.1.1.2.1. Uže peripanonsko područje

Uže peripanonsko područje je avalsko-orešačkim morfostrukturnim nizom podeljeno na dva nejednaka dela. Zapadni – manji deo, označen je kao podrinjsko-kolubarski strukturni niz, a istočni – veći, je dobro poznati složeni velikomoravski neogeni rov.

Podrinjsko-kolubarski strukturni niz

U podrinjsko-kolubarskom neodepozicionom prostoru izdvajaju se tri krupna depresiona domena: jadarski basen, mačvanski rov i kolubarsko-tamnavski basen i veći broj manjih struktura tipa horstova (Cer, Svileuva-Trstenica), pragova (posavski), rovova (Koceljeva, Beljin-Ratari) i blokova (peštanski i pocerski).

Jadarski basen

Jadarski basen je smešten između cerskog horsta na severu i izdignutih dinaridskih morfostruktura na jugozapadu. Od ovih blokova ograničen je strmim gravitacionim rasedima pružanja ZSZ-IJI i po njima, a podređenije i duž raseda pružanja SI-JZ, obavljena su spuštanja blokova maksimalno do oko 300 metara (severoistočni deo basena).

179

Mačvanski rov

Mačvanski rov se nalazi između cerskog horsta na jugu i posavskog praga na severu. Predstavlja zapadni produžetak rova Beljin-Ratari od kojeg je odvojen jednim manjim pragom. Nastao je spuštanjima između dve zone longitudinalnih razloma pružanja ZSZ-IJI. Ukupna maksimalna spuštanja tokom neogena na području rova iznose preko 1300 metara. Rov je najverovatnjie formiran u badenu, mogućno neki delovi i ranije – u otnang-karpat?, da bi tokom cele neotektonske etape do u kvartar predstavljao područje spuštanja.

Kolubarsko-tamnavski basenski prostor

Zajednica diferencijalno spuštenih blokova južno od Save a u okruženju između izdignutih morfostrukturnih nizova: avalsko-orešačkog (na istoku), bukuljskog i peštanskog (na jugu) i horsta Svileuva-Trstenica (na zapadu) označena je kao kolubarsko-tamnavski basenski prostor (Marović i Đoković, 1989; Đoković, 1988). Generisanje basenskog prostora je najverovatnije otpočelo u otnang-karpatu (najviše potonuli delovi kolubaarskog basena) a nastavilo se kroz baden i na dalje sve do u pleistocen, a neki njegovi delovi (severni) i do u mlađi kvartar. Basenski prostor je od badena do kraja ponta imao stalnu tendenciju širenja. Spuštanja su se odvijala duž sistema raseda pružanja SSZ-JJI (SZ-JI), ZSZ-IJI i SI-JZ, pa je i geometrija subsidencijalnih struktura različita, u zavisnosti od toga koji je od ovih rasednih sistema bio aktiviran u njihovom generisanju. Najveći intenzitet spuštanja u kolubarsko-tamnavskom basenskom prostoru je u njegovom istočnom delu i iznosi preko 1700 m.

Cerski horst

U neostrukturnom sklopu podrinsko-kolubarskog područja ima upadljivo mesto. Izgrađen je od paleozojsko-mezozojskih tvorevina u koje je intrudovan cerski paleogeno-donjomiocenski granitoid. NJegova horstovska građa potencirana je rasedima na severnom i južnom obodu, prema potonulim strukturama mačvanskog rova i jadarskog basena. Izduženost horsta pravcem ZSZ-IJI korespondira sa orijentacijom preneotektonskih alpskih plikativnih struktura i longitudinalnih razloma. U procesu oblikovanja južnog oboda Panonskog basena počev od otnang-karpata pa do kraja badena, horst je bio izložen spuštanju slabijeg intenziteta nego obodne depresije i nije nikada bio plavljen Panonskim vodama. Od kraja badena pa sve do u recentno vreme bio je zahvaćen umerenim izdizanjima (ukupno oko 500 m).

Horst Svileuva-Trstenica

Horst Svileuva-Trstenica zauzima skoro centralno mesto u okviru podrinjsko-kolubarskog sistema struktura. Neotektonska aktivnost horsta imala je zapaženu aktivnost u evoluciji ovog basenskog područja. Izdužen je pravcem ZSZ-IJI i ograničen rasedima iste orijentacije. NJegova horstovska geometrija formirana je već početkom badena kada je u sklopu opštih spuštanja ovih terena

180

na periferiji Panonskog basena ovaj blok zaostajao u odnosu na okolne blokove koji su više tonuli. Subsidencija horsta nastavljena je kroz sarmat i panon da bi u pontu najverovatnije čitavo područje bilo prekriveno oslađenim morskim vodama. U pliokvartaru otpočinje inverzija horsta i blaga rotacija prema jugoistoku. Procenjuje se da su maksimalna izdizanja horsta reda veličine 100 m, istočni, do 200 metara, zapadni deo.

Posavskom pragu

Krajnji severni delovi Podrinjsko-kolubarskog neostrukturnog područja, oni u domenu savremenog rečnog toka Save pripadaju Posavskom pragu. Ova struktura je izdužena pravcem ZSZ-IJI i predstavlja prevojno područje između diferencijalno potonulih rovovskih i basenskih struktura na jugu i duboko spuštenog sremsko-slavonskog rova na severu. Posavski prag je tokom neotektonske etape počev od badena do u recentno vreme bio izložen relativno slabom spuštanju.

Pocerski blok

Ovaj blok predstavlja sponu između horstova Svileuva-Trstenica i cerskog. To je područje slabog neotektonskog spuštanja (najviše do 100 m) i to najverovatnije od ponta dostarijeg kvartara, da bi kasnije, sve do danas, bio zahvaćen takođe slabim izdizanjima.

Peštanski blok

Peštanski blok se nalazi u graničnoj zoni između izdignutih obodnih dinaridsko-šumadijskih struktura i duboko potonulih delova kolubarskog basena. Jasno je omeđen markantnim dislokacijama pružanja približno I-Z. Tokom neotektonske etape imao je dinamičan razvoj. Inicijalni obrisi blokovske građe ovog područja formirani su već u badenu, da bi se kasnije tokom sarmata, panona i naročito ponta spuštanjima, a od ponta do u recentno vreme izdizanjima, artikulisane njegove konačne crte. Ukupna spuštanja u domenu bloka su 200-500 m. U pontu se u njegovom domenu diferencoiraju dve sekundarne horstovske strukture: volujačka i baroševačka.

Rov Beljin-Ratari

Ovaj relativno mali rov predstavlja produžetak mačvanskog subsidencijalnog prostora ka istoku. Ograničen je rasedima pružanja ZSZ-IJI koji određuju njegovu rovovsku građu. Ukupna neotektonska spuštanja u okviru rova su između 500 (zapadni deo) i 800 m (istočni deo).

Rov Koceljeva

Rov Koceljeva je smešten na severnom obodu izdignutog dinaridsko-morfostrukturnog niza (vlašićki blok). Orijentisan je po dužoj osi pravcem ZSZ-IJI. Formiran je početkom otnang-karpata a spuštanja su obnovnjena u badenu.

181

Krajem badena južni deo rova je invertovan (kao posledica izdizanja vlašićkog bloka) tako da se tokom sarmata, panona i ponta spuštanja nastavljaju samo u njegovom severnom delu. Posle ponta rov je u potpunosti invertovan. O intenzitetu neotektonskih spuštanja nema pouzdanih podataka.

Avalsko-orešački sistem struktura

Od ušća Save u Dunav pa na jug do Orešca pruža se jedan reljefno istaknut niz struktura koji razdvaja kolubarsko-tamnavski basenski prostor na zapadu od velikomoravskog na istoku (Marović, Knežević, 1985). On je označen kao Avalsko-orešački sistem struktura i reč je o terenima koji su tokom neotektonske etape u prvim fazama (baden, sarmat, panon) bili zahvaćeni slabim do umerenim spuštanjima. Posle panona, sa izuzetkom severnog dela ovog sistema koji je tonuo i u pontu, ovaj strukturni niz se lagano izdiže, tako da je predstavljao barijeru između dva krupna domena postojanog spuštanja i sedimentacije: zapadno i istočno od njega. Subsidencijalna aktivnost na području Avalsko-orešačkog strukturnog niza obeležena je formiranjem pretežno horstova razdvojenih manjim područjima slabog neotektonskog spuštanja. Generalnu morfologiju sistema odredila su spuštanja po njegovom zapadnom i istočnom obodu duž longitudinalnih razloma pružanja SSZ-JJI (istočni obod) i SZ-JI (zapadni obod), dok je njegova interna diferencijacija obavljena duž raseda orijentacije pretežno SI-JZ. Na taj način generisano je nekoliko manjih subblokova uglavnom horstovske građe kao što su: Avala-Koviona (Toljić, 1996), Kosmaj, ili depresionih: rov Venčane-Belosavci, belopotočni rov, basen Mladenovca, aranđelovački basen.

Velikomoravski rov

Složeni velikomoravski rov je markantna zajednica neostrukturnih fenomena formirana tokom panonskog orogenog kolapsa (Marović et al. 1990, 1995, 1995b, 2002). Generalno, ima pravac pružanja SSZ-JJI i duboko je penetrirana na jug među izdignute morfostrukture Dinarida i Karpatobalkanida. Podlogu rova najvećim delom čini kristalin Srpskomakedonske mase, a u manjoj meri i jursko-kredne tvorevine vardarske zone. NJegova rovovska morfologija određena je spuštanjima duž obodnih raseda pružanja približno S-J sa skretanjem u severnom delu prema SSI-JJZ (istočni obod). Interno je velikomoravski rov iseparisan sistemima raseda pružanja SI-JZ, SZ-JI i u manjoj meri ZSZ-IJI na brojne blokove koji su tokom neotektonske etape diferencijalno spuštani i izdizani . U severnom delu Velikomoravskog rova spuštanja su bila intenzivnija, zahvatila su šire prostore i mestimično su se odvijala sve do u recentno vreme (aksijalni delovi rova). Središnji i južni delovi su izgrađeni od mozaično postavljenih horstovskih i rovovskih struktura. Subsidencijalna aktivnost tih delova najintenzivnija je bila u otnang-karpatu, slabija u badenu i sarmatu i na dalje sa tendencijom opadanja sukcesivno od juga ka severu, tokom panona do u pont. Južno od trans-srpske zone razlamanja spuštanja su se ispoljila uglavnom u otnang-karpatu i mogućno da su u nekim delovima obnovljena u pliokvartaru pa i

182

mlađem kvartaru, ali ona nisu posledica panonskog već egejskog orogenog kolapsa (baseni niški i leskovački).

U severnom i središnjem delu Velikomoravskog rova između Dunava na severu i trans-srpske dislokacije na jugu mogu se izdvojiti dva strukturna niza: istočni i zapadni. Ova dva područja unutar rova razgraničena su dislokacijom Požarevac-Paraćin.

U istočnom delu, idući od severa na jug, mogućno je izdvojiti sledeći neostrukturni sadržaj: depresija Drmno, gradištanska depresija, vitovnički blok, mlavski rov, zlatovsko-bobovska greda, resavičko-despotovački rov i ražanjsko-mozgovački rov (Sl. 99).

Depresija Drmno

Depresija Drmno predstavlja područje impozantnog neotektonskog spuštanja, preko 3 000 metara, a možda i više. Rombičnog je izgleda i nastala je spuštanjem duž dva sistema raseda pružanja SSI-JJZ i SZ-JI. Ispunjena je sukcesijom naslaga, starosti počev od otnang-karpata i završno sa kvartarom. Intenzitet spuštanja je bio najveći u badenu kada su gotovo potpuno uobličene konačne konture depresije.

Prostire se severno od Dunava na područje Panonskog basena kao i smederevska depresija zapadno od nje, što je još jedan pokazatelj da Dunav nije geološka granica Panonskog basena.

Gradištanska depresija

Ova depresiona struktura pre bi se mogla označiti kao asimetrični rov jer je blago izdužena pravcem približno I-Z, sa severnom obodnom stranom koja je strmija, ograničena rasedom i oštro odvojena od izdignutog bloka Lokve i južnom-blaže postavljenom prema vitovničkom bloku. Slične je depozicione sukcesije kao depresija Drmno, samo je razlika u intenzitetu spuštanja koji u domenu gradištanske depresije manji i iznosi nešto preko 2 000 metara.

Vitovnički blok

Vitovnički blok razdvaja područja intenzivnog neotektonskog spuštanja: depresionog prostora Drmno-Gradište na severu od Mlavskog rova na jugu. U celini posmatrano blok ima izgled "strukturnog nosa" duboko zagnjurenog prema centralnim delovima velikomoravskog rova. Krajnje istočno područje ove strukture na površini je izgrađeno od preneogenih stena, međutim, najverovatnije da je reč o ekshumiranim tvorevinama ispod plitkog neogenog pokrova koji je tokom postpanonsko-pontskih izdizanja u ovim oblastima eroziono-denudacionim procesima uklonjen.

