UDK 553.44:553.068+552.54:551.761.1
Nastanek karbonatnih kamenin in cinkovo svinčeve rude v anizičnih plasteh Tople
Ivo Štrucl Rudnik svinca in topilnica Mežica
Avtor, obravnava sedimentološke, litofacialne, geokemične in paleo-geografske značilnosti anizičnih plasti na območju Mežice ter genezo cinkovo-svinčevega rudišča Topla. Rudna telesa so interstratificirana v srednjeanizičnem dolomitu. Vendar ne gre za kontinuirano rudno plast, temveč za nepravilna cevasta rudna telesa različne dolžine in debeline. Ruda in dolomit sta nastala istočasno. Sulfidni minerali pa se zaradi plitvega morja niso mogli precipitirati direktno, temveč so nastali šele med diagenezo z redukcijo oksidnih spojin. Svinec in cink sta zelo razpršena; po tem se anizična ruda loči od ladinske, ki je bolj koncentrirana, saj je prikamenina ponekod nedaleč od rudnega telesa popolnoma sterilna. Anizična ruda je nastala v nadplimskem pasu precej slanega plitvega morja, ladinska pa v lagunskem pasu manj slanega morja. Anizična ruda je nastala večidel v zgodnji diagenezi, ladinska pa v pozni. Zato prevladujejo v Topli sedimentne teksture, v ladinski rudi pa metaso-matske.
Vsebina
Uvod..............................300
Geologija doline Tople in bližnje okolice................302
Stratigrafski pregled......................302
Vulkanska dejavnost na območju severnih Karavank..........305
Tektonika...........................308
Sedimentološke, litofacialne in paleogeografske značilnosti anizične stopnje .	310
Paleogeografske razmere v anizični dobi...............322
Primerjava razvoja anizičnih plasti v Topli in na sosednjih ozemljih severnih
Karavank............................324
Geokemične značilnosti anizičnih kamenin v Topli............325
Cinkovo-svinčena ruda v anizičnih plasteh...............329
Splošni podatki o rudišču Topla..................329
Mineralna sestava rude.....................332
Teksturne in strukturne značilnosti rude...............338
Geokemične značilnosti anizične rude v Topli.............368
O genezi cinkovo-svinčevega rudišča Topla..............376
Sklep..............................382
Die Entstehungsbedingungen der Karbonatgesteine und Bei-Zinkvererzungen in
den Anisschichten von Topla....................383
Literatura............................394
UVOD
Anizično cinkovo-svinčevo rudišče v Topli leži na južnem vznožju Pece, po višini druge gore v severnih Karavankah. Od Žerjava pri Črni na Koroškem, kjer so flotacija, topilnica in drugi objekti mežiškega rudnika, je rudišče oddaljeno 11 km. Dostopno* je po gozdni cesti, ki se v Podpeci odcepi od občinske ceste Črna—Koprivna.
Rovi stare jame v grapi med kmetijama Končnik in Fajmut so* na nadmorskih višinah 1135 do 1167 m, novi raziskovalni rovi pa na 1073, 1143 in 1202 m.
Začetki rudarjenja segajo v Topli v prvo polovico* 19. stoletja. Leta 1834 je dobil Simon Kompoš koncesijo v Topli ter pričel graditi rove Terezija, Simona in Juda. Naslednje leto* je postavil na Fajmutovem drobilnico, mlin za rudo*, izbiralnico, orodjarno* in stanovanjsko* poslopje* za rudarje. Ker se je proizvodnja v Topli večala, je leta 1841 prosila Uršula Petek za koncesijo, da bi postavila na Pongračičevem blizu Črne stope in talilno peč. Oba obrata sta postala leta 1861 last Karla Metnitza, ki ju je leta 1869 prodal Antonu Ohrfandlu. Leta 1889 je odkupila Toplo bleiberška unija rudnikov.
Proizvodnja Tople je stalno nihala, odvisno* od rudarske sreče. Najvišja je bila leta 1849, ko so* pridobili 57,5 stota svinca. Bleiberška unija rudnikov je zaradi oddaljenosti, prav posebno* pa še zaradi najdb bogatejših rudišč v dolini blizu predelovalnih obratov, opustila v Topli vsa eksploatacijska in raziskovalna dela (Uran, 1971).
Kakor drugod, najdemo tudi tu prva geološka spoznanja v skopih opisih posameznih potujočih raziskovalcev. Najstarejši zapisi so Morlotovi (1849) in Hillingerjevi (1863), toda iz njih dobimo v glavnem le podatke o rudarski dejavnosti. Goban z (1868) je verjetno* med prvimi dal geološki pregled svinčevo-cinkovih rudišč na območju Pece. Obširneje je opisal rudišča v ladinskih kameninah. Prvo* pregledno* geološko* karto celotnega območja je izdelal Teller (1896), vendar rudišča v Topli ni omenil. Graber (1929) je v okolici Tople raziskoval granodioritno-tonalitno cono.
Vse do* leta 1947, ko sta Duhovnik in Zore pregledala zgornji del jame v Topli in o tem napisala zapisnik, ni drugih poročil. Berce* in H a m r -1 a (1953) sta izdelala za območje* Pece in Tople prvo geološko karto v merilu 1:10 000. Z najdeno* cefalopodno favno, ki jo* je določil Zlebnik (1955), sta potrdila zgomjeanizično starost apnenca z rožencem. Zore (1955) je opisal v razpravi o* mežiških rudiščih tudi rudne pojave v anizičnih plasteh. Posebej je poudaril sorazmerno* visok odstotek cinka in svinca v teh kameninah. O nastanku rudišča je menil, da je sinsedimentaren z dolomitom anizične stop-
Sl. 1. Geološka karta bližnje okolice rudišča Topla Abb. 1. Geologische Karte der naheren Umgebung der Lagerstatte Topla 1 paleozojski zeleni skrilavec, 2 metamorfozirani paleozojski skrilavec (rogovec), 3 ani-zični skladi, 4 ladinski skladi (dolomit), 5 ladinski skladi (apnenec), 6 diabaz, 7 grano-diorit, S nahajališče koral, 9 cinkovo-svinčevo rudišče Topla, 10 in 11 profilne črte
(glej sliki 5 in 6).
1 palaozoisehe Griinschiefer, 2 metamorphosierter palaozoiseher Schiefer (Hornfels), 3 Anisschichten, 4 Ladinschichten (Dolomitentwicklung), 5 Ladinschichten (Kalkent-wicklung), 6 Diabas, 7 Granodiorit, 8 Korallenstocke, 9 Zn-Pb Lagerstatte Topla, 10 und 11 Profillinien (Siehe Abb. 5 und 6).

nje. Impregnacije v »školjkovitem« apnencu severno od Končnika na nadmorskih višinah 1500 in 1540 m so po Zor če vem mišljenju sedimentamega porekla, poGrafenauerju (1958) naj bi bile nastale z difuznim prodiranjem in avtomorfno teksturo zamenjave. Tudi Berce (1960) se ni strinjal z Zor-č e v o razlago o nastanku svinčevo-cinkovih rudišč v severnih Karavankah. Po njegovem mnenju so nastala hidrotermalno- v zvezi z intruzijo granitita, za katerega je menil, da je triadne starosti. Na mežiškem posvetovanju o temi »Nastanek svinčevo-cinkovih rudišč v karbonatnih kameninah« (1965) je bil Grafenauer mnenja, da so anizična rudišča verjetno nastala hidrotermalno, z infiltracijo in selektivno metasomatozo-, Strucl pa, da soi sedimentamega porekla.
GEOLOGIJA DOLINE TOPLE IN BLIŽNJE OKOLICE Stratigrafski pregled
Območje doline Tople in bližnje okolice sestoji iz paleozojskih (verjetno silurskih), skitskih, anizičnih in ladinskih sedimentov, granodiorita železnoka-pelskega magmatskega pasu in diabaza štalenskogorske serije (si. 1).
Najstarejše kamenine v dolini Tople so rogovec, kloritni in kloritno-sericitni skrilavec ter peščenjak štalenskogorske serije. Kahler (1953) jim je pripisal silursko starost. Zgornji del štalenskogorske serije karakterizirata diabaz in diabazni tuf. Precej razširjen je v Topli rogovec. To je temno vijoličasta drobno-zrnata zelo trda kamenina z rahlo izraženo orientacijo mineralnih zrn, predvsem kremena. Kroji se v nepravilne ostrorobe kose, ki so zelo odporni proti preperevanju zaradi kremena. Drobir skupno z ogromnimi bloki na debelo pokriva pobočja. Najprej ga zasledimo v ozkem pasu jugovzhodno od Končnika, ki se proti Čofatijevem vrhu in dolini Koprivne vse bolj širi (do 800 m). Rogovec je nastal po termometamorfozi iz glinovca. Stopnja metamorfoze je večja v bližini granodioritnega pasu. Ker so golice zelo redke, je težko ugotoviti, kakšen je prehod v zelene metamorfne skrilavce. Medtem ko je severna meja granodioritnega pasu od Slemena do Končnika tektonska, je na območju Čofatijevega vrha verjetno normalna. Severno od tektonskega kontakta granodioritnega pasu s paleozojskimi in triadnimi kameninami nikjer ne najdemo znakov kontaktne termometamorfoze.
Formacija zelenih paleozojskih skrilavcev sestoji iz glinastega skrilavca, sericitno-kloritnega skrilavca, kremenovega peščenjaka in kalcitno-kremeno-vega peščenjaka. Poleg kremena, muskovita in sericita ter glinene substance vsebujejo skrilavci še cirkon, turmalin, apatit, rutil, pirit in železove okside. Ponekod jih sekajo nekaj milimetrov do več centimetrov debele kremenove žile ki vsebujejo tu in tam pirit ali železove okside. Zeleni skrilavci leže severno od rogovca, največ jih najdemo na območju Koprivne. Proti vzhodu se vse bolj ožijo, dokler se vzhodno od kmetije Kordež ne končajo ob velikem prelomu, ki poteka od severa proti jugu. Dalje proti vzhodu jih najdemo samo- še kot drsno plast med granodioritom in ladinskim apnencem.
Triada. Večji del območja Tople sestoji iz srednjetriadnih, anizičnih in ladinskih kamenin.
Skitske plasti so razkrite le v majhnih in zelo raztresenih golicah. Večinoma so pokrite s pobočnim gruščem. Nekoliko bolj jih je razkril raziskovalni rov
na nadmorski višini 1073 m. Prečkal jih je na dolžini 340 m. Tektonsko so močno porušene. Vse kaže, da gre za zgornji del skitskih plasti, kjer prevladuje dolomit s skrilavimi in peščenimi vložki.
