GEOLOGIJA 45/1, 201–212, Ljubljana 2002 Barit iz Zgornje Idrijce Barite from the Upper Idrijca River valley (W Slovenia) Jo`e ^AR1, Meta DOBNIKAR2 & Dragomir SKABERNE3 1 Beblerjeva 4, 5280 Idrija, Slovenija 2 Univerza v Ljubljani, Naravoslovnotehni{ka fakulteta, Oddelek za geologijo, A{ker~eva 12, 1000 Ljubljana, Slovenija 3 Geolo{ki zavod Slovenije, Dimi~eva 14, 1000 Ljubljana, Slovenija Klju~ne besede: baritne konkrecije, `ilni barit, geneza barita, karnijske plasti, Idrija Key words: barite concretions, barite veines, barite genesis, Carnian beds, Idrija, W Slovenia Kratka vsebina V Zgornji Idrijci so karnijske – julske plasti litolo{ko zelo pestro razvite. Prevladujejo glinavci, meljevci, in drobno zrnati pe{~enjaki. V njih so vlo`ene le~e gomoljastih mikritnih apnencev in kremenovih konglomeratov. V drobno klasti~nih kamninah smo leta 1998 na{li rde~e obarvane baritno-kremenove konkrecije, med katerimi so nekatere septarijske, ter baritne `ile zapolnjene s svetlo sivimi vlaknatimi kristali. Konkrecije z radialno `arko-vito rastjo kristalov barita, so zgodnjediagenetskega nastanka. Antitaksialno zapolnjene baritne `ile, ki jih najdemo le v antiklinalnih delih obnarivnih gub, pa so nastale v pozni diagenezi. Predvsem v baritnih konkrecijah je opazno izrazito nadome{~anje barita z mlaj{im, kasno diagenetskim kremenom. Abstract The Carnian – Julian beds exposed at the Tratnik landslide location in the Upper Idrijca River valley are of various lithology. Mudstones, shales and fine-grained sandtones prevail, containing lenses of micritic limestone and quartz conglomerate. Red coloured barite-quartz concretions, some of them septarias, and barite veins filled with light gray fibrous barite crystals were found in the fine-grained clastic rocks. Concretions with radial arrangement of barite crystals are of early diagenetic origin. Antitaxial barite veins found only in apical parts of folds near the thrust fault were formed in late diagenesis. Barite is replaced to great extent by younger, late diagenetic quartz, especially in the barite concretions. Uvod Mineral barit (BaSO4) je pogost spremljevalec sulfidnih rud v hidrotermalnih rudi-{~ih. Nastopa v `ilah skupaj z razli~nimi sulfidi ali pa samostojno. Zelo pogost je kot supergeni mineral v oksidacijskih delih sul-fidnih nahajali{~ (Zuffardi & Salva -dori, 1964). Barit pa je tudi sorazmerno pogosten sulfat sedimentacijskega nastanka. Skupaj z anhidritom (CaSO4) in celestinom (SrSO4) ga pri{tevamo med tako imenovane brezvodne sulfate. Ni pa evaporitni mineral, saj nastopa v normalnih kontinentalnih in morskih sedimentih in sedimentnih kamninah (Degens, 1968). Mineral barit smo na{li v letu 1998 v kamninah na obmo~ju Tratnikovih usadov v Zgor- 17-201-212.p65 18. 09. 02, 22:41 201 Black 202 nji Idrijci. Tratnikovi usadi (sl. 1 in tab. 1, sl. 1) predstavljajo cca. 200 metrov dolgo in 100 do 150 metrov {iroko splazeno obmo~je na desnem pobo~ju Idrijce pod kmetijo Tratnik (^ekovnik). Barit nastopa v klasti~nih kamninah karnijske – julske starosti (spodnji klasti~ni karnijski horizont) s postopnim prehodom v cordevolski dolomit. Zanimal nas je na~in njegovega nastopanja, oblika vklju-~evanja v sedimentne kamnine ter njegove mineralo{ke in genetske posebnosti. Dosedanje omembe minerala barita na Idrijskem Mineral barit je na Idrijskem prvi ugotovil in opisal A. Schrauf v imenitni razpravi o paragenezi metacinabarita iz leta 1892. Do pol centimetra velike, svetle~e bele do prosojne kristale barita je na{el na vzorcih s cinabaritom in metacinabaritom orudenih glinasto-laporastih bre~ iz odkopa Metaci-nabarit na 6. obzorju jugozahodnega dela jame (Josefigrube). Na vzorcu jalove kamnine iz osrednjega dela rudi{~a (Theresiagrube) pa so le`ali 2 cm visoki in 3 mm {iroki baritni kristali. @e naslednje leto je Zepharovich omenil barit iz idrijskega rudi{~a v mineralo{kem leksikonu avstrijskega cesarstva (Zepha-rovich, 1893). Schraufove ugotovitve pa je v celoti povzel Voss (1895) v razpravi o mineralih na Kranjskem. V slede~ih letih so raziskovalci, ki so se kakorkoli ukvarjali z mineralogijo idrijskega rudi{~a, barit sicer omenjali, vendar predvsem v povezavi s paragenezo `ivosrebrovih rud. Novih nahajali{~ pa ne omenjajo in se sklicujejo na Schraufove podatke (D i Colbertaldo & Slavik, 1961; Berce, 1958; Mlakar & Drovenik, 1971). Do ponovnih najdb barita v idrijskem ru-di{~u je pri{lo ob koncu osemdesetih let preteklega stoletja. Leta 1988 je Guduri}eva pri raziskavah za diplomsko nalogo ugotovila barit v piritni le~i znotraj orudenega karbonskega glinastega skrilavca (Guduri}, 1988). Dve leti kasneje pa so pri raziskavah rud v rudnem telesu Grübler ugotovili dve generaciji barita (Drovenik et al., 1990). Kristali starej{ega barita so beli, neprozorni, povsem izkristalizirani in sekundarno nekoliko obru{eni. Mlaj{i barit ima steklen sijaj, je porozen, vendar so kristal~ki lepo 17-201-212.p65 