1. INTRODUCTION The Vinodol valley, with its distinctive morphology, is also characterised by a very complex structural fabric (Fig. 1). The Upper Palaeogene flysch deposits are fou- nd in a synclinal position and are compressed by the Lower Palaeogene and Upper Cretaceous carbonates. In this way a narrow valley is formed with a NW-SE stri- ke. The contacts between the flysch and carbonate roc- ks are mainly tectonic with a markedly developed reverse character of displacement. The carbonate rocks that separate Vinodol from the sea, form an asymmetric anticline with a more steeply inclined north-eastern limb. The core of this anticline is composed of Upper Cretaceous (Cenomanian) limestone and dolomite deposits, while limbs that are in contact with flysch, are formed of foraminiferal limestones of Lower and partly Middle Palaeogene age (Figs. 2 and 3). The north-east- ern slopes of Vinodol, also composed of Upper Creta- ceous limestones and dolomites together with the Palaeogene foraminiferal limestones, exhibit the more complex tectonic structure. In the north-western part of Vinodol, in the area between KriæiπÊe and Tribalj, the slopes in fact comprise the more or less inclined south- western limb of the Cretaceous-Palaeogene anticline. In the area to the southeast of Tribalj, the north-eastern slope is stepped into vertical cliffs. These cliffs were formed by destruction of the crest of the Cretaceous- Palaeogene anticline that was overturned in a south- Tectonics of Part of the Vinodol Valley Within the Model of the Continental Crust Subduction Ivan BLA©KOVI∆ westerly direction. The aforementioned anticline has a reverse fault contact with the Palaeogene flysch of the Vinodol valley. The folded structure of Vinodol initially appears to be simple, but is complicated by numerous phenomena that have not yet been unambiguously explained (STA- CHE, 1889; KADI∆, 1913; KORMOS, 1914; KOCH, 1924; MATOU©EK, 1927; »UBRILOVI∆, 1938; SA- LOPEK, 1960). These are: - the normal and reverse faults of dinaric strike found along the contacts between the carbonate rocks and flysch deposits; - in the middle of the valley, the high relief of the Dri- venik hill composed of the Upper Cretaceous lime- stones, that crops out of the Palaeogene flysch deposits; - the anticlinally folded Palaeogene foraminiferal lime- stones at Humac hill (peak 107) that are also cropping out of the Palaeogene flysch deposits and are connect- ed to the outcrops of foraminiferal limestones in the Kamenjak area and in the area to the east of the Badanj ruin, and lead to the presumption (»UBRILO- VI∆, 1938) of secondary isoclinal folding within the flysch deposits. The already known, together with newly acquired data on the composition and structure of Vinodol, lead to certain interpretations of the method and timing of structural formation and also of the palaeogeography of the area. The more detailed data are either given in illu- strations or will be explained in the description of strati- graphic and structural characteristics of tectonic chan- ges and palaeogeographic evolution. G EOL. CROAT. 52/2 153 - 189 26 Figs. 1 Tab. ZAGREB 1999 Key words: Continental subduction, Folds, Faults, Structural relations, Vinodol, Croatia. KljuËne rijeËi: kontinentalna subdukcija, bore, rasjedi, strukturni odnosi, Vinodol, Hrvatska. Faculty of Mining, Geology and Petroleum Engineering, University of Zagreb, Pierottijeva 6, HR-10000 Zagreb, Croatia. Abstract The Vinodol valley is analysed as an example of one of the unit- ed zones of shallow continental subduction. The structural analysis together with the interpretation of structural dynamics of the central part of the valley is performed in that sense. The structural model that accompanies the subduction process is constructed. These structures are found to be largely dependent on the subduction plane geometry. Saæetak Vinodol je razmatran kao primjer jedne od udruæenih zona plitke kontinentalne subdukcije. U tom smislu obavljena je u srediπnjem dijelu doline rekonstrukcija struktura i interpretacija njihovog postan- ka. Izraen je i model prateÊih struktura procesa subdukcije, koje velikim dijelom ovise o obliku plohe podvlaËenja. 154 Geologia Croatica 52/2 There follows a short list of the most important data. - Thin Palaeocene limestones, with characteristics of Kozina layers, were determined exclusively on the north-eastern side of Vinodol (KADI∆ et al., 1912; »UBRILOVI∆, 1938). - The broadness of the area of the Vinodol Palaeogene flysch deposits changes in a step-like manner. In the part between KriæiπÊe and Drivenik the zone is 350- 750 m wide, it broadens up in the area of Drivenik and Tribalj where it reaches close to 1,500 m. To the Southeast of the line Sopalj-Baπunje there is an abru- pt increase and the zone reaches 2,250 -2,500 m in width. - The Palaeogene clastic sediments in Vinodol valley can be subdivided into two units. The older one, con- tinuously distributed throughout the whole valley, is the flysch complex of Middle to Upper Eocene age (GRIMANI et al., 1973). The younger unit is repre- sented by more coarse-grained clastics - conglomera- tic-sandy-marly sediments that were determined in the area south-east of Drivenik, in ravines named Vit- ra and Pihlja and also along the Antovo-Belgrad- Griæane line (BLA©KOVI∆ & TI©LJAR, 1983). - The more complicated tectonic relations are confir- med by findings of the younger unit of flysch sand- stones in the Cretaceous-Palaeogene limestones of the north-eastern margin of the valley (Pihlja and Vit- ra), and by the deep ingression of flysch deposits in the Diran area, to the east of Tribalj. - The Upper Pliocene sediments are found in areas of the most intense tectonics where they were preserved from erosional processes (KOCH, 1922; »UBRILO- VI∆, 1938). Observance of the reverse fault contact between the Palaeogene limestones and the Upper Pliocene clastics in the area of the Badanj ruin (BLA- ©KOVI∆, 1983) indicates the time of tectonic events and character of faulting. Fig. 1 Geographic-geological map (simplified after ©U©NJAR et al., 1970). Legend: 1) Upper Palaeozoic clastics; 2) Amphybolic porphyrite; 3) Upper Triassic dolomite; 4) Jurassic limestones and dolomites; 5) Creta- ceous limestones, dolomites and breccias; 6) Palaeogene foraminiferal limestones; 7) Eo- cene flysch; 8) Quaternary sediments; 9) nor- mal contact; 10) transgressive contact; 11) fault; 12) reverse fault. Sl. 1 Geografsko-geoloπka poloæajna karta (pojednostavljeno prema ©U©NJAR et al., 1970). Legenda: 1) klastiti mlaeg paleozoi- ka; 2) amfibolski porfirit; 3) gornjotrijaski dolomit; 4) vapnenci i dolomiti jurske staro- sti; 5) kredni vapnenci, dolomiti i breËe; 6) paleogenski foraminiferski vapnenci; 7) eo- censki fliπ; 8) kvartarne taloæine; 9) normalna granica; 10) transgresivna granica; 11) rasjed; 12) reverzni rasjed. 155BlaπkoviÊ: Tectonics of Part of the Vinodol Valley Within the Model of the Continental Crust Subduction - Additional data for reconstruction of tectonic activity are found in the thickness, hypsometric level and position of Quaternary rockfall breccias along both margins of the valley. - The tectonic elements also highlight the structural complexity. The opposite vergence of the basic struc- tural units in Vinodol is clearly observable, as well as vergence of the reverse faults within the Vinodol val- ley itself. 2. STRATIGRAPHIC AND STRUCTURAL CHARACTERISTICS OF THE EXPLORED AREA The north-eastern side of Vinodol, is characterised by the complexity of tectonic framework (Fig. 4). Along part of the slope between the KriæiπÊe and Griæa- ne the valley can be subdivided into semi-autonomous second-order structural units. Their borders mostly coincide with the fault zones of the diagonal system (Fig. 5). To the north-west of the Ropci-Dedomir fault (2) lies the KriæiπÊe-PetrinoviÊi structural unit. The Palaeo- gene and Upper Cretaceous limestones dipping in a SW direction, have a general characteristic that dip angle decreases north-easterly toward the plateau which makes a core of an asymmetric anticline. Between the Ropci-Dedomir fault (2), and Kozak fault (3) lies the Ropci-MaliÊ structural unit. The slope mostly consists of strata dipping to the south-west. In a narrow strip of the highest cliffs on the north-east there is an abrupt change in shape of a flexural bend. It is characterised by very steep bedding planes with a dip range of 60 - 80°, some of them even in vertical posi- tion. The connected plateau is marked by differently positioned strata dipping in a north-easterly direction at angles between 20-25°. The flexural bend of strata becomes more and more expressed in the south-east, where it is also documented by metre-size structures (Fig. 6a). The south-eastern extension of the flexure gradually passes into a syncli- nal structure that is partly preserved in the area called Diran, namely in the reverse fault with a south-western vergence that has the same name. The carbonate sedi- ment complex on the south-western side of the flexure (MaliÊ hill, peak 298), has an anticlinal position (Figs. 7 and 8). The third structural unit is named Belgrad-Griæane and lies on the eastern side of the reverse fault Kozak (3). The unit is characterised by overturned strata of Upper Cretaceous and Palaeogene limestones, forming an isoclinal anticline that is overturned toward the south-west. All three structural units are delimited by faults, mostly with reverse displacement. Apart from the usual indications of the reverse character of faulting (Fig. 10), some details observed in the Vitra and Pihlja localities deserve to be mentioned. In both of these gorges, coarse-grained sandstones and marls were found that pertain to the younger part of the Palaeogene clastics and are compressed by a fault within the carbonate complex (Fig. 4 - cross-section J, Fig. 9). These findings are located approximately 150 m higher than the highest point of the flysch deposits in the corresponding section of the valley. The common characteristic of the marginal faults of structural units (Fig. 11), is their helicoidal shape (BLA©KOVI∆, 1997). The strike of the faults marks a sigmoidal contour. They have a Dinaric strike on a plateau north-east of Vinodol which passes into a diag- onal one on the carbonate slope. Two or more of the faults on the slope then merge into a single fault of Dinaric strike that follows the contact between the car- bonate complex and the Vinodol flysch. The inclination of the fault planes changes accordingly, which facili- tates their identification. From the initial vertical posi- tion, the fault planes gradually obtain a north-eastern dip while the reduction of the fault plane inclination is followed by more pronounced reverse faulting. The valley itself consists mostly of Eocene flysch deposits. A typical sand-shale sequence comprises the older part of the flysch sediments, with marls as a dom- inant component, containing a rich fauna of large fora- minifera. In the immediate vicinity of Drivenik hill the- re is a rich littoral fauna with numerous specimens of anthozoans, echinoids, brachiopods, lamellibranchiats and gastropods (VOGL, 1912). The younger part of the flysch-type sediments unconformably overlies the older sediments (BLA©KO- VI∆ & TI©LJAR, 1983). It is composed of conglomera- tes, conglomeratic and coarse-grained biocalcarenites and lithic arenites. These sediments have an autochtho- nous fossil fauna of gastropods and lamellibranchs. The younger part of the Vinodol valley clastics is interpre- ted to be of Upper Eocene age. The tectonic setting of the older flysch sediments in Vinodol is determined by marginal reverse faults, fol- lowing the contact with carbonate rocks. The strata measured in the valley itself serve as the basis for reco- nstruction of folded structures ranging from upright to isoclinal folds. The morphological and geological significance of Vinodol is represented by marked solitary uplifts, either of Upper Cretaceous limestones (Drivenik hill) or of foraminiferal limestones (Humac hill, peak 101 east of Tribalj), that are found in the partially peneplaned fly- sch terrain. In the Kamenjak and Badanj areas, the foraminiferal limestones also appear in the cores of anticlines. Drivenik hill mostly consists of Upper Cretaceous rudist limestones and is encircled by Eocene flysch deposits (Fig. 12). It is interpreted as an anticlinal struc- ture marked by the tectonic elements and basal trans- gressive Palaeogene breccias on both the south-western and north-eastern slope of the hill. Together with a very rich fossil community in the older part of the flysch deposits that was identified as characteristic of the lit- 156 Geologia Croatica 52/2 Fig. 2 Geological map of part of Vinodol between the KriæiπÊe and Griæane (after ©U©NJAR et al., 1970 - partly modified). Legend as in Fig. 3. Sl. 2 Geoloπka karta dijela Vinodola izmeu KriæiπÊa i Griæana (prema ©U©- NJAR et al., 1970, dije- lom dopunjeno). Legen- da: vidi sl. 3. 157BlaπkoviÊ: Tectonics of Part of the Vinodol Valley Within the Model of the Continental Crust Subduction toral environment (VOGL, 1912), the reefal limestones and nummulite breccias of the younger part of the clas- tics (BLA©KOVI∆ & TI©LJAR, 1983) that are found on the south-eastern slopes of the hill, speak in favour of its palaeogeographic uplift. The morphologically expressed Humac uplift con- sists of foraminiferal limestones. It is surrounded by flysch deposits. Based on the limestone strata measure- ments, a normal anticline is reconstructed (SALOPEK, 1960). Fig. 3 Legend of the symbols and abbreviations used in geological maps, sketches and cross-sections. Sl. 3 Legenda simbola i oznaka na geoloπkim kartama, skicama i profilima. --, .­.--.. -- 1\ Jt.:§ , , D ' I:::l ' D "', 0- D, l,-~;_~ s...;r-. _b<.co \JpPOt ~ ..... dayI - '*"'*': .....,.,.,. '*"" --,-­AW..bn j:...........,. • ..- .......... .. " r , ...... _ ; .......... ' __ , " ... " ... _--E. ----....,.;..,-... _ ............ , .. 01.; ~ _j/fJ>'JUI"""":'_'_ .. -~ , , ...-. {oIo .... IeoI.-...._ ~-.-- 8"-"1"'-._._1 u.,:.-..., _ ". " " , ,....- -- - "D O ~ " F "'H , ~ , 11~': :))'JlI . , , Em , ffiffiI "' ffi2l - ~ , ffi2l ,m 158 Geologia Croatica 52/2 Foraminiferal limestone outcrops surrounded by fly- sch sediments were determined in the area south-west of Kamenjak. They were explained in the literature as a core of an overturned isoclinal anticline (»UBRILO- VI∆, 1938). Near the Badanj quarry, the foraminiferal limestones have the structural position of a core of an overturned isoclinal anticline (Fig. 13). The clayey-silty sediments of Pliocene age were determined in restricted areas of the south-western part of the valley (KOCH, 1922; »UBRILOVI∆, 1938; BLA©KOVI∆, 1983). These sediments are mostly situ- ated in areas of minor closed tectonic subsidence where they were protected from erosion. The Quaternary rockfall breccias, in accordance to the intensity of the carbonate slope deformation, cover a larger area and are much thicker on the north-eastern margin of the Vinodol. A structure of coarse oblique bedding is clearly observable at larger outcrops. The Fig. 4 North-eastern slope of Vinodol. The construction of the cross-sections A-N is adapted to the graphical possibilities of illustration. The helicoidal shapes of faults and the possibility of their merging into a single system are marked by raster. Legend as in Fig. 3. Sl. 4 SjeveroistoËna padina Vinodola. Konstrukcija profila (A-N) kulisnog dijagrama prilagoena je grafiËkoj moguÊnosti prikaza. Rasterom su oznaËeni helikoidalni oblici rasjednih ploha i prikazana moguÊnost njihovog stapanja u jedinstveni sustav. Legenda: vidi sl. 3. 