Anizična stopnja je razvita v severnoalpskem faciesu. Obstajajo velike podobnosti z razvojem ekvivalentnih sedimentov v Severnih apneniških Alpah. Poudaril jih je že Teller (1896), ko je zgornji horizont apnenca primerjal z reiflinškim apnencem. Dokaj pogosto se uporablja za anizične sklade ime školjkasti apnenec (Muschelkalk), ki pa niti kronološko niti facialno ne ustreza školjkovitemu apnencu germanskega faciesa, odkoder je Giimbel (1861) prenesel ime v alpsko terminologijo-. Na območju Železne Kaple je Teller (1896) razdelil anizične sklade na spodnji dolomitni in zgornji apneni horizont. Medtem ko je dolomitni horizont brez določljivih fosilnih ostankov, so Teller, Berce in Hamrla (Žlebnik, 1955 str. 218) v apnenem horizontu našli dovolj fosilnega materiala, da so apnenec uvrstili v zgornji del anizične stopnje, oziroma v cono s Paraceratites trinodosus. Ramovš (1970) je označil apnenec s Paraceratites trinodosus na južnem pobočju Pece s pelagičnim facie-som ilirske podstopnje. V anizičnih kameninah so doslej v severnih Karavankah našli naslednje fosile (v oklepaju so raziskovalci, ki so fosil določili):
Paraceratites trinodosus Mojsiso-vics (Teller, Zlebnik),
Sturia sp. ind. (Teller, Zlebnik),
Ptychites sp. ind. (Teller, Žlebnik),
Nautilus sp. ind. (Teller, Zlebnik),
Rhynchonella trinodosi Bittner (Teller),
Aulacothyris aff. angusta (Resch),
Germanonautilus cf. tintoretti (Sieber),
Glomospira densa Pantič (Š r i b a r),
Pseudoglandulina sp. (O b e r h a u s e r).
Za zdaj je še premalo fosilnega materiala, da bi lahko ortokronološko razčlenili anizične kamenine. Večje možnosti obetajo sistematske mikropaleontolo-ške preiskave, ker so- mikroorganizmi sorazmerno pogostni. Fosfatna zrna kažejo tudi na prisotnost ko-nodontov. Sistematsko preiskavo zahtevajo tudi krino-idi, ki so v anizičnih plasteh še najbolj pogostni.
Ortokronološko razčlenitev plasti v Severnih apneniških Alpah je predlagal Huckriede (1959), vendar je večina poznejših raziskovalcev (M i 11 e r , 1965; Sarnthein, 1965; Frisch, 1968 in drugi) menila, da je za časovno razvrstitev premalo značilnih fosilov. Razčlenitev na gastropodni, brahi-opo-dni in amonitni horizont (Rothpletz, 1888) tudi ni uporabna, ker so navedeni fosili zelo redki. Novejše razčlenitve temelje predvsem na litofacial-nih značilnostih. Miller (1962) je na primer za serijo- anizičnih kamenin namesto označbe »školjkoviti apnenec« predlagal ime »serija anizičnega gre-benskega in gomoljastega apnenca« in razlikoval pet vrst kamenin: apnenec z ro-žencem, grebenski apnenec, sklado-viti apnenec, plastoviti apnenec in Rhizo-coralium-gastropodni apnenec. Predlagana razdelitev ni preveč posrečena, niti ne ustreza geološkim razmeram, saj preveč poudarja grebenski razvoj.
Frisch (1968) je na podlagi makroskopskih in mikroskopskih značilnosti kamenin delil anizične sklade na tri horizonte. Podrobna preučevanja v Topli kažejo-, da ta razdelitev anizičnih skladov v severnih Karavankah za zdaj še najbolj ustreza.
Ladinska stopnja je v severnih Karavankah razvita v treh faciesih: zagre-benskem, grebenskem in predgrebenskem.
Apnenec in dolomit na Peci in Mali Peci pripadata zagrebenskemu in gre-benskemu faciesu. Ladinska starost je določena s polžema Chemnitzia rosthorni in Chemnitzia gradata, ki ju je Hoernes (Teller, 1896) opisal iz najdišč na Obirju in iz rudarskih del na Mali Peci. Bogato najdišče teh polžev je tudi pri Burjakovi steni v Topli. Poleg omenjenih fosilov najdemo tu in tam posamične naticide ali neritide. Najbolj značilne za zagrebenski facies so številne stromatolitne plasti, ki jih sledimo v celem wettersteinskem profilu.
Spodnji del ladinske stopnje je povečini dolomitno razvit. Bauer (1970) je opisal dolomitni razvoj kot grebenski grušč, ki je na območju Tople in Pece precej razširjen. Predvsem na zahodnem pobočju male Pece so* velika melišča zdrobljenega dolomitnega materiala. Medtem ko* gradi wettersteinski apnenec
SI. 2. Južno pobočje Pece (2126 m) Abb. 2. Siidlicher Abhang der Peca (2126 m) Wa ladinski (wettersteinski) apnenec. Wd ladinski (wettersteinski) dolomit, A anizični
skladi, Pa paleozojski zeleni skrilavci. Wa Wettersteinkalk (Ladin), Wd Wettersteindolomit (Ladin), A Anis-Schichten, Pa
palaozoische Griinschiefer
kolikor toliko1 sklenjene skalne grebene (si. 2) s strmimi, pogosto- navpičnimi stenami, so- čeri wettersteinskega dolomita manjše, zelo- drobljive in štrlijo posamično iz terena, zaraslega z borom in vresjem.
Nahajališča koral so v južnih stenah Pece in na njenem vrhu pogostna, v severnih stenah pa jih Bauer (1970) ni našel. Južne stene so zgrajene iz masivnega apnenca, severne pa iz skladovitega. V vzorcih s Pece je Kolo-s v a r y določil korale Thecosmilia badiotica Volz in Craspedophyllia alpina Lo-retz. Na Mali Peci doslej nisem našel tipične grebenske favne. Wettersteinski apnenec je povsem enako razvit kot v centralni jami mežiškega rudnika. V rovih na Mali Peci najdemo vse plasti (stro-matolitne, o-o-litne, črno- brečo- itd.), ki so značilne za lagunski facies ladinskih plasti. Ob 5 do- 15 cm debeli črni breči, ki je od karditskega skrilavca oddaljena 50 do 60 m, nastopa, podobno kot v centralni jami mežiškega rudišča in v Bleibergu, interstratificirana svin-čevo-cinkova ruda.
Južno- od grebenskega apnenca je ladinska stopnja nastala v glinastolapora-ste-m razvoju, ki kaže vse značilnosti partnaških skladov. Medtem ko- so- skladi vvettersteinskega apnenca debeli prek 1000 m, merijo- ekvivalenti partnaških skladov največ 200 do 300 m. V Topli teh skladov ni, najdemo- jih pa vzhodno od Črne in pri Železni Kapli.
Vulkanska dejavnost na območju severnih Karavank
Najstarejša vulkanska dejavnost je prinesla diabaz in diabazni tuf, ki sta precej razširjena v skrilavcu in peščenjaku štalensko-go-rske serije. Temu vul-kanizmu prištevamo- nahajališča magnetitne in hematitne rude na Hamuno-vem vrhu severno- od Mežice. Na območju Tople in Koprivne najdemo- diabaz v južnem delu v raztresenih izdankih, v severozahodnem delu pa na strnjeni površini približno- 2 km2. Diabaz je na površju večinoma preperel (klo-ritiziran), sveža kamenina je redka. Diabaz sesto-ji iz bazičnih plagioklazov s poprečno 80 °/o ano-rtita, piroksena (avgit), kalcita, epidota, kremena, ilmenita in pirita. Piro-kseni so- pogosto- spremenjeni v kl-o-rit in limo-mt, ilmenit pa v levkoksen. Diabaz in diabazni tuf sta pogosto prepletena z žilicami kremena, dolomita in kalcita (Blatnik, 1972).
V neposredni bližini rudišča Topla, komaj 800 m daleč od njega, poteka severni tektonski kontakt železnokapelske magmatske cone, ki sestoji iz južnega, to-nalitnega in severnega, granodicritnega pasu. Slednji sestoji iz granitporfirja, granodiorita in gabra, ki se med seboj menjavajo (Faninger, 1970). V Topli prevladuje svetlo sivi granitni porfir. Sestoji iz plagioklaza, o-rtoklaza, kremena in biotita, ki ga delno- nadomešča klo-rit. Značilni so predvsem rožnato-rjavi vtrošniki o-rtoklaza s tankim co-narnim obrobkom plagioklaza. Berce (1960) je menil, da je po-rfiroidna struktura posledica metamorfoze-. Na Co-fati-jevem vrhu vsebuje granodio-rit sorazmerno veliko fe-mičnih mineralo-v, ponekod celo toliko-, da moramo- kamenino- prišteti v gabro-idno skupino.
Severni, grano-dioritni pas meji v vsej dolžini na paleo-zojski skrilavec. Tudi na odseku med Pristavo pri Črni in Burjako-m v Topli, kjer meji na videz neposredno- na triadne kamenine-, je vmes še vložek tekto-nsko močno zgnetenega paleo-zo-jskega skrilavca.
20 — Geologija 17
O starosti magmatskih kamenin so mnenja še zelo deljena. Zore (1955) jim je pripisal paleozojsko starost (variscično-), Duhovnik (1956) in drugi so jih šteli v zgornjo kredo ali terciar, Berce (1960) pa je menil, da so mlajši od spodnje triade. Moje mnenje (Štrucl, 1970) je, da obstajajo med tonalitom in granodioritom lahko znatne starostne razlike. Granodioritu in gra-nitporfirju pripisujem paleozojsko starost (postsilursko), tonalit pa je lahko nastal v času alpidske orogeneze.
Na območju severnih Karavank je bil podvržen kontaktni termometamor-fozi edino paleozojski skrilavec, ki je bil spremenjen v rogovec ali močno silifi-ciran filit, prežet z granitom. V triadnih kameninah ne poznamo kontaktne metamorfoze.
V grodenskih in spodnjetriadnih klastičnih usedlinah še ne najdemo odlomkov granodiorita, oziroma granitporfirja, kar naj bi po mnenju nekaterih pričalo proti njihovi paleozojski starosti. Precej zanesljivo lahko trdimo, da je bil granodiorit skupno z metamorfnimi kameninami dvignjen vzdolž tektonske cone, ki predstavlja mejno cono med Alpami in Dinaridi, šele v dobi alpidske orogeneze. Vdolž iste cone pa je verjetno intrudiral tonalit, ki kaže izrazito fluidalno teksturo, vzporedno z regionalnoi tektonsko zgradbo Karavank. Da je tonalit mlajši od granodiorita, sta ugotovila tudi Isailovič in Milice-v i č (1964). V tonalitu sta namreč našla bloke filitnega skrilavca, prežetega z granitom. Berce (1960) je sklepal po Graberjevem (1929) opisu metamorfoze werfenskih kamenin na prelazu Ježar—Sv. Magdalena in po- lastnih opazovanjih pri Končniku v Topli, da je granodiorit mlajši od spodnjevverfen-skih plasti. V Topli werfenske plasti ne kažejo nikakršnih znakov kontaktne metamorfoze. Werfenske plasti na prelazu Ježar—Sv. Magdalena pa ležijo južno od tonalitnega pasu.
Granodioritu tudi ne moremo pripisati nastanka rožencev v anizičnih plasteh, ker je Si02 v njih skoro zanesljivo biogenetskega porekla.