202 Black Jože Čar, Meta Dobnikar & Dragomir Skaberne ohranjeni. Leta 1995 so Vidrih in sodelavci pri opisu mineralov idrijskega rudi{~a omenili, da so v novej{em ~asu na{li barit tudi na XIII. obzorju. Rombi~ni kristali veliki nekaj milimetrov nastopajo v geodah skupaj s kalcitom, kremenom in cinabaritom. Prevladujejo beli kristal~ki s steklenim sijajem. Odkritje barita na Tratnikovih usadih v dolini Zgornje Idrijce je prva najdba tega minerala na Idrijskem izven idrijskega ru-di{~a (^ar, 1999). Geolo{ke razmere na obmo~ju Tratnikovih usadov v Zgornji Idrijci Litostratigrafski podatki in sedimentolo{ke zna~ilnosti karnijskih kamnin V {ir{i okolici kmetije Tratnik v dolini Zgornje Idrijce so zgornjetriasne karnijske plasti litolo{ko zelo pestro in stratigrafsko popolno razvite (sl. 1 in tab. 1, sl. 1). Cordevolska starost svetlo sivega do modrikasto svetlo sivega neplastnatega dolomita je dolo~ena z njegovo normalno lego na sred-njetriasnih ladinijskih vulkanskih in vulka-noklasti~nih kamninah ter dokazana z najdbo {tevilnih ostankov alge vodilne vrste Di-plopora annulata (Mlakar, 1969; Cigale, 1978). Svetlo siv, pogosto skoraj bel porozen in kristalast dolomit je neplastnat. Njegova debelina je v Zgornji Idrijci od 100 do 120 m. Spodnji del cordevolskih plasti je bil prvotno o~itno strukturno in teksturno raznolika kamnina. Kasnej{a dolomitizacija je prvotno notranjo zgradbo kamnine skoraj v celoti uni~ila. Le tu in tam {e lahko vidimo slabo ohranjeno laminacijo in obrise nekdanjih alokemnih komponent. Zgornji del cor-devolskih plasti predstavlja zna~ilen pozno diagenetski debelo zrnat dolomit, s tu in tam slabo vidnimi ostanki alg, verjetno vrste Dip-lopora annulata. Kristalast cordevolski dolomit prehaja navzgor postopno v srednje plastnat siv do rjavkasto siv, tako imenovani “mejni dolomit” (Mlakar, 1969; Cigale, 1978), ki je na obrobju Tratnikovih usadov debel cca. 20 m (sl. 1). V zgornjem delu mejnega dolomita se za~no pojavljati le~asti vlo`ki ~rnega tanko plastnatega mikritnega apnenca, ki v nekaj metrih povsem nadomesti dolomit. Sledi 10 do 15 m temno sivega srednje do tanko 18. 09. 02, 22:41 v* 17-201-212.p65 Cyan 18. 09. 02, 22:41 203 v* 80/40 17-201-212.p65 Magenta 18. 09. 02, 22:41 203 v* 80/40 17-201-212.p65 18. 09. 02, 22:41 203 Yellow Barit iz Zgornje Idrijce 203 >-> V\^_-J- . i 10-20/80 ^\„ —^ J. Čar, 2000 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 240/50. 1. pobo~ni gru{~ scree 2. sivi, rde~kasti liti~ni pe{~enjak in konglomerat z le~ami sivega neplastnatega apnenca gray, reddish lithic sandstone and conglomerate with lenses of gray massive limestone 3. sivi, pasnati megalodontidni apnenec gray, “belty” (bedded) megalodontide limestone 4. temno siv do ~rn glinavec in meljevec z vlo`ki ne-sortiranega liti~nega pe{~enjaka in le~ami jaspisnega konglomerata dark grey to black claystone and mudstone inter-bedded by unsorted lithic sandstone and lenses of jaspis conglomerate 5. le~e in plasti temno sivega plastnatega apnenca lenses and beds of dark grey bedded limestone 6. sivi zrnati plastnati dolomit gray granular bedded dolomite 7. beli zrnati luknji~avi neplastnati dolomit white granular porous massive dolomite 8. vpad normalnih plasti normal beds inclination subvertikalna lega plasti subvertical beds inverzna lega plasti inverse beds vpad razpoklinskih con inclination of the fissured zone vpad prelomne ploskve fracture plane inclination narivnica thrust zone poru{ena cona broken zone razpoklinska cona fissured zone smer vpada osne ravnine obnarivne gube inclination of axial plane of nearthrust fold 17. rob plazu landslide margin 9. 10. 11. 12. 13. 14. 15. 16. Sl. 1. Geolo{ka karta Tratnikovih usadov in okolice. Fig. 1. Geological map of Tratnik landslide and its surroundings 17-201-212.p65 18. 09. 02, 22:41 203 Black 204 Jože Čar, Meta Dobnikar & Dragomir Skaberne nepravilno plastnatega ali gomoljastega or-ganogenega in okremenjenega biosparitnega apnenca z vodilno julsko algo Clypeina besici Panti} (Cigale, 1978). Za~enjajo se pojavljati medplastni vlo`ki apnen~evega laporov-ca in glinavca ali zelo slabo sortiranega drobno zrnatega pe{~enjaka. Gomoljasti apnenci lahko prehajajo lateralno v klastite. Postopno povsem prevladajo klasti~ne kamnine (sl. 1). Kamnine so julske starosti in jih uvr{~amo med spodnji klasti~ni horizont (Cigale, 1978; spodnji pe{~enoskrilavi horizont – po Mlakarju, 1969). Na ob-mo~ju Tratnikovih usadov prevladujta v stratigrafsko spodnjem delu neplastnata ~r-ni, temno sivi ali, zaradi pove~anih koli~in vulkanoklasti~nega materiala, zelenkasto sivi in temno vijoli~asti muljevec (glinavec in meljevec). Muljevec prehaja v muljevec z redkimi pe{~enimi zrni in pe{~eni muljevec. Tu in tam najdemo tudi posamezne prodnike ali koncentracije drobno zrnatih, slabo zaobljenih prodnikov kremena. V opisanih kamninah le`e le~e in le~aste plasti rde~kastega do rjavo rde~kastega kremenovega