183

Mlavski rov

Mlavski rov je smešten između vitovničkog i zlatovsko-bobovskog bloka. U njegovom formiranju, verovatno još od otnang-karpata pa na dalje do kraja panona, glavnu ulogu odigrala su spuštanja po rasedima pružanja SZ-JI i SI-JZ. Rov je asimetrično tonuo sa povećanjem intenziteta spuštanja od severoistočnog ka jugozapadnom obodu gde mestimično iznose i preko 1 700 metara. Od panona pa do u kvartar područje mlavskog rova je izloženo slabijem izdizanju i sekundarnim deformacijama ispoljenim kroz nova rasedanja i formiranje subblokova od kojih su neki imali tendenciju rotacije, što se odrazilo i na uređenje reljefnih fenomena.

Zlatovsko-bobovski blok

Ovaj neostrukturni entitet ima sličnu geometriju kao vitovnički blok. Izdužen je pravcem SZ-JI i po obodu prema duboko potonulim strukturama mlavskog (na severu) i resavsko-despotovačkog rova (na jugu) ograničen gravitacionim rasedima iste orijentacije. Zlatovsko-bobovski blok tone prema severozapadu. Od badena do panona verovatno je predstavljao plitak prag, područje plitkovodne sedimentacije, čak i ugljonosnih formacija, a od panona do u kvartar zahvaćen je laganim izdizanjima koja su u istočnim delovima strukture dovele i do ekshumacije paleoreljefa (vlasinskog kristalina).

Resavsko-despotovački rov

Tereni južno od zlatovsko-bobovskog bloka pa sve do Paraćina, između Velike Morave na zapadu i izdignutih karpatobalkanskih morfostruktura na istoku, uključeni su u resavsko-despotovački rov. Reč je o depresionoj strukturi pružanja SSZ-JJI. Granice rova su jasno disponirane spuštanjima duž strmih gravitacionih raseda na zapadu (naročito) i na istoku. Rov je ispunjen sedimentima starijeg i mlađeg srednjeg miocena, mogućno i prebadena, ali o tome nema podataka. Posebna karakteristika je etapa sedimentacije od badena do kraja sarmata kada su zapadni delovi ove strukture bili veoma aktivni što je obeleženo bržim spuštanjima i depozicijom jako gruboklastičnih sedimenata. Suprotno ovome, istočni obod strukture imao je mnogo mirniji razvoj što je u pojedinim etapama markirano stvaranjem naslaga uglja. Najveći intenzitet spuštanja je u centralnom delu rova i iznosi preko 2 000 metara.

Ražanjsko-mozgovački rov

Ovaj strukturni entitet ima slične geometrijske i kinematske karakteristike kao resavsko-despotovački rov. Razlika je uglavnom u intenzitetu spuštanja, koji je na području Ražanjsko-mozgovačkog rova znatno manji i kreće se u intervalu od 500-1000 metara, ređe i preko 1000 metara. Rov je rasedima pružanja ZSZ-IJI izdeljen na nekoliko manjih subrovovskih struktura.

184

U zapadnom delu velikomoravskog rova neostrukturni sadržaj je bogatiji i još više izdiferenciran nego onaj u istočnom. Prema postojećim geometrijskim i kinematskim karakteristikama mogućno je izdvojiti nekoliko homogenih neostrukturnih celina kao što su: gročansko-jasenički rov, račansko-kolarska greda, smederevska depresija, markovačka depresija, lozovički blok, horst Crnog Vrha, levačko-belički rov, horst Juhora, varvarinska depresija, poslonski horst, i rovovske strukture u domenu trans-srpske zone razlamanja.

Gročansko-jasenički rov

U zapadnom delu velikomoravskog rova u graničnom području preneogenih struktura Srpskomakedonske mase i vardarske zone, a pretežno u domenu vardarske zone, tokom neotektonske etape formirana je složena depresiona struktura označena kao gročansko-jasenički rov. Meridijalnog je pružanja i prostire se od Dunava na severu do Gledićkih planina, na jugu. Sadašnja rovovska konfiguracija posledica je spuštanja po neotektonski "oživelim" longitudinalnim rasedima pružanja S-J koji su vrlo dobro izraženi u široj graničnoj oblasti Srpskomakedonske mase i vardarske zone. Rovovska struktura je iseparisana mnogim poprečnim i dijagonalnim razlomima na nekoliko manjih neostrukturnih jedinica (subblokova). Među njima ističu se: begaljička depresija, varovničko-makovički horst, depresija Kusadka i jasenički basen.

B e g a l j i č k a d e p r e s i j a se nalazi u severnom delu ove složene rovovske strukture. Tonjenje depresije je bilo najintenzivnije tokom sarmata i panona o čemu svedoči debela sukcesija odloženih naslaga ove starosti. Od kraja ponta pa do u kvartar ovo područje je bilo izloženo slabom izdizanju. Maksimalna neotektonska spuštanja su preko 1400 metara.

V a r o v n i č k o - m a k o v i č k i h o r s t je struktura lokalnog značaja. Izdužena je pravcem S-J i na određen način razdvaja begaljičku depresiju od depresije Kusadka. U formiranju i oblikovanju horsta najveću ulogu odigrala su reversna smicanja po rasedima pružanja S-J koja su deformisala sarmat-panonske naslage (jako strmi padovi) i uzrokovala morrfološku izraženost strukture (mogućno push-up struktura?).

K u s a d a č k a d e p r e s i j a nije prostorno precizno definisana ali najverovatnije da na istoku dopire do izdignutih struktura račansko-kolarskog strukturnog niza, na severu do varovničko-makovičkog horsta, a na zapadu se vezuje za mladenovački basen i venčansko-belosavski rov, dok na jugu prelazi u jasenički basen. Spuštanja na području depresije Kusadka slična su onima severnije, u oblasti begaljičke depresije i približno su istih vrednosti. Neki geomorfološki elementi upućuju i na njeno savremeno spuštanje?

J a s e n i č k i b a s e n je u direktnoj vezi sa depresijom Kusadka na severu. S obzirom da je stratigrafski slabo proučen, mogućno je samo u opštim crtama reći da su, tokom badena a naročito sarmata, u formiranju basena glavnu ulogu

185

odigrala gravitaciona spuštanja blokova duž raseda pružanja S-J i dva sistema dijagonalnih ruptura orijentisanih pravcima SI-JZ i SZ-JI. Relativno mala debljina naslaga upućuje na slab i lagan intenzitet tonjenja (oko 300 m). Basen je invertovan posle panona i do u recentno vreme je izložen slabim izdiznjima. Ovi pokreti su obeleženi blagim naginjanjem basena prema istoku, što je najverovatnije posledica jačeg neotektonskog izdizanja rudničkog bloka (morfostrukture) koji se nalazi na njenom zapadnom obodu.

Račansko-kolarska greda

Od ekshumiranog račanskog kristalina na jugu pa sve do Dunava na severu, meridijalno, proteže se niz blokova koji čine strukturnu celinu relativno izdignutu u odnosu na područje zapadno i istočno od nje. Ova zajednica neostruktura označena je kao račansko-kolarska greda. Predstavlja deo kristalina Srpskomakedonske mase koji je tokom srednjeg i naročito gornjeg miocena duž dislokacija pružanja S-J, SI-JZ, SZ-JI diferencijalno spušten i oblikovan kao relativno istaknut strukturni niz pružanja S-J, mestimično izražen i u reljefu, naročito njegovi južni delovi. Postojeći podaci nagoveštavaju undulaciju gornje površi grede što je i markirano formiranjem neogenih naslaga različite debnjine.

Smederevska depresija

Smederevska depresija se nalazi u krajnjem severnom delu velikomoravskog rova i prelazi na prostore Panonskog basena, slično kao drmljanska. Formirana je spuštanjem blokova duž raseda pružanja S-J i SZ-JI. Ispunjena je sukcesijom sedimenata od otnang-karpatske starosti do završno sa kvartarom. Sudeći prema debljinama neogenih naslaga veliki deo depresije je potonulo i preko 2 000 metara.

Markovačka depresija

Markovačka depresija je područje intenzivnog neotektonskog spuštanja, preko 3000 m, a možda i do 4000 m. Reč je o depresionom prostoru koji je počev od otnang-karpata pa sve do ponta bio zahvaćen stalnim subsidencijalnim pokretima. Najveći intenzitet spuštanja bio je u badenu, a zatim u sarmatu. Spuštanje i geometrizacija depresije izvršeni su po sistemima raseda pružanja S-J, SI-JZ i SZ-JI, tako da ima eliptičan izgled i izdužena je pravcem S-J. Od kraja ponta do u rani pleistocen područje markovačke depresije bilo je izloženo vrlo slabom izdizanju, a zatim su obnovnjena slaba spuštanja, koja su aktivna do u recentno vreme ali samo u jednoj užoj zoni pružanja S-J na istočnom obodu depresije.

Lozovički blok

Ovaj blok nije baš precizno prostorno definisan. U svakom slučaju nalazi se između smederevske i markovačke depresije. Dužom osom orijentisan je pravcem SZ-JI. Ograničen je rasedima pružanja SZ-JI i SSI-JJZ. Predstavlja

186

područje relativno slabijeg neotektonskog spuštanja koje se kreće u intervalu od 250 do preko 500 metara. Sudeći prema geodetskim podacima ova blokovska struktura tone i u recentno vreme, vrlo slabim intenzitetom.

Horst Crnog Vrha

Horst Crnog Vrha je markantna izdignuta morfostruktura orijentisana po dužoj osi pravcem SI-JZ. Rasedi takvog istog pružanja definišu njegovu horstovsku izraženost. On je razlomima pružanja SZ-JI i približno I-Z izdeljen na manje subblokove od kojih su neki jače neotektonski spušteni (jugozapadni i severoistočni segmenti horsta). Horst Crnog Vrha je područje koje je tokom generisanja velikomoravkog rova znatno slabije tonulo od okolnih izrazitih subsidencijalnih oblasti: markovačke depresije i levačko-beličkog rova, da bi kasnije tokom inverzije bilo izloženo umerenom izdizanju (do 500 metara).

Levačko-belički rov

Levačko-belička struktura je tipične rovovske građe, relativno uska i izdužena pravcem SI-JZ i ispunjena tvorevinama počev od otnang-karpatskih pa završno sa panonskim. Najviše su potonuli centralni delovi rova (preko 1500m).

Horst Juhora

Horst Juhora je morfološki jasno disponirana strukturna celina koja dominira ovim delom velikomoravskog rova. Sličnih je geometrijskih kinematskih i genetskih svojstava kao horst Crnog Vrha. Ukupan iznos neotektonskih izdizanja horsta premašuje 500 m. Južni deo juhorskog horsta je znatno spušten i transformisan u basen potonuo i preko 500 metara.

Varvarinski rov

Varvarinski rov se nalazi između horstovskih struktura: juhorskog i poslonskog. Nastao je spuštanjima blokova duž raseda pružanja pre svega SI-JZ koji definišu njegovu rovovsku građu. Maksimalna spuštanja iznose i preko 1500metara i rezultat su subsidencijalne aktivnosti tokom starijeg i mlađeg srednjeg miocena i gornjeg miocena, a mogućno i prebadena? Jugozapadni deo varvarinskog rova je znatno izdignut i mestimično je u tom delu ekshumiran kristalin Srpskomakedonske mase (temnićki blok).

Poslonski blok

Morfostruktura trouglastog izgleda smeštena između ražanjsko-mozgovačkog rova na severoistoku, varvarinskog rova na severozapadu i depresionih struktura iz domena trans-srpske zone razlamanja na jug označena je kao poslonski blok. NJegova blokovska građa kontrolisana je rasedima pružanja SSZ-JJI, SI-JZ i ZSZ-IJI. Verovatno da je dobar deo ove strukture tokom neogena (badena i sarmata?) bio prekriven sedimentima koji su kasnije od sarmata pa na dalje tokom izdizanja eroziono-denudacionim procesima uklonjeni.