Medtem ko je v Sloveniji triadni vulkanizem zelo razširjen, najdemo v severnih Karavankah le tu in tam zanesljive dokaze o- njem. Na severnem vznožju Gornje, 6 km NE od Tople, je dacitni porfir v konkordantni legi s triadnimi, verjetno skitskimi kameninami, ki ležijo pod karavanškim narivom, oziroma severno od njega (sl. 3). Vse kaže, da ne pripadajo triadnemu zaporedju, oziroma tektonski enoti Karavank, temveč najjužnejšim odrastkom Centralnih Alp. Stuktura kamenine je porfirska z mikrokristalno' osnovo. Polovica vtrošnikov je plagioklaz s 40 do 60% anortita, druga polovica je biotit in rogovača ter nekaj zrn granata. Mikrckristalna osnova sestoji iz kremena, plagioklaza. biotita, rogovače in drobnih zrnc magnetita. Plagioklaz je conaren, zunanji rob je ponekod kaoliniziran. Kremen ne nastopa kot vtrošnik, najdemo- pa ga skupno z biotitom in kalcitom v granaitu. Glede mineralne sestave je povsem podoben dacitnemu porfirju, ki ga je opisal Grafenauer (1968) iz globinske vrtine 27 v Kotljah.
Vprašanje starosti dacitnega porfirja na severnem vznožju Uršlje gore še ni zadovoljivo rešeno. Grafenauer (1968) je po literaturi (Tel le r, 1896; Zore, 1955; Duhovnik, 1956; Rebek, 1968) povzel, da nastopa dacitni porfir v noriškem in retskem dolomitu in v liasnem apnencu ter predira mio^-censke plasti ]eške premogovne kadunje. Nerešeni so predvsem naslednji problemi:
1.	starost svetlega dolomita in apnenca na severnem vznožju Uršlje gore, ki kažeta vse značilnosti ladinske, ne pa noriške stopnje,
2.	v retskih in liasnih kameninah ni zanesljivih golic, dacitni porfir je nakopičen le v pobožnem grušču,
3.	nikjer še nisem naletel na prodore v miocenskih plasteh; o njih obstoju močno dvomim.
Po podobnosti z dacitnim porfir jem pod Gornjo bi lahko sicer sklepali, da gre morda za triadne vulkanske kamenine, vendar se tu še ne bi hotel prenagliti, potrebne so kemične primerjave in še druga preučevanja.
B e r c e (1960) je omenil leče wengenskih predornin v wettersteinskem apnencu v okolici Polene pri Mežici. Glede teh predornin bi pripomnil, da gre za
SI. 3. Spodnjetriadne plasti z dacitnim porfirjem na severnem vznožju Gornje (1189 m)
zahodno od Mežice
Abb. 3. Untertrias-Schichten mit dazitischem Porphyr am Nordfuss der Gornja
(1189 m) westlich von Mežica 1 rjavi plastoviti dolomit s sljudo, 2 temno sivi dacitni porfir, 3 temno sivi dolomit, <1 rjavi plastoviti dolomit s sljudo, 5 temno sivi glinasti skrilavec z mnogo sljude, 6 sivi skrilavec z apnencem, 7 temno sivi gosti apnenec s polarni skrilavca, 8 sivi peščenjak, 9 apneni lapor, 10 glinasti skrilavec z mnogo sljude in vložki kremenovega peščenjaka,
11 narivna cona, 12 ladinski dolomit, 13 ladinski apnenec. 1 brauner, glimmerfiihrender Schichtendolomit, 2 dunkelgrauer dazitischer Porphyr, 3 dunkelgrauer Dolomit, 4 brauner glimmerfiihrender Schichtendolomit, 5 dunkel grauer glimmerreicher Tonschiefer, 6 grauer Schiefer mit Kalklagen, 7 dunkelgrauer, dichter Kalkstein mit Tonschieferlagen, 8 grauer Sandstein, 9 Kalkmergel, 10 glimmerreicher Tonschiefer mit Quarzsandsteinlagen, 11 Uberschiebungszone, 12 Ladindolomit,
13 Ladinkalk.
prodnike različnih magmatskih kamenin (andezit, tonalit, granitporfir) v nekdanjem koritu reke Meže, kakršne najdemo- ne samo na kolovozu med Grešnikom in Obero-m (n. v. 550 do 575 m), temveč tudi na Platu pod rovom Lekšeče (+ 575 m) in na pobočju Os-trčnjakove-ga vrha v Žerjavu (n. v. 575 m).
Tektonika
Dolina Topla se razprostira ob veliki periadriatski dislo-kaciji, vzdolž katere ni prišlo- samo- do- prodorov magmatskih kamenin (tonalita in andezita), temveč tudi do velikih premikov, kakor vertikalnih, tako tudi horizontalnih. Premiki vzdolž cone se o-dražajo v zgradbi sosednjih o-bmočij, ponekod bo-lj, drugod manj. Za redko- katero- mejo med posameznimi litolo-škimi ali stratigrafskimi enotami lahko- zanesljivo trdimo, da ni tektonska.
Severni prelom železnokapelske magmatske cone je precej strm (70 do- 80°) razen pri Burjaku in Šmelcu (Po-dpeca), kjer vpada proti jugu pod kotom 30 do 40° (si. 4). Medtem ko se paleozo-jske kamenine med triadnimi kameninami in granodiorito-m vzhodno od Črne raztezajo- v pasu, širo-kem 2,5 km, so med Pristavo- pri Črni in Burjakom v Topli stisnjene v komaj nekaj metrov široko tektonsko- cono. Tu je dolina tudi zelo ozka, pobočja pa so strma. V zgornjem delu doline To-ple, južno- od Fajmuta, prelom najbrž ne poteka več vzdolž gra-nodiorita, temveč ob meji med paleozojskim zelenim skrilavcem in ro-govcem, ki pripada kontaktno metamorfni coni grano-dioritnega preboja. Kontakt je na
SI. 4. Profil severnega kontakta železnokapelskega magmatskega pasu pri Burjaku
v Topli (po Isailoviču, 1964) Abb. 4. Profil des nordlichen Kontakts der Eisenkappler Eruptivzone bei Burjak in
Topla (nach Isailovič, 1964) 1 masivni ladinski apnenec, 2 temno sivi paleozojski skrilavec, 3 milonitizirani grano-
diorit, 4 granodiorit.
1 massiver Ladinkalk, 2 dunkelgrauer palaozoischer Schiefer, 3 mylonitisierter Granodiorit, 4 Granodiorit.
Abb. 5. Geologisches Ost-West Profil durch die Mala Peca Legenda pri si. 6 — Legende in Abb. 6
Abb. 6. Geologisches Nord-Sud Profil durch die Peca Legenda k presekoma na sliki 5 in 6: J granodiorit, 2 paleozojski skrilavec, 3—5 ani-zični skladi, 6 ladinski dolomit, 7 ladinski apnenec (lagunski facies), 8 ladinski greben-
ski apnenec, 9 zgornjetriadni skladi (karnijska in noriška stopnja), V 5 vrtina Legende zu den Profilen auf Abb. 5 und 6: 1 Granodiorit, 2 palaozoische Schiefer, 3—5 Anis-Schichten, 6 Ladindolomit, 7 Ladinkalk (Lagunare Entwicklung), 8 Ladi-nische Riffkalke, 9 Obertrias-Schichten (karnische und norische Stufe), V5 Tiefbohrung.
debelo- pokrit s po-bočnim gruščem. Dokaj velik je tudi prelom, ki poteka od Možganskega vrha v Koprivni prek Prevala, Končnika do Ko-rdeževega preloma, ob vznožju Male Pece. Prelom ima smer severozahod-jugovzhod. Ob njem se stikajo pale-ozo-jski skrilavci in anizični skladi, med Fajmutom in Končnikom tudi zgornjeskitske plasti. Obstajajo- najbrž še drugi vzporedni prelomi, ki pa niso- tako izraziti, ker nastopajo- sredi karbonatnih kamenin. Prelomi prečno na alpsko smer so za regionalno tektoniko- manj po-membni, ker so sorazmerno kratki in v splošnem ne segajo iz tektonskih enot, omejenih z večjimi prelomi od zahoda proti vzhodu. Za zgradbo severnih Karavank in predvsem za njihovo morfologijo pa niso- tako nepomembni. Vertikalni premiki vzdolž njih ponekod presegajo 1000 m. Na območju Pece- so- najpomembnejši: Pecnik-ov prelom, Pečin prelom, Burjakov in Kordežev prelom. Prva dva sta kolikor toliko- dobro raziskana, glede Burjakovega in Kordeževega preloma pa so še precejšnje nejasnosti. Eden od obeh, verjetno- Kordežev, loči tektonsko enoto- Pece od Male Pece. Peca namreč ni samo topografsko višja, temveč je tudi dvignjena in proti severu premaknjena tektonska enota. Relativni premik znaša več kot 800 m, kar je pokazala vrtina V 5 (si. 5) 750 m vzhodno o-d kmetije Fajmut, kjer so vrtali 506 m po wettersteinskem dolomitu, tj. do- nadmorske višine 496 m, ne da bi do-segli anizične plasti, ki segajo v tektonski enoti Pece (si. 6) do- nadmorske višine 1330 m. Tudi drugi tektonski elementi (vpad plasti) in stratigrafske razmere govorijo- za dve ločeni tektonski grudi.
V rudišču so- prelomi v smeri sever—jug pomembnejši od prelomov zahod— vzhod. Vzdolž njih je bila namreč interstratificirana ruda premaknjena.
Sedimentološke, Iitofacialne in paleogeografske značilnosti anizične stopnje
Raziskave svinčevo-cinkove rude v karbonatnih kameninah so v tesni zvezi s sistematskimi preiskavami nastanka teh kamemn. Njihov namen je, določiti ko-likor toliko točen položaj svinčevo-cinkovih rud, opisati pogoje njihovega nastanka in dobiti smernice za iskanje novih rudišč. Marsikateremu rudarskemu strokovnjaku se zdijo petro-loške raziskave nepotrebne, vendar mo-ramo upoštevati, da so- operativne raziskave iz dneva v dan dražje in je vedno manj rudišč, ki jih lahko- raziskujemo po načelu iz znanega v neznano. Naftna industrija posveča tej problematiki že dalj časa precej pozornosti, toda ne iz posebnega razumevanja za znanost, temveč iz gole potrebe. Ker izvira več kot polovica svetovne proizvodnje nafte iz karbonatnih kamenin, je razumljivo-, da je z naftno prospekcijo napredovala tudi petrologija karbonatnih kamenin. Tudi nad polovico svinčevo-cinkovih rudišč nastopa v karbonatnih kameninah, vendar so tu drugačni koncepti o- nastanku preusmerili poudarek raziskav na tektoniko in magmatizem.
Povsem novo- fazo podrobnega preučevanja karbonatnih kamenin v zvezi z raziskovanjem alpskih svinčevo-cinkovih rud sta začela Schneider (1953, 1954 in 1964) in Taupitz (1954), ko sta ugotovila strukturne in teksturne po-dobnosti med rudo in prikamenino. Za severnoalpska ladinska svinčevo-cinkova rudišča sta dokazala sočasnost nastanka rude in prikamenine.