pe{~e-njaka, prodnatega pe{~enjaka in slabo sorti-ranega konglomerata. Kamnine so horizontalno ali navskri`no plastnate in ponekod bolj ali manj izrazito laminirane ter na obrobjih okremenjene. V nekaterih le~ah opazujemo normalno postopno zrnavost. Kamnine sestavljajo v glavnem razli~no zaobljeni klasti kremena, intenzivno zelenih tufov in redkih apnencev. Zna~ilni so prodniki pe-{~enjaka in rumeno-rde~ega jaspisa. Vezivo je muljasto z bogato primesjo presedimenti- ranega vulkanoklasti~nega materiala. Spodnje povr{ine debelo klasti~nih vlo`kov so erozijske, zgornje pa postopne do ostre ali erozijske. Poleg debelo klasti~nih sedimen-tov opazujemo v muljevcih {e ve~ metrov dolge in do meter debele le~aste plasti ali le~e temno sivih do modrikasto sivih organo-genih apnencev s primesmi terigenega materiala. Le~e so ve~inoma neplastnate, plastna-te pa le na obrobju. Apnen~eve plasti so gomoljaste ali laminirane. Na spodnjih straneh nekaterih plasti so razvite {tevilne po-greznitvene teksture. V muljevcih kot tudi pe{~enjakih najdemo pogoste zoglenele rastlinske ostanke, tu in tam pa celo tanj{e an-tracitne le~e. V drobnozrnatih klastitih kot tudi v le~ah apnenca najdemo ostanke {koljk Pachycardia rugosa Hauer in Myophoria ke-fersteini Bittner ter nedolo~ljive rastlinske ostanke. V stratigrafsko ni`jih delih opazujemo v muljevcu pogoste kalcitne, nekoliko vi{je pa redke baritne konkrecije. Kamnino preprezajo {tevilne `ile belega kremena in tu in tam `ile barita. Zaradi tektonike debeline spodnjega klasti~nega horizonta na obmo~ju Tratnikovih usadov ni mogo~e do-lo~iti, je pa vsekakor debelej{i od 130 m. Litolo{ko – sedimentolo{ko je omenjene kamnine delno opisal Cigale (1978), podrobnej{e sedimentolo{ko – facielne analize pa {e niso bile narejene. Na julskem, spodnjem klasti~nem horizontu le`i tuvalski svetlo do temno laminiran oolitni apnenec z megalodontidnimi {kolj-kami (Kossmat, 1898; Mlakar, 1969; C i -gale, 1978). Sledi {e zgornji karnijski kla- Tabla 1 – Plate 1 Sl. 1. Tratnikovi usadi v dolini Zgornje Idrijce. Fig. 1. Tratnik landslide in Upper Idrijca valley. Sl. 2. Septarijska kremenovo baritna konkrecija. Dalj{a stranica slike meri 7cm. Fig. 2. Septarian quartz-barite concretion. Length of the longer side of the photo is 7 cm. Sl. 3. Baritna `ila v julskem glinavcu. Fig. 3. Barite veine in Julian claystone. Sl. 4. Bo~ni zaklju~ek baritne `ile. Dalj{a stranica slike meri 7cm. Fig. 4. Marginal end of barite veine. Length of the longer side of the photo is 7 cm. 17-201-212.p65 18. 09. 02, 22:41 204 Black 17-201-212.p65 Cyan 18. 09. 02, 22:41 205 17-201-212.p65 Magenta 18. 09. 02, 22:41 205 -'„ Y ¦ «Br ^^JflHS (nSw** ' «fi jB * /^ •' ¦ «SI RE Wr^P '-¦-¦i -,-^A •' ' (' • -.. ' • H&^ ^'-" siflBfflB s: ,, % ^. *l ' / , Ü"ij |t — gg L?g 1 ' '¦.-¦' -' T? ir\ «¦ V/ , • ^ .' >'"'/;¦ -/wf i'fr ¦ ¦ / ¦ ".'¦. IBi&i^H, , / '; : r f, ' *S ^ 7 : ~^. ^!f 1 .jjfr ¦ ,"i''- -;4: -'¦ ;" ' ''¦¦'"' rl ti ^bi fol;. - - -,_ - -\. ¦" '*, j L /'" ,'<:¦ '' ^ ¦ ¦-' .-" >?);|K=':^ - -- ' TYSw'jS^" • \V -i ^P%!|M K^ "'Vii.- 17-201-212.p65 18. 09. 02, 22:41 205 Yellow Barit iz Zgornje Idrijce 205 12 #?% i 34 17-201-212.p65 18. 09. 02, 22:41 205 Black 206 sti~ni horizont (C i g a l e , 1978), ki je lito-lo{ko prav tako zapleteno zgrajen kot spodnji. Strukturna lega karnijskih kamnin in tektonika Kamnine Zgornje Idrijce le`ijo v okviru Trnovskega pokrova (Mlakar, 1969). Plasti imajo normalno lego in v splo{nem vpadajo proti jugozahodu. O`je obmo~je Tratnikovih usadov gradijo izklju~no karnijske kamnine – cordevolske, julske in tuvalske starosti. Z narivnico znotraj Trnovskega pokrova so lo-~ene v dve strukturni enoti (sl. 1). V spodnji strukturni enoti opazujemo cordevolski dolomit, prehodni dolomit, plasti gomoljastega apnenca in ni`ji del spodnjega julskega kla-sti~nega horizonta. Na severnem obrobju Tratnikovih usadov vpadajo plasti strmo proti jugojugozahodu. Nekoliko ju`neje so vertikalne, nato pa se prevesijo v inverzno lego. V inverzni legi se deformabilni drobno zrnati pe{~enjaki in muljevci previjejo v ve~ obnarivnih po{evnih gub z nagibom osne ravnine proti jugojugozahodu in vpadom osi gub strmo proti vzhodujugovzhodu (sl. 1). Zgornjo gradijo pisani tuvalski kremenovi pe{~enjaki in konglomerati ter le tu in tam plastnat pasnat tuvalski apnenec. Plasti vpa-dajo okrog 30o proti severu ali severosevero-vzhodu, torej v obratni smeri, kot je obi~ajno za kamnine v okviru Trnovskega pokrova (Mlakar, 1969). Lego plasti razlagamo z obnarivnim gubanjem. Obmo~je Tratnikovih usadov seka ve~ prelomih con s smerjo WNW – ESE ali pri-bli`no E – W. Najmo~nej{i je vsekakor levo zmi~ni prelom, ki deli kartirani teren pri-bli`no na dva dela (sl. 1). Litostratigrafska in strukturna lega baritno kremenovih konkrecij in baritnih `il Barit se nahaja v povitih in zgubanih jul-skih klasti~nih kamninah spodnje narivne enote na obmo~ju Tratnikovih usadov (tab. 1, sl. 1). Nastopa