159BlaπkoviÊ: Tectonics of Part of the Vinodol Valley Within the Model of the Continental Crust Subduction rockfall breccias dip gently to the south-west, at an angle of 15- 20°. Occasionally, in a much larger wild quarry (near FranoviÊi) the rockfall breccia layers are almost horizontal or very gently inclined in the direc- tion of the valley, or even to the north-east. Similar breccias along the south-western margin of the Vinodol are less thick and are also found at a smaller number of localities. The coarse bedding is measured, with a north-eastern dip and inclination in the range of 38-44°. The prominent asymmetric ridge between the Vino- dol valley and the sea also has an asymmetric geologi- cal structure. The ridge is composed of Upper Creta- ceous limestones and dolomites and of Palaeogene foraminiferal limestones. Structurally it is an asymmet- Fig. 5 Schematic illustration of the separated structural units and marginal faults in the north-eastern part of Vinodol. Symbols as in Fig. 3. Sl. 5 Shematski grafiËki prikaz izdvojenih strukturnih jedinica i graniËnih rasjeda u sjeveroistoËnom dijelu Vinodola. ZnaËenje simbola vidi na sl. 3. Fig. 6 Photo-sketches of the structures in the Upper Cretaceous limestones and dolomites on the north-eastern Vinodol slope, in the Zebar- Razromir area (cross-section H, Fig. 4): a) structures of anticlinal bend (flexures); b) overturned anticline. Sl. 6 Fotoskice struktura unutar gornjokrednih vapnenaca i dolomita sjeveroistoËnog oboda Vinodola u predjelu Zebar-Razromir (Profil H, sl. 4): a) strukture koljeniËastog savijanja (fleksure), i u zaleu b) prebaËena antiklinala. 160 Geologia Croatica 52/2 ric anticline with north-eastern vergence. The north- eastern part of the structure (actually the north-eastern slope of the ridge) predominantly consists of forami- niferal limestones which form the south-western margin of the Vinodol valley. The margin in its entire length follows a marked fault contact (the South-western Vin- odol fault - 4) mostly between the foraminiferal lime- stones and the flysch of the valley (Fig. 4). Near the Badanj quarry, on the Griæane - Crikvenica road (Fig. 14, Sect. I, Fig. 13) the convergence of two opposing structures can be observed; the south-western margin of the valley and the valley itself (Fig. 13). The change in the inclination of the fault plane must be highlighted. The tectonic striations oriented in the dip direction determine the vertical tectonic displacement on the fault plane. The curvature of the fault plane is indicative for future considerations. The plane is most steeply inclined in its hypsometrically most elevated part (82°). While descending, the fault plane inclination becomes reduced to 50°. A small lateral shift of no more than 100 m would even give measurements close to 10°. Following the South-western Vinodol fault, the rev- erse fault contact is clearly observable in the foothills of the Badanj ruin. Along this contact, the foraminiferal limestones overlie the clayey-silty Upper Pliocene deposits (BLA©KOVI∆, 1983). In the area of the Sopalj uplift, south-west of Trib- alj, some additional data have been recorded. Sopalj is a prominent uplift, separated from the valley by steep cliffs (Fig. 15). It appears to have shifted to the north- east, from the carbonate ridge that separates Vinodol Fig. 7 Detailed geological map of the Mahavice-Kozak-MaliÊ area. The merging of the faults is shown and a lateral transition of a flexure into an anticlinal structure. Legend as in Fig. 3. Sl. 7 Detaljna geoloπka karta predjela Mahavice-Kozak- MaliÊ, s prikazom stapanja rasjeda i prijelaza fleksure u antiklinalnu strukturu. Legen- da: vidi sl. 3. 161BlaπkoviÊ: Tectonics of Part of the Vinodol Valley Within the Model of the Continental Crust Subduction from the sea, and in the valley. The uplift is bound by transverse faults and behind it, towards the sea, in the intersection of these fault zones, clayey-silty sediments were found. The aforementioned build-ups have the characteristics of fresh-water sediments. These rocks closely resemble the Upper Pliocene clayey-silty sedi- ments found in the aforementioned Vinodol localities. These transverse faults extend in the direction of Tribalj, more precisely the Janjevalj hamlet. The maxi- mum thickness of the Upper Pliocene sediments is found in the zone between these two faults - in the foothills of Sopalj (KOCH, 1922). Discordantly overly- ing flysch deposits, they were preserved in this setting due to convergence of synclinally placed flysch (layers with south-western dip) with the almost vertical plane of the South-western Vinodol fault (4). A somewhat similar tectonic setting, namely the protrusion of part of a carbonate ridge separating the Vinodol from the sea in the direction of the valley (marked by tectonic transport along transversal faults) is found in the area named GraËiπÊe (peak 289, Fig. 12). Consequently it is not only the Eocene foraminiferal limestones that exhibit a direct fault contact with Eocene flysch, but also the Upper Cretaceous rudist limestones. The fault plane of the South-western Vinodol fault (4) generally dips toward the NE at angles between 50- 85°. The fault plane with south-western dip was found in two localities, the Badanj ruin with a dip angle of 50° and the Sopalj uplift where it has an angle of 72°. The changes in dip direction and angle of the fault plane are most commonly located close to the intersections with transverse and diagonal faults which disturbed the con- tinuity of strike of the South-western Vinodol fault. These characteristics of the geological composition and structure of certain Vinodol areas provide the basis for the reconstruction of structural development; the distribution of chronostratigraphic units and of the tim- ing of events. This reconstruction is given below based on a mobilistic approach where the Vinodol is pre- sumed to be one of the zones of shallow subduction of continental crust (A-type subduction) (HERAK, 1980; BLA©KOVI∆ & ALJINOVI∆, 1981; BLA©KOVI∆, 1991). 3. SUBDUCTION MODEL AS A BASIS FOR STRUCTURAL DEVELOPMENT AND ITS INTERPRETATION 3.1. FUNDAMENTALS OF THE MODEL The subduction model (Fig. 16) is based on the ana- lysis of microtectonic elements in the area of Mt. ∆iÊa- rija (BLA©KOVI∆ & ALJINOVI∆, 1981) as well as on the analysis of geological relations in a broader area, combined with the results of seismic survey (ALJI- NOVI∆ & BLA©KOVI∆, 1981). In this model, move- ment and subduction of a plate in direction of north-east (recent orientation) is postulated in such a way that it has a broader zone with domination of a horizontal dis- placement component, and a more narrow zone where the vertical component prevails (the subduction zone). The first phase of structural deformation (the colli- sion phase) is characterised by folding of the sedimen- tary complex and formation of the areas of synclinal and anticlinal structures (BLA©KOVI∆ & ALJINO- VI∆, 1981). In this phase, the morphology coincides with the structures. The continuation of displacement, followed by deformation of primary structures into more and more asymmetric folds (mostly of SW ver- gence), resulted in the formation of reverse disloca- tions. This is the beginning of the subduction process, primarily in less stable synclinal structures that are favourable for subsidence (Fig. 17). Fig. 8 Series of parallel cross-sections in the Mahavice-Kozak-MaliÊ area, the variation of folded and faulted structures in direction of strike is shown. Legend as in Fig. 3. Sl. 8 Niz paralelnih profila predjela Mahavice-Kozak-MaliÊ s prika- zom promjene boranih i rasjednih struktura po pruæanju. Legen- da: vidi sl. 3. 162 Geologia Croatica 52/2 characteristics in common. These are the mostly plica- tive deformations and domination of, predominantly concordant, shallow-marine sediments. The regular, zonal distribution of lithofacies is to be expected. The relatively passive section of continental crust is defined as the resistant (reaction) hanging wall - R . In the initial phase this is the more stable, antiform structure that during the discontinuous subduction pro- cess provides the resistance. It is thus exposed to signif- icant structural deformation of the plicative and espe- cially of disjunctive characteristics, with a general upli- fting trend. During sedimentation, this results in more frequent emersions, irregular distribution of lithofacies, confinement and reduced thickness of more varied lithofacies, as well as in a greater proportion of clastics, especially coarse clastic sediments. The notional more narrow zone of subduction - S pertains to the relatively narrow contact belt separating the two plates (A and R) where their antagonistic verti- cal displacement takes place. This zone of active sub- duction corresponds to a primary unstable synform structure (syncline, synclinorium). The structural defor- mations in this zone, which occurred during periods of more intensive subduction, exhibit plicative and fault characteristics of compression, accompanied by pro- nounced horizontal and vertical lithofacies variation. Clastic sediments characteristic of flysch deposits pre- dominate together with those with mollase characteris- tics. Fig. 9 Detailed geological situation of the Vitra and Pihlja gorge area. Legend as in Fig. 3. Sl. 9 Detaljna geoloπka situacija predjela Vitra i Pihlja. Legenda: vidi sl. 3. Fig. 10 Detailed sketch of folded and faulted structures in the area between the Vitra and Pihlja gorges. The character of the contact between the limestone complex of the north-eastern Vinodol slope and the flysch deposits in the valley. Legend as in Fig. 3. Sl. 10 Skica detalja boranih i rasjednih struktura u predjelu izmeu Vitre i Pihlje, te karakter kontakta vapnenaËkog kompleksa sjeveroistoËne padine Vinodola i fliπnih naslaga doline. Legenda: vidi sl. 3. The active section of continental crust that moves horizontally and subducts is defined as the action foot - wall - A, that has particular general structural and facial 163BlaπkoviÊ: Tectonics of Part of the Vinodol Valley Within the Model of the Continental Crust Subduction 3.2. APPLICATION AND DEVELOPMENT OF THE MODEL TO THE VINODOL AREA The area of the Vinodol valley, being one of the more prominent zones of shallow subduction, contains the majority of underthrusting (shallow subduction) characteristics of a broader area on a small scale. The characteristics of such underthrusting are shown in Fig. 17. The tectonic subdivision of Vinodol is also perfor- med in accordance with the subduction model. The car- bonate ridge between the Vinodol and the sea is thus defined as the marginal part of the action footwall - A, the north-eastern carbonate slopes of Vinodol as part of the resistant (reaction) hanging wall - R, and the valley itself, mostly filled with flysch, as the more narrow zone of subduction - S. The initial collision movements happened in the Laramian tectonic phase by the end of Cretaceous (Fig. 17, I). Gentle folds were formed, providing conditions for emersion, respectfully for the deposition of Kozina limestones and their facies equivalents in the deepest parts of the palaeorelief, i.e. in the synclinal structures (Phase I). The period of comparatively stable deposition of foraminiferal limestones is excluded here. The interval of intense clastic deposition is further encompassed by the scheme (Fig. 17, II). The subduc- tion process continues. In the narrow zone of subducti- on (S), the intensification of subduction causes counter- clockwise rotation on the horizontal axis. The marginal part of the action footwall (A), in shape of an anticline or a monocline, is subsided and subducted, while the opposing anticlinal structure, part of the resistant (reac- tion) hanging wall (R), undergoes a gradual uplift. The result of this opposing movement is observable in the shifting of the syncline axis (axis of the narrow zone of subduction) in a direction opposite to the main move- ment, which is reflected in the asymmetric distribution of the Kozina layers. The continuation and intensification of the subduc- tion process influences the predominantly clastic depo- sition. Changes in depositional environment result in various lithofacies (flysch, Promina formation, and Jel- ar formation). The final phase (Fig. 17, III) is connected to phase II. According to the data in the study area, there is prob- ably a time-link between this phase and deposition of the Jelar-layers and also with later deposition of the Quaternary rockfall breccias. This phase is also recently active, when discontinuous but intensive underthrusting is assumed. The result of the subduction process is ref- lected in the significant width reduction of the narrow zone of subduction (S), and in the intensive structural deformation of rocks in both this zone and the neigh- bouring ones (A and R). Within the zones, deformation is not identical across the zones, and the differing character and intensity is shown by examples from the studied area. They primar- ily depend on the older structures, physical characteris- tics of the rock and on the mode of tectonic displace- ment. The action footwall complex (A) is mostly exposed to plicative deformations whereby folds with vergence in the direction of movement are formed, and also occa- sionally those with the opposite vergence of both the folds and reverse faults. On the contact with the zone of subduction (S), an anticline is formed. In some cases a monocline can be formed instead (Fig. 17, alternative IIIa). The more narrow zone of subduction (S) with a cla- stic complex is exposed to the action of two opposing forces. Part of the subduction zone sedimentary com- plex is being underthrusted together with the rocks of the action footwall. Due to the width reduction, the Fig. 11 Helicoidal shapes of the fault planes (a) and the faults merging into a single fault (b) (BLA©KOVI∆, 1997). Sl. 11 Helikoidalni oblici rasjednih ploha (a) i stapanje rasjeda u jedinstvene rasjede (b) (BLA©KOVI∆, 1997). 164 Geologia Croatica 52/2 higher parts of the sedimentary complex are pushed up, accompanied by formation of various secondary tan- gential structures. The vergence of structures is mostly opposite to the direction of the main movement. The elevation of this part of the complex is asymmetric and, is especially well expressed along the contact with rocks of the resistant (reaction) hanging wall (R). The zone of the reaction hanging wall (R) resists the horizontal component of the main movement, and beco- mes an area of uplift characterised by intense tangential plicative and, especially disjunctive deformation. As a rule, the vergence of structures is opposite to the direc- tion of the main movement. The borders between the aforementioned zones (A - S - R), in this case separating the anticlinal from syncli- nal structures, are mostly tectonic contacts. They all ha- ve a characteristic shape of the fault planes, which in a vertical section look more or less like a stretched invert- Fig. 12 Detailed geological map and cross-section of the GraËiπÊe-Drivenik area. Legend as in Fig. 3. Sl. 12 Detaljna geoloπka karta i profil predjela GraËiπÊe-Drivenik. Legenda: vidi sl. 3. 165BlaπkoviÊ: Tectonics of Part of the Vinodol Valley Within the Model of the Continental Crust Subduction ed picture of a letter “S” (BLA©KOVI∆ & ALJINO- VI∆, 1981). Due to compression, in final consequence, they all exhibit a reverse character of displacement. 