Čeravno so imeli diagenetski procesi pri nastanku karavanških in drugih svinčevo-cinkovih rud v karbonatnih kameninah izredno- pomembno- vlogo, smo-jim v naši strokovno-znanstveni literaturi posvetili vse premalo- pozornosti.
Izjema je razprava o bakrovem rudišču v Cerknem, kjer je Drovenik (1970) opozoril na pomen diagenetskih procesov. Tudi pri nastanku svinčevo-cinkove rude v wettersteinskem apnencu so diagenetski procesi, predvsem zbirna krista-lizacija in dolomitizacija, imeli zelo pomembno vlogo (Strucl, 1966, 1970 in 1971).
V Topli razlikujemo' tri horizonte anizičnih kamenin spodnjega, srednjega in zgornjega. Spodnji in zgornji sestojita iz apnenca, srednji pa iz dolomita (si. 7).
Spodnji horizont sestoji iz temno sivega črnega v glavnem plastovitega apnenca. Poglavitna značilnost tega horizonta je plast 1 do 3 cm debelih pol apnenca, ki ga v Severnih apneniških Alpah imenujejo »Wurstelkalk«. Na površini kažejo plasti pogosto cevaste in vozlaste svaljke, ki jih pripisujejo aktivnosti vagilnih bentonskih živali. Tanko plastoviti apnenec je povečini v spodnjem delu, tu in tam ga najdemo* tudi v zgornjem delu. Plastje tega apnenca je lepo* razkrito ob gozdni cesti pod Matvozom (tabla 1, si. 1).
Druga posebnost spodnjega horizonta je okrog 10 m debelo plastje s paso-vitim kalcitnim dolomitom, kakršnega najdemo tudi v srednjem horizontu. Sestoji iz belega debelozrnatega dolomita in rjavega ter sivkasto rjavega sred-njezrnatega bituminoznega dolomita.
Nadalje sestavljajo* spodnji horizont 10 do 30 cm (tu in tam tudi več) debele plasti krinoidnega, peletnega in detritičnega apnenca.
Mikroskopske preiskave kamenin spodnjega horizonta iz Tople in Javorja so pokazale naslednje litofacialne različke:
1.	mikritni apnenec,
2.	mikritni apnenec z različnim detritusom, peleti in intraklasti,
3.	peletni in detritični apnenec s sparitnim cementom,
4.	pasoviti dolosparit.
1.	Velik del spodnjega horizonta sestoji iz mikritnega apnenca, v katerem so redki fosili, fosilni drobci, peleti in intraklasti. Največ je foraminifer, zelo drobnih nedoločljivih školjčnih lupinic in posamičnih krinoidnih členov. V vzorcih iz Tople je določila Šribarjeva foraminifere vrste Pilammina densa Pantič, rodove Glomospira, Frondicularia in Nodosaria ter družine Lituoli-d a e. V apnencu so* pogosti stilolitni šivi, povečini vzporedni s plastovitostjo, vendar tudi nepravilno razporejeni. Razpoke in pore so zapolnjene s sparitnim kalcitom in dolomitom. Pogosto predstavljajo izhodišče rekristalizacije ali dolo-mitizacije mikritne osnove. Dolomitni kristali se javljajo tudi ob stilolitnih šivih; po tem sklepamo, da je dolomit v tem apnencu nastal v sorazmerno pozni fazi diageneze in med epigenezo.
2.	Mikritni apnenec se menjava z mikritnim apnencem, ki vsebuje precej zdrobljenih fosilov, peletov in intraklastov. Največ je krinoidnega drobirja (tabla 1, si. 5). Sorazmerno pogosti so tudi peleti. To so jajčasta ali okrogla zrna mikritnega apnenca. Razlikujemo dve vrsti peletov, zelo drobne s premerom 0,4 do 0,1 mm in večje s premerom do 1 mm. Zanimivi so večji peleti, ki delno sestoje iz mikritnega apnenca, večidel pa iz skupka dolomitnih zrn z mikritnim ovojem. Vse kaže, da so bila zrna prvotno kalcitna z določenim odstotkom magnezija, in so se pozneje dolomitizirala. Selektivno dolomitizacijo peletov si je drugače teže predstavljati.
3.	Za spodnji horizont je značilen peletni apnenec (tabla 1, si. 2) s sparitnim kalcitnim cementom. Podobno kot v prej navedenem mikritnem apnencu,
zrnavo.st Korngrosse
osnova Matrix
komponente Partikel
diog. sprem. Diag.Umvv.
6 7 8 9 tO 11 11 1S Ui 15 16
171819»« ti
V
mm
in mm
po Bisselt-Chilingarjevi klasifikaciji
nach der Klassif i kation von Bissell - Chilingar (1967 )
1
S
s
s
s

■20 •40 60 80 -100 •120 140



-z:
r-
m
~ i«-
3
160 ■180 200 220
47 ž
tt
(101-0,03
<0.02 0,01- 0.1 <0,004
<001
<0,004 <0,004
<0,004 Q01- Q03
<0,04
0,01- 0.1 0,04- 0,2 0,03-004 <004
004-008 a0i-0A 008-02 008-02 004- 02 004-0,8
dolomittziran radbtar.apn. -dol.Radiolarienkalk
biomikritni apn.-Biomikritkalk dolosparit - Dolosparit bbmikritni apri,- Bbmikritkalk
mikritni cpn.-Kalkmikrit
biomikritni apn.-Biomikritkalk biomikritni apn.-Bbmkritkalk
biomikritni apn.-Biomikritkalk biomikritni apn.-Biomikritkalk
dotomikrit- Dobmikrit
dotosparit-dolosparit -dobmikrit -dotomikrit -
dolosparit ■ dolosparit dolosparit dolosparit -dolosparit ■ dolosparit -
Dobsparit Dobsparit Dotomikrit Dobmikrit
Dobsparit Dolosparit Dolosparit Dobsparit Dolosparit Dolospait

11 11 11 H 15 16 17 18 \9 10 21 11

260
ni
300 -320 340

-36CI
ezt
380
55
^oc
r=r
MO
/
<	OJOS 01- 0,4
<	qo5
0,04-02
<	qoa,
<	Q05
<	0,05
<	0,05 0,05 0,05 0,05
0,08-0,2
0,02- 0,2 Q08- 0A
<	0,05
< 0,05
mikritni apn. detritni apn,-
Kalkmikrit Partikelkalk
mikritni apn,- Kalkmikrit
peHni apn,- Pillenkalk biomikritni apn -Biomikrrtkalk
mikrtni apn,- Kalkmikrit mikritni apn,- Kalkmikrit mikritni apn,- Kalkmikrit
mikritni apn,- Kalkmikrit mikritni apn,- Kalkmikrit mikritni apn,- Kalkmikrit mikritni apn.- Kalkmikrit peletni apn - Pillenkalk detritni apn,- Rirtikelkalk dolosparit - Dolosparit biomikritni apn.-Biomikritkalk
mikritni apn .-Kal km i kri t
biomikritni cpn,- Btomikritkalk
mikritni apn - Kalkmikrit skitski dol.-skyth.Dolomit
LEGENDA:
-	prisoten
.	v večjih količinah
+	v velikih količinah
*	prevladuje
=	pasoviti dolomit in apnenec
—	apnenec z rožencem
LEGENDE:
-	anvvesend
•	anvvesend in grosseren Mengen +	anvvesend in grossen Mengen
*	ubervviegend
=	gebanderter Dolomit und Kalkstein
—	Hornsteinkalk
SI. 7. Litofacialne in biofacialne značilnosti anizičnih plasti v Topli Abb. 7. Lithofazielle und biofazielle Merkmale der Anis-Schichten in Topla
peleti tudi tu sestoje delno iz mikritnega apnenca, v glavnem pa iz ksenomo-rf-nih dolomitnih zrn. Med dolomitnimi. zrni je organska substanca, zunanji ovoj pa je iz mikritnega apnenca. Poleg poletov so prisotni še delno zaobljeni ostanki ehinodermov.
Manj pogostni je detritični apnenec s sparitnim cementom (tabla 1, si. 3, 4). Sestoji iz zaobljenega detritusa mikritnega apnenca. V njem je tudi precej fosilnega, predvsem krinoidnega drobirja. Detritična zrna so dokaj dobro- sortirana. Ker najdemo med detritičnimi zrni tudi peletom podobna zaobljena zrna, menimo, da je tudi pe-letni apnenec nastal podobno kot detritični, vendar so njegova zrna bolj zaobljena in sortirana. Mnogim peletom pripisujemo namreč organsko poreklo-.
4. Anizične plasti v severnoalpskem razvoju so v splošnem siromašne z dolomitom z izjemo- v Topli, kjer predstavlja dolomit približno- 34 %> vseh ani-zičnih kamenin. Največjo debelino- zavzema v srednjem delu, medtem ko- so v spodnjem in zgornjem horizontu dolo-mitne le posamezne- plasti.
Dolomit srednjeanizičnega horizonta se pojavlja v različnih oblikah. Najpomembnejše so-:
a)	laminarni dolomit,
b)	paso-viti (zebrasti) dolomit z 0,5 do 3 cm debelimi po-lami belega in rjavega dolomita,
c)	drobno-zrnati masivni do-lomikrit,
č) sre-dnjezrnati masivni do-losparit,
d)	dro-bnozrnati intraklastični dolomikrit in do-lomikritna breča,
e)	disso-lucijska dolomitna breča,
f)	milonitna dol-o-mitna breča.
a) Laminarni dolomit je oruden ali brez rude. Tu bomo- obravnavali samo laminarni dolomit brez rude. Rudo-nosnemu bomo- pa zaradi pomembnosti posvetili kasneje posebno- pozornost.
Laminacija je pogojena z različno- zrnavostjo in količino- organske substance v posameznih laminah. V temnih je- več organske substance in do-l-omitna zrna so v splošnem drobnejša kot v svetlih z malo- organske substance ali brez nje. Značilen primer laminarne-ga dolomita nam kaže slika 8. V plasteh z malo več organske substance se zrna med seboj skoraj ne dotikajo- in so- zato povečini hipidiomo-rfna in idiomo-rfna.
Poznodiagenetska ali epigenetska bela žilica sestoji iz hipidiomorfnih in ksenomo-rfnih dolomitnih kristalov in delno- iz sadre. Kremen nastopa v obliki drobnih (0,04 mm) detritnih zrn. Pravokotni fragment, oziroma intraklast, sesto-ji iz dro-bno-zrnatega dolomikrita, ki vsebuje več organske substance kot dolomit, v katerem leži. Sodeč po deformaciji spo-dnje plasti je intraklast bil že strjen, kar gc-vori v prid presedimentacije zgodnjediagenetskega dolomita.
Drug značilen primer laminarnega dolomita nam kaže slika 9. Tudi ta sestoji iz 1 do 10 mm debelih plasti dolomita različno- debelih zrn.