v obliki skoraj izometri~no oblikovanih okroglih (tab. 1, sl. 2) do di-skastih, le~astih konkrecijah ter `ilah (tab. 1, sl. 3). Obe obliki barita najdemo v skri-lavem muljevcu in drobno zrnatem kreme- 17-201-212.p65 206 Black Jože Čar, Meta Dobnikar & Dragomir Skaberne novem pe{~enjaku z glinastim vezivom. Masivne in septarijske konkrecije so na redko in brez spoznavnega reda razporejene po drobnozrnatih julskih kamninah. @ile barita najdemo le v prevojnih delih obnarivnih gub, kar nesporno ka`e na genetsko soodvisnost. Struktura in sestava baritno kremenovih konkrecij in baritnih `il Strukturo konkrecij in `il smo dolo~ili makroskopsko in mikroskopsko v polarizi-rani presevni svetlobi. Pri dolo~itvi mineralne sestave pa smo poleg mikroskopskih metod uporabili tudi pra{kovno rentgensko difrakcijo na difraktometru PHILIPS, z bakrovim Cu Ka1 sevanjem in Ni filtrom. Baritno kremenove konkrecije Bolj ali manj intenzivno rde~kasto rjavo obarvane, masivne in septarijske baritne kon-krecije so na redko in slu~ajno razporejene v julskih muljevcih (tab. 1, sl. 2). Njihova velikost se giblje od 2 do 9 cm, v povpre~ju pa so velike le nekaj centimetrov. Velika ve~ina konkrecij je zgrajenih enotno iz zelo drobnih kristal~kov. Nekatere ve~je pa imajo nakazano koncentri~no zgradbo. Osrednji homogeni del grade zelo drobni kremenovi in baritni kristali. Proti robovom so baritni kristali usmerjeni radialno, njihova velikost pa se ve~a (tab. 1, sl. 2). Ve~je konkrecije so pogostno septarijske in jih sekajo radialno potekajo~e septarijske `ilice. Zunanje povr-{ine konkrecij so rahlo razgibane (ravne, pravilne), jasno dolo~ene in ostro lo~ujejo kon-krecije od prikamnine. Baritno kremenove konkrecije sestavljajo kremen (ca. 60 %), barit (ca. 30 %) in glineni minerali. Intenzivna rde~a barva in rahel dvig ozadja rentgenograma ka`eta na prisotnost amorfnih `elezovih hidroksidov. Mikroskopsko lahko v konkreciji opazujemo radialno `arkovito rast dendriti~nih/skelet-nih pahlja~asto razporejenih kristalov barita v kriptokristalni osnovi iz glinenih mineralov in `elezovih hidroksidov. Vlaknati skeletni kristali barita so dolgi od 0.6 do 1.5 mm in {iroki od 0.01 do 0.07 mm. Os ng je vedno vzporedna dalj{i stranici kristala, kar ka`e na razpotegnjenost kristalov v smeri 1. kristalografske osi [100]. Ve~ina presekov, 18. 09. 02, 22:41 Barit iz Zgornje Idrijce 207 ki jih opazujemo je vzporedna tretjemu pi-nakoidu [001]. V konoskopski svetlobi smo na kristalih barita dolo~ili dvoosno, opti~no negativno indikatriso, kar je nenavadno, saj je barit po literaturnih podatkih opti~no pozitiven mineral. V jedru septarijskih konkrecij so septarijske `ilice zapolnjene z anhedralnimi, prevladujo~e podolgovatimi zrni barita in kremena (tab. 2, sl. 1), ki so usmerjeni z dalj{o stranico od roba proti sredini `ilice. Kremen je ve~inoma mikrokristalen, le ponekod, predvsem v septarijskih `ilicah gradi ve~ja do 0.15 mm velika zrna. Obmo~ja, v katerih je ve~ kremena so rjavkasto obarvana z `elezovimi hidroksidi. Kremen nado-me{~a barit. Nadome{~anje se pri~ne na stikih med zrni barita in se {iri v njihovo notranjost (tab. 2, sl. 2). Med kremenovimi zrni se pogosto pojavljajo nepravilni vklju~ki ne popolnoma nadome{~enega barita in `elezovih hidroksidov in oksidov. Ti ponekod, v predelih sestavljenih prete`no iz kremena, nakazujejo prvotno obliko nadome{~enih ba-ritnih kristalov. Baritne `ile V nagubanih muljastih kamninah najdemo v antiklinalnih delih gub do 25 cm dolge in do 2,5 cm debele baritne `ile (tab. 1, sl. 3). Te se `e makroskopsko lo~ijo med seboj po notranji zgradbi. Ve~ina `il ima jasno “dvoplastno” notranjo zgradbo (tab. 1, sl. 4) z izrazito sredinsko ~rto. Na zunanji strani obi~ajno le del baritnih kristalov sega neposredno do prikamnine, sicer pa se kon~ujejo `e nekoliko prej. Na tak na~in se na obrobju `il oblikuje {e en manj izrazit stik in zna~ilna tanka “porozna plast” med `ilo in prikam-nino (tab. 1, sl. 4). V `ilah sestavlja barit ve~ino (ca. 87 %) mineralne zapolnitve. Poleg barita `ile zapolnjujejo tudi kremen (ca. 10 %) in minerali glin, ki sestavljajo prete`ni del drobcev mu-ljaste prikamnine. Ti nastopajo v `ilah kot vklju~ki. @ilni barit se `e na pogled povsem lo~i od barita v konkrecijah, tako po barvi, obliki kot tudi velikosti kristalov. @ilni barit je modrikasto do zelenkasto siv in nastopa v vlaknatih do 6 mm dolgih in do 1.5 mm {irokih kristalih. Opti~ne orientacije sosednjih zrn so ravno nasprotne, nihajni smeri presekov ng in np pa ne sovpadata vedno to~no s kristalografskimi osmi. 17-201-212.p65 207 Black Vlaknati kristali barita so antitaksialno, asimetri~no zapolnjevali razpoke in so rasli najmanj v {tirih generacijah. Prvo generacijo predstavljajo najdalj{i vlaknati baritni kristali, ki so rasli so~asno z razpiranjem razpok od sredine proti njenim robovom (tab. 2, sl. 3). Njihova rast je bila od lepo vidne sredi{~ne ~rte pribli`no