187

Rovovske strukture u domenu trans-srpske zone razlamanja

Počev od zapadnih padina Stare Planine, pa preko aksijalnih delova karpatobalkanskih morfostruktura, središnjim delom velikomoravskog rova, severnim podnožjem Goča i Stolova pa sve do severnih padina Zlatibora (dakle poprečno gotovo preko cele teritorije Srbije) prostire se složena zona razlamanja pružanja približno IJI-ZSZ koja je ovde nazvana trans-srpskom. NJeno preneotektonske poreklo nije jasno, verovatno da potiče iz završnih faza mezokenozojskih sažimanja u kojima su učestvovali Dinaridi, Srpskomakedonska masa i Karpatobalkanidi. Tokom neotektonske etape razvoja među njenim deonicama na prostoru velikomoravskog rova formirano je nekoliko depresionih struktura duboko potonulih koje u celini grade jedan složeni rovovski sistem pružanja ZSZ-IJI. Unutar ovog rovovskog niza izdvajaju se tri krupnija depresiona entiteta: t r s t e n ički , k r u še v ačk i i a l e k s i n ački . Najviše je potonuo trstenički prostor (preko 2000 m), a nešto manjekruševački i aleksinački (preko 1500 m). Rov je generisan već u otnang-karpatu i posle toga invertovan, osim jednog manjeg dela u kruševačkom domenu koji je ponovo slabo spuštan u gornjem badenu i donjem sarmatu. Rov ima tendenciju blagog širenja od trsteničkog preko kruševačkog do aleksinačkog područja gde je i najširi, ali i najmanje potonuo (Marović, 1987).

Južno od trans-srpske dislokacione zone velikomoravski rov se postepeno sužava. U tom prostoru ističe se nekoliko krupnih depresionih struktura (veći baseni: niško-dobrički, toplički i leskovački), manjih basena: rasinski i zlatarski i horst Jastrepca.

Niško-dobrički basen

Niško-dobrički neogeni basen se nalazi u graničnom području Karpatobalkanida i Srpskomakedonske mase i u podini mu se nalaze tvorevine obe ove jedinice. Već sam takav položaj upućuje na složene tektonske odnose koji su se ispoljili tokom neotektonske etape oblikovanja. Basen je formiran u otnang-karpatu spuštanjima blokova po rasedima pružanja ISI-ZSZ, SSZ-JJI podređenije i drugih, tako ima romboidalne konture (Đoković i Marović, 1989). Početkom badena niško-dobrički basen je invertovan i zahvaćen slabim izdizanjima. Do obnavljanja slabih spuštanja došlo je verovatno u eopleistocenu, a kao posledica uticaja egejskog orogenog kolapsa, pri čemu je ta aktivnost na području niško-dobričkog basena bila veoma slaba, jer ipak je reč o krajnjoj periferiji tog pliocensko-kvartarnog geodinamičkog događaja.

Po obodu niško-dobričkog basena, tokom spuštanja, generisano je nekoliko manjih basenskih i izdignutih struktura kao što su: ulegnuće DŽigolj-Devča i lepajski blok (na zapadnom) i jelašnički rov, malčanski blok i toponički blok (na istočnom obodu). Intenzitet spuštanja u niško-dobričkom basenu je relativno veliki i u većem delu basena je preko 1500 m, mestimično i preko 1700 m.

188

Leskovački basen

Pod leskovačkim basenom u širem smislu podrazumeva se skupina tri krupnije neostrukturne celine južno od niško-dobričke depresione oblasti a koju čine: donjotoplička i leskovačka depresija, razdvojene relativno izdignutim blokom Pečenjevca. Morfološki to je dobro individualisan prostor blage reljefne plastike uokviren sa svih strana izdignutim morfostrukturama Karpatobalkanida i Srpskomakedonske mase. Osnovne depresione konture leskovačkog područja generisane su spuštanjem blokova duž razloma pružanja SSZ-JJI koje se nalaze na njegovom istočnom i zapadnom obodu. Poprečnim i dijagonalnim rasedima rovovska struktura je razbijena na nekoliko manjih i većih blokova koji su nejednako spuštani. Najviše je potonulo područje leskovačke depresije (preko 1300 m), nešto slabije donjotopličke (preko 1000), a najslabije pečenjevački blok (do 250 m).

Leskovački neogeni basenski prostor ima sličan litostratigrafski sadržaj kao i niško-dobrički, sa kojim je u direktnoj vezi. Znači, reč je o depresionoj oblasti koja je formirana u otnang-karpatu a početkom badena invertovana i sa daljom tendencijom slabog izdizanja i mogućno obnavljanja spuštanja nekih delova u starijem pleistocenu, koje traje verovatno i danas.

Toplički basen

Toplički basen, moglo bi se reći i rov, s obzirom na blago naglašenu izduženost i intenzitet tonjenja, predstavlja morfološki dobro izražen neostrukturni entitet smešten između planinskih masiva Jastrepca na severu, Kopaonika na zapadu i Pasjače i Vidojevice na jugoistoku. Prema istoku se vezuje za niško-dobrički basen. Rovovska građa uspostavljena je spuštanjima blokova duž raseda pružanja ZJZ-ISI (Z-I) i SZ-JI sa nešto komplikovanijom konfiguracijom na istočnoj strani. I ovaj depresioni prostor je nastao u otnang-karpatu, a početkom badena je invertovan i sve do u recentno vreme bio izložen slabim izdizanjima. Na njegov savremeni morfološki izgled u velikoj meri uticala su jaka izdizanja obodnih struktura, naročito Jastrepca, što se u krajnjem slučaju odrazilo na asimetričnost rova (nagnutost od severa prema jugu). Intenzitet otnang-karpatskih spuštanja je najčešće do 1000 metara, a u centralnom delu rova i preko 1000 metara.

Horst Jastrepca

Ova markantna struktura dominira morfologijom južnog dela velikomoravskog rova. Sa svih strana horst je okružen depresijama i s obzirom da je i on sam hipsometrijski visoko postavljen onda su njegova reljefna, a još više neotetektonska izraženost vizuelno vrlo upadljivo svojstvo. Horst je nepravilnog izgleda razgraničen rasedima pružanja SSZ-JJI i SI-JZ od susednih depresija. Predstavlja područje jakog neotektonskog izdizanja. To se naročito odnosi na njegov zapadni – veći deo (subblok Velikog Jastrepca), gde vrednosti

189

maksimalnog izdizanja prelaze i 1200 m. Oblast istočno od Velikog Jastrepca (subblok Malog Jastrepca) je izdignuta prosečno 500-700 metara.

U severnom i zapadnom okruženju jastrebačkog horsta nalazi se nekoliko manjih rovova i drugih spuštenih struktura među kojima su najveći: rasinski i zlatarski rov.

R a s i n s k i r o v je formiran u otnang-karpatu spuštanjima duž raseda pružanja SI-JZ koji i definišu njegovu rovovsku poziciju. Intenzitet spuštanja u rovu je oko 500 m.

Relativno mali z l a t a r s k i r o v predstavlja spušteni zapadni obodni deo jastrebačkog horsta. Formiran je takođe u otnang-karpatu mogućno na osnovi od starijih miocenskih deponata? Nije poznat intenzitet tonjenja u ovom rovu, verovatno je slab. Rov je od početka badena do danas zahvaćen slabim do umerenim izdizanjima, genetski povezanim sa elevacionim pokretima jestrebačkog horsta.

5.1.1.1.2.2. Šire peripanonsko područje

Južno od podrinsko-kolubarskog neogenog basenskog prostora, zapadno i istočno od velikomoravskog rova nalaze se brojni baseni, rovovi, mestimično i izdignuti blokovi koji su takoođe genetski povezani sa panonskim orogenim kolapsom. Međutim, posle invertovanja, oni su uglavnom inkorporirani u epirogeno izdignute morfostrukture Dinarida i Karpatobalkanida. Stoga su i označene kao intradinarski i intrakarpatobalkanski morfostrukturni fenomeni. NJima je izvršena detaljnija neostrukturna diferencijacija prostora u kojima su rasprostranjeni na: relativno izdignute i spuštene blokovske entitete, a sve u okvirima, generalno posmatrano, krupnih morfostrukturnih celina koje su tokom većeg dela neotektonske etape bile izložene opštim, etapnim epirogenim izdizanjima (dinarski i karpatobalkanski planinski venci).

Intradinaridske basenske strukture

U centralnim i zapadnim delovima teritorije Srbije na području dinarskog gorja postoje brojne depresione strukture čije se poreklo, kako je već istaknuto, može vezati za panonski gravitacioni kolaps. Većina njih je formirana u otnang-karpatu i posle toga invertovana i bila dalje zahvaćena umerenim do jakim izdizanjima i na taj način uključena u dinarski hipsometrijski istaknut morfostrukturni sadržaj. Dominantno mesto među njima zauzimaju valjevsko-mioničko-belanovački rov, zapadnomoravski rov (sa brojnim manjim depresionim strukturama koje ga okružuju sa severoistoka i severozapada, mogućno, u paleogeografskom smislu tokom otnang-karpata, njegovi sastavni delovi), dragačevski rov, požeški rov i grupa malih basena zlatiborske i podzlatiborske oblasti (kremanski, bioski, mačkatski i braneški) (Sl. 99).

190

Valjevsko-mioničko-belanovački rov

Ovo je složena rovovska struktura koja se sastoji iz dva dela: belanovičkog (na istoku) i valjevsko-mioničkog (na zapadu). Rovovske konture depresionog prostora određene su spuštanjima blokova između dve krupne dislokacione zone pružanja približno I-Z, pri čemu je aktivnost južnog raseda bila dominantnija. Dijagonalnim razlomima orijentisanim SI-JZ (češće) i SZ-JI (podređenije) rovovska struktura je izdeljena pre svega na pomenute dve krupnije neostrukturne celine i na veći broj manjih spuštenih subblokova.

Valjevsko-mioničko-belanovački rov je formiran tokom otnang-karpata, a zatim invertovan. Inverzijom i izdizanjem jače je bio zahvaćen belanovački deo rova, dok je u valjevsko-mioničkom, naročito u mioničkom delu, došlo do obnavljanja spuštanja i ingresije morskih voda iz panonskog akvatorijuma, najverovatnije krajem badena i u sarmatu. Belanovački domen rova je izrazito asimetričan što je posledica kako jače izraženih spuštanja po južnom obodnom rasedu, tako i asimetrične inverzije prouzrokovane intenzivnijim izdizanjem bukuljsko-venčačkog bloka koji se nalazi na severnom obodu rova.

Ukupna neotektonska spuštanja u valjevsko-mioničkom delu rova su preko 500 metara a u belanovačkom su znatno manja, ali ih je teško proceniti jer su u tom delu naslage u dobroj meri erozijom uklonjene.

Zapadnomoravski rov

Zapadnomoravski rov poznat i kao čačansko-kraljevački basen je najveća intradinarska depresiona struktura. Izdužen je pravcem SZ-JI. Glavnu ulogu u formiranju rova odigrala su spuštanja blokova duž raseda pružanja SZ-JI koji i određuju njegovu rovovsku geometriju, a zatim i po razlomima orijentacije I-Z, a podređenije i SI-JZ.

Interesantno je da su gotovo svi intradinarski baseni (osim valjevsko-mioničko-belanovičkog) u stvari rovovi orijentisani pravcem SZ-JI (SSZ-JJI) i smešteni među paralelne deonice sistema raseda pružanja I-Z.

Za zapadnomoravski rov su karakteristična vrlo obimna spuštanja obavljena u otnang-karpatu, verovatno superponovana na slične pokrete ispoljene u oligo-miocenu. Posle otnang-karpata došlo je do inverzije rova i mogućnog obnavljanja spuštanja tek u pliokvartaru? Najviše su spušteni centralni delovi rova, preko 2000 metara i to na relativno širokom prostoru.

U okruženju zapadnomoravskog rova nalazi se nekoliko manjih depresionih struktura koje su u paleogeografskom smislu tokom otnang-karpata možda bile povezane sa njim. Na njegovom severnom obodu to su:gružanski rov (sa produžetkom u mali rov Šenja), takovski basen i plitki rov Bumbarevo Brdo-Toponica.

191

G r u ž a n s k i r o v je relativno uska depresiona struktura pružanja SSZ-JJI smeštena između gledićkog bloka na istoku i kotleničkog na zapadu. Rov je poprečnim i dijagonalnim rasedima izdeljen na nekoliko manjih dobro povezanih subsidencijalnih celina. Uobličen je u otnang-karpatu i posle toga invertovan. Ukupna neotektonska spuštanja teško je proceniti jer su naslage u dobroj meri erodovane i pri tome je, mestimično, ekshumiran paleoreljef, ali verovatno ne prelaze 300 metara.

T a k o v s k i b a s e n je složen relativno plitak subsidencijalni prostor izgrađen od nekoliko manjih ulegnuća. Poseduje blago naglašenu izduženost pravcem SZ-JI a isto takvu orijentaciju imaju i rasedi koji ga ograničavaju na severoistoku i jugozapadu. I ovaj basen je formiran u otnang-karpatu i verovatno je superponovan na sličan depozicioni prostor nepoznatih primarnih kontura koji je postojao pre neotektonske etape – u oligo-miocenu. Ukupna neotektonska spoštanja u domenu basena su mala, oko 250-300 metara, ređe i veća. Početkom badena basen je invertovan i zahvaćen izdizanjima sve do u recentno vreme.