Ločimo v glavnem:
1.	plasti z drobno-zrnatim do-lomikrit-om (velikost zrn 0,02 do 0,04 mm),
2.	plasti s srednjezrnatim dolosparitom (veliko-st zrn 0,04 do- 0,12 mm),
3.	plasti z bolj debelozrnatim, vendar še vedno srednjezrnatim dolo-sparitom (velikost zrn 0,12 do- 1 mm).
V nekaterih plasteh najdemo okr-ogla zrna s kalcedo-nom (verjetno- naplav-ljene radiolarije), ostanke krinoidov, zrna muskovita in kremena.
zrnatost (mm ) 0,0 A - 0,1
0.04 - 0,12
<0,05 0,04 - 0,12 <0,05
Sl. 8. Laminarni dolomit, ritmit dolomikrita in dolosparita. Topla, obzorje 1143 m,
4 X povečano
Abb 8 Laminierter Dolomit, Rhytmit von Dolomikrit und Dolosparit, Topla. Lauf
1143 m. Vergrosserung 4 X
Sl. 9. Laminarni dolomit z »birdseyes«, to so votlinice, ki so zacementirane z do-losparitom. Topla, obzorje 1143 m. 8 X povečava
Abb. 9. Laminierter Dolomit mit »birds-eyes«, bz\V. mit Dolosparit ausgefiillte Porenraume. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 8 X
Posebnost laminarnega dolomita so tako imenovane strukture »birdseyes« z drobnimi geodami, ki so v spodnjem delu navadno zapolnjene z drobnozrna-tim dolomitom, v zgornjem pa s tipičnim cementacijskim srednjezrnatim ali debelozrnatim čistim dolomitom. Večina raziskovalcev meni, da so »birdseyes« ali stromatactis, kot jih je imenoval Bathurst (1958), značilne predvsem za lagunske usedline. Navadno pa imenuje s stromatactis male votlinice z ravnim dnom, z »birdseyes« pa lečaste ali okrogle votlinice. Pogosteje jih srečujemo v dolomitu, vendar tudi v apnencu niso redke.
Nastanek votlinic v karbonatni usedlini razlagajo na različne načine. Po Fischerj u (1965) so nastale zato, ker se je usedlina skrčila, po Cloudu (1962) pa zaradi plinskih mehurčkov. Drugi so jim pripisali organsko* poreklo; T h o m a s in G 1 a i s t e r (1960) sta jih opisala kot kontrakcijo* gelastih alginih karbonatov v alginih tratah, po Blucku (1965) pa so nastajale pri rasti, oziroma kopičenju alg.
Pomembne so Shinnove (1968) ugotovitve, ki je »birdseyes« naredil tudi v laboratoriju, in sicer z izmeničnim namakanjem in sušenjem usedlin. Preiskal je več sto vzorcev recentnih usedlin iz Floridskega zaliva, Bahamskega otočja in Perzijskega zaliva. Ugotovil je, da so usedline z »birdseyes« povečini nastale nad morsko gladino ob normalni plimi, tu in tam še v območju plimovanja, nikoli pa v usedlinah, ki so stalno pod vodo.
Votlinice so precej zgodnje diagenetske tvorbe, nastale ob predpostavki zelo zgodnjega strjevanja usedline, v našem primeru zgodnjediagenetske dolomiti-zacije. Tudi do zapolnitve teh votlinic z dolomikritom ali drobnozrnatim dolo-sparitom v spodnj em delu in s sparitnim cementom v zgornjem delu je moralo priti relativno zgodaj, ko je bil pretok pornih raztopin skozi usedlino še zadosti močan.
V anizičnem dolomitu v Topli algine strukture niso ohranjene. Na vlogo alg pri dolomitizaciji lahko torej samo sklepamo po milimetrski plastovitosti, prisotnosti prej opisanih votlinic in organske substance v lamelah z drobnozrnatim dolomitom. Plasti drobnozrnatega dolomita kažejo še kolikor toliko* dobro ohranjene strukture redkih fosilnih in peletnih komponent razen alginih. De-belozrnati dolomit pa je brez njih in tudi skoraj brez organske substance. Prehod med njegovimi plastmi je navadno oster, včasih je med njimi stilolitni šiv z organsko substanco.
b) Pasoviti ali zebrasti dolomit je nekaj metrov debelo plastje, v katerem se menjavajo 1 mm do 3 cm debele pole debelozrnatega belega in manj debele pole srednjezrnatega sivkasto rjavega dolomita (tabla 1, si. 6). Kot že omenjeno*, najdemo takšen dolomit tudi v spodnjem apnenem horizontu anizične stopnje.' Čeravno* niso* ohranjene prave organske strukture, so bržkone vsaj deloma organskega porekla. Podobno kot laminarni dolomit, je tudi pasoviti verjetno nastal v nadplimskem pasu. Primerjamo* ga lahko z recentnimi dolomitnimi skorjami na zahodnih otokih Andros (Shinn, Ginsburg, Lloyd, 1965), ki so navadno debele 2 do* 3 cm, včasih tudi do 10 cm. Pasoviti dolomit je rekristali-ziran in zato nima struktur, značilnih za drobnozrnati laminarni dolomit.
Dolomitna zrna v recentnih dolcmitnih skorjah so zelo* drobna, manjša od 0,003 mm, v laminarnem dolomitu variirajo med 0,02 in 1 mm, v pasovitem dolomitu pa že med 0,5 in 3 mm. Dolomitna zrna rjavega pasovitega dolomita so velika 0,1 do 0,5 mm (povečini okrog 0,3 mm), belega pa 0,5 do* 3 mm.
Pasoviti dolomit je nedvomno nastal v poznem diagenetskem stadiju, deloma morda celo pozneje. V prid prekristalizaciji, in ne zbirni kristalizaciji, govorijo predvsem sorazmerno pogoste dvojčične lamele v belem dolomitu, ki so v normalnem zelo redke. Lamele so navadno- enako debele in se po tem razlikujejo od dvo-jčičnih lamel, ki nastanejo pri rasti kristala (Ramdohr, 1950). Stilo-litni šivi so prekinjeni, oziroma so samo fragmentarno ohranjeni. To kaže na rekristalizacijo še po nastanku stilo-litov v zadnji fazi diageneze, ali še celo kasneje.
Zrna v drobnozrnatem in srednjezrnatem dolomitu so- ksenomorfna, hipi-diomorfna in tudi idiomorfna, v debelo-zrnatem pa so v glavnem ksenomorfna in med seboj zobčasto zraščena (tabla 2, si. 2). Procesi prekristalizacije so uničili vse mikrostrukture, ohranile so se samo makrostrukture prvotnih skorij.
c) Masivni dolomikrit je temen, sivkasto rjav, siv ali črn gost dolomit s tankimi žilicami belega dolomita. Po debelini zrn razlikujemo dvoje vrst do-lo-mi-kritov (po Bissell-Chilingarjevi klasifikaciji):
1.	mikrokristalni dolomikrit z zrni pod 0,01 mm in
2.	drobnozrnati dolomikrit z zrni od 0,01 do 0,05 mm.
Čistih dolomikritov je zelo malo, večinoma imamo prehode v dolosparite. Dolomikritna osnova se je ohranila v obliki nepravilnih polj in vzdolž stilolitnih šivov. Navadno vsebujejo dolomikriti več organske substance in so bolj drobnozrnati. Dolomikriti vsebujejo- sorazmerno mno-go- zdrobljenih fosilov, predvsem krino-ido-v. Največkrat najdemo- samo fragmente enokristalnih monolitov, za katere samo domnevamo-, da so ostanki krinoidnih členov. Veliki enokristalni monoliti od samega začetka niso- v ravnotežju z usedlino-. Med diagenezo- in tudi pozneje vladajo v usedlini težnje k po-eno-tenju granulometrične sestave, ki vodijo- navadno k degradacijski rekristalizaciji, oziroma k uničenju fosilnih skeletov, za kar niti ni potrebna dolo-mitizacija usedline, ki pa je seveda bolj učinkovita. Vse kaže, da je enokristalni mo-no-lit najprej podvržen mikritizaciji in šele nato- do-lomitizaciji s podobno- granulacijsko sestavo kot je sestava osnove (tabla 2, si. 3). Ostali fosili so- bili z dolomitizacijo- bolj ali manj uničeni, verjetno zaradi tanjših lupinic. To- so- predvsem foraminifere, katerih ostanke najdemo- le še tu in tam. V do-lomikritih ločimo- povečini kar tri generacije dolomita:
1.	zgo-dnjediagenetsko do-lomitno- o-snovo,
2.	sekundarno dolosparitno- osno-vo, zapolnitev por in votlinic,
3.	do-losparit v kontrakcijskih razpokah.
Zrnavo-st sekundarne dolosparitne osnove variira med 0,04 in 0,2 mm, pri dolo-mitnih zrnih v belih do-lomitnih žilah od 0,1 do 0,4 mm, v posameznih primerih tudi do 2 mm. V večini preiskanih vzorcev prevladujejo- ksenomorfna dolomitna zrna, idiomorfna so bolj redka.
č) Masivni dolosparit sestoji večidel iz srednjezrnatih (0,06 do 0,35 mm) kseno-mo-rfnih in hipidiomo-rfnih do-lomitnih zrn, ki so med seboj zobčasto- zraščena. Idiomorfna zrna se pojavljajo v votlinicah in žilicah. Fosilnih ostankov je precej manj kot v do-lomikritu, kar je nedvomno posledica pozno-diagenetske kristalizacije. V do-lo-mikritu so- povečini tri, včasih celo- štiri generacije dolomita, v dolosparitu pa le dve, tu in tam tri. To si razlagamo tako-, da je dolomikrit kamenina zgodnje, do-losparit pa pozne diageneze, oziroma, da je dolomikrit izhodna faza do-lo-sparita. Zato- najdemo v do-lo-sparitu še vedno- večja ali manjša polja drobnozrnatega dolomikrita.
d) Drobnozrnati intraklastični dolomikrit in dolomikritna breča. Intrakla-stični dolomikrit srednjega horizonta anizične stopnje nam posreduje pomembne informacije ne le o nastanku dolomita, temveč tudi o nastanku sfalerita in pirita. Sestoji iz arenitnih (< 2 mm) ali ruditnih (> 2 mm) intraklastov. V srednjem horizontu srečujemo naslednje intraklastične kamenine:
1.	intraklastični dolomit z večidel jalovimi intraklasti in rudonosno- do-lo-mitno osnovo,
2.	intraklastični dolomit z rudonosnimi intraklasti in povečini jalovim dolo-mitnim vezivom in
3.	jalov intraklastični dolomikrit ali dolosparit.
1.	Intraklastični dolomikrit z večidel jalovimi intraklasti in rudonosno do-lo-mitno osnovo sestavlja skupno z rudonosnim laminarnim ali jedrnatim dolo-mikrito-m najpomembnejšo' rudonosno kamenino- sfalerita in pirita v Topli. Makroskopično je to dolomitna breča z različno velikimi črnimi odlomki in sivim rudonosnim dolomitnim vezivom (tabla 3). Njegove plasti niso nikoli prav debele. Povečini se gibljejo- v milimetrskih in centimetrskih dimenzijah. Intraklastični dolomit je nedvomno nastal v močno razgibanem okolju z visokim energijskim indeksom.