simetri~na. Drugo generacijo grade asimetri~ni antitaksialni vlaknati kristali barita, ki imajo dalj{e “krake” od sredi{~ne linije proti prvi generaciji barita kot na strani prikamnine. Tretja generacija vlaknatega barita ima najkraj{e kristale in ni razvita povsod. Nastopa ob obeh kontaktih `ilice s prikamnino in ob vklju~-kih muljaste prikamne. Ve~inoma je rasla sintaksilno na prvi in drugi generaciji. Ponekod ob vklju~kih prikamnine, kjer je bil kot med kristali starej{ih generacij in vklju~ki prevelik, pa so vlaknati kristali barita rasli antitaksialno. ^etrta generacija barita ni vlaknata in je koli~insko najmanj zastopana. Zapolnjuje tanke `ilice, ki so vezane predvsem na kontakt med prvo in drugo generacijo vlaknatega barita in `ilice, ki potekajo v pre~ni smeri. Ob teh `ilicah in razpokah so se vlaknata zrna barita prve in druge generacije povila in deloma zdrobila (tab. 2, sl. 4). Ob razpokah, ki potekajo pre~no na `ile, so prve tri generacije barita poru{ene, posamezni deli `il pa so deloma zamaknjeni. Podobno kot barit konkrecij nadome{~a kremen tudi `ilni barit, vendar so nadome-{~anja veliko manj obse`na, kar se odra`a tudi v njegovi zastopanosti. Kremen je mi-krokristalen in nadome{~a barit predvsem na robovih `ilic, na kontaktu s prikamnino. Razprava Baritno kremenove konkrecije Glede na to, da se zgodnjediagenetski ba-rit v obliki konkrecij pojavlja v julskih kla-sti~nih kamninah, lahko na okolje sedimen-tacije in splo{ne pogoje njegovega nastanka sklepamo na podlagi litolo{ko-sedimentolo-{kih zna~ilnosti karnijskih plasti, ki smo jih opisali v poglavju o geologiji Tratnikovih usadov. Ob upo{tevanju, da `ivijo dana{nji predstavniki diplopornih alg v plitvih tropskih morjih do globine 20 m, sklepamo, da so 18. 09. 02, 22:41 208 Jože Čar, Meta Dobnikar & Dragomir Skaberne tudi cordevolski, diploporni apnenci – kasneje dolomitizirani – nastajali v plitvovod-nem, toplem in ~istem morju odprtega {elfa (Cigale, 1978). Mejni dolomit in gomoljasti apnenci s kla-sti~nimi vlo`ki `e ka`ejo pove~ani vpliv kopnega z dotekanjem terigenega materiala ob so~asnem spreminjanju pogojev sedimenta-cije. Postopno je povsem prevladala klasti-~na sedimentacija. Iz opisa litolo{ko raznolikega julskega kla-sti~nega horizonta izhaja, da so kamnine nastajale v energetsko spreminjajo~ih pogojih zaprtega {elfa. Na veliko bli`ino kopnega ali celo restriktivne mo~virske pogoje ka`ejo {tevilni zogleneli rastlinski ostanki in antra-citni vlo`ki, pa tudi odlomki slabo sprijetih vulkanoklasti~nih kamnin. Posamezni sunki energetsko mo~nej{ih tokov so prekinjali se-dimentacijo mulja s prina{anjem pe{~enega in prodnatega materiala. Pe{~ena zrna in prodniki kremena, jaspisa in piroklastitov so nastajali pri eroziji ladinijskih kamnin (Cigale, 1978). Glede na mikrofacialni zna-~aj apnen~evih vlo`kov menimo, da gre za genetsko razli~ne apnence. Domnevamo, da je bil zaprti {elf z zunanje strani omejen s karbonatno pregrado, iz katere so tokovi pri-na{ali material za nastajanje plastnatih le-~astih apnencev. Neplastnate le~e pa predstavljajo apnen~eve blatne kope. Glede na zna~aj in izgled konkrecij ter glede na opazovanja razmer v prikamnini so to “konkrecije tipa 2” (Engelhardt, 1973). Nastajajo v zgodnji diagenezi z zapolnjevanjem por in nadome{~anjem sedimenta. Redkost in majhnost baritnih konkrecij ka-`e, da je bila verjetno koli~ina razpolo`lji-vega barija v pornih raztopinah iz {ir{e okolice omejena in da so bili pogoji za nastanek kristalizacijskih jeder izpolnjeni le tu in tam. Pravilnost konkrecij govori za relativno iz-otropnost dotoka z barijem obogatenih por-nih raztopin. Zelo drobni in enakomerni kristali ter v ve~ini primerov nekoncentri~na notranja struktura pa ka`e na njihovo po-~asno rast. Vzrok za po~asno rast je bila lahko nizka prepustnost muljastih sedimen-tov, oziroma nizek difuzni koeficient ali pa nizka koncentracija barija v porni vodi. Ob prisotnosti sulfatnega iona, ki ga je v morski in porni vodi morskih sedimentov v izobilju, zadostuje za izlo~anje barita `e zelo nizka koncentracija barija. Izvor barija za nastanek barita v opisanih sedimentnih kamninah je lahko ve~stranski. V plitvo priobalno morsko sedimentacijsko okolje so barij lahko prina{ali skupaj s teri-genim materialom sladkovodni dotoki. Koncentracija barija v sladkih re~nih vodah je zelo odvisna od litolo{ke sestave drena`nega zaledja. Povpre~je za ameri{ke reke je 45 Tabla 2 – Plate 2 Sl. 1. Pali~asti baritni kristali v septariji (jedro konkrecije na tab. 1, sl. 2). a-brez analizatorja, b-z vklju~enim analizatorjem. Dalj{a stranica slike meri 2 cm. Fig. 1. Lathlike barite crystalls in septaria (core of concretion from Pl. 1, Fig. 2). a-parallel polars, b-crossed polars. Length of the longer side of the photo is 2 cm. Sl. 2. Nadome{~anje baritnih kristalov z drobnozrnatim kremenom (rob konkrecije na tab. 1, sl. 2). a-brez analizatorja, b-z vklju~enim analizatorjem. Dalj{a