Sličnih karkateristika je i jedan mali depresioni blok rovovske građe istočno od takovskog basena koji je označen kao rov B u m b a r e v o B r d o – T o p o n i c a . Iznos neotektonskog spuštanja u okviru ovog rova je nepoznat.

U okruženju ovih morfodepresionih struktura nalazi se nekoliko hipsometrijski jače ili slabije istaknutih blokova kao što su: b o r a č k i , k o t l e n i č k i , g l e d i ć k i , r u d n i č k i i drugi manji.

Severozapadno od zapadnomoravskog rova nalaze se ostaci otnang-karpatskih naslaga na osnovu kojiih, pored ostalih pokazatelja, su rekonstruisane konture nekoliko nekadašnjih depresionih struktura se izdvajaju: d o b r i n j s k a , r a ž a n s k a i p r a n j a n s k a . Sve one imaju izgled plitkih rovova koji su ograničeni rasedima pružanja SZ-JI i dodatno iseparisani na manje blokove sistemima raseda orijentacije SI-JZ i I-Z. Reč je o otnang-karpatskim depozicionim prostorima verovatno slabog intenziteta tonjenja koji su početkom badena invertovani i na dalje, do u kvartar, bili izloženi umerenim izdizanjima i eroziji nataloženih naslaga.

Dragačevski rov

Dragačevski rov bi takođe mogao biti uključen u sistem depresionih struktura koje okružuju zapadnomoravski rov i sa njim su činile paleogeografsko jedinstvo u otnang-karpatu. Kako za takvu tvrdnju još nema dovoljno pouzdanih činjenica ovde je izdvojen kao zaseban neo entitet. Istih je geometrijskih i kinematskih karakteristika kao zapadnomoravski rov, ali je intenzitet spuštanja u njemu znatno slabiji, verovatno ne veći od 500 metara. Rov je asimetričan, odnosno blago nagnut prema jugozapadu što bi se moglo objasniti izdizanjima jeličkog bloka na njegovoj severoistočnoj periferiji.

192

Požeški rov

Konture požeškog rova rekonstruisane su na osnovu ostataka neogenih (otnang-karpatskih tvorevina), rasednog sklopa i geomorfološkog kriterijuma. Reč je o rovovskoj strukturi približno pružanja SZ-JI koja je rasedim orijentacije I-Z razbijena, bočno pomerena i izdiferencirana u tri manje neostrukturne celine. Rov je formiran u otnang-karpatu da bi kasniji bio zahvaćen umerenim izdizanjima koja traju sve do u recentno vreme. Intenzitet tonjenja bio je najveći u centralnom-požeškom delu rova i iznosio je oko 300 metara međutim, s obzirom da je dobar deo naslaga erodovan, mogućno je da su spuštanja bila i veća.

Baseni zlatiborske i podzlatiborske oblasti

Na severoistočnim padinama Zlatibora, delom i na njemu, nalazi se nekoliko manjih basenskih struktura koje su formirane u otnang-karpatu i posle toga invertovane i bile zahvaćene jakim izdizanjima, sve do danas. To su baseni: k r e m a n s k i , b i o s k i , m a č k a t s k i i b r a n e š k i . Reč je o depozicionim prostorima verovatno slabog intenziteta spuštanja. Obrazovani su spuštanjima blokova duž sistema raseda pružanja: SZ-JI, I-Z i SI-JZ. Vrlo mogućno je da su tokom otnang-karpata svi ovi baseni sa paleogeografskog stanovišta činili jednu celinu?

Intrakarpatobalkanske basenske strukture

U domenu izdignutog karpatobalkanskog morfostrukturnog niza nalaze se brojne depresije intramontanskog tipa koje su nastale na široj periferiji panonskog orogenog kolapsa (Marović, 1986, 1990, 1990b; Marović et al., 1997). Idući od severa ka jugu, u zapadnom delu Karpatobalkanida locirani su: baseni kučevske grupe i izolovani rovovi:panjevački i zapalanjski; u aksijalnom: donjomilanovački, žagubički, crnorečki, krivovirski, sokobanjski, svrljiški, belopalanački i u istočnom delu: baseni vezani za timočku dislokaciju.

Baseni kučevske grupe

Na području Golubačkih planina a između Dunava i Homoljskih planina nalazi se nekoliko basena od kojih je kučevski ili zviški najveći među njima. Osim njega, u tom prostoru nalazi se i nekoliko manjih depresionih struktura kao što su baseni: Rakove Bare, Krivače, Radenke. Svi su oni otnang-karpatske starosti, nastali spuštanjem blokova između deonica raseda pružanja S-J i SI-JZ. Velika je verovatnoća da su tokom otnang-karpata, paleogeografski, ovi baseni činili jednu celinu. Najveći intenzitet spuštanja je u kučevskom basenu prosečno oko 500, au njegovom jugoistočnom obodu i do 900 metara. Kučevski basen je i asimetričan, nagnut prema jugoistoku što je posledica jačeg postkarpatskog izdizanja njegovog severozapadnog oboda. Zbog toga su se tokom inverzije manji baseni severno od kučevskog našli na višoj hipsometrijskoj poziciji iako su primarno bili na istom basenskom nivou.

193

Panjevački rov

Panjevački rov se nalazi na zapadnom obodu kučajskog bloka, stisnut između deonica razloma pružanja S-J. Reč je o plitkom rovu koji je tokom otnang-kaarpata bio područje slabih spuštanja, a posle toga sve do u recentno vreme umerenih izdizanja u sklopu opštih sličnih pokreta kučajskog bloka.

Zaplanjski rov

Rovovski prostor Zaplanja smešten je između visoko izdignutog bloka Suve Planine na istoku i manje spuštenog blokovskog niza Seličevica-Babička Gora-Kruševica na zapadu. To je relativno strukturni oblik izdužen pravcem SZ-JI. Prema izdignutim okolnim strukturama ograničen je rasedima pružanja SZ-JI i dijagonalno izdeljena dislokacijama orijentisanim ZSZ-IJI na manje blokove. Vrlo je teško unutar rova razdvojiti šta je učinak preneotektonskih-oligomiocenskih spuštanja a šta otnang-karpatskih. U svakom slučaju, posle karpata pa sve do u recentno vreme rovovski prostor je invertovan i uključen u visoko izdignute karpatobalkanske morfostrukture.

Donjomilanovački basen

Donjomilanovački basen se nalazi na krajnjem jugu depresionog niza formiranog među deonicama krupnog rasednog sistema Černa-Porečka reka (rovovi i baseni: Karansebeš-Mehadija i Oršava u Rumuniji). Egzistovao je u badenu da bi vrlo brzo posle badena bio zahvaćen jačim izdizanjima i pratećom erozijom odloženih naslaga.

Žagubički basen

Žagubički basen je jedan od najvećih intramontanskih basena na području Karpatobalkanida istočne Srbije. Spušten je između visoko izdignutih morfostruktura homoljske i kučajsko-beljaničke (marović, 1986). Po dužoj osi orijentisan je pravcem ZSZ-IJI. Takva orijentacija posledica je njegove genetske vezanosti za spuštanja duž raseda istog pravca pružanja od kojih je najmarkantniji onaj na južnom obodu (mlavski rased). Razlomima pružanja SI-JZ basen je izdeljen na nekoliko manjih blokova. Intenzitet spuštanja u žagubičkom basenu je najveći na njegovom južnom obodu i iznosi preko 1000 metara. Basen je asimetričan – nagnut ka jugu, prema kučajsko-beljaničkoj izdignutoj morfostrukturi. Verovatno posle karpata, a sigurno posle sarmata, žagubički basen je bio zahvaćen opštim-epirogenim izdizanjima u sklopu istih pokreta u domenu čitavog karpatobalkanskog orogena.

Krivovirski basen

Ovaj basenski, pre bi se moglo reći rovovski prostor, rekonstruisan je na osnovu oskudnih ostataka otnang-karpatskih sedimenata, strukturnog i geomorfološkog kriterijuma. Smešten je između izdignutih morfostruktura kučajsko-beljaničke i rtanjske i ograničen rasedima pružanja ZSZ-IJI. Invertovan

194

je kao i većina intramontanskih depresija ovog prostora posle karpata i uklopljen u opšta izdizanja koja traju i danas.

Crnorečki basen

Geometrija crnorečkog basena je veoma diskutabilna. Današnji ostaci neogenih (otnang-karpatskih) naslaga nisu veran reprezent nekada znatno šireg basenskog sedimentacionog regiona, verovatno povezanog sa sličnim depozicionim prostorima na istoku (zaječarski basen) i jugozapadu (krivovirski basen). Danas su neogene naslage sačuvane u jednom uskom i plitkom rovu pružanja SI-JZ i jednom manjem bloku na njegovom severozapadnom obodu. Inverzija i izdizanje basenske oblasti i prateća vrlo jaka erozija startovali su početkom karpata i nastavili se do u recentno vreme.

Sokobanjski basen

Kao i žagubički i sokobanjski je jedan od najvećih intramontanskih basena Karpatobalkanida istočne Srbije. Nalazi se između visoko izdignutih morfostruktura Rtnja na severu i Device na jugu. Nastao je spuštanjima blokova između deonica raseda pružanja I-Z (sokobanjski rased) i ZSZ-IJI pri čemu je dominantnu ulogu imala aktivnost ovog prvog sistema (Marović i dr., 1990). Iseparisan je rasedima pružanja SI-JZ i SZ-JI tako da su formirani brojni blokovi i subblokovi što celom basenu daje izgled "parketne građe". Pojedini blokovi, uglavno u zapadnom delu basena, spušteni su i preko 1000 metara. Intenzitet spuštanja raste od severa ka jugu i od istoka ka zapadu. Sokobanjski basen je takođe otnang-karpatske starosti i verovatno da je tada, gledano paleogeografski, bio povezan sa basenim u njegovom okruženju (knjaževačkim a možda čak i krivovirskim?). Današnji izgled je posledica post-karpatske inverzije i izdizanja i prateće erozije kojom je dobar deo neogenog pokrova uklonjen i basen ostao izolovan. Basenski prostor je asimetrično invertovan, više su izdignuti njegovi severni nego južni delovi, što se može objasniti morfologijom pretcrteža (asimetrično spuštanje) i jačim izdizanjem njegovog severnog oboda-konkretno morfostruktura Rtnja i Sljemena.

Svrljiški basen

Sličnog je izgleda i kinematike kao sokobanjski basen. Nalazi se između izdignutih morfostruktura Device na severu i Svrljiških planina na jugu, između deonica trans-srpske složene dislokacione zone, koja upravo ovde negde i počinje. Sudeći prema sačuvanim debljinama tvorevina otnang-karpatske starosti spuštanja u svrljiškom basenu su oko 500 metara, ali s obzirom da je posle karpatske inverzije i izdizanja dobar deo naslaga erodovan, ova spuštanja bi mogla biti i veća.

195

Belopalanački basen

Belopalanački basen je"uklješten" između masiva Suve planine, Svrljiških planina i Koritnika. Nastao je u otnang-karpatu spuštanjima blokova između dve razlomne strukture pružanja I-Z i SZ-JI, a posle karpata je invertovan i uključen u opšta izdizanja Karpatobalkanida. Ima indicija da su spuštanja slabog intenziteta mogla biti obavljena i u pliocenu-kvartaru a kao rezultat egejskog orogenog kolapsa na čijoj se krajnjoj severnoj peroferiji i nalazi ova struktura.

Depresione strukture u domenu složene timočke dislokacije

Timočki rased je jedan od najmarkantnijih rupturnih struktura u Karpatobalkanidima istočne Srbije. Pružanja je S-J i tokom oligomiocena duž deonica ove složene zone razlamanja odvijala su se desna transkurentna kretanja reda veličina i do 70 km (Sikošek, Krstić). Tada je u zoni raseda a i šire formiran prateći rasedni sklop karakterističan za ovakve transkurentne obrasce (manji rasedi iste orijentacije i "perasti sistemi" nastali u deonicama gde je tokom dekstralnih kretanja vladala tenzija). Mnogi od ovih razloma aktivirani su tokom neotektonske etape, naročito u otnang-karpatu, a u nekim delovima dislokacije i kasnije (u badenu, sarmatu i meotu) kada je po njima dolazilo do spuštanja blokova i formiranja depresionih struktura kao što su baseni: knjaževački i zaječarski i rovovi slatinski i štubički i mihajlovačka greda.

K n j a ž e v a č k i b a s e n je nastao u zonama glavnog timočkog raseda pružanja S-J i pratećih - "perastih razloma" orijentisanih SI-JZ, sa nešto složenijom morfologijom u jugozapadnom delu koju komplikuju rasedi pružanja SZ-JI. Basen je formiran u otnang-karpatu i posle karpata je invertovan. Maksimalni iznos spuštanja u njemu je preko 1500 metara. Posle inverzije ovaj prostor je bio zahvaćen slabim izdizanjima.