4. INTERPRETATION OF THE STRUCTURAL EVOLUTION OF THE AREA OF VINODOL The asymmetric ridge separating the Vinodol valley from the sea is interpreted as the marginal part of the action footwall (A) that belongs to the transitional zone between the horizontal and vertical component of mov- ement, i.e. the subduction itself. Interpretation of this direction of movement is corroborated by the shift of the part of the ridge towards the Vinodol valley along the diagonal faults (peak 327, the Sopalj uplift). An attempt to simulate the tectonic evolution of such a structure (Fig. 18) illustrates the character of move- ment, and gives an explanation of the distribution and position of dominant open fissures on the ridge. It also explains the change in dip angle of the plane of the South-western Vinodol fault (4) on the contact with the Upper Pliocene clastic deposits in the valley itself. The subduction is accompanied by rotation which causes the relative uplift of the ridge and subsidence of the contact part of the clastic sediments in the more nar- row zone of subduction (S) - i.e. in the valley. The ver- tical displacement is confirmed by findings of the time- equivalent Upper Pliocene sediments at different alti- tudes. Behind the Sopalj uplift they are located 225 m above the sea-level, and on the foothills of the same carbonate ridge on the valley-side at 100-155 m. The geological situation and reconstruction of the primary conditions is illustrated in Fig. 19. The south-western margin of the Vinodol is inter- preted as a contact zone between the action footwall (A) and the more narrow zone of subduction (S). Its field expression is found in the South-western Vinodol fault (4). The most important structural changes are connected to this fault. The dip angle of the helicoidal plane of the South- western Vinodol fault (4) varies from 48° in the north- east, through the vertical position and is finally overtur- ned, dipping at 50° toward the south-west. The angle of dip causes different structural deformations of rocks in the valley, i.e. in the more narrow zone of subduction (S) (Figs. 14 and 20). The gentle dip of a fault plane, in a north-eastern direction, produces relative uplift of the hanging wall where the older rocks crop out (west of Piline). There are no traces of more extensive deformations of flysch deposits in the north-eastern extension of the cross-sec- tion. The steeper dip of a fault plane, between the 65° and 80°, that is characteristic for a major part of the South-western Vinodol margin, marks the contact bet- ween the Palaeogene limestones and flysch deposits. The more significant horizontal extent of plicative deformations in the flysch deposits of the valley is pre- sumed here. The vertical, or nearly vertical, position of the fault plane (near Podsopalj) influences the anticlinal forma- tion, with contemporary relative uplift, of the hanging wall rock complex, namely a tectonic block in direction of compression. It also causes the more pronounced folding of a larger horizontal extent. The steeply overturned position of a fault plane (the Sopalj peak, Fig. 19) causes both the synclinal bend and the more intense subsidence of the flysch and younger sediments (Pliocene). This increases the potential for their preservation from erosion. The deeper subsidence along the south-western fault is compensated by sec- ondary folding of the flysch deposits of a broader area in the direction of the cross-section line, and, partly by the uplift and anticlinal formation of the foraminiferal limestones (the Humac hill, peak 104). The more gentle dip of the overturned fault plane, partly inferred in the area of the GraËiπÊe-Drivenik cross-section (Fig. 12) and determined in the area of the Badanj quarry as 30° overturned (Fig. 14), corresponds to the more significant structural changes in a smaller area, but with bigger vertical extent. A tectonically bounded structure is formed where the rocks of the Fig. 13 Detailed geological map and cross-section of the Badanj quarry on the road Crikvenica-Griæane. Legend as in Fig. 3. Sl. 13 Detaljna geoloπka karta i profil okolice kamenoloma Badanj uz cestu Crikvenica-Griæane. Legenda: vidi sl. 3. 166 Geologia Croatica 52/2 Fig. 14 South-western Vinodol fault. The helicoidal shapes of the fault planes are marked by raster. The construction of the cross-sections I-VIII is adapted to the graphical possibilities of illustration. Legend as in Fig. 3. Sl. 14 Jugozapadni Vinodolski rasjed - rasterom oznaËeni helikoidalni oblici rasjednih ploha. Konstrukcija profila (I-VIII) kulisnog dijagrama prilagoena je grafiËkoj moguÊnosti prikaza. Legenda: vidi sl. 3. II - • .. -... .., • .~::_C'""'C .. ~-_~-... --_ n 167BlaπkoviÊ: Tectonics of Part of the Vinodol Valley Within the Model of the Continental Crust Subduction basement of flysch complex, i.e. the Palaeogene fora- miniferal limestones (in the Badanj quarry) or even of older, Upper Cretaceous limestones, crop out. They for - med as a consequence of a deeper penetration of the stress caused by subduction, transferred by the position and inclination of the fault plane. An alternative method of formation of such structures is due to inherited posi- tive and negative palaeostructures that influenced the final shape of structures. An example of this kind of structure is found on Drivenik hill. Fig. 15 Geomorphological (a) and geological (b) situation in the KaËjak-Tribalj area. Legend as in Fig. 3. Sl. 15 Geomorfoloπka (a) i geoloπka situacija (b) predjela KaËjak-Tribalj. Legenda: vidi sl. 3. a b Fig. 16 The united subduction zone model (BLA©KOVI∆ & ALJINOVI∆, 1981). Sl. 16 Model udruæenih zona podvlaËenja (BLA©KOVI∆ & ALJINOVI∆, 1981). 168 Geologia Croatica 52/2 Fig. 17 Stages in development of the Vinodol subduction zone and the accompanying manifestations (the fault character is defined on the posi- tion of the hanging wall and footwall). Sl. 17 Stadiji razvoja zone podvlaËenja u Vinodolu i popratne manifestacije procesa (definiranje karaktera rasjeda je prema poziciji krila). = -'--.- _._­--- -.- • - '--- --------_._- .. -"-.,--..::...._ .. "=-­--- ---- --= --- • • , f · - ---, ----- - ,--. ....-.-- '0-···· - '--,;---- -'­... _---­_._- 169BlaπkoviÊ: Tectonics of Part of the Vinodol Valley Within the Model of the Continental Crust Subduction Fig. 18 Explanation of the destruction process along the diagonal faults, affecting an anticlinal structure in the KaËjak-Sopalj area (see Fig. 15). Sl. 18 Objaπnjenje procesa destrukcije antiklinalne strukture uz dijagonalne rasjede, na podruËju KaËjak-Sopalj (vidi sl. 15). Narrowing of the structures is characterised by more intense deformations, occurring because of the reduc- tion of inclination of the overturned fault plane, e.g. as observed at the Badanj quarry (Fig. 14). This can go as far as clutching of the synclinally formed flysch depo- sits and the establishment of a tectonic contact between the foraminiferal limestones of the two anticlinal struc- tures with opposing vergences (Fig. 20, inferred sec- tion). The real situation of such a cross-section is found in the area of the Vitra gorge on the north-eastern slope of Vinodol (Fig. 4, sections J and K). This path of tec- tonic evolution can be explained by folding and faulting within the scope of the subduction process (Fig. 21). The terrain recognition of faults and determination of structures can be very difficult in such a case, because the tectonic contact can be formed between the two limbs with similar orientation that belong to the two different, but originally parallel anticlinal structures. Based on the discussed examples, certain conclu- sions of a broader significance can be drawn. Depending on the shape of the longitudinal fault planes, namely on the inclination of the relevant part of the plane, which can vary significantly along the strike, and also on the physical characteristics of the contact rocks as well as on the character of the main movement, differently shaped secondary structural deformations will be formed in the more narrow zone of subduction (S), characterised by differences in both the horizontal extent and vertical reach. These structures are rarely found in the action footwall (A) for it acts as a struc- turally united complex, dislocated in blocks only by the transverse and diagonal faults. By analysis of variation in the dip direction and angle of the relevant part of the fault plane having the same characteristic shape, and with mostly similar res- ulting force of the rotationary subduction of the action footwall (A), a supposed model of deformation can be constructed (Fig. 20). It can be observed from the mod- el that by an increase in the inclination of the fault plane segment to the vertical position, the deformations in the more narrow zone of subduction (S) are intensi- fied in respect to the shape of structures, the width of the deformed complex as well as its depth or thickness. A further inclination “increase” over the 90° (in the overturned part of the segment, where the dip direction changes and angle is reduced), causes an increase of the intensity of structural changes in respect to the shape and vertical reach, but at the same time with marked reduction of their horizontal extent. Within the more narrow zone of subduction (S), along the strike of the bordering longitudinal fault, the structures with different characteristics and extension would have had the continuous evolutionary path were it not for the numerous transverse and diagonal faults. These, mostly radial, faults (as a rule with horizontal displacement) that cut through the primary structures (A and R) or through their parts, are formed as a conse- quence of subduction. Taking into account a certain de- gree of autonomy in the movement and reaction of the rocks in marginal zones (A and R), the separate fault systems in the action footwall zone (A) and in the zone of the resistant hanging wall (R) are assumed. The cen- tral, more narrow zone of subduction (S) becomes the area of their interference. It is exactly because of dis- placement along such, mostly vertical, faults that the main subduction movements are intensified in their reach, together with significant contemporaneous chan- ge in the positions of the fault planes on the contact with the more narrow zone of subduction (S). 170 Geologia Croatica 52/2 The similar analysis and interpretation of the evolu- tion and characteristics of structures in the contact area between the more narrow zone of subduction (S) and the resistant hanging wall (R), as well as within the hanging wall itself, i.e. in the flysch valley and on its north-eastern carbonate slope, isn’t entirely possible. Although similar tectonic elements are encountered he- re, differences also exist, the most important of which is the inhomogeneity of the fault contact and various intensity of tectonic deformation, producing alternative shapes of structural deformations and their different vertical and horizontal extent. These differences primarily resulted from the pala- eostructural and consequent palaeogeomorphological high relief of what initially appeared to be a united complex consisting of the resistant hanging wall (R) and the more narrow zone of subduction (S). Data sug- gests that the initial folded structures existed within the tectonically narrowed flysch valley and carbonate rocks on both of its sides (Fig. 22). Many examples of direct evidence can be given: - the Belgrad-Griæane structural unit is an overturned isoclinal anticline; - in the Diran area, partly with synclinal structure, the flysch layers are drawn deep into the carbonate rocks; - on the MaliÊ uplift, the foraminiferal limestones stra- ta have an anticlinal shape; - in the Vitra and Pihlja gorges a younger unit of Eo- cene clastics is found; - the Upper Cretaceous anticline is to the west of Vitra; - the Upper Cretaceous and foraminiferal limestones of Drivenik hill, primarily an anticlinal structure, are Fig. 19 Pliocene sediments: a) the hypsometric and structural position of Pliocene sediments in the Sopalj area; b) inferred palaeogeographical and palaeostructural relations of the Sopalj area in the Upper Pliocene. Legend as in Fig. 3. Sl. 19 Pliocenske naslage: a) hipsometrijski i strukturni poloæaj pliocenskih naslaga u predjelu Sopalj; b) pretpostavljeni paleogeografski i pale- ostrukturni odnosi u gornjem pliocenu u predjelu Sopalj. Legenda: vidi sl. 3. 1 7 1 B laπk o v iÊ: T ecto n ics o f P art o f th e V in o d o l V alley W ith in th e M o d el o f th e C o n tin en tal C ru st S u b d u ctio n IWJI.:!I" I'LINfi tp,..r;~~~ ~i:~fQilj,~ /\C'IKI!i" -~ ~~" .. :.~~""".. ... .....,.I~ :::=::r~=- -~ ~ OR!ENOO"JilN Ih'Je rm tIIIU!:Wf,I.tUI, ~ .s~ ~=I , :j'i( ==ft=~ 100 .:n ~= U! ftOd. J Il'&~"~w. OUM.tT ... TN'E'r,I;i,LtMJ'E 0, ~RAmE \lEJm:;l4.R.W3E. fSWHGE-~ 1'1\&(. J ri. I ,""L Fig. 20 The fault plaue geometry and extent of deformation in the more nanow zone of subduction. Legend of cross-sections in Fig. 3. Sl. 20 Oblik rasjedne plohe i stupauj deformacija u uioj zoni subdukcije. Legenda za profile: vidi sl. 3. EXMIPlE . CROSS SECllIJ/tS ~-PR.nFrU F'M.t<=1tE" - I'\r. 1 Q. 111 ol'.IIOP.L- &'. 14 1.1' ~ " -. , . , ... .-. \ . \ ...... TJIlfl.ld....-!.C;;Il-o:\'el1!:i\ 1'lt!l.U...l-t;ntlC'!.'EJlIt:.t ~I 6t L!l S 15& TJIlELloi.J i II: H ..... -.-4 tl~ ---14 172 Geologia Croatica 52/2 surrounded by the synclinally shaped Eocene flysch from both the eastern and western side; - in the broader area of Tribalj, anticlinal structures of foraminiferal limestones were determined (the Hum- ac hill, peak 102) as well as anticlines of carbonate- marly Eocene sediments (near Podsopalj). Isoclinal folding explains the outcropping of foraminiferal limestone in the Kamenjak area (»UBRILOVI∆, 1938) together with those to the north-east from the Badanj quarry. There are also the indirectly obtained data. The indi- cated synclines in the area between the Pihlja and Vitra gorges and in the extension of the Diran area across the villages Antovo, Belgrad and Griæane, contain the you- nger unit of Eocene clastics. This location becomes log- ical if the synclinal structures are taken to have been palaeogeomorphological troughs in a certain time-inter- val, when they served as channels of intensive and dire- cted transport of material. Taking into account the discussed data, a synclinori- al structural shape of a Middle Eocene flysch basin in the Vinodol area can be presumed. A sequence of bra- chyanticlines and brachysynclines in parallel and partly in “en echelon” position is reconstructed. The noses of brachystructures are mostly not preserved. The south- south-eastern parts are degraded by the rotationary sub- duction of the action footwall along the South-western Vinodol fault (4) and the north-north-eastern noses of mostly synclinal structures are hidden by the tectonic contacts with the neighbouring anticlines. The schematic palinspastic reconstruction shows the distribution of brachystructures (Fig. 23). The struc- tures differing in the thickness of the flysch sediments are marked, as well as the areas with a supposed domi- nation of carbonate rocks. The reconstruction is limited in the time-interval between the Eocene flysch deposi- tion and the deposition of the younger unit of coarse Eocene clastics. If the distribution of primary plicative structures in subduction conditions and the reaction of the resistant hanging wall (R) and the connected part of the narrow zone of subduction (S), is taken as a starting-point (Fig. 23), it enables the explanation of solitary structures. Such an explanation has to account for the physical characteristics of clastic and carbonate rocks, and their susceptibility to a certain type of structural change as well as for the thickness of rock units and their initial structure. A thicker clastic complex with a structure of either one or many parallel synclines, exposed to the subduc- tion movement in a direction perpendicular to the strike of structures, in contact with the more stable anticlinal carbonate complex of the resistant hanging wall (R), will result in the formation of a unique, simple tectonic contact. This contact will have a form of a gently inclined reverse fault or an overthrust, such as the Koz- ak fault (3) that separates the Belgrad-Griæane structure from the widest flysch part of the valley. The opposite example, including a thinner clastic complex, is charac- terised by shallower synclines and is connected to the reverse tectonic contacts formed with steeply inclined to almost vertical fault planes, where the synclinal parts of structures lie in the footwall. A gradual transition exists between these two extre- me cases, manifested in the gradual change of the reve- rse faults inclination and in their throw. In the case of “en echelon” distribution of the initial anticlinal noses in the direction of the synclinorial area, the merging of two or more faults into a single reverse fault is to be expected. Alternatively, the nose closure of the synclinal structure can produce a reverse fault, which can pass into a vertical one, to gradually disap- pear or pass into a flexure that becomes less and less expressed in horizontal extension (Fig. 7). Fig. 21 Model showing the closure of a synclinal structure and the reverse faulting in the course of the subduction process. Sl. 21 Model zatvaranja sinklinalne strukture i reverznog rasjedanja u procesu podvlaËenja. 173BlaπkoviÊ: Tectonics of Part of the Vinodol Valley Within the Model of the Continental Crust Subduction Fig. 22 Tectonic sketch of the Vinodol valley study area, drawn according to the data on the Basic Geolog- ical Map scale 1: 100,000 (sheet Crik- venica), photogeolo- gical prospection, geomorphologic cha- racteristics and a ter- rain reconnaissance. Legend as in Fig. 3. Sl. 22 Tektonska skica istraæivanog dijela Vinodola, izraena prema podacima Os- novne geoloπke kar- te, list Crikvenica 1:100.000, fotogeo- loπke prospekcije, geomorfoloπkih kara- kteristika i terenskog rekognosciranja. Le- genda: vidi sl. 3. 