stranica slike meri 0.5 cm. Fig. 2. Replacing of barite crystalls (B) by fine grained quartz (Q) (margin of concretion from Pl. 1, Fig. 2). a-parallel polars, b-crossed polars. Length of the longer side of the photo is 2 cm. Sl. 3. Antitaksialna rast baritnih kristalov v `ili. a-brez analizatorja, b-z vklju~enim analizatorjem. Dalj{a stranica slike meri 2 cm. Fig. 3. Antitaxial growth of barite crystalls in veine. a-parallel polars, b-crossed polars. Length of the longer side of the photo is 2 cm. Sl. 4. Vzdol` razpoke v `ili poviti in delno zdrobljeni kristali barita. a-brez analizatorja, b-z vklju~enim analizatorjem. Dalj{a stranica slike meri 2 cm. Fig. 4. Along the crack in the veine barite crystalls are bended and partly fractured. a-parallel polars, b-crossed polars. Length of the longer side of the photo is 2 cm. 17-201-212.p65 18. 09. 02, 22:41 208 Black 17-201-212.p65 Cyan 18. 09. 02, 22:41 209 17-201-212.p65 Magenta 18. 09. 02, 22:41 209 17-201-212.p65 18. 09. 02, 22:41 209 Yellow Barit iz Zgornje Idrijce 209 4a 4b 17-201-212.p65 18. 09. 02, 22:41 209 Black 210 ppb Ba (F i s c h e r & P u c h e l t , 1978). Koncentracija barija v morski vodi je manj spremenljiva in zna{a za povpre~no oceansko vodo 20 ppb Ba (Fischer & Puchelt, 1978). Glede na sestavo terigenih pe{~enih zrn in prodnikov naj bi terigeni material izviral prete`no iz ladinjskih kamnin (vulka-noklasti~nih kamnin in predornin) (Cigale, 1978). Barij pa naj bi se izlu`eval predvsem iz glinencev teh kamnin. Drugi del barija lahko izvira iz sedimenta, (in situ) spremenjenih terigenih zrn glinencev in predornin. Tretji izvor barija pa so lahko z barijem bogati organski karbonatni ostanki. Glede na plitvo morsko priobalno okolje nastanka sedimentov pa dajemo hidrotermalnemu dotoku barija z raztopinami, povezanimi z magmatskim delovanjem na globokomorskih oceanskih hrbtih manj{i pomen za nastanek opisanih baritnih konkrecij. Baritne `ile Sestava `il in opisana notranja zgradba ka`eta na antitaksialno kompleksno zapolnitev `il, ki odra`a ve~ faz premikov in z njimi povezano izlo~anje ter rast vlaknatega barita. V prvi fazi premikanja so se razpoke najbolj odprle in so jih zapolnili najdalj{i vlaknati baritni kristali, ki so rasli so~asno z razpiranjem razpok od sredine proti njenim robovom. Njihova rast je bila od lepo vidne sredi{~ne ~rte pribli`no simetri~na. V drugi fazi premikov so se razpoke manj razprle. Te razpoke so zapolnili asimetri~ni antitak-sialni vlaknati kristali barita druge generacije, ki so rasli hitreje na strani prve generacije barita kot na strani prikamnine. Tretja faza premikov je bila {e manj izrazita od druge. Nastale razpoke je zapolnil ve~inoma sintaksialni vlaknati barit, ki je ob kontaktu s prikamnino rasel na prvi in drugi generaciji vlaknatega barita. Ob nekaterih vklju~kih prikamnine pa je zapolnjeval razpoke tudi antitaksialno. Te tri faze premikov ve`emo za gubanje. Sledila je ~etrta, najmlaj{a faza premikov, v kateri so nastale razpoke, ki jih je deloma zapolnil barit ~etrte generacije. Ob njih so se zrna barita vseh treh, predvsem pa prve in druge generacije deformirala, se deloma plasti~no povila in se deloma zdrobila ter razpokala. Najmo~nej{e deformacije so opazne ob zmi~ni razpoki, ki poteka vzporedno z `ilo po meji med prvo in drugo gene- 17-201-212.p65 210 Black Jože Čar, Meta Dobnikar & Dragomir Skaberne racijo antitaksialnega vlaknatega barita. Drug sistem razpok, ob katerih so posamezni deli tudi nekoliko zamaknjeni, pa poteka pre~no na `ile. V razlagi smo podali le relativno zaporedje deformacij. Zna~ilna vlaknata oblika kristalov ka`e predvsem na zelo pozno diagenetske do nizko metamorfne pogoje (Shel ley, 1993). Zaklju~ki Baritne konkrecije so nastajale v ~asu zgodnje diageneze, ko je imel glinasto – meljasti sediment {e dovolj veliko efektivno poroznost za zelo po~asno pretakanje (ali difuzijo) pornih raztopin. Te so vsebovale nizke koncentracije barija in velike koli~ine sulfatnih ionov. Snovi so se spro{~ale pri preperevanju in sprembah ladinijskih vulkanoklasti~nih kamnin in se odlagale v okolju zaprtega {el-fa. Pri kasnej{ih procesih so ponekod nastale septarijske razpoke, ki jih je zapolnil barit. V {e poznej{ih fazah diageneze je pri{lo do mobilizacije kremenice in nadome{~anja barita s kremenom, tako v masivnih delih kon-krecij kot v septarijskih `ilicah. Kremen sedaj prevladuje v sestavi baritno kremenovih konkrecij. Nastajanje `ilnega barita povezujemo z nastankom obnarivnih gub. Pri njihovem oblikovanju je pri{lo soglasno z nateznimi pogoji v antiklinalnih delih do postopnega odpiranja razpok v plasti~nih in slabo prepustnih drobno zrnatih klasti~nih kamninah ob so~asnem kompleksnem, ve~faznem zapolnjevanju razpok z antitaksialno rasto~imi kristali barita. Pri nastajanju `il smo zasledili {tiri faze premikanj, s katerimi je povezano izlo~anje {tirih generacij barita in kasnej{a mobilizacija kremenice ter nado-me{~anje barita s kremenom. Menimo, da je bil barit zaradi pove~anih pritiskov in temperatur v ~asu narivanja remobilziran iz pri-kamnine in zgodnjediagenetakih baritnih konkrecij. 