Z a j e č a r s k i b a s e n je slične konfiguracije kao knjaževački, odnosno, ograničen rasedima iz domena timočke dislokacije (pružanja S-J) i perastih "sistema" orijentisanih pravcem SI-JZ. Basen je takođe nastao u otnang-karpatu i posle kratke inverzije ponovo obuhvaćen spuštanjima u badenu što je omogućilo prodor morskih voda iz dakijskog akvatorijuma u njegove prostore. Posle badena basen je konačno invertovan i sve do danas bio izložen slabijim izdizanjima. Ukupan iznos spuštanja u basenu je preko 1500 metara.

Na zapadnoj periferiji zaječarskog basena nalazi se plitki s l a t i n s k i r o v , relativno uzan depresioni prostor formiran u badenu i vrlo brzo posle toga invertovan. Od zaječarskog basena odvojen je jednim izdignutim blokom, horstovske građe i pružanja SI-JZ.

Š t u b i č k i r o v se nalazi u severnom produžetku zaječarskog basena. Tipične je rovovske građe, vrlo uzan, izdužen pravcem S-J i ograničen po obodu rasedima iste orijentacije. Asimetrične je građe: sa zapada je ograničen relativno visoko izdignutim morfostrukturama Deli Jovana i Miroča, a sa istoka nisko

196

postavljenom mihajlovačkom gredom. Osim toga, iseparisan je rasedima pružanja SI-JZ na manje blokove koji su diferencijalno potonuli. Rov je formiran u badenu a posle, kroz sarmat i meot, usled izdizanja obodnih struktura na zapadu bio zahvaćen slabim izdizanjima koja su bila praćena sukcesivnim povlačenjem dakijskih voda prema istoku. Maksimalna spuštanja unutar rova su mala - uglavnom do 250 metara, ređe i više.

M i h a j l o v a č k a g r e d a razdvaja štubički rov od dakijske depresije. Po dužoj osi orijentisana je pravcem S-J i ograničena od susednih spuštenih blokova rasedima iste orijentacije. Dijagonalnim razlomima pružanja SI-JZ greda je iseparisana na manje blokove koji su diferencijalno spušteni sa blagom tendencijom pojačavanja intenziteta tonjenja od juga prema severu i jako naglašenom tendencijom pojačavanja ovakve aktivnosti od zapada ka istoku (prema dakijskom basenu). Vezano za vremenske odnose deformacija tokom neotektonske etape, mihajlovačka greda ima sličnu evoluciju kao štubički rov. Usled postmeotskih izdizanja i prateće erozije, sa grede je uklonjeno dosta neogenog pokrova i ekshumiran paleoreljef.

P i r o t s k i b a s e n se nalazi u domenu razloma koji predstavlja južni nastavak timočke dislokacije (verovatno je reč o jedinstvenoj razlomnoj zoni?). Pored prisustva raseda pružanja SZ-JI koji određuju osnovne konture basena, nalaze se i razlomi pružanja SI-JZ i I-Z. Zajedno ograničavaju manje blokove, od kojih je najveći onaj u centralnom delu basena. Problem starosti naslaga koje ispunjavaju pirotski basen još nije u potpunosti rešen. Najverovatnije je basen obrazovan u otnang-karpatu a zatim invertovan, da bi spuštanja mogla biti obnovljena u pliocenu i pliokvartaru. Ukupna neotektonska spuštanja u pirotskom basenu su najviše do 500 metara.

Neogene depresione strukture koje su raspoređene po Karpatobalkanidima "razbijaju" jedinstven plan izdignutih morfostruktura i na taj način određuju i razdvajaju veliki broj blokova hipsometrijski različito disponiranih (Marović, 1990). Među najvećim i najviše izdignutim su blokovi: homoljski, kučajsko-beljanički, miročko-delijovanski, crnovrški, rtanjski, devičko-ozrenski, svrljiški, suvoplaninski, belavski i staroplaninski.

5.1.1.1.3. Periegejski neogeni i kvartarni depresioni prostori

Jedan manji broj neogenih i kvartarnih basena i rovova Srbije pripada krajnjoj severnoj periegejskoj sedimentacionoj provinciji. To su depresione strukture koje se nalaze u širokoj zoni "transverzale Skadar-Peć-Vranje" (dinaridsko-helenidski sutok): metohijska, kosovska i sistem rovovskih struktura Vranja i Kosovskog Pomoravlja (Sl. 99).

5.1.1.1.3.1. Metohijska depresija

Ova složena subsidencijalna struktura izometričnog oblika smeštena je upravo u užoj zoni "dinaridsko-helenidskog sutoka" (Marović i Đoković, 1995).

197

Metohijska depresija predisponirana je rasedima pružanja SI-JZ, SZ-JI duž kojih je izvršeno diferencijalno spuštanje blokova i formiranje manjih subdepresija, rovova i horstova. Rasedom Srbica-Tropoja-Skadar podeljena je na dva dela: severozapadni koji je rovovske građe i spušten više od 1500 metara i jugoistočni, izgrađen od nekoliko naizmenično poređanih rovovskih i horstovskih struktura orijentisanih po dužoj osi pravca SZ-JI i hipsometrijski jako izdiferenciranih. Neotektonska spuštanja u ovom delu su reda veličina od stotinak metara do preko 500-1000 metara. Metohijska depresija ispunjena je najvećim delom pliocenskim sedimentima mada u manjoj meri ima i starijih naslaga (donjo, srednjo i gornjomiocenskih).

5.1.1.1.3.2. Kosovski basen

Kosovski basen je uglavnom ispunjen pliocenskim deponatima. Basen je relativno uzan i po dužoj osi orijentisan pravcem SSZ –JJI. NJegova izduženost markirana je obodnim rasedima duž kojih je došlo do spuštanja blokova. Dijagonalnim i poprečnim rasedima pružanja SI-JZ je izdeljen na manje homogene celine. Pliocenske naslage su slabo deformisane izuzev u zonama krupnih dislokacija. Maksimalni intenzitet spuštanja iznosi oko 500 metara. Kosovski basen je invertovan posle donjeg pliocena i bio zahvaćen na dalje do u recentno vreme dosta jakim izdizanjima.

5.1.1.1.3.3. Sistem rovovskih struktura Vranja i Kosovskog Pomoravlja

Na krajnjem jugoistočnom delu teritorije Srbije tokom neogena i kvartara formiran je niz depresionih struktura među kojima se izdvajaju: vranjski rov, krivorečki basen i rov Binačke Morave.

V r a n j s k i r o v je složen depresioni prostor u kojem dominira centralni deo-jedna relativno uzana zona spuštanja od 1000-1500 metara smeštena među deonice raseda pružanja SI-JZ. Najverovatnije da je rov nastao u pliocenu, a o starijim neogenim pokretima nema pouzdanih podataka. Subsidencijalna aktivnost uspostavljena u pliocenu u slabijoj formi produžena je do u kvartar.

B a s e n K r i v e R e k e se nalazi u sistemu rovovskih struktura Vranja i Kosovskog Pomoravlja i trebalo bi da je generisan u pliocenu i da je takođe vezan za egejski orogeni kolaps. Međutim, ovakav zaključak nije zasnovan na pouzdanim činjenicama, s obzirom da je ovaj prostor slabo istražen.

R o v B i n a č k e M o r a v e je područje savremenog tektonskog spuštanja o čemu svedoče brojni zemljotresi dogođeni u ovim terenima. Rov je orijentisan pravcem SZ-JI i ograničen obodnim rasedima istog pružanja.

5.1.1.1.4. Strukture epirogenih izdizanja

Završetkom glavnih tektonskih sažimanja na područjima alpida Srbije krajem oligocena i početkom miocena, formiran je složeni navlačno-naborni sklop

198

i artikulisane krupne tektonske jedinice Dinarida-Helenida, Srpskomakedonske mase i Karpato-balkanida. Na takav sklop superponovani su strukturni sadržaji formirani od otnang-karpata do u recentno vreme. Oni su označeni pre svega strukturama vertikalne tektonske mobilnosti koje imaju i odgovarajuću reljefnu izraženost (planinski venci Dinarida, Karpatobalkanida i Srpskomakedonske mase) i nizijski tereni Panonske potoline i hibridna reljefna plastika peripanonske, u manjoj meri, i periegejske oblasti). Novi strukturni sadržaji i reljefna disponiranost rezultat su tri osnovna geodinamička događaja: panonskog kolapsa, stalnih epirogenih izdizanja i egejskog kolapsa.

Procesima ispoljenim kroz panonski – stariji i egejski – mlađi gravitacioni kolaps izvršena je devastacija orogena i formirane pre svega subsidencijalne strukture koje su upravo punu realizaciju dobile u Panonskom basenu. Paralelno sa panonskim, a docnije i egejskim kolapsom, u delovima teritorije Srbije u kojima se ti uticaji nisu osetili i na područjima gde su bili aktivni a zatim oslabili ili u potpunosti prestali aktivirala su se epirogena opšta izdizanja tokom čitave neotektonske etape. Ona su posledica, pre svega, same lokacije alpskog tektogena na teritoriji Srbije – u jednom kompresionom "sendviču" između Jadranske ploče na jugu i Mezijske (Evro-ruske) platforme na severu, sa kontinuiranim potiskivanjem i horizontalnim transportom Jadranske ploče prema severu i severozapadu, a zatim i formiranja relativno debele zemljine kore i litosfere, sposobnim da dodatno aktiviraju izostatičke pokrete, što je sve zajedno rezultiralo epirogenim izdizanjima etapnog karaktera.

Epirogeni pokreti ispoljeni kroz etapna izdizanja najefektnije su se manifestovali na područjima sa debljom zemljinom korom i debljom litosferom u celini i doveli su do formiranja istaknutih planinskih venaca Dinarida-Helenida, Karpatobalkanida i Srpskomakedonske mase.

5.1.1.1.4.1. Izdignute neostrukture Dinarida-Helenida

Dinaridski i helenidski orogen su tokom neotektonske etape, osim prostora koji su bili pod jačim uticajem panonskog i delom egejskog gravitacionog kolapsa, bili izloženi intenzivnim izdizanjima epirogenog karaktera. Stepen intenziteta izdizanja Dinarida, generalno, raste od oblasti užeg peripanonskog regiona prema jugozapadu i zapadu i iznosi od 500 do preko 1500 metara. Značajnu ulogu u razdvajanju područja sa različitim intenzitetom izdizanja ima trans-srpska dislokacija. Severno od nje dinaridski prostor je izdignut prosečno od 500-1000 metara, mestimično i preko 1000m (Rudnik, Podrinjske planine). To je sasvim razumljivo jer je reč o oblastima u kojima se tokom otnang-karpata ispoljili umereni do slabi procesi panonskog orogenog kolapsa i teritorija izdiferencirala na brojne više ili manje spuštene blokove. Južno od trans-srpske dislokacije se nalaze najviše izdignuti delovi dinaridskog orogena u Srbiji. Reč je o prostoru koji je neotektonski izdignut uglavnom preko 1000 metara, mestimično i preko 1500m (Golija, Željin, Kopaonik). Ipak, maksimumi izdizanja nalaze se u domenu dinaridsko-helenidskog graničnog područja, severozapadno od metohijske

199

depresije (Dinaridi) i jugoistočno od nje (Helenidi). Intenzitet izdizanja u tim terenima je i preko 2200 metara (Mokra Gora, Prokletije, Šar Planina). Interesantno je i da pružanje epirogeno izdignutih struktura, generalno posmatrano, "kopira" orijentaciju plikativnih i delom longitudinalnih strukturnih pravaca formiranih u preneotektonskim fazama oblikovanja. Na taj način, izdignuti morfostrukturni entiteti u Dinaridima poređani su pravcem pružanja SZ-JI, u graničnom domenu Dinarida i Helenida pravcem SI-JZ.

5.1.1.1.4.2. Izdignute neostrukture Karpatobalkanida

Karpatobalkanski izdignuti morfostrukturni niz bez obzira što je razbijen depresionim strukturama koje su genetski vezane za perifernu aktivnost panonskog gravitacionog kolapsa, posmatrano u celini, je jedan dobro uobličen i reljefno vrlo upadljiv planinski sistem kongruentan po pružanju sa preneotektonskim alpskim strukturnim pravcima.

Savremena neostrukturna konfiguracija ovog prostora je rezultat etapnih epirogenih neotektonskih izdizanja koja su aktivirana početkom badena i naročito sarmata, posle slabljenja uticaja procesa panonskog orogenog kolapsa. Intenzitet izdizanja je najveći u aksijalnom delu Karpato-balkanida i iznosi do 1000 metara, a u oblasti Stare Planine i preko 1500 metara. NJima su bili obuhvaćeni i intramontanski neogeni baseni tako da se danas nalaze na različitim hipsometrijskim pozicijama, (na primer: zaplanjski rov je izdignut oko 1000m).