174 Geologia Croatica 52/2 In the valley of Vinodol, the markedly asymmetric distribution of some chronostratigraphic units, structu- res and their hypsometric position, confirms the sub- duction of the south-western part of Vinodol (A) and the upthrow of the north-eastern side (R). The Upper Pliocene sediments are located only along the south-western margin of Vinodol. They can be found within the tectonically closed structures and mostly in their hypsometrically lowest parts. The tectonic contacts between the predominantly Eocene flysch and carbonate rocks on the valley sides have different hypsometric positions. The contact is notably higher close to the reverse faults of the north- eastern Vinodol margin in respect to the contact along the reverse South-western Vinodol fault (Table 1). The Quaternary rockfall breccias are also located along the same fault contacts (Table 1). The minimal thickness (1-5 m) and distribution of breccias along the South-western Vinodol fault (4), as well as the dip angle of the weakly expressed layers (38 -44°, Fig. 24a), are a consequence of the partly rotational subduc- tion of the south-western tectonic block - the action footwall (A). The opposite side of the valley, close to the north-eastern faults, shows a greater thickness (10- 25 m) and spreading of the rockfall breccias. This reflects the intensity of tectonic changes and the charac- ter of displacement. The upthrow of the carbonate com- plex is accompanied by upthrow of the north-eastern part of the flysch valley complex. This is corroborated by the hypsometric position of the tectonic contact(-s) and especially by the dip angle (15-20°) of the Quater- nary rockfall breccias. The layers can also be horizontal or even gently dipping toward the north-east (Fig. 24b). An illustration of the development of these relation- ships is shown in Fig. 25. 5. STRUCTURAL EVOLUTION The initial deformations are placed in the frame of the Laramian tectonic movements on the Cretaceous- Tertiary boundary. These movements were an introduc- tion to disintegration of the carbonate platform in this part of the Dinarides. They caused the formation of gentle anticlinal and synclinal structures and a conse- quent relief together with emersion. The following mo- bility during part of the Palaeocene is manifested in the lability of the more pronounced synclinal structures, and is documented by deposition of the Kozina layers and similar sediments in depressions. Foraminiferal limestone deposition represents the relatively calm time-period that mostly corresponds to the Lower Eocene. The deposition of clastic flysch sediments marks tectonic reactivation. This generally occurred in the Fig. 23 Schematic palinspastic illustration of folded struc- tures in the initial phase of the Pyrrenean tectonic movements. Sl. 23 Shematizirani palinspa- stiËki prikaz boranih stru- ktura u poËetnoj fazi pire- nejskih pokreta. 175BlaπkoviÊ: Tectonics of Part of the Vinodol Valley Within the Model of the Continental Crust Subduction Lutetian, but in some areas was much earlier. The ini- tial phase of this tectonic movement is interpreted as the continuation in plicative deformation of the existing fold structures. It is noted that the very subsidence of the unstable synclinal parts of folds had characteristics of subduction movement even in this initial phase. The subsidence of the unstable zone is asymmetric (the recent position of the Kozina layers), causing the trans- lation of the depositionary flysch basin maximal axis in a direction opposite to the main movement. The younger unit of conglomeratic-sandy deposits in Vinodol unconformably overlies the flysch sedi- ments (BLA©KOVI∆ & TI©LJAR, 1983) and marks the preceedingly increased tectonic activity. This activi- ty is found to have had a clearly expressed subduction movement - the asymmetric upthrow of the anticlinal structure behind, i.e. of the resistant hanging wall - R, and subsidence of the synclinal structures (more narrow zone of subduction - S) followed by structural changes. The continuation of tectonic evolution can be traced in the data connected to the younger Pliocene and Qua- ternary sediments. Downhill of the Badanj ruin, the Pliocene sediments have a reverse tectonic contact with the Palaeogene foraminiferal limestones thus proving the post-Pliocene tectonics. Interpretation of the time, and especially of the character of tectonic movements, was facilitated by the discovery of Upper Pliocene deposits in a “doline” south-west of the Sopalj uplift (peak 321) at an altitude of 225 m. The outcrops of the Pliocene deposits in the valley (Podsopalj) are at a level of 100 -155 m above the sea. The difference in hypsometric position is inter- preted to be a consequence of the subsequent move- ments - subsidence of the south-western part of the val- Table 1 An overview of the above-sea-elevation of the flysch-limestone contact, active rockfalls and the thickness of the Quaternary rockfall breccias on the margins of the Vinodol valley. Tablica 1 Pregled nadmorske visine kontakta fliπ - vapnenci, aktivnih sipara i debljine kvartarnih sipariπnih breËa uz rubove Vinodola. 176 Geologia Croatica 52/2 ley accompanied by the uplift, asymmetric folding and transversal faulting of the Cretaceous-Palaeogene anti- cline between the Vinodol and the sea. The mountain saddle that separates the two Pliocene outcrops is 60 m higher than the Pliocene deposits in the “doline” which means that post-Pliocene asymmetric folding and uplift also took place. Characteristics of the Quaternary rockfall breccia, such as their composition, thickness, location and espe- cially the structural peculiarities, provided data for reconstruction of Quaternary tectonic activity. The interpretation of tectonic changes favours a constant character for the main movement (Fig. 25). The lesser amount of the rockfall breccias along the south-western Vinodol slope, together with their steep dip angle, confirm the rotationary movement in the sub- sidence of the action footwall (A), as well as the ten- dency of subsidence of the valley flysch deposits in the immediate vicinity of the contact. On the opposite val- ley side, in the narrow zone of contact, the upthrow of the north-eastern Vinodol carbonate slope - the resistant hanging wall (R), conditions the upthrow, or the “pop- up” of the plastic, mostly marly flysch deposits. Conse- quently, the pop-up of the flysch bedrock caused the reduction in dip angle of the rockfall breccias. Therefore, the most intensive tectonic movements occurred during the Quaternary period, subsequent to deposition of the Upper Pliocene sediments. The presently active tectonic movements are mani- fested in the frequency of earthquakes, and in intensive erosion (in the Slani potok area). Their expression in the field is shown in Fig. 26. 6. CONCLUSION The paper has an emphasis on tectonic relations and reconstruction of tectonic evolution. The reconstruction is performed by means of the continental subduction processes. The Vinodol area is, at the same time, treat- ed as one of the subduction zones, and as a unit that bears the characteristics of the shallow subduction process on a broader scale. Three elements are distin- guished in reconstruction: action footwall (A), reaction hanging wall (R) and the more narrow zone of subduc- tion (S). They coincide with both the palaeogeographi- cal and palaeostructural units. The action wall corre- sponds to the uplifted anticlinal or monoclinal structure that is being subducted, and the reaction wall is the uplifted anticlinal structure under which the subduction takes place. Between these two zones, a markedly un- stable, primarily synclinal or synclinorial structure with a consequent relief is named the more narrow zone of subduction. A basic characteristic of the subduction process is the opposing vertical rotation of the two mar- ginal parts - the subsidence of the action wall and the reaction wall uplift. The more narrow zone of subduc- tion that lies between is characterised by a continuation of the same tendency. The kinematic process results in formation of the structures of various types and of different intensity of deformation. In this way, the shape as well as both the vertical and horizontal extent of structural deformation in the area of tectonic contact between the action foot- wall (A) and the more narrow zone of subduction (S), depend on the fault plane geometry (its angle and direc- tion of dip). On the other side, the area of contact between the reaction hanging wall (R) and the more narrow zone of subduction (S), that in this specific case has complex palaeostructural relations, is dominated by helicoidal fault systems of the reverse and even of over- thrust character, arranged “en echelon” or merged. The variations in intensity of structural deformations along the both contacts are not gradual. The changes take place on intersections with the transverse and diagonal faults that have markedly horizontal displacement. In the marginal zones involved in the subduction process, these faults are mostly autonomous, but their activity in most cases ceases in the more narrow zone of subduc- tion. Traces of the transverse and diagonal faults are often conditioned by the noses of the “en echelon” anti- clinal structures. Fig. 24 Distribution of the Quaternary rockfall breccias: a) along the south-western margin of Vinodol; b) along the north-eastern mar- gin of Vinodol. Legend as in Fig. 3. Sl. 24 Poloæaj kvartarnih siparnih breËa: A) uz jugozapadni rub Vin- odola; B) uz sjeveroistoËni rub Vinodola. Legenda: vidi sl. 3. 177BlaπkoviÊ: Tectonics of Part of the Vinodol Valley Within the Model of the Continental Crust Subduction The geodynamic processes have been subdivided in the three time-defined phases: 1) the gentle folded structures and a consequent relief were formed in the Laramian movements, 2) the Eocene Pyrrenean move- ments together with subsequent ones caused formation of the tangential folded and faulted structures, and 3) they obtain a final shape by tectonic reactivation, espe- cially in the Quaternary. Acknowledgements I would like to gratefully acknowledge the support and critical remarks that were given by Dr. Ivo VELI∆ as well as the review and useful advice from the sides of Prof. Dr. Giovanni Battista CARULLI. Assist. Prof. Dr. Bruno SAFTI∆ helped me remarkably in prepara- tion and corrections of English text. Figures were drawn by a young colleague Jasmina OBHO–A© and her effort is much appreciated. I would also like to express my thanks to my neighbour in Antovo (Vino- dol), Mr. Miho JER»INOVI∆ who accompanied me during the fieldwork. 7. REFERENCES ALJINOVI∆, B. & BLA©KOVI∆, I. (1981): O plohi dubokih seizmiËkih horizonata sjeveroistoËnog Jad- rana (About the deep seismic horizont in the NE offshore Adriatic area).- Zbornik radova simp. “Kompleksna naftno-geoloπka problematika pod- morja i priobalnih dijelova Jadranskog mora”, Split (1981), 1, 363-380, Zagreb. Fig. 25 Schematic and simplified succession of the structural development and changes in position of the rockfall breccias. Not to scale. Cross- section oriented SW-NE. Legend: 1) limestones; 2) flysch; 3) rockfall breccia; 4) relief. Sl. 25 Shematski i karikirani slijed razvoja struktura i promjena poloæaja slojeva siparnih breËa. Nije u mjerilu. Orijentacija profila SW-NE. Legenda: 1) vapnenci; 2) fliπ; 3) siparna breËa; 4) reljef. 178 Geologia Croatica 52/2 BAHUN, S. (1963): Geoloπki odnosi okolice Donjeg Pazariπta u Lici (Trijas i tercijarne Jelar-naslage) (Geological relations of the surroundings of Donje Pazariπte in Lika (Croatia)).- Geol. vjesnik, 16, 161- 170. BAHUN, S. (1974): Tektogeneza Velebita i postanak Jelar-naslaga (The tectogenesis of Mt. Velebit and the formation of Jelar-deposits).- Geol. vjesnik, 27, 35-51. BLA©KOVI∆, I. (1983): O rasprostranjenosti i poloæa- ju pliocenskih i kvartarnih taloæina u Vinodolu (About distribution and position of Pliocene and Quaternary sediments at Vinodol).- Geol. vjesnik, 36, 27-35. Fig. 26 a) Photo-sketch of part of the Vin- odol valley study area (drawn by acad. painter S. MatiÊ). b) Traces of the major longitudinal faults of Vinodol (1- 4). Sl. 26 a) Fotoskica dijela istraæivanog podruËja Vinodola (izradio akad. slikar S. MatiÊ); b) smjeπtaj osnovnih longi- tudinalnih rasjeda Vinodola (1-4). 179BlaπkoviÊ: Tectonics of Part of the Vinodol Valley Within the Model of the Continental Crust Subduction BLA©KOVI∆, I. (1991): Raspored uzduænih, reversnih i normalnih rasjeda i konstrukcija oblika i dubina ploha podvlaËenja (Disposition of the longitudinal, reverse and normal faults and the construction of the forms and depths of the underthrusting surfaces).- Geol. vjesnik, 44, 247-256. BLA©KOVI∆, I. (1997): The helicoidal fault systems of Vinodol and their genesis.- Geol. Croatica, 50/1, 49-56. BLA©KOVI∆, I. & ALJINOVI∆, B. (1981): Mikrotek- tonski elementi kao osnova za model tektonske grae πireg podruËja Kvarnera (Microtectonic ele- ments as a basis for tectonic model of the broader Kvarner area).- Zbornik radova simpozija “Kom- pleksna naftnogeoloπka problematika podmorja i priobalnih dijelova Jadranskog mora”, Split (1981), 1, 87-100, Zagreb. BLA©KOVI∆, I. & TI©LJAR, J. (1983): Prominske i Jelar naslage u Vinodolu (Hrvatsko primorje) (Pro- mina and Jelar deposits in the Vinodol area).- Geol. vjesnik, 36, 37-50. »UBRILOVI∆, V. (1938): Geoloπki sastav Vinodola i okoline (Geologischer Bau des Vinodol und Umge- bung).- Vesn. geol. istr. kralj. Jug., VII, 115-33, Beograd. DRAGI»EVI∆, I., BLA©KOVI∆, I., TI©LJAR, J. & BENI∆, J. (1992): Stratigraphy of Paleogene strata within the Mesihovina-Rakitno area (Western Her- zegovina).- Geol. Croatica, 45, 25-52. GRIMANI, I., ©U©NJAR, M., BUKOVAC, J., MIL- AN, A., NIKLER, L., CRNOLATAC, I., ©IKI∆, D. & BLA©KOVI∆, I. (1973): Osnovna geoloπka karta SFRJ, 1:100.000, TumaË za list Crikvenica L33-102 (Geology of the Crikvenica sheet 1:100.000).- Insti- tut za geoloπka istraæivanja, Zagreb (1963), Savezni geoloπki zavod, Beograd, 47 p. HERAK, M. (1980): Sustav navlaka izmeu Vrbovskog i Delnica u Gorskom Kotaru - Hrvatska (The nappe- system between Vrbovsko and Delnice in Gorski Kotar - Croatia).- Acta geol., 10/2, 35-51, Zagreb. KADI∆, O. (1913): Bericht über die im Jahre 1911 im Kroatischen Karst ausgeführten Kartierungen.- Jahresbericht Ungar.-geol. R.A. (1911), 87-92, Bud- apest. KADI∆, O. KORMOS, I. & VOGL, V. (1912): Die geologische Verhältnisse des ungarisch-kroatischen Küstenlandes zwischen Fiume and Novi.- Jahr- esbericht Ungar. Geol. RA, (1910), 78-83, Buda- pest. KOCH, F. (1922): Pliocenske paludinske naslage Vino- dola u Hrvatskom primorju (Die pliozänen Paludi- nen-schichten im Vinodol im kroat. Küstengebi- ete).- Glasn. hrv. prir. druπtva, 34, 2, 187-193, Zag- reb. KOCH, F. (1924): Geotektonische beobachtungen im Alpino-Dinarischen grenzgebiete.- Zbornik radova posv. J. CvijiÊu, 341-358, Beograd. KORMOS, T. (1914): Die der Küste zugewendete Leh- ne der Grossen Kapella zwischen Novi und Stalak.- Jahresbericht. Ungar. geol. Ges., (1913), 69-79, Budapest. MATOU©EK, O. (1927): Problems of thrust-folding on the northern islands in the Adriatic sea.- Compte- Rendu, 14, Congr. géol. intern. (1926), 3-5, Madrid. SALOPEK, M. (1960): Prilog poznavanju geoloπke grae Vinodola (Beiträge zur Kenntnis des geologi- schen Baues von Vinodol (im kroatisehen Küsten- land)).- Acta geol., II, 139-161, Zagreb. STACHE, G. (1889): Die Liburnische Stufe und deren Grenzhorizonte.- Abhandl. geol. Reichsanst., 13, 1- 170, Wien. ©U©NJAR, M., BUKOVAC, J., NIKLER, L., CRNO- LATAC, I., MILAN, A., ©IKI∆, D., GRIMANI, I., VULI∆, Æ. & BLA©KOVI∆, I. (1970): Osnovna geoloπka karta SFRJ 1:100.000. List Crikvenica, L33-102 (Basic geological map SFRJ, Crikvenica sheet).- Inst. geol. istraæ. Zagreb (1961-1969), Sav- ez. geol. zavod, Beograd. VOGL, V. (1912): Die Fauna Eozänen Mergel im Vin- odol in Croatien.- Jahrb Ungar. geol. R.A., 20/2, 81- 114, Wien. Manuscript received November 10, 1997. Revised manuscript accepted November 12, 1999. 