Intraklasti sestoje iz dolomikrita z drobnimi piritnimi zmi in organsko-substanco. Tu in tam vsebujejo- tudi sfaleritna zrna, navadno- pa so- brez njih. Hipidiomorfna in idio-morfna (delno tudi ksenomorfna) dolomitna zrna variirajo od 0,01 do- 0,05 mm, piritna pa med 3 in 10 mikroni. Tudi osnova navadno-sestoji iz dro-bno-zrnatega dolomikrita, vendar so tu in tam prehodi v dolosparit. Poleg intraklasto-v so pogosti še drobci fosilov (zlasti krinoidni členi), drobne luskice hidro-muskovita in detritična kremeno-va zrna.
2.	Intraklastični dolomit z rudonosnimi intraklasti in povečini jalovim dolomitnim vezivom se razlikuje od prej opisanega predvsem po- stopnji rudonos-nosti, osnovi, deloma pa tudi po- granulaciji. Primer takega dolomita nam kaže slika 10. Osnova je dolosparit. Povečini kseno-morfna in hipidiomorfna dolomitna zrna variirajo- od 0,04 do 0,2 mm. Intraklasti sestoje iz precj manjših zrn (0,02 do 0,08 mm). V intraklastih so razpršena sfaleritna zrna, ki so v splošnem večja o-d dolomitnih zrn, in sicer variirajo med 0,04 in 0,1 mm. V odlomkih so- tudi detritična zrna kremena. V drobnozrnatem dolomikritu je v splošnem več organske substance kot v dolosparitu. Slednji vsebuje tu in tam tudi sfaleritna zrna, ki so povečini večja od dolomitnih. Nedvomno je njihov nastanek v zvezi s poznodiagenetskimi procesi.
3.	Ostali intraklastični dolomiti so podobni opisanim, s to razliko, da so- brez rudne substance. Vsebujejo sicer piritna zrna, vendar v koncentracijah, ki so običajne v drugih kameninah anizične stopnje.
Nastanek dolomitnih intraklastičnih usedlin najlaže pojasnimo, če si pogledamo nastanek podobnih usedlin v recentnih nadplimskih blatnih sipinah Flo-ridskih čeri ( S h i n n , 1968), ki jih voda zaliva samo pri maksimalnih plimah ob mlaju in ščipu ali med viharji. Valovi plime prinašajo- na nadplimsko- območje sorazmerno- čisto- vodo, zato- je sedimentacija minimalna, nasprotno- pa so viharni valovi polni apnenega blata plimskega pasu. Te blatne suspenzije se razlivajo po napol ali docela posušenem površju, pri čemer se zaradi rušilnega delovanja valov zgornja, na pol konsolidirana skorja, erodira in pc-novno sedi-mentira v obliki intraklastov, skupno- s karbonatnim blatom iz suspenzije. Ta recentni model lahko uporabimo tudi v našem primeru in z njim pojasnimo
ritmično* sedimentacija laminarnega in intraklastičnega dolomita. S tem tudi laže pojasnimo prisotnost fosilnih drobcev in celih fosilov (krinoidov in fora-minifer) v rudonosni, sicer za življenje neugodni usedlini. Glede nastanka dolomita nam dolomitne intraklastične usedline povedo, da je anizični dolomikrit skoraj zanesljivo nastal v zgodnji diagenetski fazi (I) kmalu po sedimentaciji na samem površju usedline. Srednjezrnati dolosparit pa je po vsej verjetnosti produkt nadaljnjih diagenetskih kristalizacijskih procesov.
e)	Dissolucijska dolomitna breča se že na prvi pogled bistvena razlikuje od prej opisane intraformacijske breče, oziroma intraklastičnega dolomita. Debelo-zrnato* belo* dolomitno vezivo nam pove, da imamo* opravka s produkti pozno-diagenetskih, če ne celo* epigenetskih procesov, ko* je bila usedlina že kolikor toliko trdna. Skoraj vedno so v določeni zvezi s svinčevo* rudo*, nastalo* v bolj ali manj kislem okolju, kar pa je povzročilo delno* raztapljanje karbonatov. Po kristalizaciji galenita je prišlo* do ponovnega izločanja dolomita v obliki belega debelozrnatega sterilnega dolosparita. Kjer so pa zaradi raztapljanja ali kateregakoli drugega vzroka nastale votline, je lahko zaradi rušenja stropa nastala tudi udorna breča.
f)	Milonitna breča nima nič skupnega z nastankom cinkovo-svinčeve rude; zato je ne bomo* posebej obravnavali. Anizični dolomit je milonitiziran predvsem ob prelomih.
Zgornji horizont je za anizične sklade vodilen. Samo v njem so našli doslej dovolj zanesljivega fosilnega materiala, da so lahko določili njegovo zgornje-anizično starost ( T e 11 e r , 1898, str. 93; Z 1 e b n i k , 1955, str. 218); oziroma ilirsko podstopnjo*. Tudi pri geološkem kartiranju ne povzroča prevelikih težav, ker ga z drugimi triadnimi kameninami ne moremo zamenjati. Predvsem je* značilen apnenec z gomolji, lečami in tankimi vložki roženca med plastmi (tabla 2, si. 4).
Apnenec je večidel plastovit. Debelina plasti se giblje med 5 do* 30 cm. Kamenina je precej temna, sivkasto rjava do črna, prepletajo* jo različno debele kalcitne žilice. Apnenec z rožencem nastopa v dveh nivojih, največ ga je v vrhnjih plasteh. Med njegovimi plastmi so tanjši in debelejši vložki tanko-plastovitega laporja. Kjer zgornjeanizičnemu apnencu slede ekvivalenti part-
Sl. 10. Intraklastični dolosparit z rudonosnimi intraklasti v sterilni osnovi. Topla, obzorje
1143 m. 6 X povečano Abb. 10. Intraklast Dolosparit mit erzfuhren-den Intraklasten in ste-riler Matrix. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 6 X
SI. 11. Nastanek rožencev iz kremenastih spikul po Newellu in sod. (1953) Abb. 11. Entstehung des Hornsteins nach Newell und Mitarbeiter (1953) 1 kremenasta spikula, 2 kalcitizirana spikula, 3 roženec 1 Kieselschwammnadel, 2 kalcitisierte Kieselschwammnadel, 3 Hornstein.
naških skladov, so laporasti vložki debelejši in više tudi bolj pogosti, dokler ne preidejo v laporni razvoj ladinske stopnje. Takšen prehod anizičnih skladov v ladinski zagrebenski razvoj srečujemo med Črno na Koroškem in Molakovim vrhom nad Razbo-rjem.
V	Topli preidejo anizični skladi v svetel ladinski dolomit. Tudi tu je prehod postopen, saj je v vrhnjih plasteh radiolarijski apnenec do-lomitiziran. Medtem ko v Severnih apneniških Alpah in v severnih Karavankah pod Obirjem vsebuje zgornji horizont tufske plasti, jih v Topli in vzhodno- od Črne nismo- našli, vendar še ni rečeno, da jih ni; dobro- razkriti profili so namreč zelo- redki. Tudi pri Zele-zni Kapli so jih razkrili šele ob gradnji gozdne ceste. Nekateri raziskovalci anizičnih plasti v Severnih Alpah ( M i 11 e r , 1962; Sarnthein, 1965; Frisch, 1968) so- opozorili, da vulkanizem ni dal samo tufa, temveč je vplival tudi na po-tek sedimentacije, razvoj organizmov in na nastanek ro-ženca.
V	primerjavi z opisanima horizontoma so sedimentolo-ške- značilnosti kamenin zgornjega anizičnega horizonta povsem drugačne. Poleg mikritnega apnenca, ki je bil tu in tam med diagenezo- rekristaliziran, je za to serijo- značilen predvsem biomikritni apnenec. V njem je največ tako imenovanih filamento-v. To so tanke, povečini ravne- ali rahlo- upognjene lupinice, dolge komaj 0,2 do 5 mm. Po Fr i s c h u (1968) gre za odluščene plasti cefalopo-dnih lupin, za embrionalne školjčne lupinice ali lupinice rameno-no-žcev, po Kubaneku (1969) pa za zgodnji stadij školjk. Od spikul, ki jih je v določenih plasteh precej, jih ni težko ločiti, ker imajo- drugačno strukturo-. Prevladujejo enoosne (mo-naksone) in čet-veroosne (tetraksone) kremenaste spikule, ki so- v posameznih plasteh delno-, včasih pa tudi popo-lno-ma kalcitizirane- (tabla 2, si. 5). Verjetno- so- med njimi tudi primarne kalcitne spikule- kalcispo-ngij iz skupine Sycones. Radiolarij je precej manj, le v posameznih plasteh so- nakopičene v velikih količinah. Vendar
SI. 12. Kemična sestava anizičnih plasti v Topli Abb. 12. Chemische Zusammensetzung der Anis-Schichten in Topla

SI. 13 - Abb. 13
Rudišče Topla - Die Lagersttitte Topla obzorje 1143 m - Horizont 1143m
Legenda - Legende
Srednji horizont anizične stopnje Mittlereanisische Gesteinsserie
dolomitni razvoj - Dolomitentvvicklung apneni razvoj - Kalkeritwicklung
Spodnji horrzont anizične stopnje Untere anisische Gestehsserie

apneni razvoj - Kalkentv/icklung dolomitni razvoj - Dolomitentwicklung
spodnje triadni (ali paleozojski) skrilavci in peščenjaki Untertriassische (oder palaozoische)Schiefer und Sandsteine
paleozojski zeleni skrilavci - paldozoische Grunschiefer mineralizacija Pb - Zn - Pb-Zn Mineralisation
(T) odkop št.1 - Abbau No 1
opažamo tudi tu, da so večidel kalcitizirane ali dolomitizirane. Tu in tam vsebuje mikritni apnenec tudi pelete. Nemalokrat najdemo bioturbacijske strukture (gnezda, rovi), ki so zapolnjene z bolj drobnozrnatim mikritnim apnencem. Najpomembnejša značilnost zgornjeanizičnih kamenin je nedvomno* roženec, ki predstavlja mikrokristalne agregate kremena, kalcedona in kalcita. Slednji nastopa delno kot ostanek prvotne mikritne usedline, delno pa kot rekristalizi-rani, oziroma cementacijski sparitni kalcit. Nastanek roženca, oziroma silifika-cija, je tipičen proces diageneze usedline. Mikroskopska opazovanja vodijo* k podobnemu sklepu o nastanku roženčevih pol in gomoljev, do katerega so prišli Newell in sodelavci (1953), ko so raziskovali kamenine bazena Delawara v Teksasu in Novem Meksiku. Tudi tu sestoje kamenine, podobno kot anizični apnenec iz kremenastih in kalcitiziranih spikul. V usedlini so bile prvotno samo iglice silicispongij (si. 11).