Bez obzira što je reč o opštim epirogenim izdizanjima koja su izrazito regionalna i zahvataju velike površine, u karpatobalkanskom domenu zadržana je blokovska građa, što je posledica kako je već isticano, pretcrteža u čijem formiranju je učestvovala diferencijalna blokovska vertikalna mobilnost prouzrokovana panonskim gravitacionim kolapsom.

5.1.1.1.4.3. Izdignute neostrukture Srpskomakedonske mase

Epirogeno izdignute neostrukture Srpskomakedonske mase teško je razdvojiti od njima sličnih na području Dinarida i Karpatobalkanida. To je i razumljivo jer su epirogena neotektonska kretanja opšteg karaktera na koje granice starijih tektonostratigrafskih jedinica, pogotovo nižih redova, nisu imali nikakvog uticaja za razgraničavanje karaktera mobilnosti kao što je to slučaj kod blokovskih pokreta. Ukupna naotektonska izdizanja područja koje zauzimaju tvorevine Srpskomakedonske mase van peripanonskog domena najčešće iznose oko 1000 m, mestimično i preko 1500 (Vlasinsko područje).

5.1.2. Platformna i periplatformna oblast

Na teritoriju Srbije u njenom krajnjem severoistočnom delu (Negotinska Krajina) zalazi jedan manji deo mezijske platforme oko koje je "obavijen" Karpatobalkanski orogen. To platformno i pretežno periplatformno područje je tokom neotektonske etape imalo jednostavniju tektonsku aktivnost nego orogene

200

oblasti Dinarida, Srpskomakedonske mase i Karpatobalkanida. Mezijski i peri mezijski domen je prostor stalnog i intenzivnog neotektonskog tonjenja koje je slično kao preneotektonsko u ovim terenima. Kao rezultat takvih pokreta je formiranje Dakijskog basena (Vlaško – pontskog). Intenzitet spuštanja u Dakijskom basenu na teritoriji Srbije najveći je na području Korbova (2000m), a zatim u širem rejonu Negotina i Prahova (1000-1500m). Glavni kontrolor spuštanja i morfologije potonulih struktura u graničnoj zoni mezijskog (perimezijskog) domena i karpatobalkanskih morfostruktura jesu rasedi pružanja: od SSI-JJI, preko S-J do SZ-JI. Duž ovih dislokacija blokovi su spušteni prema istoku odnosno unutrašnjim delovima Dakijskog basena. Pri tome su izdeljeni i rasedima pružanja SI-JZ definišući zajedno sa njima blokovske strukture koje su diferencijalno tonule.

5.2. Geneza i glavne faze razvoja neotektonskog sklopa

Neotektonski sklop terena Srbije formiran je višefaznim oblikovanjima i u uslovima dominacije različitih geodinamičkih događaja. Saglasno tome menjala su se naprezanja a time morfologija i kinematika neotektonskih struktura. Današnja slika neotektonskog plana rezultat je superponovanja više različitih neostrukturnih sadržaja gde je morfološki, pa i kinematski, najupadnjiviji onaj čije je formiranje obeležio dominantni proces oblikovanja. Utvrđeno je, vremenski i po sadržaju, nekoliko krupnih jasno definisanih faza formiranja i aktiviranja neotektonskih struktura. One su rezultat interakcije tri geodinamička procesa ispoljena tokom neotektonske etape razvoja terena Srbije: (1) stalnog kompresionog režima u domenu orogena između Jadranske i Evroruske (Mezijske) platforme, generisanog horizontalnom mobilnošću Jadranske ploče, (2) izostatičkog reagovanja izdizanjem oblasti orogena a kao posledicom zadebljanja zemljine kore i (3) jakih ekstenzionih procesa i istanjenja zemljine kore u panonskom i peripanonskom prostoru i epizodne uloge sličnih procesa u periegejskom domenu. Pored toga važan elemenat bio je sklop, pre svega rasedni, i blokovska izdeljenost, koji su neposredno prethodili neotektonskoj etapi razvoja ovih terena.

5.2.1. Oligocen-rani donji miocen (neotektonski "pretcrtež")

Teritorija Srbije je tokom mezozoika, paleogena i donjeg dela donjeg miocena uglavnom bila izložena znatnim sažimanjima litofacijalnih (formacionih) sadržaja. Tokom takvih procesa uobličene su tri krupne navlačno-naborne oblasti: Dinaridi-Helenidi, Srpskomakedonska masa i Karpatobalkanidi. Ovakav sklop ostvaren je tokom kovergencije nekoliko okeanskih i kontinentalnih entiteta u tetiskom prostoru između, generalno posmatrano, Afričke i Evroruske ploče. Krajem gornje krede i početkom paleogena završeni su svi subdukcijsko-kolizioni procesi u ovim prostorima. Tokom najmlađeg paleogena i završno sa donjim delom miocena obavljena je ekstruzija i inkorporacija tisijsko-dakijskog litosfernog elementa u oblast budućeg Panonskog basena. Ovaj događaj je, između ostalog, prouzrokovao jedan dobar deo lučnog savijanja tektonostratigrafskih

201

jedinica Južnih Karpata i srpsko-makedonske mase i divergenciju struktura krajnjih severnih delova vardarske zone prema zapadu i istoku. Takav "pretcrtež" na teritoriji Srbije u velikoj meri uticaće na geometriju neogenih struktura Panonskog basena i njegovog užeg oboda.

Poslednji jak kompresioni događaj desio se krajem oligocena i početkom miocena. NJime je definisan osnovni rasedni sklop i blokovska izdeljenost koji će kasnije tokom neotektonske etape biti više puta aktivirani, sa izmenjenim kinematskim svojstvima. U ovakvom strukturnom planu glavno mesto zauzimaju rasedi pružanja od SZ-JI do SSZ-JJI i SSI-JJZ (u Dinaridima) i SSZ-JJI do S-J (SSI-JJZ) u Karpatobalkanidima i Srpskomakedonskoj masi. Druga dva dobro izražena sistema raseda u odnosu na pružanje regionalnih tektonskih jedinica i plikativnih struktura sa transverzalnog i dijagonalnog karaktera. To su rasedi pružanja: SI-JZ, S-J i I-Z (u Dinaridima) i SI-JZ, SZ-JI do ZSZ-IJI (u jednom delu vardarske zone u Srpskomakedonskoj masi i Karpatobalkanidima). Često, mnogi od ovih transverzalnih i dijagonalnih razloma predstavljaju konjugovane parove sa dekstralnim i sinistralnim transkurentnim kretanjima tokom oligomiocena.

Kao rezultat ukupnog učinka tektonskih sažimanja do početka neotektonske etape, jeste formiranje relativno debele zemljine kore sa određenim reološkim svojstvima-osobinama koje će sve zajedno bitno uticati na geometriju i kinematiku regionalnog neotektonskog sklopa.

Što se tiče vertikalne neotektonske mobilnosti terena Srbije neposredno pred neotektonsku etapu ona, sudeći prema geomorfološkim i geološkim podacima, nije bila jače ispoljena. Tek je tokom neotektonske etape došlo do izrazite hipsometrijske denivelacije teritorije Srbije.

5.2.2. (Otnang)karpat-rani srednji miocen

Verovatno već u otnangu a sigurno u karpatskom veku otpočinje proces istezanja panonske osnove što je bilo praćeno istanjenjem zemljine kore i diferencijalnim spuštanjem blokova. Postoji velika saglasnost gotovo svih savremenih istraživača da je u formiranju Panonskog basena veliku ulogu upravo odigrala litosferna (i krustalna) ekstenzija, tako da on obuhvata oblasti sa tankom kontinentalnom korom i visokom temperaturom litosfere (Stegena et al. 1975; Sclater et al. 1980; Horvath and Royden, 1981; Horvath and Rumpler, 1984; Royden et al. 1982; Royden, 1988; Bergerat, 1988; Royden et al. 1983; Tari et al. 1992; Horvath, 1993; Horvath, 1990; Csontos et al. 1991, 1992; Csontos, 1995, i drugi). Drugim rečima definisan je kao basen nastao iza ostrvskog luka koji je formiran u procesu subdukcije i kolizije evropske litosfere pod kontinentalne fragmente unutrašnjih Karpata. Individualisani baseni i rovovi u Panonskom basenu vezani su za lokalne krustalne ekstenzije, odnosno transtenzionu aktivnost raseda pružanja SI-JZ i ZSZ-IJI, kao i za tenzione procese i normalno rasedanje.

202

Takođe, većina autora smatra da se proces spuštanja u Panonskom basenu odvijao tokom dve faze. U prvoj, počev od otnanga pa na dalje kroz karpat do u baden (riftna faza), spuštanja su bila posledica krustalne (i litosferne) ekstenzije i odvijala su se u strogo određenim granicama. Za drugu fazu, koja je startovala u gornjem delu srednjeg miocena i odvijala se do u pliocen (postriftna faza) karakteristična su laganija spuštanja prouzrokovana opadanjem termalnih anomalija (Horvath and Royden, 1981).

Po sličnom scenariju razvijao se i srpski deo Panonskog basena i njegov neposredni južni obod (Marović i dr., 1996). Pri tome treba imati u vidu da su se u ovim oblastima, a naročito u marginalnim delovima basena, ekstenzioni procesi i termalna aktivnost slabije ispoljili i prema jugu su postepeno slabili. Čak su prisutne i određene specifičnosti u aktivnosti koje su posledica lokacije delova ovog prostora u jednom bliskom kompresionom "sendviču" između Dinarida i Karpatobalkanida (velikomoravski rov). Otnang-karpatskom ekstenzijom je bio zahvaćen vojvođanski deo Panonskog basena i južno i jugoistočno peribasensko područje, uključujući velikomoravski rov i njegovo šire oktuženje (na zapadu relativno širok pojas Dinarida i na istoku gotovo čitavi Karpatobalkanidi Srbije). Na ovo upućuju brojni lakustrijski baseni na teritoriji Srbije smešteni južno od Save i Dunava, a između Drine i Timoka, rasprostranjeni u jednom širokom pojasu "levkastog izgleda" (Marović i dr., 1999). Slične basenske tvorevine nalaze se i na prostoru vojvođanskog dela Panonskog basena, ali su u celini pokrivene debelim paketima mlađih naslaga. U paleogeografskom smislu to su bili prostori koji su tokom karpata možda i donjeg badena predstavljali uglavnom sisteme više ili manje povezanih jezera (u severnim delovima Srbije ima elemenata koji upućuju i na morski akvatorijum).

Ekstenzija započeta u otnang-karpatu doživela je paroksizam u badenu. To je imalo za posledicu dalja spuštanja u domenu srpskog dela Panonskog basena i u oblasti njegovog južnog oboda što je bilo praćeno prodorom morskih voda panonskog akvatorijuma južno od Save i naročito južno od Dunava, u područje velikomoravskog rova, među kontinentalne predele Dinarida i Karpatobalkanida.

Jedan veliki broj otnang-karpatskih basena na teritoriji Srbije tokom badena nije bio zahvaćen subsidencijalnim procesima. Oni su još pre badena invertovani i od tada pa na dalje, sve do u recentno vreme, bili izloženi izdizanju i uključivanju u uzdignute morfostrukturne nizove (planinski venci) Dinarida i Karpatobalkanida.

Invertovani su i neki otnang-karpatski baseni unutar velikomoravskog rova, pre svega, oni u njegovom južnom delu (toplički, niško-dobrički-leskovački, delom trstenički, aleksinački i drugi manji). Međutim, ispoljena izdizanja su bila znatno slabijeg intenziteta nego što je to slučaj sa basenskim prostorima koji su se nalazili u oblastima Dinarida i Karpatobalkanida istočno i zapadno od velikomoravskog rova. Razlozi ovakve aktivnosti su verovatno vezani za različitosti preneogenog supstrata. Naime, na području velikomoravskog rova

203

zemljina kora je tanja nego u Dinaridima i Karpatobalkanidima istočno i zapadno od rova (Sl. 101) i samim tim podložna slabijim izostatičkim odgovorima izdizanjima (Glavatović, 1989; Starčević, 1995, Starčević i Đorđević, 1997). Takav trend aktivnosti biće karakterističan i za kasnije inverzije u Panonskom basenu i užem peripanonskom području koja su bila izložena jačim ekstenzionim procesima i istanjenju litosfere.

Slika 100. Kinematika Panonskog basena i peripanonskog područja tokom srednjeg

miocena (za Panonski basen podaci od Horvata 1993); Legenda: 1. Kontinentalna kora platforme, 2. Kontinentalna kora orogena, 3. Oblasti u kojima je ispoljena ekstenzija, 4. Konvergentna granica orogena i platforme, 5. Rasedi, 6. Transkurentni rasedi, 7.

Smer tektonskog transporta većih krustalnih elemenata u Panonskom basenu.