18. 09. 02, 22:41 Barit iz Zgornje Idrijce 211 Barite from the Upper Idrijca River valley (W Slivenia) Barite concretions and veines were found in 1998 in Carnian beds at the Tratnik landslide location in Upper Idrijca valley (west of Idrija, western Slovenia; Fig. 1). The aim of our work was to determine their relation to sedimentary rocks, forms of occurence, crystallographical and mineralogical characteristics and genesis. Tratnik landslide location presents approximately 200 m long and 100 to 150 m wide landslide on the right slope of Idrijca, beneath the Tratnik farm in ^ekovnik (Pl. 1, Fig. 1). Upper Triassic Carnian beds of this area are lithologicaly various and stratigrap-hicaly perfectly developed. Characteristic coarse (medium) grained Cordevol dolomite, with frequent remains of leading fossil Diplopora annulata (Mlakar, 1969; Cigale, 1978), gradualy passes upwards to medium bedded gray to brownish gray so called “boundary dolomite” (M l a -kar, 1969; Cigale, 1978) which is on the margin of Tratnik landslide aprox. 20 m thick (Fig. 1). In the upper part of the dolomite, lenses of black, fine-bedded micrite limestone occur. Within few meters the dolomite is totaly replaced by limestone. Follows 10 to 15 m of dark grey, medium to fine bedded or knobby organogenous and silifi-cated biosparitic limestone with leading Julian algae Clypeina besici Panti} (Cigale, 1978). Interbedded inserts of calcite marl and claystone or fine-grained poorly sorted sandstone begin to occur in the limestone. Knobby limestone may pass lateraly to characteristic Julian clastic rocks. In the lower part of Julian clastic horizon (Cigale, 1978) prevails massive black to dark gray mudstone, occasionally dark violet to green due to increased content of vul-canoclastic material (Fig. 1). In the mud-stone there are inserted lenses and lenslike beds of reddish to brown reddish quartz sandstone, gravely sandstone and poorly sorted conglomerate. Coarse-grained clastic rocks are constituted mainly of variously rounded pebbels of quartz, intensively green tuf and rare limestone. Pebbles of sandstone and intensively yellow-red jaspis are characteristic as well (jaspis conglomerate). Beside coarse-grained clastic sediments, several meters long to one-meter thick lenses or len- 17-201-212.p65 211 Black slike beds of dark gray to bluish gray organogenic limestone with terrigenous inclusions are observed. Limestone beds are knobby or laminated. Lenses are massive, bedded only on the margins. In fine-grained clastic rocks as well as in limestone lenses, remainings of shells Pachy-cardia rugosa Hauer and Myophoria kefer-steini Bittner and some unidentifiable plant remnants are found. Here and there thin antracite lenses are observed. Due to tectonic movements, the thicknes of lower clastic horizon at the Tratnik landslide cannot be determined, but it definitely excedes 130 m. At the lower clastic horizon there is Tuva-lian light to dark grey bedded or massive oolitic limestone with megalodontidic shells (Kossmat, 1898; Mlakar, 1969; Cigale, 1978). It follows the upper Carnian clastic horizon (C i g a l e , 1978), lithologicaly as complicated as the lower one. Rocks of Upper Idrijca valley belong to the framework of Trnovo nappe. Beds are in normal position and generally decline towards southwest (Mlakar, 1969). Carnian rocks of Tratnik landslide are devided into two structural units inside the Trnovo nappe (Fig. 1). The lower described unit is built up by Julian lithologic parts, and the upper unit by coloured Tuvalian quartz sandstones and and conglomerates and belted limestone. On northeren margin of Tratnik landslide beds of Julijan rocks decline steepely towards southsouthwest. Somewhat souther they are vertical and preponderate to inverse position. In inverse position deform-able fine-grained sandstones and mudstones bend into several near thrust fault inclined fold with axial plane inclination towards southsouthwest and fold axis inclination steeply towards eastsoutheast (Fig. 1). Barite lies in bended and folded Julian clastic rocks of lower thrust unit (Pl. 1, Fig. 1). It is found in almost isometricaly formed rounded to lense-like concretions (Pl. 1, Fig. 2) and veines (Pl. 1, Fig. 3, 4). Barite is found in shale and fine-grained quartz sandstone with clayey matrix. Concretions are seldom and randomly dispersed in fine grained Julian rocks. Barite veines are found only in anticlinal and sinclinal parts of near thrust folds, indicating their genetic dependance. Barite quartz concretions are red colored, rounded formations, filled by quartz (ap- 18. 09. 02, 22:41 212 Jo`e ^ar, Meta Dobnikar & Dragomir Skaberne prox. 60 %), barite (approx. 