180 Geologia Croatica 52/2 1. UVOD Morfoloπki vrlo upeËatljiva Vinodolska dolina privlaËi paænju geologa kroz viπe od 100 godina. Stratigrafski i tek- tonski obraena, u tektonskom smislu razliËito je tretirana, osobito u pojedinim detaljima. I sada joπ pruæa nove podatke o geoloπkom sastavu i grai koji dopuπtaju daljnje inter- pretacije (sl. 1). VeÊ u radovima starijih geologa (STACHE, 1889; KA- DI∆, 1913; KORMOS, 1914 i dr.) istaknuta je osnova geoloπ- kog sastava i grae. Sinklinalno poloæene mlae paleogenske fliπne naslage stijeπnjene su vapnenaËkim stijenama starijeg paleogena i gornje krede u usku dolinu pruæanja sjeveroza- pad-jugoistok. Kontakti izmeu fliπnih i vapnenaËkih stijena su najveÊim dijelom rasjedni, s izraæenim reverznim karak- terom rasjedanja uz dio sjeveroistoËnog oboda, osobito u jugoistoËnom dijelu doline. VapnenaËke stijene izmeu Vino- dola i mora formiraju asimetriËnu antiklinalu sa strmijim sjeveroistoËnim krilom. U jezgri antiklinale su cenomanske vapnenaËko-dolomitne naslage, a na krilima, u kontaktu s fliπ- om, foraminiferski vapnenci starijeg i dijelom srednjeg paleo- gena (sl. 2 i 3). SjeveroistoËne padine Vinodola, takoer izgraene od gornjokrednih vapnenaca i dolomita te pale- ogenskih foraminiferskih vapnenaca, kompleksnije su tek- tonske grae. U sjeverozapadnom dijelu Vinodola, izmeu KriæiπÊa i Triblja, predstavljene su strmije ili blaæe poloæenim jugozapadnim krilom kredno-paleogenske antiklinale. Jugois- toËno od Triblja, preko Griæana i dalje prema Novom, strme do okomite vrleti sjeveroistoËne padine rezultat su razorenog tjemena prema jugozapadu prebaËene krednopaleogenske antiklinale. Ona je u reversnom rasjednom kontaktu s paleo- genskim fliπom Vinodola. VapnenaËke naslage sjeveroistoË- nih padina nastavljaju se prema sjeveroistoku u mezozojski kompleks Gorskog Kotara. Na prvi pogled jednostavnu sinklinalno-antiklinalnu strukturnu shemu Vinodola kompliciraju mnoge pojave, do sada nejednoznaËno objaπnjene. To su u prvom redu normalni i reverzni rasjedi dinarskog pruæanja, najoËitiji uz kontakte vapnenaËkih stijena i fliπnih naslaga. Zbog njih je Vinodol u dijelu literature tretiran kao tektonska graba (KOCH, 1924; SALOPEK, 1960). Kompleksnosti struktura pridonose i manje pojave unutar same Vinodolske doline. Morfoloπki istaknuto brdo Drivenik, izgraeno od gornjokrednih vapnenaca, izbija iz fliπnih pale- ogenskih naslaga usred doline. Sâm postanak Drivenika treti- ran je u tektonskom smislu razliËito: od strukture horsta do fragmenta navlake (KOCH, 1924; MATOU©EK, 1927; SA- LOPEK, 1960). Nadalje, pojava antiklinalno svijenih paleo- genskih foraminiferskih vapnenaca istoËno od Triblja (Hu- mac, kota 101), koja izbija iz fliπnih paleogenskih naslaga, a podsjeÊa na Drivenik, nije posebno objaπnjavana (SALOPEK, 1960). Poloæaj fliπnih naslaga u neposrednoj okolici Drivenika, te jugoistoËnije u predjelu Kostelj-Kamenjak, a u vezi s izbi- janjem na povrπinu foraminiferskih vapnenaca u predjelu Kamenjaka i istoËno od gradine Badanj, povod je za pret- postavku o sekundarnim izoklinalnim borama unutar fliπnih naslaga (»UBRILOVI∆, 1938). O sekundarno boranom fliπ- nom kompleksu Vinodola svjedoËe i podaci o poloæaju sloje- va dobiveni buπenjem u predjelu Suπik-Tribalj. I drugi podaci o sastavu i grai Vinodola, πireg znaËaja ili u pojedinim detaljima, od prije poznati kao i novi, proπiruju saznanja i poveÊavaju interes za daljnjim istraæivanjima u cilju odgovora na nerijeπena pitanja, upuÊujuÊi na odreena objaπnjenja naËina i vremenskog slijeda formiranja struktura i paleogeografskih odnosa. Evo ukratko tih podataka. - Paleocenski vapnenci, s osobitostima kozinskih naslaga, utvreni su u maloj debljini na niz lokaliteta iskljuËivo na sjeveroistoËnoj strani Vinodola (KADI∆ et al., 1912; »UB- RILOVI∆, 1938). - ©irina pojasa paleogenskih fliπnih naslaga Vinodola sko- kovito se mijenja; izmeu KriæiπÊa i Drivenika iznosi 350- 750 m, poveÊava se u podruËju Drivenika i osobito izmeu Drivenika i Triblja do pribliæno 1500 m. JugoistoËno od linije Sopalj-Janjevalj-Baπunje naglo je poveÊanje na 2250- 2500 m. - Unutar paleogenskih klastiËnih sedimenata Vinodola mogu- Êe je izdvojiti dvije razine; starija, rasprostranjena u cijeloj dolini, tipiËni je kompleks fliπnih naslaga srednjeg do gor- njeg eocena (GRIMANI et al., 1973). Mlaa je predstavlje- na krupnozrnastijim klastitima, konglomeratiËno-pjeπËano- laporovitim sedimentima i odgovara Prominskim naslaga- ma (BLA©KOVI∆ & TI©LJAR, 1983). Utvrena je jugois- toËno od Drivenika, u dubokim provalijama Vitra i Pihlja, te na potezu Antovo-Belgrad-Griæane. Kao vremenski ekvi- valent mlaih klastita, pretpostavljeni su i drugi litotipovi, kao πto su lapori u izmjeni s vapnencima, fosiliferni vap- nenci s grebenskom faunom, te dijelom i vapnenaËke breËe Jelar-naslaga. - Nalazi mlaeg nivoa fliπnih pjeπËenjaka, duboko unutar kredno-paleogenskih vapnenaca sjeveroistoËnog oboda do- line (Pihlja i Vitra), uz strukturne elemente, jasno govore o znatno kompliciranijim tektonskim odnosima. U prilog kompleksnijih tektonskih odnosa govori i duboko uvlaËenje fliπnih naslaga unutar vapnenaËkih stijena u predjelu Diran, istoËno od Triblja. - Gornjopliocenski sedimenti smjeπteni su i saËuvani od erozije uz jugozapadni rub Vinodola (KOCH, 1922; »UB- RILOVI∆, 1938), u tektonski najintenzivnije poremeÊenim predjelima. To, kao i podatak o reverznom rasjednom kon- taktu paleogenskih foraminiferskih vapnenaca i paludinskih gornjopliocenskih klastiËnih naslaga u predjelu gradine Badanj (BLA©KOVI∆, 1983) govori o vremenu i karakteru rasjedanja. Ovom potonjem pridonosi i nalaz pliocenskih naslaga u ponikvi jugozapadno od vrha Sopalj, na primor- skoj strani grebena izmeu Vinodola i mora. - Daljnji prilog za poznavanje tektonske aktivnosti predstavl- jaju i podaci o razliËitoj debljini, hipsometrijskoj razini te poloæaju slojeva kvartarnih siparnih breËa sjeveroistoËnih i jugozapadnih strana doline. - I tektonski elementi upuÊuju na kompleksnost struktura. Jasno su izraæene suprotne vergencije osnovnih strukturnih jedinica Vinodola (kredno-paleogenskih antiklinala sjeve- Tektonika dijela Vinodola u svjetlu subdukcije kontinentalne kore Ivan BLA©KOVI∆ 181BlaπkoviÊ: Tectonics of Part of the Vinodol Valley Within the Model of the Continental Crust Subduction roistoËnih i jugozapadnih padina), kao i vergencije reverz- nih rasjeda unutar samog Vinodola. Navedeni podaci su odredili i predjele detaljnijeg istraæi- vanja. To je πire podruËje Vinodola izmeu KriæiπÊa i Bribira, odnosno uæi dio doline izmeu Drivenika i Griæana. Prirodno, pri tome su obuhvaÊeni i predjeli izmeu Vinodola i mora, kao i sjeveroistoËne padine. 2. STRATIGRAFSKE I STRUKTURNE ZNA»AJKE ISTRAÆIVANOG PODRU»JA SjeveroistoËna strana Vinodola izgraena od gornjo- kredno-paleogenskih karbonata. Oni su u kontaktu s fliπnim sedimentima doline. Detaljnija analiza poloæaja slojeva, posebno nagiba, karbonatnih stijena ukazuje na kompleksnost tektonske grae (sl. 4). Na potezu padine od KriæiπÊa do Griæana i dalje jugoistoËno, moguÊa je podjela na dijelom autonomne strukturne jedinice niæeg reda. Granice izmeu njih uglavnom su na dijagonalnim rasjednim zonama (sl. 5). Dio padine Vinodola, sjeverozapadno od rasjeda Ropci- Dedomir (2), oznaËen je kao strukturna jedinica K r i æ i π Ê e - P e t r i n o v i Ê i . Paleogenski i gornjokredni vapnenci nagnuti su prema jugozapadu pod kutem od 45-60°, s tim da veliËina nagiba opada iduÊi prema vrhu padine odnosno zaravni sjeve- roistoËno. Na samom platou, prema podacima o poloæaju slo- jeva smjeπtena je jezgra kose antiklinale, sa strmijim jugoza- padnim krilom. Srednji dio sjeveroistoËne padine, izmeu rasjeda Ropci- Dedomir (2) i rasjeda Kozak (3), te Baπunje-Janjevalj, ozna- Ëen je kao strukturna jedinica Ropci-MaliÊ. U najveÊem dije- lu karbonatne padine nagib slojeva prema jugozapadu je iz- meu 25-30°, iznimno do 50°. Minimalni nagibi slojeva su uz dio kontakta s fliπnim naslagama doline. U uskom pojasu hip- sometrijski najviπih litica sjeveroistoËnog oboda nagli je prije- laz u obliku koljeniËastog svijanja; maksimalni je nagib sloje- va 60-80° pa i 90°. Na pripadajuÊem platou se na maloj uda- ljenosti zapaæa promjena poloæaja slojeva; nagnuti su prema sjeveroistoku pod kutem od 20-25°. Spomenuto fleksurno svijanje slojeva sve je izrazitije iduÊi u smjeru jugoistoka. Dokumentirano je i metarskim strukturama (sl. 6a). U nastavku pruæanja prema jugoistoku fleksura prelazi u sinklinalnu strukturu dijelom saËuvanu u podruËju Diran, odnosno u istoimeni reverzni rasjed jugoza- padne vergencije. Kompleks karbonatnih sedimenata jugoza- padno od fleksure, na podruËju brda MaliÊ (kota 298), zauzi- ma antiklinalni poloæaj (sl. 7 i 8). TreÊa strukturna jedinica sjeveroistoËne padine Vinodola, B e l g r a d - G r i æ a n e , nastavlja se i dalje prema jugoistoku. Smjeπtena je istoËno od reverznog rasjeda Kozak (3). Karak- terizirana je prebaËenim slojevima gornjokrednih i paleogen- skih vapnenaca koji su nagnuti prema sjeveroistoku pod kutem od 25-30°. S obzirom na inverzan slijed naslaga rekon- struirana je prema jugozapadu prebaËena izoklinalna antikli- nala. Razoreno tjeme antiklinale tvori vrlo strme do okomite vrleti sjeveroistoËne padine na pruæanju te strukturne jedinice. Samo prebacivanje antiklinalne strukture zapaæeno je mnogo sjeverozapadnije. U starom kamenolomu, na platou izmeu Razromira i vrha Zebar, cenomansko-turonski vapnenci i dolomiti izgrauju prebaËenu antiklinalu dekametarskih dimenzija (sl. 6b). Granice izmeu tih strukturnih jedinica su rasjedne, uglavnom s reverznim karakterom rasjedanja. Rasjed KriæiπÊe-PetrinoviÊi ( 1 ) je izmeu vapnenaca gornje krede i dijelom paleogena i srednjoeocenskog fliπa. Jasno je uoËljiv izrazitom stepenicom u reljefu, uglavnom pravocrtnog pruæanja. Rasjedna ploha strmo je nagnuta prema jugozapadu ili pak okomita u dostupnom dijelu promatranja. Nagibi slojeva fliπa prema sjeveroistoku te uglavnom pre- baËeni slojevi preteæno gornjokrednih vapnenaca na potezu KriæiπÊe-Veli Dol, nagnuti u istom smjeru, nedvojbeno potvr- uju reverzni karakter rasjedanja. Rasjed Ropci-Dedomir (2) je oznaËen, osim promjenom poloæaja slojeva u strukturnim jedinicama i drugim pokaza- teljima (sl. 4, 5 i 9). To su znaËajna translacija transgresivne granice izmeu gornjokrednih i paleogenskih vapnenaca, formiranje dviju “provalija” Pihlja i Vitra s nizom relevantnih podataka, te utvrena gornjokredna antiklinala jugozapadno od Vitre. Spomenute provalije Pihlja i Vitra su u foraminiferskim vapnencima sjeveroistoËnog oboda Vinodola. Morfoloπki su jasno oznaËene: Pihlja, kao duboko urezana dolina na rasjed- noj zoni, i posebno Vitra kao provalija poligonalnog tlocrta s dubinom od 20-30 metara. Okomito odrezanim stijenama - zidovima, zaπtiÊena od vjetrova, karakterizirana je izvanredno bujnom vegetacijom, neuobiËajenom za krπko podruËje. Pre- teæno je zastupljena hrastova πuma sa zavidnim dimenzijama jedinki s obzirom na visinu i obujam. U Vitri, na okomitim je zidovima dostupna promatranju i sama rasjedna ploha. Nagnuta je prema istoku pod kutem od 45°. Markirana je promjenom poloæaja slojeva u foraminifer- skim vapnencima podinskog i krovinskog krila rasjeda kao i njihovim litoloπkim osobitostima. Naime, viπe razine forami- niferskih vapnenaca karakterizirane su znatnim poveÊanjem glinovite komponente i prelaze u lapore sa Ëestom pojavom roænjaka. Upravo pojas takvih laporovitih vapnenaca s roænja- cima, kao podinsko krilo rasjeda reverznog karaktera, utvren je na potezu od Pihlje preko Vitre sve do kontakta s fliπom Vinodola jugoistoËno od Vitre. Na reverzni rasjed upuÊuju i drugi podaci prikupljeni u Pihlji i Vitri. U njima su, na nad- morskoj visini od 320 odnosno 340 metara, utvreni sekun- darno krupnozrnasti pjeπËenjaci i lapori, a u Vitri i primarni lapori uz pojavu vode, identiËni onima iz mlae razine paleo- genskih klastita (BLA©KOVI∆ & TI©LJAR, 1983). Ti nalazi su smjeπteni oko 150 metara iznad najviπe toËke fliπkih nasla- ga pripadajuÊeg dijela doline. O karakteru i pruæanju rasjeda, te kompleksnosti struk- turnih odnosa sjeveroistoËne padine Vinodola, govori i pojava gornjokrednih vapnenaca u uskom pojasu jugozapadno od Vitre. Utvrena je sekundarna antiklinalna struktura, u pruæa- nju presjeËena popreËnim i dijagonalnim rasjedima. Tom po- javom naruπena je slika kontinuiteta foraminiferskih vapnena- ca u grai jugozapadnog krila antiklinalne strukture sjeverois- toËne padine Vinodola, kao i cjelovitost same strukture. Utvreni reverzni rasjed Ropci-Dedomir, u produæenju pruæanja prema jug-jugoistoku jasno je uoËljiv kao graniËni kontakt izmeu karbonatnih stijena strukturne jedinice Ropci- MaliÊ i fliπa Vinodola. Prema sjever-sjeverozapadu se ne moæe pratiti u monotonom gornjokrednom karbonatnom kom- pleksu na platou iznad Vinodola. Na relaciji Mahavice-Diran odnosno Kozak, dva rasjeda istog karaktera stapaju se u predjelu Baπunje u jedinstveni reverzni rasjed Kozak (3). Oni odjeljuju strukturne jedinice Ropci-MaliÊ i Belgrad-Griæane (sl. 5 i 7). U nastavku prema jugoistoku rasjed Kozak je znatno izrazitiji i predstavlja granicu izmeu gornjokredno-paleogenskih vapnenaca struk- turne jedinice Belgrad-Griæane i srednjoeocenskog fliπa Vino- dola. U najveÊem dijelu njegova pruæanja, osobito jugoistoË- no od Dirana, jasno je izraæen reverzni karakter rasjedanja. Uglavnom prebaËeni gornjokredni i paleogenski vapnenci na- vuËeni su na srednjoeocenski fliπ. Sjeverozapadno od Dirana 182 Geologia Croatica 52/2 odnosno Kozaka do predjela Mahavice evidentno je ustrmlji- vanje rasjedne plohe do okomitog poloæaja, pa i prebacivanje. I jugozapadna granica karbonatne padine Vinodola, na potezu KriæiπÊe-Janjevalj, prema fliπkim naslagama doline je rasjedna s reverznim karakterom kretanja. Rasjedni kontakt je na mnogim mjestima pokriven siparnim breËama i nije u svim strukturnim jedinicama jasno definiran. Na prvi pogled jedin- stven za strukturne jedinice KriæiπÊe-PetrinoviÊi i Ropci- MaliÊ, predstavlja stopljen produæetak dijagonalnih graniËnih rasjeda KriæiπÊe-PetrinoviÊi i Dedomir-Ropci (sl. 5). Na mjes- tima gdje je dostupan promatranju, rasjedni kontakt je morfo- loπki istaknut u obliku oπtre i visoke stepenice. Slojevi fliπnih pjeπËenjaka nagnuti su prema sjeveroistoku, a foraminiferski vapnenci karbonatne padine prema jugozapadu. Indikativno je i povijanje slojeva foraminiferskih vapnenaca: pribliæavajuÊi se kontaktu slojevi su sve veÊeg nagiba (sl. 10). Nasuprot to- me, na potezu Suπik-Janjevalj, u direktnom su kontaktu, s go- tovo sukladnim poloæajem slojeva, najmlai Ëlanovi foramini- ferskih vapnenaca i fliπnih lapora. Kontakt djeluje kao nor- malni konkordantni slijed. No, i ovdje se pretpostavlja rasjed- ni kontakt, iako nije obavljena detaljnija stratigrafska analiza sa ciljem utvrivanja vremenskog kontinuiteta. Osnova za tu pretpostavku nalazi se u Ëinjenici da je ta granica u πirem pro- storu Vinodola karakterizirana reverznim rasjedom i drugo, u prilog takovog rasjeda govori i povijanje slojeva foraminifer- skih vapnenaca neposredno uz kontakt, kako je i gore opisa- no. Sukladan poloæaj slojeva obaju krila rasjeda moæe biti i posljedica karaktera strukturnih deformacija, o Ëemu Êe joπ biti rijeËi. Nakon opisa graniËnih rasjeda strukturnih jedinica, a i pregleda sliËnih istiËu se njihove zajedniËke karakteristike (sl. 11), t.j. helikoidalni oblik (BLA©KOVI∆, 1997). Pruæanje rasjeda je sigmoidalnog ocrta. Na platou sjeveroistoËno od Vinodola je dinarsko s prijelazom u dijagonalno na karbonat- noj padini, te stapanjem dva ili viπe rasjeda u jedinstveni ras- jed dinarskog pruæanja na granici karbonatnog kompleksa s fliπom Vinodola. Istim smjerom odvija se i promjena nagiba paraklaza te moguÊnost njihova identificiranja: od gotovo ver- tikalnog poloæaja paraklaze se postupno naginju prema sjeve- roistoku sve do 60-50°, odnosno 30-25°. Sa smanjenjem nagi- ba paraklaza raste intenzitet reverznog rasjedanja. PopreËni rasjedi, s pruæanjem sjeveroistok-jugozapad, su brojni i uglavnom su to rasjedi s vertikalnom paraklazom i horizontalnim kretanjem krila. Od njih se istiËu oni u predjeli- ma Pihlja i Vitra, te osobito rasjed Baπunje-Janjevalj, koji di- jelom predstavlja i jugoistoËnu granicu strukturne jedinice Ropci-MaliÊ. Sama dolina je izgraena preteæno od fliπnih naslaga eocenske starosti. Valja istaknuti i neke detalje krono- i lito- stratigrafskih kao i tektonskih osobitosti tih sedimenata i drugih stijena u dolini. Stariji dio fliπnih sedimenata je predstavljen tipiËnom izmjenom pjeπËenjaka i znatno viπe zastupljenih lapora. Sadr- æi bogatu fosilnu faunu velikih foraminifera, dijelom identi- Ënu onoj iz foraminiferskih vapnenaca. No, u neposrednoj bli- zini Drivenika unutar krupnozrnastih pjeπËenjaka i manje lapora, uz pretaloæene alveoline, numulite i asiline, bogata je fauna