Inverzija peripanonskih otnang-karpatskih basena na teritoriji Srbije i njihovo dalje uključivanje u izdignute morfostrukture Dinarida, Srpskomakedonske mase i Karpatobalkanida dovodi se u vezu sa slabije izraženim ekstenzionim procesima u ovim prostorima sa jakim kompresionim režimom uspostavljenim između Jadranske i Mezijske ploče.

Prostori u potpunosti van uticaja panonskog orogenog kolapsa (jugozapadni Dinaridi i južni delovi Srpskomakedonske mase teritorije Srbije imaju tendenciju etapnih epirogenih izdizanja prouzrokovanih kompresionim

204

stresom koji je generisan horizontalnom mobilnošću Jadranske ploče i izostatičkim odgovorom relativno debele zemljine kore (i litosfere).

Slika 101. Karta debljina zemljine kore.

205

Tokom ovog dela neotektonske etape najizraženija su bila gravitaciona razlamanja i saglasno njima obrazovani su otnang-karpatski i kasnije badenski depozicioni prostori. U vojovođanskom delu Panonskog basena, u zoni transbanatsko-bačke dislokacije, u badenu su se odvijala dekstralna transkurentna kretanja i među njenim deonicama transtenziona gravitaciona razlamanja i spuštanja blokova (Marović, 1996). Verovatno da je u domenu otnang-karpatskih basena koji su bili zahvaćeni inverzijom bilo reversnog i transkurentnog rasedanja, ali o takvoj aktivnosti nema direktnih informacija već, samo indirektnih (deformacije slojeva).

5.2.3. Kasni srednji miocen-pliocen

U mlađnjm srednjem miocenu, gornjem miocenu i starijem pliocenu srpski deo Panonskog basena, uostalom kao i basen u celini, bio je izložen postriftnim spuštanjima (termalni stadijum, Horvath, 1993). U tom vremenskom intervalu, s jedne strane, Panonski basen je bio zahvaćen laganim ali sveobuhvatnijim spuštanjima nego što je to bilo u badenu, a sa druge strane, na njegovoj južnoj margini (velikomoravski neogeni rov) već do kraja badena, pa na dalje, do u pliocen i kvartar, došlo je do sukcesivne inverzije basenskih prostora i migracije sve više oslađenih voda prema severu – ka Panonskom basenu (Marović et al, 1995). Ranije invertovani baseni u širem okruženju Panonskog basena koji su bili ispunjeni pretežno klastitima – slatkovodnim ekvivalentima otnang-karpatske starosti, od sarmata pa na dalje bili su izloženi jačim epirogenim izdizanjima i danas se nalaze hipsometrijski znatno disponirani u okvirima dinaridsko-karpatobalkanskih planinskih venaca. Na isti način epirogenim izdizanjima još snažnijeg intenziteta reagovali su tereni u kojima nema uticaja panonskog gravitacionog kolapsa (jugozapadni Dinaridi, južni deo Srpskomakedonske mase).

Paralelno sa srednjomiocenskim subsidencijalnim pokretima u Panonskom basenu, u oblastima na jugu Srbije počinje da se ispoljava jedan nov proces koji će u pliocenu doći do punog izražaja. Reč je o širokoj transverzalnoj zoni na potezu Skadar-Peć-Vranje u kojoj se nalazi nekoliko basenskih struktura smeštenih među visoko izdignute morfostrukture Dinarida, Helenida i Srpsko-makedonske mase.

Geometrija i kinematika basena u okviru ovog područja i njihova evolucija posledica su tektonske i geodinamičke aktivnosti koja je odgovorna za formiranje helenskog ostrvskog luka i egejskog gravitacionog kolapsa (Sl. 102). Oblast transverzale Skadar-Peć-Vranje predstavlja krajnju severnu granicu uticaja ovih procesa koji su prouzrokovali egejski kolaps (Marović i dr., 1999).

Paleomagnetni podaci pokazuju da je područje Helenida južno od transverzale Skadar-Peć-Vranje od srednjeg miocena do u recentno vreme bilo izloženo dvofaznoj rotaciji u smeru kretanja kazaljke na satu. Ove rotacije su posledica generisanja helenskog ostrvskog luka i egejskog izalučnog basena formiranih tokom subdukcije Afričke ploče pod helenidski orogen. Prva faza ovih

206

pokreta i rotacije obavljeni su u srednjem miocenu (Kissel and Laj, 1988). Tada je u Helenidima iza ostrvskog helenskog luka došlo do gravitacionog kolapsa koji se osetio na severu sve do graničnog dinaridsko-helenidskog područja (donji paket neogenih naslaga u metohijskom i kosovskom basenu). Do intenziviranja ovih pokreta i paroksizma došlo je u donjem pliocenu kada je formiran prostrani egejski basen i nastao veliki broj subsidencijalnih struktura u periegejskom domenu sve do transverzale Skadar-Peć-Vranje (Slika 102).

Slika 102. Kinematika Egejskog basenskog i periegejskog prostora tokom pliocena

i kvartara; Legenda: 1. Kontinentalnakora, mestimično istanjena, 2. Kontinentalna kora orogena, 3. Oblasti u kojima je ispoljena ekstenzija: a. Panonska, b.Eegejska,

4. Konvergentna granica orogena i platforme, 5. Rased, 6. Transkurentni rased, 7. Smer tektonskog transporta većih krustalnih entiteta, 8. Pravac rotacije i translacije

Helenidskog orogena.

Tokom ove aktivnosti u potpunosti su uobličene morfodepresione konture metohijskog i kosovskog basena i sistema rovovskih struktura Vranja i Kosovskog Pomoravlja. Velika je verovatnoća da su se u manjoj meri ovi pokreti ispoljili i u

207

oblastima basena: leskovačkog, niško-dobričkog, belopalanačkog i pirotskog koji su genetski vezani za najstarije faze panonskog orogenog kolapsa.

5.2.4. Pliokvartar-Holocen

Prepliokvartarna tektonska aktivnost u domenu Panonskog basena i njegovog užeg i šireg oboda ispoljena kroz miocensko-pliocenski riftni i postriftni stadijum subsidencije odgovorna je za transformaciju preneogenog supstrata, što je ispoljeno istanjenjem zemljine kore, ali i litofere kao celine i njeno reološko slabljenje u tim prostorima. Očigledna je visoka podudarnost morfologije i hipsometrijske pozicije Moho površ (Sl. 101) i neostrukturnog sadržaja teritorije Srbije formiranog vertikalnom tektonskom mobilnošću. Panonski basen (naročito) i njegova južna margina poseduju istanjenu koru što savršeno korespondira sa neogenim subsidencijalnim procesima. S druge strane, deblja kora karakteristična je za izdignute planinske vence Dinarida i Karpatobalkanida. Ovakav miocensko-pliocenski strukturni plan, konfiguracija i reološka svojstva kore i litosfere u kompresionom prostoru između Jadranske i Mezijske ploče su bili jedan od glavnih kontrolorra tektonske aktivnosti tokom pliokvartara i kvartara.

Krajem pliocena i početkom kvartara došlo je do promene tektonskog režima u oblasti Panonskog basena (Horvath and Cloetingh, 1996). Usled završetka regresivnog subdukcionog rolinga i progresivnog cepanja subdukovane Evropske ploče duž karpatskog luka, intrakarpatski basenski sistem je bio izložen jakom kompresionom režimu. I ne samo Panonski basen već i čitav orogeni prostor između Jadranske i Evropsko-mezijske ploče bio je zahvaćen jakom kompresijom i akceleracijom izdizanja. Za područje Panonskog basena to je imalo za posledicu generisanje novih tektonskih odnosa koji su bili obeleženi ubrzavanjem spuštanja unutrašnjih i izdizanja obodnih delova basena. Ove deformacije Horvath i Cloetingh, 1996 su objasnili intralitosfernim stresom koji je indukovao defleksiju i ubiranje reološki oslabljene panonske litosfere u prostrane i široke nabore (sinforme – spuštanja i antiforme – izdizanja). Ovakav model geodinamičke aktivnosti prepoznatljiv je i u srpskom delu Panonskog basena i njegovog najužeg oboda (Marović et al, 2002). Došlo je do spuštanja njegovih unutrašnjih delova uključujući i uži periferni "sinus" u severnom regionu velikomoravskog rova) i izdizanja obodnih. U tom modelu izdignuti blok Fruške Gore bi mogao predstavljati push up strukturu. U subsidencijalnim prostorima deponovana je relativno debela sukcesija prelesnih policikličnih rečno-jezerskih (i barskih) tvorevina, dok su na prevojnim područjima prema izdignutim oblastima formirani prostrani proluvijalni i proluvijalno deluvijalni zastori.

Širi panonski okvir i naročito područja dinaridskih i karpatobalkanidskih morfostruktura usled pojačanog horizontalnog kompresionog stresa bila su zahvaćena jakim epirogenim izdizanjima, intenzivnijim nego u prethodnim fazama neotektogeneze.

208

Glavni izvor pliokvartarnog i kvartarnog kompresionog stresa u terenima Srbije jeste horizontalna mobilnost Jadranske ploče, (praćena još i njenom rotacijom u smeru suprotnom kretanju kazaljke na satu) u jadransko-dinaridsko-helenidskoj konvergentnoj zoni (Gerner et al. 1999; Bada et al. 1998; Bada, 1999). Veliki deo energije akumulirane takvim naponskim stanjem se kroz tektonsku aktivnost upravo oslobađa u toj zoni. Manji deo se transferiše u unutrašnjost orogena, a učinak u generisanju pliokvartarnih i kvartarnih deformacija zavisio je od razlomnog sklopa i reoloških svojstava litosfere Panonskog basena i njegovog orogenog okruženja.

Drugi izvor pliokvartarnog i kvartarnog stresa je genetski vezan za egejski orogeni kolaps i njegov uticaj na deformacije u južnim delovima Srbije. On je aktivirao gravitaciona razlamanja i spuštanja blokova u jednom širem prostoru od metohijske depresije na zapadu, pa do zapadnih obronaka Stare Planine na istoku. Međutim, takva aktivnost je bila znatno slabijeg intenziteta u ovim prostorima, nego ona ispoljena u pliocenu.

Pliokvartarna i kvartarna tektonska aktivnost na teritoriji Srbije upravo zavisi od interakcije kompresionog stresa indukovanog u jadransko-dinaridsko-helenidskoj graničnoj zoni, reoloških svojstava litosfere i u manjoj meri egejskog gravitacionog kolapsa. Granica kompresionog stresa i egejskog (periegejskog) ekstenzionog naponskog polja grubo se može na teritoriji Srbije povući potezom: gornji tok reke Ibra-centralni Kopaonik-Rtanj-Zaječar (Sl. 103). Severozapadno od ove zone vlada kompresioni režim u kojem su pretežno aktivirana transkurentna smicanja duž raseda. Jugoistočno od nje uspostavljen je ekstenzioni režim obeležen gravitacionim razlamanjima i spuštanjima blokova (Marović i dr. 1998; Marovć et al., 2002).

Što se tiče reoloških svojstava, za Panonski basen i uži peribasenski prostor karakteristični su tanka kora i relativno oslabljena i zagrejana litosfera, dok njihovo orogeno okruženje poseduje deblju koru i hladniju i rigidniju litosferu kao celinu. Zbog ovih razlika u duktilnosti, panonska litosfera, kako je to već istaknuto, je ubrana u široke nabore pri čemu su sinforme – centralni delovi basena – intenzivno spušteni, a antiforme – obodni delovi, izdignuti, dok je litosfera okolnih orogena, reološki čvršća, reagovala pojačanim epirogenim izdizanjima. U široj graničnoj zoni (oblika grčkog slova ν) reološki različitih litosfernih entiteta aktivirana su rasedanja pretežno po transkurentnom obrascu. Pri tome su na južnom obodu Panonskog basena to bili konjugovani parovi raseda pružanja SI-JZ (desni transkurentni) i ZSZ-IJI (levi transkurentni mestimično sa naglašenim reversnim smicanjima). Na istočnom obodu basena – prema Karpatobalkanidsim morfostrukturama, aktivirani su rasedi pružanja: SSZ-JJI (SSI-JJZ) (reversni i desni reversni), SI-JZ (desni transkurentni) i ZSZ-IJI (SZ-JI) (levi transkurentni).

U ekstenzionom naponskom polju u periegejskom domenu dominirala su gravitaciona razlamanja, a bila su mogućna, ali ređa, desna transkurentna

209

smicanja duž raseda pružanja SI-JZ, a kao posledica zapadnog tektonskog transporta ovog orogenog prostora prema Jadranskoj ploči.

Slika 103. Kasno kvartarna kinematika centralnog dela Balkanskog Poluostrva.