Usedanje apnenca zahteva višjo pH vrednost, oziroma alkalno okolje. Tudi porna voda je skraja še alkalna, zato prihaja do raztapljanja ali zamenjave kremenastih skeletov s kalcitom, To je verjetno tudi glavni vzrok, da imamo v anizičnem apnencu manj spikul in radiolarij, kot bi jih sicer pričakovali glede na količino Si02 v roženčevih polah in gomoljih. Kubanek (1969) in tudi drugi (M i 11 e r , 1962; S a r n t h e i n , 1965) so namreč menili, da lahko nastanek roženca le delno pripišemo spikulam in radiolarijam, ker jih je po njihovem mnenju premalo.
Zaradi raztapljanja SiOs in cirkulacije raztopine nastanejo v usedlini plasti z različnimi vrednostmi pH. SiO> se seveda ponovno izloči v plasteh ah porah in votlinicah, kjer je pH nižji. Tu se dogaja ravno obraten proces, nadomeščanje kalcita s kremenom, oziroma kalcedonom. Ti procesi zavzemajo* po vertikali milimetrske ali centimetrske dimenzije. Miller (1962), Sarnthein (1965), Frisch (1968) in Kubanek (1969) so* nastanek roženca povezali s tufitom. Po M i 11 e r j u (1962, str. 55) je SiOs lahko prišel v usedlino s halmi-rolizo tufskih primesi ali pa z izlivom spilitne magme, bogate s SiO.,.
Prva možnost se mu zdi za nastanek roženca v anizičnih kameninah še najbolj verjetna. Kubanek (1969) je opazil v bližini tufitnih plasti večjo silifika-cijo*, vendar samo* nekaj centimetrov ali decimetrov pod njimi. Pojavi se podobno vprašanje kot prej, ko ni bilo dovolj spikul in radiolarij, kako* razlagati nastanek, kadar tufitnih plasti ni. Toda druga razlaga ne izključuje prve, le da imamo namesto* spikul plasti, bogate s kremenom ali z drugimi minerali, ki vsebujejo kremenico*. Sedimentacijsko okolje pa je nazadnje le enako* in lahko* pride do* procesov, povsem podobnih tistim, ko* roženci nastajajo z raztapljanjem kremenastih spikul ali radiolarij. Poudariti je* namreč treba, da je zgornjeanizični tufit siromašen s kremenom, toda bogat z drobnozrnatim karbonatom; tufit se je torej usedal v kolikor toliko* alkalnem okolju. Roženec je nastal v glavnem v zgodnji fazi diageneze kot produkt halmirolize, izvor SiOa pa je lahko* različen.
Ker so v Severnih apneniških Alpah in severnih Karavankah doslej našli v anizičnih in spodnj eladinskih kameninah le tufit, ne pa tudi drugih znakov vulkanske dejavnosti, je nastanek roženca verjetno v zvezi z vulkansko* aktivnostjo* v Južnih Alpah. Veliko* vprašanje pa je, ali lahko razvoj in količino spon-gij in radiolarij ter s tem tudi nastanek roženca povežemo s to aktivnostjo*. Ne smemo* namreč prezreti dejstva, da vsebujejo* ladinski apnenci in dolomiti zelo malo SiOa (0,1 do* 0,5 %>), da o rožencih ne govorimo, čeravno je vulkanska aktivnost v ladinu dosegla svoj maksimum. Po* Bercetu (1960) je prišla
21 — Geologija 17
kremenica v anizično morje z intruzijo granita, v to močno dvomim, ker granit ni triadne starosti.
Nekako v sredini zgornjega anizičnega horizonta se pojavlja sredi apnenca temno sivi dolosparit, ki je povečini srednjezmat, sicer pa zelo neenakomerno zrnat. Ostanki dolo-mikrita kažejo-, da je bila kamenina med diagenezo znatno rekristalizirana. V poznodiagenetskih dolomitnih žilicah so poleg idiomorfnih in hipidiomorfnih dolomitnih kristalov tudi posamični idiomorfni kremenovi kristalčki. Kremen je kristaliziral zadnji. Pojavlja se tudi v 0,1 mm debelih žilicah.
Neposredno pod ladinskim dolomitom vzbuja pozornost laminarni dolomit s kremenom in roženčevimi polarni. Mikroskopske preiskave kažejo, da gre za usedlino, nastalo večidel iz radiolarijskih skeletov. Če ne bi prišlo v zgodnji diagenezi do sprememb v sedimentacijskem bazenu, bi nastajal, podobno kot v nižjih plasteh, mikritni apnenec z roženčevimi gomolji in polarni. Vendar vse kaže, da sta se konec anizične dobe v sedimentacijskem bazenu spremenili globina morja in slanost vode, s tem pa tudi razmerje Mg/Ca. Anizičnim plastem v Topli sledijo namreč več sto metrov debeli skladi ladinskega dolomita. Ker vrhnje plasti anizične stopnje niso bile strjene, jih je dolomitizacija prav tako zajela. Sočasno z dolomitizacija so se raztapljali tudi kremenasti skeleti, zato šole v majhni meri ohranili prvotno strukturo, ker jih je alkalna raztopina, oziroma po-rna voda, raztapljala in nadomeščala z do-lomitom (tabla 2, si. 6). Dolomi-tizaciji je sledila silifikacija in prinesla ravno nasprotne pojave, korozijo ali nadomeščanje dolomitnih kristalov s kremenom. Koncentracije karbonatne substance in kremena se v posameznih plasteh zelo menjajo, celo v milimetrskem območju. To daje kamenini lamelasto strukturo. Nastanek teh plasti lahko razlagamo na podoben način, kakor sem prikazal za rožence, torej s spremembami vrednosti pH in mobilizacijo kremenice v posameznih plasteh. Nekatere plasti kažejo samo posamične do-lomitne kristale, ki zapolnjujejo- skupno s kal-cedono-m votle dele- radiolarijskih skeletov. Dolo-mitni kristal je navadno- v centru okrog njega pa vlaknast kalcedon. V istem plastju najdemo apnenec, kjer so kremenasti skeleti skoraj popolnoma nadomeščeni, oziroma cementirani s spa-ritnim kalcitom.
Paleogeografske razmere v anizični dobi
V skitski stopnji imamo v spodnjem delu delno kontinentalne, delno trans-gresijske usedline, v zgornjem pa prevladujejo sedimenti zelo- plitvega morja (oo-litni apnenec, dolomit s sadro), nasprotno pa se je spodnjeanizični apnenec sedimentiral v sorazmerno mirnem, nekoliko globljem morju. V takem okolju je nastal predvsem mikritni apnenec ter mikritni apnenec z redkim fosilnim drobirjem in nizkim energijskim indeksom. V kamenini najdemo- tu in tam bio-turbacijske strukture in drobne pelete. Peletni in detritični apnenec s sparit-nim kalcitom pa govori še za znatno nihanje globine sedimentacijskega bazena. Te usedline s sorazmerno visokim indeksom energije so nastale v plitki vodi, kjer so- tokovi in valovi močno- vplivali na sedimentacijo-. Morje je imelo- sorazmerno bogato- favno-, največ krinoddov, foraminifer in školjk, ki so v plitvo-mor-skem apnencu nakopičeni v obliki drobirja, intraklastov in peleto-v. Tudi 10 m debelo plastje s paso-vitim dolomitom je- nastalo v zelo plitki, močno- slani vodi.
Recentni primeri kažejo celo, da je nastal takšen dolomit na obali, ki jo je morje zalilo samo ob visoki plimi in močnem vetru.
Srednji horizont anizične stopnje v severnoalpskem razvoju je v splošnem bogat z organskim detritusom, s krinoidnim in stromato-litnim apnencem ter z brahiopodi, kar kaže na ugodno življenjsko okolje z dobro prezračeno vodo. Morje je bilo precej plitvo. Usedline so nastale v nadplimskem, plimskem in podplimskem območju.
V podplimskem območju so veliko prostranstvo zavzeli predvsem krinoidi, med njimi Encrinus liliformis Schloth (Frisch, 1968), ki prevladujejo v precejšnjem delu srednjega horizonta anizične stopnje. Tudi v Topli jih je mnogo v dolomitu, vendar so tu naplavljeni. V posameznih nivojih so bile dokaj razširjene algine trate z algo Physoporella praealpina Pia (Frisch, 1968), ki jim pripisujejo pomembno vlogo pri nastanku dolomita. Kot sem že omenil, je dolomit nastal v plimskem in nadplimskem pasu. O razširjenosti pravih gre-benskih tvorb so mnenja še deljena. Bauer (1970) sicer omenja z zahodnih obronkov Pece (profil Riepl—Globasnica) masivni apnenec z grebenskimi fosilnimi ostanki (Tubiphytes obscurus), ki pa morda le ne zadoščajo-, da bi lahko govorili o tipičnem grebenskem razvoju. V Severnih apneniških Alpah so-namreč podoben apnenec tudi opisovali kot grebenski, kar pa je pozneje Frisch s sedimentološkimi raziskavami ovrgel. Pokazalo se je, da gre v glavnem za algine trate z Dasycladaceami.
Zgo-rnjeanizične kamenine v Topli so praktično brez plitvovodnega fosilnega materiala ali drugega detritusa v smislu Bisell — Chilingarjeve klasifikacije. Bogate so s pelagičnimi fosilnimi ostanki. Biofacialne in litofacialne značilnosti kažejo na mirno, globljemorsko sedimentacijo-. Proti koncu anizične dobe pa so se paleogeografske razmere močno spremenile. Pokazali so se obrisi morskega dna ladinske dobe, v kateri ločimo tri biofacialne in litofacialne razvoje: predgrebenskega, grebenskega in zagrebenskega. Prehod anizičnih kamenin v predgrebenski razvoj ladinske stopnje je postopen. Označuje ga nagel porast glinene komponente, oziroma povečanje števila in debeline laporastih in glinastih plasti med plo-ščastim apnencem, dokler lapor in glina povsem ne prevladata. Meja med ekvivalenti partnaških skladov (ladinska stopnja) in anizičnimi kameninami še ni zanesljivo postavljena. Za sedaj je določena le po litoloških kriterijih. Prehod med anizičnimi kameninami in grebenskim, oziroma predgrebenskim razvojem ladinske stopnje pa je bolj izrazit. Na terenu razliko takoj opazimo, ne samo po litoloških značilnostih, temveč tudi po morfologiji terena. Obstajajo pa še določene nejasnosti glede grebenskega in predgrebenskega razvoja v spodnjem ladinu.
Kaže namreč, da se pravi grebenski apnenec s koralami začne šele nad dolomitom spodnjega ladina. Sicer pa opisuje večina raziskovalcev do-lomitni razvoj spodnjega ladina kot grebenski grušč.
Po mikroskopskih in kemičnih preiskavah je tudi tu prehod postopen, saj vsebujejo više ležeče kamenine vedno več dolomitne in manj glinene oziroma laporne komponente. Zanesljivo vemo, da je prehod med anizičnimi skladi in ekvivalenti partnaških skladov nastal že med sedimentacijo, za prehod anizičnih skladov v ladinski dolomit pa tega ne moremo trditi, ker so se vrhnje plasti lahko dolomitizirale kasneje, ko so bile anizične usedline že odložene.