litoralnog podruËja s brojnim primjercima antozoa, ehi- nida, brahiopoda, lamelibranhiata i gastropoda (VOGL, 1912). Mlai dio sedimenata fliπnog tipa diskordantno leæi na starijoj razini (BLA©KOVI∆ & TI©LJAR, 1983). Sastoji se od konglomerata, konglomeratiËnih i krupnozrnastih biokalk- arenita te litiËnih arenita. Bogati su fosilima. Osim brojne pre- taloæene makrofaune i foraminifera iz starijeg fliπa sadræe i autohtonu fosilnu faunu gastropoda i lamelibranhiata. Na te- melju fosilnog sadræaja pretpostavlja se gornjoeocenska sta- rost mlaeg dijela klastita Vinodola. Tektonski poloæaj starijih fliπnih sedimenata Vinodola odreen je rubnim, reverznim rasjedima na dodiru s vapne- naËkim stijenama sjeveroistoËne i jugozapadne padine. U samoj dolini su izmjereni poloæaji slojeva nagnuti prema sjeveroistoku ili jugozapadu, s veliËinom nagiba od 30-60°. Oni daju osnovu za rekonstrukciju boranih struktura: antikli- nala i sinklinala od uspravnih i kosih, odnosno prebaËenih te normalnih do izoklinalnih. Posebnost u morfologiji i geologiji Vinodola predstavljaju istaknute i osamljene pojave uzviπenja izgraenih iz gornjo- krednih (Drivenik) i foraminiferskih vapnenaca (Humac kota 101, istoËno od Triblja), u dijelom zaravnjenom, fliπnom, re- ljefu. Foraminiferski vapnenci pojavljuju se i kao jezgre antiklinala u predjelima Kamenjak i Badanj. Male povrπine, ali uoËljiv visinom i oblikom, Drivenik je jedan od srediπnjih, razliËito objaπnjavanih geoloπkih osobi- tosti Vinodola (sl. 12). Izgraen je uglavnom od gornjokred- nih rudistnih vapnenaca i okruæen eocenskim fliπnim naslaga- ma. Oπtre i strme padine Drivenika i tektonske breËe ukazuju na rasjedne kontakte vapnenaca i fliπa. Iako je sigurno odrei- vanje poloæaja slojeva onemoguÊeno mnogobrojnim pukoti- nama i ograniËenim povrπinama promatranja, na jugoistoËnim padinama Drivenika, podno ograde groblja, nazire se blago antiklinalno svijanje slojeva rudistnih vapnenaca. Potkrijep- ljeno je i identiËnim poloæajem sloja tamnije smee boje unu- tar gotovo bijelih rudistnih vapnenaca. Na antiklinalnu struk- turu joπ jasnije upuÊuju nalazi baznih transgresivnih paleo- genskih breËa na jugozapadnoj, i gotovo bijelih alveolinskih vapnenaca uz transgresivne breËe na sjeveroistoËnoj padini Drivenika. U prilog i paleogeografski izdignutog oblika indi- rektno govore spomenuti podaci, bogata fosilna zajednica litoralne sredine (VOGL, 1912), u vrijeme taloæenja fliπnih naslaga starijeg nivoa, te grebenski vapnenci i numulitne bre- Ëe mlaeg nivoa klastiËnih naslaga (BLA©KOVI∆ & TI©- LJAR, 1983) na jugoistoËnim padinama Drivenika. Morfoloπki istaknuto uzviπenje Humac, stoæastog oblika, istoËno od Triblja (kota 101), izgraeno je iz foraminiferskih vapnenaca. Okruæeno je fliπnim naslagama. Poloæaj slojeva vapnenaca omoguÊuje rekonstrukciju normalne antiklinale (SALOPEK, 1960). Bez elemenata Ëela strukture, i s obzirom na dimenzije i fliπno okruæenje, to uzviπenje predstavlja frag- ment antiklinale dinarskog pruæanja, izdignut uz popreËne rasjede. Izdanci foraminiferskih vapnenaca u fliπnom okruæenju utvreni su i u predjelu jugozapadno od naselja Kamenjak. Tektonski su poremeÊeni i nejasnog poloæaja, no u literaturi su tretirani kao jezgra prebaËene izoklinalne antiklinale ( » U- BRILOVI∆, 1938). Formiraju zamjetljivu stepenicu u reljefu. U vododerini potoka Malenica uz kamenolom Badanj, foraminiferski vapnenci s krovinskim fliπnim sedimentima nagnuti su prema sjeveroistoku kao jezgra prebaËene izokli- nalne antiklinale (sl. 13). Glinovito-siltozne taloæine pliocenske starosti utvrene su na manjim povrπinama u jugozapadnom dijelu doline, kod lokaliteta KatiÊi, CeroviÊi i Badanj (KOCH, 1922; »UBRI- LOVI∆, 1938; BLA©KOVI∆, 1983) SaËuvane su od troπenja zahvaljujuÊi uglavnom tektonski formiranim, zatvorenim udubljenjima, u kojima su smjeπtene. Kvartarne sipariπne breËe, osobito one smjeπtene uz rubo- ve doline, uz kontakt fliπa Vinodola i vapnenaËkih padina zas- luæuju posebno isticanje. Povrπinski i debljinom znatnije su zastupljene uz sjeveroistoËni rub Vinodola, prateÊi intenzitet 183BlaπkoviÊ: Tectonics of Part of the Vinodol Valley Within the Model of the Continental Crust Subduction poremeÊaja karbonatne padine. Na mjestima veÊih izdanaka jasno je izraæena gruba kosa slojevitost. U blizini naselja Rop- ci i PetrinoviÊi, sipariπne breËe su blago nagnute prema jugozapadu, pod kutom od 15-20°. Na znatno veÊem pozaj- miπtu materijala (FranoviÊ) slojevi sipariπnih breËa su gotovo horizontalni ili vrlo blago nagnuti prema dolini ili Ëak sjeve- roistoku. Uz jugozapadni rub Vinodola istovrsne breËe, u znatno manjoj debljini, ustanovljene su kod naselja KatiÊi i StranËa te ispod gradine Badanj. Gruba uslojenost, pokazuje nagib prema sjeveroistoku pod kutom od 38-44°. Istaknuti greben izmeu Vinodola i mora je asimetriËnog oblika i strukturne grae. S prosjeËnim visinama od 300-350 metara, blago je nagnut prema moru te sa strmim padinama prema Vinodolu. Izgraen je preteæno iz gornjokrednih vap- nenaca i dolomita te paleogenskih foraminiferskih vapnenaca. U strukturnom pogledu predstavlja kosu antiklinalu sjevero- istoËne vergencije, s blago nagnutim jugozapadnim krilom od 25-35° te strmije poloæenim sjeveroistoËnim krilom, od 30- 55°. SjeveroistoËno krilo strukture odnosno padine grebena izgraene su preteæno iz foraminiferskih vapnenaca. Oni tvore jugozapadnu stranu odnosno rub Vinodola. Duæ cijelog ruba markantan je rasjedni kontakt (Jugoza- padni vinodolski rasjed - 4) izmeu preteæno foraminiferskih vapnenaca i fliπa doline (sl. 14), no mjestimiËno s interesant- nim detaljima. Tako paænju zasluæuju odnosi u usjeku ceste Griæane- Crikvenica u kanjonskom dijelu potoka Malenica, gdje dolazi do sukobljavanja struktura suprotnih vergencija, jugozapad- nog ruba doline i same doline (sl. 13). Rasjedna ploha kontak- ta izmeu foraminiferskih vapnenaca jugozapadne padine i fliπa Vinodola nagnuta je prema zapad-jugozapadu pod kutom od 50° s okomitim tektonskim prutanjem. Foraminiferski vap- nenci krovinskog krila rasjeda, leæe na tektonski oπteÊenim fliπnim laporima. IstoËno-sjeveroistoËno, skoro paralelno ovom rasjedu, na maloj udaljenosti, utvren je reverzni rasjed suprotne vergencije, s promjenljivim elementima poloæaja po pruæanju (od 26°/82° do 35°/10°). Tim rasjedom u kontaktu su fliπni sedimenti kao podinsko krilo i na njima mlai, numulitni nivo foraminiferskih vapnenaca, kao vjerojatni iz- bojak antiklinalnog niza izoklinalne serije unutar fliπnih nas- laga Vinodola (Kamenjak-Kostelj), u smislu shvaÊanja struk- tura prema »UBRILOVI∆U (1938). Ovdje valja istaknuti detalje rasjedne plohe, odnosno pro- mjene veliËine njezinoga nagiba. Sukladno smjeru nagiba ori- jentirana tektonska prutanja, odreuju vertikalno kretanje uz paraklazu. Za naknadna razmatranja indikativna je zaoblje- nost paraklaze: nagnuta prema sjeveroistoku, u hipsometrijski najviπem dijelu najstrmije je poloæena (82°). SpuπtajuÊi se do razine ceste nagib paraklaze postupno se smanjuje sve do 50°, a lateralno, i na maloj udaljenosti (cca 100 m) po pruæanju prema sjever-sjeverozapadu, i do 10°. PrateÊi dalje jugozapadni rub Vinodola, u zasjeku ceste Tribalj-Crikvenica, podno gradine Badanj, jasno je vidljiv reverzni rasjedni kontakt, uz koji foraminiferski vapnenci leæe na glinovito-siltoznim naslagama mlaeg pliocena. Rasjedna ploha je nagnuta prema sjever-sjeveroistoku pod kutom od 53° (BLA©KOVI∆, 1983). U πirem predjelu uzviπenja Sopalj (kota 327), jugozapad- no od Triblja, zabiljeæeni su daljnji indikativni podaci. Sopalj je istaknuto uzviπenje sa strmim liticama prema dolini (sl. 15). Djeluje kao da je izbaËen prema sjeveroistoku, u dolinu, iz cjeline vapnenaËkog grebena izmeu Vinodola i mora. U za- leu uzviπenja, prema moru, formirana je zaravan trokutaste povrπine, otvorena prema jugozapadu, i s pojavom vode u jed- noj od “ponikva”. I geoloπki podaci sukladni su geomorfoloπ- kim osobitostima. Znatni pomaci transgresivne granice izme- u gornjokrednih i paleogenskih vapnenaca nesumnjivo uka- zuju na popreËne rasjede. Njima je i obrubljena spomenuta trokutasta zaravan. OznaËeni su i πirokim zonama milonitizi- ranih i breËastih vapnenaca. Na sjeciπtu tih rasjednih zona, u udubljenju s vodom, utvreni su glinovito-siltozni, dijelom limonitizirani sedimenti. Mikropaleontoloπkom analizom uzo- raka, za koju zahvaljujem dr Ani SOKA», utvreno je da te tvorevine nose obiljeæja slatkovodnih taloga i vjerojatno pri- padaju mlaem neogenu ili starijem kvartaru. Od fosilnih os- tataka odreeni su C a n d o n a cf. n e g l e c t a SARS, T y p h l o c y p r i s sp., i I l y o c y p r i s sp. Sedimentoloπko-petrografskom analizom, izraenom ljubaznoπÊu dr Josipa TI©LJARA, uzorak tih stije- na je odreen kao kalcitom bogati lapor, izgraen od kripto- kristalastog kalcita i gusto, pahuljasto grupirane smjese mine- rala glina. Samo sporadiËno sadræi vrlo sitna zrnca kvarca i rijetke pojedinaËne listiÊe sericita. S obzirom na sastav i stru- kturu uzorak ove stijene je vrlo sliËan gornjopliocenskim gli- novito-siltoznim sedimentima na spomenutim lokalitetima u Vinodolu. I navedeni rezultati analize mikropaleontoloπkog sadræaja ne osporavaju takav zakljuËak. Spomenuti popreËni rasjedi, u svom produæenju prema sjeveroistoku, obrubljuju sa sjeverozapadne i jugozapadne strane uzviπenje Sopalj i nastavljaju se u dolini prema Triblju odnosno zaseoku Janjevalj. I ovdje dovode do promjena opÊe slike geoloπkog sastava i grae jugozapadnog ruba doline. Izmeu njih, a podno Soplja (zaseok KatiÊi), smjeπteni su gornjopliocenski sedimenti u najveÊoj debljini (KOCH, 1922). Diskordantno poloæeni na fliπne naslage, saËuvani su u uvjetima sukobljavanja sinklinalnog poloæaja fliπa (slojevi nagnuti prema jugozapadu) i gotovo okomitog poloæaja para- klaze Jugozapadnog vinodolskog rasjeda (4). Okruæenje gor- njopliocenskih naslaga, iako velikim dijelom pokrivenih sipa- rima, kao i morfologija terena, upuÊuju na rasjedne kontakte. Foraminiferski vapnenci zapadno od Pilina predstavjaju daljnju posebnost ovog dijela Vinodola. Morfoloπki uoËljivi, u obliku asimetriËno izdignutog reljefa, trokutaste povrπine, duboko se uvlaËe u fliπne naslage doline. Oslonjeni su na str- me sjeveroistoËne padine grebena Haldin, ali sa zamjetljivo blaæim reljefom. Na sjeverozapadnoj i jugozapadnoj strani rasjedima su ograniËeni: uz rasjed Sopalj-Janjevalj od plio- censkih naslaga, te od foraminiferskih vapnenaca grebena Haldin Jugozapadnim vinodolskim rasjedom (4). IstoËna granica foraminiferskih vapnenaca Pilina oznaËena je konkor- dantnim prijelazom u fliπne naslage Vinodola. Donekle sliËnu situaciju “izbacivanja” dijela vapnenaËkog grebena izmeu Vinodola i mora prema dolini, uz popreËne rasjede i uz popratno kompleksnije strukturne odnose u fliπ- nom dijelu doline (Drivenik), susreÊemo u predjelu GraËiπÊe (kota 289) (sl. 12). Kao posljedica toga su u direktnom rasjed- nom kontaktu uz eocenske foraminiferske vapnence i gornjo- kredni rudistni vapnenci s eocenskim fliπnim naslagama. Jugozapadni vinodolski rasjed (4) je jedna od struktura s morfoloπki naglaπenom stepenicom u reljefu, te geoloπki, kontaktom kontrastnih fliπnih naslaga i foraminiferskih vap- nenaca. Sâm rasjedni kontakt, kao i rasjedna ploha pokriveni su aktivnim siparima i rijetko dostupni snimanju. Meutim, i u takvim uvjetima utvren je poloæaj paraklaze na niz mjesta. Ona je uglavnom nagnuta prema sjeveroistoku s nagibom od 50-85°, a na dva lokaliteta (Badanj, Sopalj) utvren je i nagib paraklaze prema jugozapadu pod kutem od 50 odnosno 72°. Do promjena u veliËini i smjeru nagiba paraklaze dolazi naj- ËeπÊe uz brojne popreËne i dijagonalne rasjede, kojima je na- ruπen kontinuitet u pruæanju Jugozapadnog vinodolskog rasje- da. 184 Geologia Croatica 52/2 Svi navedeni detalji geoloπkog sastava i grae pojedinih predjela u podruËju Vinodola predstavljaju poticaj i osnovu za rekonstrukciju naËina postanka struktura, rasprostranjenosti pojedinih kronostratigrafskih jedinica i vremenskog slijeda zbivanja. U nastavku je izloæen pokuπaj takve rekonstrukcije. Osniva se na mobilistiËkom pristupu, u kojem se Vinodol smatra jednom od zona plitke subdukcije kontinentalne kore (A-tip subdukcije), odnosno podvlaËenja (HERAK, 1980; BLA©KOVI∆ & ALJINOVI∆, 1981; BLA©KOVI∆, 1991). 3. MODEL PODVLA»ENJA KAO OSNOVA ZA POSTANAK I INTERPRETACIJU STRUKTURA 3.1. TEMELJNE POSTAVKE MODELA Model podvlaËenja (sl. 16) je temeljen na analizi mikro- tektonskih elemenata iz podruËja ∆iÊarije (BLA©KOVI∆ & ALJINOVI∆, 1981), te geoloπkih odnosa πireg podruËja uz rezultate dobivene metodama seizmiËkog istraæivanja (ALJI- NOVI∆ & BLA©KOVI∆, 1981). Njime se pretpostavlja kre- tanje i podvlaËenje ploËe prema sjeveroistoku (recentna ori- jentacija) sa πirom zonom horizontalne i uæom zonom ver- tikalne komponente kretanja (samim podvlaËenjem odnosno subdukcijom). U prvoj fazi (kolizijskog procesa) dolazi do boranja sedi- mentnog kompleksa. Time su odreeni predjeli sinklinalnih odnosno antiklinalnih struktura (BLA©KOVI∆ & ALJINO- VI∆, 1981). Strukture su u toj fazi konsekventne morfologiji. Time istovremeno mogu biti predodreeni prostori razliËitih sedimentacijskih reæima. U nastavku kretanja uz deformaciju primarnih struktura u smislu sve veÊe asimetrije bora s preteæ- no jugozapadnom vergencijom, formiraju se dislokacije rever- znog karaktera i zapoËinje proces podvlaËenja prvenstveno u labilnim, za spuπtanje predisponiranim sinklinalnim struktura- ma (sl. 17). Aktivni dio kontinentalne kore u horizontalnom kretanju i subdukciji definiran je kao podinsko krilo akcije - A i karak- teriziran je odreenim strukturnim i facijesnim osobitostima. To su preteæno plikativne deformacije i dominacija plitko- morskih uglavnom konkordantnih sedimenata, eventualno s kratkotrajnim emerzijama ili ËeπÊe opliÊavanjima osobito izraæenim u predjelima antiformnih struktura. Normalno je oËekivati i pravilan, zonaran raspored litofacijesa. Relativno pasivni dio kontinentalne kore, definiran je kao krovinsko krilo otpora ili reakcije - R . U poËetnoj fazi odgovara stabilnijoj, antiformnoj strukturi, koja tijekom ne- kontinuiranog procesa podvlaËenja preuzima ulogu pruæanja otpora. Pri tome je izloæena znatnim strukturnim deformacija- ma plikativnih i osobito disjunktivnih karakteristika s opÊom tendencijom izdizanja. U sedimentacijskom procesu to rezul- tira ËeπÊim emerzijama, nepravilnim rasporedom, prostornim ograniËenjem i malom debljinom raznovrsnijih litofacijesa te znatnijim udjelom klastiËnih i gruboklastiËnih sedimenata. Pod pojmom uæa zona subdukcije - S podrazumijeva se relativno uski pojas dodira dviju ploËa (A i R) i njihovog antagonistiËkog vertikalnog kretanja. Taj pojas aktivnog pod- vlaËenja odgovara primarnoj labilnoj sinformnoj strukturi (sinklinala, sinklinorij). Strukturne deformacije u toj zoni koje nastaju u periodima intenzivnijeg podvlaËenja, imaju plika- tivne i rasjedne osobitosti saæimanja. To je popraÊeno znatnim horizontalnim i vertikalnim raznolikostima litofacijesa. Izra- æena je dominacija klastiËnih sedimenata fliπnih ali i molasnih karakteristika. U kontinuitetu sedimentacije postoji i moguÊ- nost promjena taloæne sredine (marinska-slatkovodna ili ob- ratno) kao i formiranje kutnih disordancija uslijed sinsedi- mentacijskih pokreta podvlaËenja. 