Legenda: 1. Platformna oblast, 2. Alpski orogen: a. Sa relativno debelom korom (i litosferom), b. Prelazna zona između oblasti sa debelom i istanjenom korom, v. Sa

istanjenom korom, 3. Pliocenski i kvartarni rovovi i baseni, 4. Konvergentna granica između orogena i platforme, 5. Veći rasedi: a. Trankurentni, b. Reversni, 6. Smer rotacije Helenida, 7. Smer maksimalnog horizontalnog stresa, 8. Smer tektonskog

transporta blokova, 9. Granice većih preneogenih tektonskih jedinica u Dinaridima - Helenidima - Karpatobalkanidima

U Dakijskom basenu odnosno graničnom području Karpato-balkanida i Mezijske ploče, zbog udaljenosti izvorišta kompresionog stresa (jadransko-dinaridsko-helenidske konvergentne zone) odvijala se slabija tektonska aktivnost označena relativno slabim spuštanjima. Međutim, potrebno je imati u vidu da se u ovim terenima uključuje još jedan izvor stresa koji potiče iz konvergentne zone Karpata i Mezijske ploče (oblast Vrančea u Rumuniji). Za sad nisu jasni učinci interakcije ova dva naponska polja na strukturni sadržaj i njegovu aktivnost u pliokvartaru.

210

Naponska polja pozicionirana u plokvartaru na teritoriji Srbije, a i šire (Panonskom basenu i njegovom orogenom okruženju) prisutna su i danas i upravo je vreme kada je uspostavljeno savremeno naponsko polje, u zapadnim naučnim kriterijumima, merilo za definisanje neotektonske etape razvoja nekog prostora. Ovde je neotektonska etapa šire shvaćena, a vremenski interval pliokvartar-kvartar je samo jedan i to njen najmlađi deo.

211

6. LITERATURA

1. Arsovski, M., (Ed), 1974: Neotectonic map of Yugoslavia, Proc. of the Sem. of Seismotekc. Map. of the Balk. reg. App. Maps, 44, UNESCO

2. Bada, G., 1999: Cenozoic stress field evolution in the Pannonian basin and surrounding orogens. Inferenc from kinematic indicators and finite element stress modeling, PhD thesis, Vrije Univers., Amsterdam, 204 p.

3. Bada, G., Cloetingh, S.A.P.L., Gerner, P., and Horvath, F., 1998: Sources of recent tectonic stress in the Pannonian basin: inferences from finite element modeling, Geoph. J. Int., 134, 87-102.

4. Bergerat, F., 1988: Evolution des méchanismes d' extension dans le bassin Pannonien, Geodin. Acta, 2, 89-98.

5. Csontos, L., 1995: Tertiary tectonic evolution of Intra-Carpathian area: a review, Acta Vulcan., 7, 1-13.

6. Csontos, L., Tari, G., Bergerat, F., and Fodor, L., 1991: Evolution of the stress fields in the Carpatho-Pannonian area during the Neogene, Tectonoph., 199, 73-91.

7. Csontos, L., Nagymarosy, A., Horvath, H., and Kovac, M., 1992: Tertiary evolution of the Intra-Carpathian area: a model, Tectonoph. 208, 221-241.

8. Ćirić, B., 1968: Neotektonska karta SFRJugoslavije 1:1 500 000, Izd.SGZ, Beograd.

9. Đoković, I. i Marović, M., 1989: Sklop Niškog neogenog basena, Geol. anal. Balk. pol., 53, 199-205.

10. Đoković, I., Marović, M. i Knežević, V., 1988: Sklop i neotektonska aktivnost područja Kolubarsko-tamnavskog basena, Geol. anal. Balk. pol. 52, 191-202.

11. Gerner, P., Bada, G., Dövényi, P., Müller, B., Onescu, M.C., Cloetingh, S.A.P.L., and Hŏrvath, F., 1999: Recent tectonic stress and crustal deformationin and around the Pannonian basin: data and models, in: Durand, B., Jolivet, L., Horvath, F., and Séranne, M. (Eds.): Mediterranean basins: Tertiary extension within the Alpine orogen. Geol. Soc. Lond. Spec. Publ., 156, 269-294.

12. Glavatović, B., 1989: Karta položaja Mohorovčićevog diskontinuiteta na teritoriji Srbije, Fond stručne dokumentacije Seizmološkog zavoda Srbije.

13. Grubić, A., 1980: Yugoslavia – An Outline of Geology of Yugoslavia Guide Book, No. 15, 26th International Geolog. Congress, 97 p.

14. Grubić, A., 1999: Tektonika Jastrepca i njen opštiji značaj, Tehnika, Rud. geol. metal., 50, 1, 13-17.

212

15. Grubić, A., Đoković, I., Marović, M. i Branković, M., 1999: Srpskomakedonska masa ne postoji, Vesnik Geol. Hidro. Inž. Geol., 49, 1-14.

16. Horvath, F., 1990: Structural evolution of the Pannonian Basin: A progress report. Acta Geol. Geoph. Hung. 25 (3-4), 243-255.

17. Horvath, F., 1993: Towards a mechanical model for the formation of the Pannonian Basin, Tectonoph. 226, 333-357.

18. Horvath, F., and Royden, L., 1981: Mechanism for the formation of Intra-Carpathian Basins: a review. Earth Evol. Sci., 1, 307-316.

19. Horvath, F., and Rumpler, J., 1984: The Pannonian basement: extension and subsidence of the Alpine orogen. Acta. Geol. Hung., 27, 229-235.

20. Horvath, F., and Cloetingh, S.A.P.L., 1996: Stress – induced late stage subsidence anomalies in the Pannonian basin, Tectonoph. 266, 287-300.

21. Karamata, S., Knežević, V., Memović, E. and Popević, A., 1994: The evolution of the Northern part of the Vardar Zone in Mesozoic, Bull. of the Geol. Soc. of Greece vol. XXX/2, 479-486.

22. Kissel, C., and Laj,C., 1988: The Tertiary geodinamic evolution of the Aegean arc: paleomagnetic reconstruction, Tectonoph., 146, 183-201.

23. Komarnicki, S., (Ed), 1996: Neotektonska karta Srbije 1:200 000, nepublikovan materijal, Fond republičkog ministarstva rudarstva i energetike.

24. Komarnicki, S., Stanić, N., Marković M. i Pavlović, R., 1997: Neotektonska karta Srbije 1:2 000 000, (Ed.) Dimitrijević M.D., Minist. rud. i energ. i Geoinstitut, Beograd.

25. Marović, M., 1986: Prilog poznavanju sklopa i novije tektonske aktivnosti Žagubičkog neogenog basena, Geol. anal. Balk. pol. 50, 107-113.

26. Marović, M., 1987: Neotektonski sklop aleksinačkog Pomoravlja, Geol. anal. Balk. pol., 51, 215-221.

27. Marović, M., 1990: Blokovska građa i vertikalna neotektonska kretanja područja istočne Srbije prema podacima morfostrukturna analize, Geol. anal. Balk. pol., 54, 107-120.

28. Marović, M. i Knežević, S., 1985: Neotektonika jednog dela Šumadije i SZ Srbije, Geol. anal. Balk. pol., 49, 221-252.

29. Marović, M. i Đoković, I., 1989: Neotektonska aktivnost Mačve, Pocerine i Kolubarsko-tamnavskog basena, Geol. anal. Balk. pol., 53, 189-197.

30. Marović, M. and Đoković, I., 1990: General neotectonics features of the Velika Morava trough (SE part of Pannonian basin, Bull. INQUA Neotec. Commiss. 13, 32.

31. Marović, M., Đoković, I. i Đinović, D., 1990: Neotektonika Sokobanjskog basena i njegovog oboda, Geol. anal. Balk. pol., 54, 137-150.

32. Marović, M., Đoković, I. i Nedeljković, S., 1994: Neotektonika i seizmičnost šireg područja Pomoravlja, Geol. anal. Balk. pol., 58/2, 25-52.

213

33. Marović, M., i Đoković, I., 1995: Neotektonska aktivnost šireg područja "transverzale Skadar-Peć", Geol. anal. Balk. pol., 59/2, 23-43.

34. Marović, M., Đoković, I., Knežević, S., Rundić, Lj., Mitrović, S., Šumar, M. and Toljić, M., 1995: Principal geodinamic stages and Palaeogeographic changes in Southeastern Peripannonian realm of Neogene and Quaternary, XV Cong. of Carp. Balk. Geol. Ass., Geol. Soc. Greece, Sp. publ., 4/1,69-73.

35. Marović, M., Đoković, I., Knežević, S., and Šumar, M., 1995: Deformation mechanisms and geodynamic evolution of Velika Morava trough in the Neogene and Quaternary, 10th Cong. RCMNS, Rom. Journ. of Stratigraphy, 76/2, 149.

36. Marović, M., Đoković, I. i Milićević, V., 1996: Geometrija i kinematika struktura neoalpske krustalne ekstenzije u vojvođanskom delu Panonskog basena, Geol. anal. Balk. pol., 60/2, 79-97.

37. Marović, M., Grubić, A., Đoković, I., Toljić, M., and Vojvodić, V., 1997: The Neoalpine Tectonic patern of Djerdap region, Int. Symp. Geol. of Djerdap Area, ed. Grubić A. and Berza T., Geoinst. spec. publ., 35, 99-113.

38. Marović, M., Đoković, I. i Toljić, M., 1998: Sadržaj i legenda Neotektonske karte Srbije 1:500 000, Zbornik radova XIII Kongresa geologa Jugoslavije, 2-regionalna geologija, stratigrafija i paleontologija, 15-20.

39. Marović, M., Đoković, I. i Toljić, M., 1998: Geneza neotektonskih struktura Srbije, Geol. anal. Balk. pol., 62, 25-45.

40. Marović, M., Đoković, I., Pešić, L., Toljić M. i Gerzina, N., 1998: Pliocensko-kvartarna tektonska aktivnost terena Srbije: seizmološke implikacije, Zbornik radova 1. Kongresa geofizičara Jugoslavije, geof. društvo Jugoslavije, 446-454.

41. Marović, M., Krstić, N., Stanić, S., Cvetković, V. i Petrović, M., 1999: Evolucija neogenih sedimentacionih prostora centralnog dela Balkanskog poluostrva, Radovi Geoinstituta, 36, 25-94.

42. Marović, M., Đoković, I., Pešić, L., Toljić, M., and Gerzina, N., 2000: The Genesis and Geodynamics of Paleogene-neogene and Neogene Sedimentation Provinces of Central Balkan Peninsula, Geotestonics, 5, 80-93.

43. Marović, M., Đoković, I. i Toljić, M., 2002: Neotektonska karta Srbije razmere 1:500 000, Izd. Min. za prir. bogat. i zašt. čovek. sredine, Beograd.

44. Marović, M., Đoković, I., Pešić, L., Radovanović, S., Toljić, M., and Gerzina, N., 2002: Neotectonics and Seismicity of the Southern Margin of the Pannonian Basin in Serbia, In: Neotectonics and surface processes: the Pannonian basin and Alpine/Carpathian system, Cloetingh S.A.P.L., Horvath, F., Bada, G., and Lankreijer, A. C. (Eds.), EGU Stephan Mueller Spec. publ. Series, vol. 3, 277-295.

45. Royden, L.H., 1988: Late Cenozoik tectonic of the Pannonian basin system, In: Royden, L.H., and Horvath, F. (Eds.): The Pannonian Basin, a Study in Basin Evolution. Am. Assoc. Pet. Geol. Mem., 45, 27-48.

214

46. Royden, L.H., Horvath, F., and Buchfiel, B.C:, 1982: Transform faulting, extension and subduction in the Carpatho-Pannonian region Geol. Soc. Am. Bull., 73, 717-725.

47. Royden, L.H., Horvath, F., Nagymarosy, A.,. and Stegena, L., 1983: Evolution of the Pannonian Basin System, 2. Subsidence and thermal history, Tectonics, 2, 91-137.

48. Sclater, J.G., Royden, L.H., Horvath, F., Burchfiel, B.C., Semcen, S., and Stegena, L., 1980: The formation of the Intra-Carpathian basins as determined from subsidence data, Earth Planet. Sci. Left., 51, 139-162.

49. Starčević M., 1995: Karta Mohopovrši Srbije i susednih oblasti, 1:2 000 000:, Geološki atlas Srbije 1:2 000 000 (Ed): Dimitrijević M.D., Izd. Ministarstvo za energetiku i Gemini Beograd.

50. Starčević, M. i Đorđević, A., 1997:Geophisical characteristics of Danube Gorges, Geology of Djerdap Area, Spec. publ. Ed. Geoinstitute, 25, 153-154.

51. Stegena, L., Geczy, B., and Horvath, F., 1975: Late Cenozoic evolution of the Pannonian Basin, Tectonoph., 26, 71-90.

52. Tari, G., Horvath, F., And Rumpler, J., 1992: Styles of extension in the Pannonian Basin, Tectonophisics., 208, 203-219.