30 %) and clay minerals. Under the microscope we observe radial growth of dendritic/skeletal fanlike ordered barite crystals in cryptocrystalline to amorphic matrix of clay minerals and iron hydroxides. In convergent light a negative biaxial indicatrix was determined for barite, wich is unusual, as barite is supposed to be opticaly positive mineral. In the core of septarian concretions there are sep-tarian veines, filled by anhedral barite (Pl. 2, Fig. 1) and quartz crystals, elongated towards the veine centre. Barite veines are complexly filled with fibrous crystals of light gray barite (Pl. 1, Fig. 4). Beside barite (approx. 87 %) veines contain quartz (approx. 10 %) and clay minerals, binded mainly to inclusions of host mudstone. Fibrous barite crystals grew mainly antitaxial, symmetrical and asymmetrical from the centre towards the crack walls, and subordinary syntaxial on older barite generations (Pl. 2, Fig. 3, 4). Four barite generations were determined under the microscope, three of them forming mainly fibrous crystals. Optical orientations of neighbouring crystals are just oposite and the directions of fast and slow rays of the sections are not parallel to crystal margins. As in concretions (Pl. 2, Fig. 2) also in veines barite is partly replaced by younger quartz. Barite concretions were formed during early diagenesis, while effective porosity of the clayey – mudy sediment permitted slow flow (or diffusion) of pore solutions, slightly enriched in barium. Origine of barium is mostly in volcanoclastic material that composes also the majority of terrigenous sandstone graines. Clastic rocks containing bar-ite concretions were most probably formed within the area of restrictive shelf. During later processes septarian fissures were formed and filled by barite. Barite was later intensively replaced by younger, mainly microcrystaline quartz. Formation of barite veines is connected to nearthrust folds formation. Due to increase in pressure as well as temperature, barite was remobilised from early diagenetic concretions and host rock. During the process of folding progressive opening of cracks in aticline parts of the folds occurred due to strain conditions. Cracks were antitaxialy filled by fibrous crystals of barite. Four pha- 17-201-212.p65 212 Black ses of movements could be distinguished, each one connected to one of four determined barite generations. Zahvala Avtorji se zahvaljujemo Miranu Udov~u za fotografiranje vzorcev v laboratoriju in Andreju Albrehtu za izris geolo{ke karte. Literatura – References B e r c e , B . 1958: Geologija `ivosrebrnega ru-di{~a Idrija. – Geologija 4, 5-62, Ljubljana. C i g a l e , M . 1978: Karnijske plasti v okolici Idrije – Carnian beds in the Idrija region. -Geologija 21, 61-75, Ljubljana. ^ar, J. 1999: Najdba minerala barita. – Idrijski razgledi 44/2, 111, Idrija. Degens, E. T. 1968: Geochemie der Sedimenten. Stuttgart, 282 pp. D i C o l b e r t a l d o , D. & Slavik, S. 1961: Il giacimento cinabrifero di Idria in Jugoslavia. – Rendiconti Soc. Min. Ital. 17,1-27, Pavia. D r o v e n i k , M., D o l e n e c , T., R e ` u n , B., & P e z d i ~ , J. 1991: O `ivosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji. – Geologija 33, (1990), 397-446, Ljubljana. Engelhardt, von W. 1973: Die Bildung von Sedimenten und Sedimentgesteinen. Sediment-Pe-trologie, Teil III, Schweizerbart-Stuttgart, 378 pp. F i s c h e r , K. & P u c h e l t , H. 1978: Barium 56. In: K. H. Wedephl (Ed.) Handbook of Geochemistry, Springer – Verlag, Heidelberg, 442 pp. G u d u r i } , B. 1988: @ivosrebrovo orudenje v “karbonskih” plasteh idrijskega rudi{~a. Diplomsko delo, Ljubljana. K o s s m a t , F. 1898: Die Triasbildungen der Umgebung von Idria und Gereuth. – Verh. Geol. R.A., 86-104, Wien. M l a k a r , I. 1969: Krovna zgradba idrijsko `i-rovskega ozemlja. – Geologija 12, 5-72, Ljubljana. Mlakar, I. & Drovenik, M. 1971: Strukturne in genetske posebnosti idrijskega rudi{~a – Geologija 14, 67-126, Ljubljana. S c h r a u f , A. 1892: Ueber Metacinabarit von Idria und dessen Paragenesis. – Jahrbuch der k.k. Geol. Reichs., XLI. Band, 349-400, Wien. S h e l l e y , D. 1993: Igneous and Metamorphic Rocks Under the Microscope. Chapman & Hall, London, 445 pp. V i d r i h , R., M i k u ` , V., P i { l j a r , M. & K l e -m e n ~ i ~ , T. 1995: Minerali idrijskega rudi{~a. – Proteus 57, 1994-1995, {t.7, 269-276, Ljubljana. V o s s , W. 1895: Die Mineralien des Herzogtums Krain. Laibach, 101 pp. Z e p h a r o v i c h , von V. (bearbeitet von F. Bec-ke), 1893: Mineralogisches Lexicon für das Kai-serthum Österreich. – Keiserliche Akademie der Wissenschaften, III. Band, 30, Wien. Z u f f a r d i , P. & S a l v a d o r i , I. 1964: Supergene Sulfides and Sulfates in the Supergene Zones of Sulfide Ore Deposits. In: G. C. Amstutz, (Ed.), Sedimentology and Ore Genesis. Developments in Sedimentology, Vol.2., 91-99, Elsevier, Amsterdam. 18. 09. 02, 22:41