3.2. PRIMJENA I RAZRADA MODELA ZA ISTRAÆIVANO PODRU»JE VINODOLA PodruËje Vinodola, kao jedna od markantnijih zona plitke subdukcije, sadræi “u malom” veÊinu karakteritika podvlaËe- nja (plitke subdukcije) na πirem prostoru. Karakteristike tak- vog podvlaËenja, s tek generalnim napomenama o sedimenta- ciji i strukturnim promjenama, dijelom u pojedinim vremen- skim fazama subdukcijskog procesa, a s osloncem uglavnom na geologiju istraæivanog podruËja, predoËene su na slici 17. Pri tome je izvrπena i tektonska razdioba Vinodola. Tako je karbonatni greben izmeu Vinodola i mora definiran kao rub- ni dio podinskog krila akcije - A, sjeveroistoËne karbonatne padine Vinodola kao dio krovinskog krila otpora ili reakcije - R, a sama uglavnom fliπna dolina kao uæa zona subdukcije - S. Slijedi i kratki komentar priloga. Inicijalna kolizijska kretanja smjeπtena su u okviru lara- mijskih pokreta krajem krede. Njima su formirane blage bore i ostvareni uvjeti za emerziju odnosno taloæenje kozinskih vapnenaca ili njihovih facijesnih ekvivalenata u najdubljim dijelovima paleoreljefa - sinklinalnim strukturama (faza I). Iz razmatranja je izostavljen period relativno stabilne sed- imentacije foraminiferskih vapnenaca, iako je veÊ u donjem eocenu moglo doÊi do inicijalnih subdukcijskih kretanja, u smislu intenzivnijeg tonjenja labilnih sinklinalnih dijelova s diferencijacijom sedimentacijskih reæima, t.j. istovremenog taloæenja foraminiferskih vapnenaca i fliπnih naslaga (DRA- GI»EVI∆ et al., 1992). Shemom je obuhvaÊen interval intenzivnog taloæenja kla- stiËnih sedimenata (faza II). U tom vremenu, prvotno zatom- ljen ili slabije izraæen, nastavlja se proces subdukcije. U uæoj zoni subdukcije (S), primarnoj sinklinali izmeu dva antago- nistiËka krila (A i R), intenziviranjem podvlaËenja dolazi do rotacije suprotne smjeru kazaljke na satu oko horizontalne osi; antiklinala ili monoklina, kao rubni dio podinskog krila akcije (A), tone i podvlaËi se, a antiklinalna struktura nasu- prot, kao rubni dio krovinskog krila otpora (R), u postupnom je izdizanju. Rezultat takvog suprotnog kretanja je i premje- πtanje osi sinklinale odnosno uæe zone subdukcije u smjeru suprotnom osnovnom kretanju, πto se odraæava u asimetriË- nom rasporedu kozinskih naslaga. Nastavak i intenziviranje subdukcijskog procesa odraæava se u taloæenju preteæno klastiËnih sedimenata, u poËetku sit- nozrnastih a kasnije, i s moguÊnoπÊu diskordancije, krupnozr- nastih stijena. Njihova sedimentacija vezana je uz znatnije strukturne deformacije i u πirem podruËju. Promjene u okoliπu rezultiraju raznolikim litofacijesima (fliπ, Prominska formaci- ja, Jelar formacija). U zadnjoj, III fazi, povezanoj s prethodnom, koja se vre- menski prema podacima s istraæivanog podruËja, moæe even- tualno vezati i uz postanak Jelar-naslaga te kasnije i kvartar- nih sipariπnih breËa, a prisutna je i danas, pretpostavlja se ne- kontinuirano ali intenzivno podvlaËenje. Finalni rezultat pro- cesa subdukcije je odraæen u znatnoj redukciji πirine uæe zone podvlaËenja (S), te intenzivnim strukturnim deformacijama stijena u toj i susjednim zonama (A i R). Primjeri iz istraæivanog podruËja pokazuju da deformacije nisu identiËne po karakteru i intenzitetu u svim zonama. U prvom redu ovise o zateËenim strukturama, fiziËkim osobito- stima stijena te naËinu kretanja krila. Kompleks podinskog krila akcije (A) u intervalu horizon- talnog kretanja, uz uglavnom zadræavanje pribliæno istog hip- sometrijskog nivoa, podloæan je preteæno plikativnim defor- macijama sa sukladnom do eventualno suprotnom vergenci- jom bora odnosno reverznih rasjeda smjeru kretanja. U kon- taktu sa zonom subdukcije (S), odnosno u intervalu promjene 185BlaπkoviÊ: Tectonics of Part of the Vinodol Valley Within the Model of the Continental Crust Subduction kretanja u smislu podvlaËenja, formira se antiklinalna, kao u sluËaju grebena izmeu Vinodola i mora, ili eventualno monoklinalna struktura (sl. 17, alternativa IIIa). PodvlaËi se cijeli kompleks krila akcije. Uæa zona subdukcije (S), prvotno sinklinala ili sinklinorij, s kompleksom klastiËnih stijena znatne debljine, izloæena je djelovanju suprotnih sila: horizontalno-vertikalnoj komponen- ti podvlaËenja (A) s jedne i horizontalno-vertikalnoj (u smislu izdizanja) komponenti krila otpora (R) s druge strane. Dio sedimentnog kompleksa zone subducira se zajedno sa stijena- ma krila akcije, a preteæno viπi dio kompleksa, usljed pribliæa- vanja krila akcije i otpora, t.j. redukcije πirine, istiskuje se uz istovremeno formiranje raznolikih sekundarnih tangencijalnih struktura, reversnih rasjeda, izoklinalnih, prebaËenih i kosih bora. Vergencija struktura je uglavnom suprotna smjeru os- novnog kretanja. Istiskivanje dijela kompleksa je asimetriËno: osobito je izraæeno uz kontakt sa stijenama krovinskog krila otpora (R) kao posljedica karakteristika kretanja tog krila. Zona krovinskog krila otpora (R) pruæa otpor horizontal- noj komponenti osnovnog kretanja. Zbog toga kao i samog podvlaËenja predstavlja podruËje izdizanja uz intenzivne tan- gencijalne plikativne i osobito disjunktivne deformacije, kon- centrirane uz kontakt s prethodnom zonom. Od struktura dominiraju prebaËene do izoklinalne bore te reversni rasjedi uz moguÊnost “navlaËenja”. Vergencija struktura je u pravilu suprotna smjeru osnovnog kretanja, a iznimno, i to dublje u zoni reakcije, i sukladna. Granice izmeu pojedinih zona (A-S-R), u ovom sluËaju antiklinalnih nasuprot sinklinalnim strukturama, u pravilu su rasjedne. ZajedniËka im je karakteristika oblik rasjedne plohe, u vertikalnom presjeku viπe ili manje izduljenoj zrcalnoj slici slova S (BLA©KOVI∆ & ALJINOVI∆, 1981), i u krajnjoj konsekvenciji, s obzirom na kompresiju, reverzni karakter kretanja. 4. INTERPRETACIJA GENEZE STRUKTURA ISTRAÆIVANOG DIJELA VINODOLA Na temelju iznesenih postavki modela uraena je inter- pretacija u uvodnom dijelu (odjeljak 2) navedenih detalja o sastavu i grai ovog dijela Vinodola. AsimetriËki vapnenaËki greben izmeu Vinodola i mora shvaÊen je kao rubni dio podinskog krila akcije (A) u zoni pri- jelaza iz horizontalne u vertikalnu komponentu kretanja, t.j. samo podvlaËenje. Posljedica je izraæena morfoloπki, s obzi- rom na asimetriju grebena, a i strukturno, kosom antiklinalom sa sjeveroistoËnom vergencijom. Potvrdu takvog kretanja nalazimo u spomenutom “izbacivanju” dijela grebena prema Vinodolu uz dijagonalne rasjede (kota 327, Sopalj). Modelira- ni pokuπaj simuliranja procesa izbacivanja (sl. 18) jasno uka- zuje na karakter kretanja i daje objaπnjenje rasporeda i polo- æaja dominantnih zjapeÊih pukotina na grebenu kao i promje- ne nagiba paraklaze Jugozapadnog vinodolskog rasjeda (4), na kontaktu s gornjopliocenskim klastiËnim naslagama same doline. U ovom rubnom dijelu podinskog krila akcije (A) rotacij- sko kretanje u podvlaËenju, uz odreene strukturne elemente, dovodi do relativnog izdizanja grebena, i spuπtanja dodirnog dijela klastiËnih sedimenata uæe zone subdukcije (S), t.j. do- line. O tome svjedoËe nalazi gornjopliocenskih sedimenata u zaleu brda Sopalj na nadmorskoj visini od 225 m u odnosu na istovremene klastiËne naslage u dolini podno istog vapne- naËkog grebena na visini od 100-155 metara. Geoloπka situa- cija i rekonstrukcija primarnih uvjeta prikazani su na slici 19. Jugozapadni rub Vinodola je poistovjeÊen sa zonom kon- takta podinskog krila akcije (A) i uæe zone subdukcije (S). Na terenu je predstavljen Jugozapadnim vinodolskim rasjedom. Uz taj rasjed vezane su najznaËajnije strukturne promjene. Promjene nagiba helikoidalne rasjedne plohe Jugozapad- nog vinodolskog rasjeda (4), kreÊu se u rasponu od 48° s na- gibom prema sjeveroistoku, preko okomitog do prebaËenog poloæaja s nagibom prema jugozapadu pod 50°. Do promjena poloæaja paraklaze najËeπÊe i naglo dolazi uz popreËne i dija- gonalne rasjede. Ovisno o veliËini nagiba razliËite su struktur- ne deformacije u stijenama doline odnosno uæe zone subduk- cije (S) (sl. 20, sl. 14). Uz blaæi nagib rasjedne plohe, nagnute prema sjeveroisto- ku, dolazi do relativnog izdizanja krovinskog krila rasjeda, pojave starijih stijena na povrπini, kakav je i izolirani sluËaj zapadno od Pilina uz izostajanje deformacija veÊih razmjera unutar fliπnih naslaga u produæetku profila prema sjeverois- toku. Uz veÊi nagib rasjedne plohe, izmeu 65-80°, i koji je karakteristiËan za preteæni dio jugozapadnog ruba Vinodola, u kontaktu su paleogenski vapnenci i fliπne naslage. Pretpostav- lja se znatniji horizontalni domet plikativnih deformacija unu- tar fliπnih sedimenata doline. Okomiti, odnosno okomitom bliski poloæaj rasjedne plo- he, kao πto je sluËaj u podruËju naselja Podsopalj dovodi do antiklinalnog oblikovanja a istovremeno i relativnog izdizanja kompleksa stijena krovinskog krila rasjeda ili krila u smjeru pritiska. To izaziva i znatnije strukturne promjene u smislu boranja s veÊim horizontalnim domaπajem, kako je buπenjima utvreno u predjelu Podsopalj-Suπik. PrebaËeni poloæaj paraklaze joπ uvijek vrlo strmog nagi- ba, kao u podnoæju vrha Sopalj (sl. 19) uz ograniËenja popreË- nim rasjedima, uvjetuje uz sinklinalno svijanje i pojaËano to- njenje fliπnih i mlaih (pliocenskih) naslaga u krilu rasjeda s mlaim naslagama i moguÊnost njihovog oËuvanja od nak- nadne erozije. Kompenzaciju dubljem spuπtanju uz jugoza- padni rasjed nalazimo u sekundarnom boranju fliπnih naslaga πireg prostora u smjeru profilne linije, i dijelom u izdizanju i antiklinalnom oblikovanju foraminiferskih vapnenaca (Hum- ac, kota 104). Blaæem nagibu prebaËene rasjedne plohe, kao πto je dije- lom pretpostavljeno u podruËju profila GraËiπÊe-Drivenik (sl. 12), i utvreno u predjelu kamenoloma Badanj (sl. 14), odgo- varaju znaËajnije strukturne promjene na manjem prostoru a veÊeg vertikalnog domaπaja. One nalaze izraz u tektonskom prodoru stijena podloge fliπnog kompleksa, paleogenskih foraminiferskih vapnenaca (kamenolom Badanj), ili Ëak stari- jih, gornjokrednih vapnenaca. Nastale su kao posljedica dub- ljeg domaπaja pritisaka podvlaËenja, prenoπenih poloæajem i nagibom rasjedne plohe, kao i zateËenim izdignutim ili utonu- lim paleostrukturnim oblicima u vrijeme konaËnog oblikova- nja, kao u sluËaju Drivenika. Pribliæavanje struktura veÊeg intenziteta deformacija usli- jed sve blaæeg nagiba prebaËene rasjedne plohe, kako se vidi kod kamenoloma Badanj (sl. 14), u odnosu na sluËaj kod Dri- venika (sl. 12), moæe iÊi sve do uklijeπtenja sinklinalno oblikovanih fliπnih naslaga i tektonskog kontakta foraminifer- skih vapnenaca dviju antiklinalnih struktura suprotnih vergen- cija (sl. 20, pretpostavljeni profil). Realna situacija takvog profila je u predjelu Vitre, na sjeveroistoËnoj padini Vinodola (sl. 4, profili J, K). Njihov razvoj moæe se objasniti boranjem i rasjedanjem u okviru subdukcijskog procesa (sl. 21). U tak- vom sluËaju, gdje u tektonski kontakt mogu doÊi istoznaËno orijentirana krila dviju primarno paralelnih antiklinalnih stru- ktura, vrlo je teπko terensko uoËavanje rasjeda i determinira- nje struktura. Na temelju navedenih primjera mogu se donijeti i odree- 186 Geologia Croatica 52/2 ni zakljuËci πireg znaËenja. Ovisno o obliku paraklaza uzduænih rasjeda, odnosno na- gibu relevantnog dijela plohe, a koji se moæe znatno mijenjati po pruæanju uz fiziËke osobitosti stijena u dodiru i karakteru osnovnog kretanja, rezultirat Êe u uæoj subdukcijskoj zoni (S) sekundarne strukturne deformacije, razliËite po obliku te hori- zontalnom i vertikalnom domaπaju. One gotovo izostaju u podinskom krilu akcije (A): ono se ponaπa kao strukturno jed- instveni kompleks, jedino dislociran u blokove popreËnim i dijagonalnim rasjedima. RazmatrajuÊi promjenu smjera i veliËine nagiba relevant- nog dijela rasjedne plohe istog karakteristiËnog oblika, uz ug- lavnom istoznaËnu rezultantu pritiska rotacijskog podvlaËenja zone podinskog krila akcije (A), moæe se pretpostaviti model deformacija (sl. 20). Iz njega je vidljivo da se poveÊanjem veliËine nagiba segmenta rasjedne plohe sve do okomitog poloæaja, u uæoj zoni subdukcije (S) poveÊavaju deformacije s obzirom na strukturni oblik, πirinu kompleksa zahvaÊenog deformacijama kao i dubinu odnosno debljinu kompleksa. Daljnjem poveÊanju nagiba iznad 90° (prebaËenom dijelu seg- menta; promjena smjera nagiba uz smanjenje veliËine), odgo- vara porast intenziteta strukturnih promjena s obzirom na oblik i vertikalni domaπaj, ali se smanjuje njihov horizontalni domet. Kontinuirani tijek razvoja struktura razliËitih karakteristi- ka i dometa u uæoj zoni subdukcije (S) a po pruæanju uzduæ- nog graniËnog rasjeda, najËeπÊe je naruπen djelovanjem broj- nih popreËnih i dijagonalnih rasjeda. Ti rasjedi, preteæno radi- jalni i u pravilu s horizontalnim kretanjem, presijecaju pri- marne strukture (A i R) ili njihove dijelove, a javljaju se kao posljedica podvlaËenja. UzimajuÊi u obzir odreenu autonom- nost u kretanju i ponaπanju stijena krajnjih zona (A i R), moguÊe je pretpostaviti i odvojenost sustava tih rasjeda u zoni podinskog krila akcije (A) i zoni krovinskog krila otpora (R). U srediπnjoj, uæoj zoni subdukcije (S) dolazi do njihovog mijeπanja. Upravo zahvaljujuÊi kretanjima uz takve preteæno vertikalne rasjede potencirana su u njihovom domaπaju osnovna kretanja podvlaËenja, uz istovremeno znatnu promje- nu elemenata rasjednih ploha na kontaktu s uæom zonom sub- dukcije (S). SliËna analiza te interpretacija postanka i karakteristika struktura na dodiru uæe zone subdukcije (S) i krovinskog krila otpora (R), kao i u samom krovinskom krilu, t.j. fliπne doline i sjeveroistoËne karbonatne padine, nije u cijelosti moguÊa. Iako se i ovdje susreÊu sliËni elementi, kao πto su u pravilu rasjedni kontakti jedinica u dodiru, reversni karakter rasjeda- nja, karakteristiËni oblik rasjedne plohe, postoje i razlike: to su u prvom redu nejedinstvenost rasjednog kontakta i razliËiti intenzitet tektonskog poremeÊaja, a time i razliËiti oblici strukturnih deformacija i njihov vertikalni i horizontalni domet u stijenama krovinskog krila otpora (R) i uæe zone sub- dukcije (S). Navedene razlike nisu samo posljedica osobitosti podvla- Ëenja i otpora krovinskog krila (R) i oblika rasjedne plohe, veÊ u prvom redu paleostrukturne odnosno konsekventne paleogeomorfoloπke razvedenosti danaπnjeg, na prvi pogled jedinstvenog kompleksa krovinskog krila otpora (R) i uæe zone subdukcije (S). Naime, niz neposrednih i posrednih podataka upuÊuje na postojanje primarnih boranih struktura unutar tektonski suæene fliπne doline i karbonatnih stijena obi- ju strana doline. To je i prikazano na tektonskoj skici ovog podruËja (sl. 22). Od direktnih pokazatelja mogu se navesti: - prebaËena izoklinalna antiklinala sjeveroistoËne strane Vi- nodola, t.j. strukturna jedinica Belgrad-Griæane, - duboko uvlaËenje fliπnih naslaga u podruËju Diran s dije- lom sinklinalnim poloæajem slojeva, - antiklinalni oblik foraminiferskih vapnenaca uzviπenja Ma- liÊ, u jugoistoËnom dijelu strukturne jedinice Ropci-MaliÊ, - nalaz mlaeg nivoa eocenskih klastita u provalijama Vitra i Pihlja, gornjokredna antiklinala zapadno od Vitre, kao dio strukturne jedinice PetrinoviÊi-KriæiπÊe, - sinklinalni poloæaji eocenskog fliπa istoËno i zapadno od tektonskog prodora odnosno primarno antiklinalne struk- ture gornjokrednih i foraminiferskih vapnenaca Drivenika. Dalje, u πirem podruËju Triblja, na borane strukture unutar fliπa upuÊuju podaci buπenja na profilu Podsopalj- Suπik, a u neposrednoj blizini utvrene su antiklinalne struk- ture foraminiferskih vapnenaca na Humcu (kota 102) i vapne- naËko-laporovitih eocenskih sedimenata kod Podsoplja. Izo- klinalnim borama tumaËene su i pojave foraminiferskih vap- nenaca u predjelu Kamenjak (»UBRILOVI∆, 1938) i sjevero- istoËno od kamenoloma Badanj. Meu indirektnim pokazateljima su nalazi mlae razine eocenskih klastita, na potezima Pihlja-Vitra i u produæetku predjela Diran preko naselja Antovo-Belgrad-Griæane. Smjeπ- teni su u indiciranim sinklinalama. Njihov smjeπtaj postaje logiËan ukoliko sinklinalne strukture u odreenom vremen- skom intervalu shvatimo kao paleogeomorfoloπka korita - kanale intenzivnijeg i usmjerenog transporta materijala. I lo- kacija naselja, uz pojavu niza izvora, posredno upuÊuje na ËvrπÊu vapnenaËku podlogu tanjeg fliπnog pokrivaËa u tjeme- nim dijelovima antiklinalnih struktura. UvaæavajuÊi iznesene podatke i promatrajuÊi ih po povrπi- ni moæe se pretpostaviti sinklinorijski strukturni oblik sred- njoeocenskog fliπnog bazena na prostoru Vinodola. Recentno pruæanje bora je pribliæno sjever-sjeverozapad - jug-jugoistok. Odreene strukturne osobitosti i lokacija podataka govore u prilog niza paralelnih i dijelom eπaloniranih brahiantiklinala i brahisinklinala. »eoni dijelovi brahistruktura uglavnom nisu saËuvani; jug-jugoistoËni su degradirani rotacijskim podvlaËe- njem podinskog krila akcije, t.j. uz Jugozapadni vinodolski rasjed (4). Sjever-sjeveroistoËna Ëela preteæno sinklinalnih struktura skrivena su rasjednim kontaktima susjednih antikli- nala. Na shematiziranoj palinspastiËkoj rekonstrukciji prikazan je raspored brahistruktura s osnovnim naznakama lokaliteta recentnog reljefa (sl. 23). Istaknute su strukture s veÊom od- nosno manjom debljinom fliπnih sedimenata, t.j. relativnim odnosom amplituda svijanja, kao i predjeli pretpostavljeno s dominacijom karbonatnih stijena. Kao vremenski okvir prikaza uzet je interval izmeu taloæenja eocenskog fliπa i mlae razine krupnoklastiËnih eocenskih sedimenata. PolazeÊi od tako zacrtane slike rasprostranjenosti pri- marnih plikativnih struktura, u uvjetima subdukcijskog proce- sa i otpora u krovinskom krilu otpora (R) i pripadajuÊem dijelu uæe zone subdukcije (S) moguÊe je i objaπnjenje pojedi- nih struktura. Pri tome je nuæno uzeti u obzir fiziËke osobito- sti klastiËnih i karbonatnih stijena i njihovu podatljivost odre- enom tipu strukturnih promjena. Jednako je tako vaæna i nji- hova debljina kao i primarni strukturni oblik. Naime, debljem kompleksu klastita jedne ili viπe paralel- nih sinklinala, izloæenom subdukcijskom kretanju uglavnom okomitom na pruæanje struktura, u dodiru sa stabilnijim anti- klinalnim karbonatnim kompleksom krovinskog krila otpora (R), odgovarati Êe jedinstveni, jednoznaËni tektonski kontakt tipa reverznog rasjeda blaæe poloæene paraklaze ili “navlaka”. Takav kontakt nalazimo u jugoistoËnom dijelu istraæivanog podruËja u vidu rasjeda Kozak (3), izmeu strukture Belgrad- 187BlaπkoviÊ: Tectonics of Part of the Vinodol Valley Within the Model of the Continental Crust Subduction Griæane i najπireg fliπnog podruËja doline. Nasuprot tome, manjoj debljini klastiËnog kompleksa, odnosno poveÊanju utjecaja kompaktnijih karbonatnih stijena, πto odgovara pli- Êim sinklinalama odnosno izraæenijim antiklinalama, u uvjeti- ma istog subdukcijskog procesa, u krovinskom krilu otpora (R) i dijelom u uæoj zoni subdukcije (S) odgovarat Êe, ovisno o broju sinformi, reverzni rasjedni kontakti sa strmim do go- tovo okomitim rasjednim plohama. Sinklinalni dijelovi struk- tura su u podinskim krilima rasjeda. Izmeu navedena dva gotovo krajnja sluËaja postoji pos- tupan prijelaz, ovisan o debljini klastiËnog kompleksa, toËnije veliËini sinklinalnog svijanja. OËituje se u postupnoj promjeni nagiba paraklaze reverznog (reverznih) rasjeda i veliËini verti- kalnog kretanja. U uvjetima eπaloniranog rasporeda Ëela primarnih antikli- nala, a prema sinklinorijskom prostoru, moguÊe je oËekivati stapanje dva ili viπe rasjeda u jedinstveni reverzni rasjed, kako je zabiljeæeno u strukturnim jedinicama sjeveroistoËne strane Vinodola (KriæiπËe-PetrinoviÊi i Ropci-MaliÊ) na nji- hovom kontaktu s fliπnim naslagama doline. Na drugoj pak strani, sa zatvaranjem sinklinalne strukture, u Ëelu, reverzni rasjed s moguÊnoπÊu prijelaza u rasjed s okomitom parakla- zom moæe postupno nestati ili prijeÊi u koljeniËastu boru, sve slabije izraæenu u produæetku (sl. 7). I kao konaËan rezultat tektonskih promjena, opisanim pro- cesima u primarno sinklinorijskim uvjetima na dodiru sa sta- bilnijom antiklinalnom strukturom, formirane su, u karbonat- nom kompleksu krovinskog krila otpora (R), t.j. sjeveroistoË- noj strani Vinodola, tangencijalne strukture izoklinalnih, pre- baËenih i kosih antiklinala te reverznih rasjeda s jugozapad- nom vergencijom. Dodir s uæom zonom subdukcije (S), t.j. fliπnom dolinom, oznaËen je reverznim rasjedanjem, uz jedin- stvenu blago poloæenu paraklazu rasjeda Kozak i stopljenu rasjednu zonu (KriæiπÊe-Ropci-Suπik-Janjevalj), strmo odnos- no strmije poloæene rasjedne plohe. U fliπnoj dolini (uæa zona subdukcije - S), kao posljedica kretanja krajnjih zona (S i R), dominiraju strukture sinklinala i antiklinala s promjenom ver- gencije, jugozapadne uz sjeveroistoËni rub, do sjeveroistoËne vergencije uz jugozapadni rub Vinodola. U samoj dolini izrazita asimetrija rasporeda pojedinih kronostratigrafskih jedinica, dijelom struktura i njihovog hip- sometrijskog poloæaja potvruju podvlaËenje jugozapadne strane Vinodola (A), a izdizanje sjeveroistoËne strane Vino- dola (R). Evo najznaËajnijih podataka. Gornjopliocenske taloæine smjeπtene su u tektonski zatvo- renim strukturama uglavnom u hipsometrijski najniæim pred- jelima i to samo uz jugozapadni rub Vinodola. Hipsometrijski poloæaj rasjednih kontakata izmeu pre- teæno eocenskog fliπa i karbonatnih stijena na stranama doline je razliËit. Zamjetljivo je viπi uz reverzne rasjede sjeveroistoË- nog ruba Vinodola u odnosu na visinu kontakta uz reverzni Jugozapadni vinodolski rasjed (tablica 1). Uz iste rasjedne kontakte vezane su i kvartarne sipariπne breËe (tablica 1). Indikativne su njihove debljine i strukturni poloæaj. Minimalna debljina (1-5 m) i rasprostranjenost kvar- tarnih sipariπnih breËa uz Jugozapadni vinodolski rasjed, kao i nagib slabo izraæenih slojeva (38-44° - sl. 24a), posljedica su dijelom rotacijskog podvlaËenja jugozapadnog krila rasjeda, t.j. podinskog krila akcije (A). Nasuprot tome, uz sjeverois- toËne rasjede doline maksimalna je debljina (10-25 m) i povrπina sipariπnih breËa. To govori u prilog ne samo intenzi- teta tektonskih promjena veÊ i karaktera pokreta, u smislu izdizanja karbonatnih stijena koje su dale materijal sipariπta. Zajedno s izdizanjem karbonatnog kompleksa, t.j. krovinskog krila otpora (R), uz istovremeno strukturno oblikovanje, izdi- æe se i sjeveroistoËni dio fliπnog kompleksa doline, t.j. uæe zo- ne subdukcije (S). Tome u prilog govori ne samo hipsometrij- ski poloæaj rasjednog/rasjednih kontakta veÊ osobito kut nagi- ba slojeva kvartarnih sipariπnih breËa. Isti je izmjeren na po- zajmiπtima materijala (PetrinoviÊi, Ropci, FranoviÊi i dr.) i iznosi 15-20° odnosno horizontalan je ili Ëak s blagim nagi- bom prema sjeveroistoku (sl. 24b). Dakle znatno manji nego prirodni kut nagiba recentnog sipara. GrafiËki prikaz razvoja opisanih odnosa predoËen je na slici 25. 5. VREMENSKI SLIJED STRUKTURNOG OBLIKOVANJA PoËetne strukturne deformacije smjeπtaju se u okvir lara- mijskih pokreta na prijelazu kreda-tercijar. Ti pokreti su shvaÊeni kao svojevrsna najava dezintegracije karbonatne platforme u ovom dijelu Dinarida, a naπli su odraza u formi- ranju blagih antiklinalnih i sinklinalnih struktura s konsekven- tnim reljefom te emerziji. Nastavak mobilnosti u ovom podru- Ëju, tijekom dijela paleocena, manifestira se labilnoπÊu izra- æenijih sinklinalnih struktura, a dokumentiran je taloæenjem kozinskih ili njima sliËnih naslaga u tim strukturama odnosno depresijama. Taloæenje foraminiferskih vapnenaca (kontinu- irano na kozinskim naslagama ili veÊim dijelom transgresivno na gornjokrednim vapnencima) predstavlja relativno miran vremenski period, a odgovara uglavnom donjem eocenu. Meutim, promjena sedimentacije iz karbonatnih preko prijelaznih naslaga u klastiËne fliπne sedimente, generalno u lutetu, no u pojedinim podruËjima ili u odreenim dijelovima istog podruËja i znatno ranije, upuÊuje na ponovno aktiviranje tektonskih pokreta. Oni su, u poËetnoj fazi, shvaÊeni kao daljnje plikativne deformacije veÊ postojeÊih boranih struktu- ra ali s izraæenijom labilnoπÊu sinklinalnih-utonulih dijelova, a praÊeni su intenzivnijom sedimentacijom klastiËnih naslaga. Meutim, i sama subsidencija labilnih sinklinalnih dijelova bora veÊ u ovoj poËetnoj fazi nosi osobitosti subdukcijskog kretanja: tonjenje labilne zone je asimetriËno (na πto ukazuje danaπnji poloæaj kozinskih naslaga), pa se premjeπta os baze- na maksimalne sedimentacije fliπnih naslaga, suprotno smjeru osnovnog kretanja. Utvrena mlaa razina konglomeratiËno-pjeπËanih nasla- ga u Vinodolu, poistovjeÊena s Prominskim naslagama, kao i njihov diskordantni odnos prema fliπnim sedimetima (BLA©- KOVI∆ & TI©LJAR, 1983), upuÊuje na prethodno pojaËanu tektonsku aktivnost, sada veÊ s jasno izraæenim subdukcij- skim kretanjem: asimetriËnim izdizanjem antiklinalnog sklopa u zaleu (krovinsko krilo otpora - R) i spuπtanjem sinklinalnih struktura (uæa zona subdukcije - S) uz popratne plikativne strukturne promjene sa sve izraæenijim naginjanjem. Moæe li se uz ove pokrete vezati i postanak vapnenaËkih breËa (konglomerata) ekvivalenata Jelarskih naslaga (BA- HUN, 1974), pretpostavljenih u Vinodolu (BLA©KOVI∆ & TI©LJAR, 1983), ostaje otvoreno pitanje sve do odreivanja toËnog kronostratigrafskog poloæaja tih naslaga. No, u tom smislu valja navesti i neka opaæanja. Iako utvrene na malim udaljenostima, fosiliferne kongomeratiËno-pjeπËane Promin- ske naslage i ekvivalenti Jelarskih naslaga, znatno se razlikuju po sastavu i veliËini zrna. U prvima, vapnenaËki materijal je rijetko zastupan, dominira materijal udaljenijih matiËnih kla- stiËnih i kristalinskih stijena. VapnenaËke breËe i konglome- rati Jelarskih naslaga izgraeni su gotovo iskljuËivo od ulo- maka (i slabo zaobljenih valutica) krednih i foraminiferskih vapnenaca neposredne podloge ili iz male udaljenosti. VeliËi- na fragmenata Jelarskih naslaga uveliko nadmaπuje promjer valutica i zrna konglomeratiËno-pjeπËanih naslaga. 188 Geologia Croatica 52/2 Upravo navedene znaËajne razlike u izvornim stijenama, duæini transporta, te granulometrijskom sastavu, govore u pri- log nove faze intenzivnijih tektonskih kretanja. Njima je pre- kinut donos materijala za taloæenje konglomeratiËno-pjeπËa- nih Prominskih naslaga, a omoguÊena brza i intenzivna sedi- mentacija gruboklastiËnih Jelarskih naslaga, kao, dakle, u ovom podruËju mlaeg tektogenetskog kompleksa. O daljnjem slijedu tektonskih pokreta moæemo donositi zakljuËke tek na temelju podataka vezanih uz mlae pliocen- ske i kvartarne taloæine. Mlae pliocenske glinovito-pjesko- vite naslage poznate su u ovom dijelu Vinodola na lokaliteti- ma Podsopalj (KOCH, 1922) i Badanj (»UBRILOVI∆, 1938), a imale su i znatniju rasprostranjenost u dolini (BLA©- KOVI∆, 1983). Na lokalitetu Badanj pliocenske taloæine su u reversnom rasjednom kontaktu s paleogenskim foraminifer- skim vapnencima uz rasjednu plohu nagnutu prema sjever- sjeveroistoku (20°) pod kutem od 53°. Za interpretaciju vremena, a osobito karaktera tektonskih kretanja poseban znaËaj ima novi nalaz istovrsnih gornjoplio- censkih naslaga u “ponikvi” jugozapadno od vrha Sopalj (ko- ta 321) na visini od 225 metara. Izdanci pak pliocenskih nas- laga u dolini na lokalitetu Podsopalj, na najveÊoj su nadmor- skoj visini od 100-155 m. Razlika u hipsometrijskom poloæaju tih naslaga posljedica je naknadnih kretanja: spuπtanja, tonje- nja jugozapadnog dijela doline uz istovremeno izdizanje, asi- metriËno boranje i popreËno rasjedanje krednopaleogenske antiklinale izmeu Vinodola i mora. Prijevoj izmeu obje po- jave pliocenskih naslaga, s nadmorskom visinom od 285 me- tara, izgraen od antiklinalno svijenih gornjokrednih i paleo- genskih vapnenaca, a koji za 60 metara nadvisuje pliocenske naslage “ponikve”, govori u prilog i postpliocenskog asimetri- Ënog boranja uz istovremeno izdizanje. Karakteristike kvartarnih sipariπnih breËa, kao πto su sas- tav, debljina, smjeπtaj te osobito strukturne osobitosti, pruæaju znaËajne podatke o tektonskim pokretima u istraæivanom pod- ruËju u tom vremenskom intervalu (BLA©KOVI∆, 1983). Pri- je navedene veliËine nagiba slojeva siparnih breËa, uz rasjede sjeveroistoËnog i jugozapadnog ruba Vinodola, odstupaju od prirodnog kuta nagiba sipara. Ublaæavanje nagiba ili ustrmlji- vanje moglo je uslijediti tek poslije djelomiËne cementacije siparnog materijala, kao i formiranje dviju stepenica - ploËa siparnih breËa, jedne viπe u predjelu Griæane-PapiÊi i druge niæe Dolinci-Barci. Upravo to govori o vremenu tektonske aktivnosti tijekom kvartara. Interpretacija tektonskih pokreta govori u prilog zadræava- nja karaktera osnovnog kretanja (sl. 25). Naime, mala koliËina sipariπnih breËa na jugozapadnoj padini Vinodola, i njihov iznenaujuÊe veliki kut nagiba, u podudarnosti su s rotacij- skim kretanjem u spuπtanju podinskog krila akcije (A) - jugo- zapadnog karbonatnog ruba, i tendencijom spuπtanja i fliπnih naslaga doline neposredno uz kontakt. ZahvaljujuÊi takvom kretanju poveÊava se nagib slojeva sipariπnih breËa. Nasuprot tome, izdizanje sjeveroistoËne karbonatne padine Vinodola - krovinskog krila reakcije (R), a osobito strukturne deformaci- je koje to izdizanje prate, uzrok su i izdizanju odnosno “istis- kivanju” plastiËnih preteæno laporovitih naslaga fliπa u uæoj zoni kontakta. A istiskivanje fliπne podloge siparnih breËa smatra se uzrokom promjena nagiba slojeva breËa u smislu ublaæavanja. Za konaËna razmatranja vremena tektonskih promjena nuæno je ponoviti i navode o mlaoj razini kvartarnih sipariπ- nih breËa (BLA©KOVI∆, 1983). Na gotovo horizontalno poloæenim starijim vapnenaËkim breËama kod FranoviÊa, dis- kordantno leæe siparne vapnenaËke breËe, s nagibom prema jugozapadu pod kutom od 35-45°. Meusobni poloæaj ova dva paketa, po sastavu gotovo identiËnih siparnih breËa, jedini je podatak za njihovo odjeljivanje. Na temelju iznijetog podatka nedvojbeno proizlazi da su se najintenzivnija tektonska kretanja, odluËujuÊa za konaËno strukturno oblikovanje Vinodola, odvijala poslije taloæenja gornjopliocenskih naslaga a tijekom kvartara i praÊena su ogromnim koliËinama siparnog materijala. U kvartaru tekton- ska aktivnost istog stila nalazi odraza u strukturnim deforma- cijama siparnih breËa i njihove podloge, a time i geomorfoloπ- kim karakteristikama Vinodola. »esta pojava potresa, mjestimiËno intenzivna erozija (Sla- ni potok), kao i neki znakovi aktivnog kretanja uz rasjedne linije (uËestala oπteÊenja istih dionica komunikacija i suhozi- dina) govore u prilog i danas prisutnih tektonskih kretanja. Nalaze izraza i u reljefu Vinodola (sl. 26). 6. ZAKLJU»AK U dijelu Vinodola, gdje su relativno dobro poznati geoloπ- ki sastav i graa, obavljena su istraæivanja i prezentiran je sadræaj otprije poznatih i novoutvrenih rezultata, koji se od- nose na rasprostranjenost i razvoj kronostratigrafskih jedinica i strukturne elemente. To se posebno odnosi na nove podatke o rasprostranjenosti eocenskih fliπnih naslaga i necjelovitosti sjeveroistoËne vapnenaËke padine Vinodola, te nalaz mlae pliocenskih naslaga u vapnenaËkom kompleksu izmeu Vino- dola i mora u hipsometrijski znatno viπoj poziciji od onih u samom Vinodolu. Tektonski odnosi i rekonstrukcija njihova slijeda do for- miranja recentnih odnosa (grae), kao teæiπte rada, promatrani su kroz procese kontinentalne subdukcije, na temelju modela udruæenih zona podvlaËenja (BLA©KOVI∆ & ALJINOVI∆, 1981). PodruËje Vinodola shvaÊeno je kao jedna od zona pod- vlaËenja i istovremeno kao nositelj osobitosti procesa plitke subdukcije πireg znaËenja. U rekonstrukciji procesa izdvojena su tri elementa: podinsko krilo akcije (A), krovinsko krilo re- akcije (R) i uæa zona subdukcije (S). Oni odgovaraju paleo- geografskim odnosno paleostrukturnim jedinicama: krilo akcije izdignutoj antiklinalnoj ili monoklinoj strukturi u pod- vlaËenju, a krilo reakcije takoer izdignutoj antiklinalnoj stru- kturi pod koju se odvija podvlaËenje. Izmeu njih je, primar- no, sinklinalna-sinklinorijska struktura konsekventnog reljefa, izrazite labilnosti kao uæa zona subdukcije. Osnovna karakte- ristika procesa podvlaËenja je u vertikalnoj rotaciji suprotnog predznaka krajnjih dijelova: spuπtanja krila akcije i izdizanja krila reakcije. U meuprostoru, uæoj zoni subdukcije, nastav- lja se ista tendencija. Rezultat kinematskog procesa je u formiranju struktura razliËitog tipa i intenziteta poremeÊaja. Tako u pojasu tekton- skog dodira podinskog krila akcije (A) i uæe zone subdukcije (S) o obliku rasjedne plohe (veliËina i smjer nagiba) ovisi ob- lik te vertikalni i horizontalni domet strukturnih deformacija. U pojasu dodira pak krovinskog krila reakcije (R) i uæe zone subdukcije (S), u konkretnom sluËaju sloæenih paleostruktur- nih odnosa dominiraju sustavi eπaloniranih i stopljenih heliko- idalnih rasjeda reverznog pa i navlaËnog karaktera. Promjene intenziteta strukturnih deformacija duæ oba kontakta nisu pos- tupne, veÊ do njih dolazi uz popreËne i uglavnom dijagonalne rasjede s dominantnim horizontalnim kretanjem krila. Nave- deni rasjedi uglavnom su autonomni za krajnje segmente u pr- ocesu podvlaËenja - u uæoj zoni subdukcije uglavnom prestaje njihova aktivnost. Trase tih rasjeda su vrlo Ëesto predisp o- nirane Ëelima eπaloniranog rasporeda antiklinalnih struktura. Geodinamski proces navedenih promjena moæe se vre- menski odrediti u 3 faze: 1) laramijskim pokretima su formi- 189BlaπkoviÊ: Tectonics of Part of the Vinodol Valley Within the Model of the Continental Crust Subduction rane blage borane strukture konsekventnog reljefa; 2) pirenej- skim pokretima u eocenu kao i pokretima u nastavku formira- ne su tangencijalne borane i rasjedne strukture; 3) one dobiva- ju svoj recentni domet oæivljenim kretanjima posebno u kvar- taru. Zahvale Zahvaljujem dr. Ivi VELI∆U na poticaju i kritiËkim prim- jedbama, te prof. dr. Giovanni Battista CARULLIJU na pre- gledu i korisnom savjetu u pripremi rada. Izvanrednu pomoÊ pruæio mi je doc. dr. Bruno SAFTI∆, posebno u pripremi i korigiranju engleskog teksta. Takoer zahvaljujem kolegici Jasmini OBHO–A© na trudu uloæenom u izradi crteæa, te mom susjedu iz Antova (Vinodol) gosp. Mihi JER»INOVI- ∆U, kao pratiocu u terenskim istraæivanjima. 190 Geologia Croatica 52/2