Iz razlag o razmerah na prehodu med anizično in ladinsko stopnjo sledi, da je morje v severnem delu bazena postalo bolj plitvo, v južnem pa bolj globoko-.
PRIMERJAVA RAZVOJA ANIZIČNIH PLASTI V TOPLI IN NA SOSEDNJIH OZEMLJIH SEVERNIH KARAVANK
Razen v Topli nastopajo v vzhodnem delu severnih Karavank anizične kamenine samo južno od javorskega preloma, vzdolž katerega je med severnim in južnim krilom prek 1000 m višinske diskordance. Južno od javorskega preloma so razkriti paleozo-jski skrilavci in diabaz, Na njih leže permotriadni klastični sedimenti, sledijo- zgornjeskitske in anizične karbonatne kamenine, ki više preidejo v laporni in glinasti razvoj partnaškega tipa ladinske stopnje. Severno od preloma pa nastopajo- v glavnem ladinske- (grebenske), karnijske in noriške kamenine. V Javorju in Razboru vzhodno- od Tople zavzemajo anizične plasti sorazmerno- veliko površino, vendar nikjer niso- v celoti razkrite. V spodnjem Javorju pri Rezmanu je o-b go-zdni cesti razkrit tankoplasto-viti apnenec spodnjega horizonta, v Zgornjem Javorju in Razboru pa poleg plasti zgornjega horizonta samo del spodnjega horizonta.
Anizična stopnja v Spodnjem Javorju pri Rezmanu se začne s tanko-plasto-vitim mikritnim apnencem. Plasti so debele le nekaj centimetrov (tabla 1, si. 1). Bogate so s stilo-litnimi šivi, ob katerih je mikritna osnova tu in tam prekrista-lizirana v mikro-sparit.
V spodnjem delu so- fosili žeto redki. V apnencu so tanke pole lapo-rastega ali glinastega apnenca. Spodnji horizont ni v celoti ohranjen, manjka predvsem njegov zgornji del. Precejšnje nejasnosti so tudi glede srednjega horizonta, ki je zastopan v Topli ter med Obirjem in Peco- delno kot apnenec, delno kot dolomit. Bolj jasne so razmere v razvoju zgornjega horizonta, ki je, podobno- kot drugod v Karavankah, karakteriziran s črnim plastovitim apnencem z roženci. Kolikor toliko- popoln profil je razkrit nad Spodnjim in Zgornjim Kotnikom. Roženci se pojavljajo v nekaj centimetrov dolgih in približno- centimeter debelih lečah v plastovitem mikritnem, delno prekristaliziranem apnencu z radio-larijami, ki so večinoma nadomeščene s kalcitom. V nekaterih plasteh so roženci v obliki tankih (nekaj milimetrov do- 5 cm) pol, vzporednih s plasto-vitostjo-. Kot drugod so- o-pazna tudi v tem apnencu razpršena piritna zrna. Više se vedno bolj povečuje odstotek glinaste komponente, dokler povsem ne prevlada, ko preide v partnaški razvo-j ladinske stopnje. Tudi zgornje plasti so- bogate z ra-diolarijami, ki so- popolnoma ali le delno- nadomeščene s kalcitom. Poleg radio-larij so močno zastopane tudi spikule spo-ngij (P 1 a c e r , 1968).
Če primerjamo profil nad Spodnjim Kotnikom s profilom v Topli, se nam vsiljuje- vprašanje, ali imamo opravka s celotnim razvojem anizične stopnje, ali samo z njegovim zgornjim delom. V prvem primeru pripada dolomit v talnini opisanih kamenin skitski stopnji, v drugem pa srednjemu horizontu anizične stopnje. Slednje se mi zdi bolj verjetno.
Severno od javorske dislokacije so- anizični skladi globoko pod mlajšimi triadnimi kameninami. V Jazbini, pri Ko-rizlu (vrtina 1) so 490 m globoko- pod ladinskim dolomitom.
F. Bauer (1970) je podrobno- obdelal območje med Obirjem in Peco-. V anizičnih skladih je razlikoval številne razvo-j e. Zaradi močnih vertikalnih in lateralnih sprememb po njegovem mnenju ne moremo prikazati razvoja anizičnih skladov z enim samim, temveč z vrsto profilov. To je le delno res in velja v glavnem za plitvom-orske srednjeanizične plasti. Precej podrobno opisanih profilo-v iz različnih krajev kaže, da gre večinoma za dokaj okrnjene, ne-
popolne profile, kar je lahko posledica tektonskih procesov. V spodnjem horizontu je opisal povsem enake kamenine, kot jih najdemo v profilu Tople in v Spodnjem Javorju. Sam je opozoril na podobnost z razvojem ekvivalentnih kamenin pri Innsbrucku.
Kamenine spodnjega horizonta so razkrite na Lužah (Koprivna), zahodno- od Železne Kaple in južno- od Obirja. Sestoje iz tanko-plasto-vitega mikritnega apnenca s svaljki plazečih se bento-nskih živali (0 do 1 cm), iz peletnega, detrič-nega in intraklastične-ga mikritnega apnenca. Apnenec spodnjega horizonta je tudi tu poln stilolitnih šivo-v.
V	srednjem delu anizičnih plasti se javljajo večje lateralne spremembe, kar je končno razumljivo-, saj imamo- opravka s kameninami lito-ralne oziro-ma plimske in nadplimske cone, kjer je relief morskega dna lahko- dokaj razgiban. Vse kaže, da imamo razen dolomitnega tudi grebenski razvoj masivnega, svetlo-sivega apnenca s koralami, spužvami in grebenskim fosilom Tubiphytes obscu-rus (Bauer, 1970). Do-lomitni razvo-j je opisal F. Bauer z območij Riepl in Brunner. Pri Rieplu meji dolomit neposredno (zanesljivo- tektonsko) na wetter-steinski apnenec, pri Brunnerju pa preide v sklado-viti apnenec; tu je našel odtise rastlin. Grebenski razvoj je uvrstil Bauer v zgornji del anizične- stopnje in videl v tem že določeno- diferenciacijo- sedimentacijskega bazena, ki se je polno uveljavila v ladinski stopnji. Bolj verjetno se mi zdi, da pripadajo opisane kamenine srednjemu horizontu in so ekvivalenti dolo-mitnega razvoja v Topli. Upoštevati moramo-, da sestoji zgornji horizont iz pelagičnih sedimentov z rožencem in tufito-m. Glede na to, da preidejo anizične kamenine sko-ro- povsod v ekvivalente partnaškega razvoja ladinske stopnje, menim, da gre med Obirjem in Lužami (Koprivno) za podoben razvo-j, kakršnega poznamo na območju med Črno in Molakovim vrho-m.
GEOKEMICNE ZNAČILNOSTI ANIZIČNIH KAMENIN V TOPLI
Razen silicija, ki je bil do-lo-čen po mokrem po-sto-pku, so bile analize narejene z atomsko abso-rbcijo-. Stroncij so do-ločili v Inštitutu »Jožef Štefan« v Ljubljani, druge elemente pa v kemičnem laboratoriju v Žerjavu. Svinec in cink sta bila določena po ditizonovi metodi in z atomsko- abso-rbcijo-. Rezultati vzorčevanja anizičnih plasti so prikazani v obliki diagrama (si. 12).
Po kemični sestavi, oziroma po razmerju CaO/MgO ločimo po F r o 1 o v i klasifikaciji (Bissell in C h i 1 i n g a r , 1967), v spodnjem horizontu le dvoje vrst kamenin: do-lomitni apnenec (slightly dolomitic limesto-ne) in nizkokalcitni dolomit (slightly calcitic do-lo-mite). Mikroskopske preiskave kažejo, da je dolomit v dolo-mitnem apnencu nastal v pozni fazi diageneze, delno sočasno- z nastankom stilolitov, delno tudi kasneje. Po- izvoru magnezija za po-zno-diagenetsko dolomitizacijo obstajata dve možnosti:
1.	da je bil magnezij prvotno v kristalni mreži kalcita ali aragonita in se je sprostil pri inverziji aragonita v kalcit;
2.	da je prihajal v sediment s cirkulacijo- pornih raztopin.
V	našem primeru je druga možnost najbolj verjetna. Kalcitni dolomit (vzorec 27) sestoji iz 82,16 % dolomita in 16,89 % kalcita. Višek kalcija izvira delno-iz fosilnih (krino-idnih drobcev), delno pa iz presežka kalcija v kristalni mreži dolomita.
Kremenica je delno vezana na glinene minerale, delno pa nastopa v obliki detritičnega kremena ali kot kalcedon v radiolari j ah, ki so sicer zelo redke. Glinena substanca nastopa predvsem na ploskvah plastovitosti, medtem ko je kamenina vsebuje sorazmerno malo-. Detritična kremenova zrna so med diagenezo še rasla. Na to sklepamo po- conamo razporejenih zrnih mikritnega kalcita v njih.
Stroncij je v karbonatnih kameninah biogenetskega ali fizikalno-kemičnega izvora. V prvem primeru se kopiči v živalskih in rastlinskih skeletih, v drugem pa se izloča skupno s kalcitom in aragonitom ter eventualno z drugimi morskimi solmi (sadro, anhidritom itd.). Preiskave skeletov in neorganskih usedlin so pokazale, da stroncij raje precipitira z aragonitom kakor s kalcitom. K u 1 p in drugi (1952) ter O d u m (1957) so- ugotovili, da je razmerje Sr;/Ca v kalcitnih oziroma aragonitnih skeletih odvisno od razmerja Sr/Ca v vodi, slanosti vode, filogenetskega razvoja, temperature in od zgradbe kristalne mreže ter drugih vplivov.
Kulp je poleg tega ugotovil, da vsebujejo skeleti v splošnem dvakrat več stroncija kot osnova, v kateri ležijo. Sorazmerno- visoka razmerja Sr/Ca kažejo predvsem coelenterata, mehkužci, členonožci, mahovnjaki in alge. Ugotovili so tudi določeno odvisnost in konstantnost v posameznih filogenetskih vrstah.
V	anizičnih kameninah spodnjega horizonta v Topli se menjava vsebnost stroncija med 46 in 2080 ppm, razmerje Sr/Ca X 1000 pa je med 0,20 in 5,62. Najnižjo vrednost ima nizkokalcitni dolomit. Nizke vrednosti beležimo tudi v prekristaliziranem mikritnem apnencu in v peletnem apnencu s sparitnim cementom. V manj prekristaliziranem mikritnem in biomikritnem apnencu (izjema je vzorec 35) variira razmerje Sr/Ca X 1000 od 3,37 do- 5,62. Ker je razen nekaj krinoidnega detritusa in foraminifer sorazmerno malo fosilnih ostankov, skoraj ne moremo- koncentracije stroncija pripisati skeletnemu drobirju. V neorganskih usedlinah stro-ncij bodisi sočasno- precipitira s karbonatnim usedkom, ali pa pozneje med diagenezo. Po O d u m u (1957) je razmerje Sr/Ca v usedlini povečini manjše od razmerja v vodi sedimentacijskega bazena. Vendar je našel tudi primere, da je razmerje Sr/Ca V sedimentu enako razmerju v vodi, tj. 4,20 in 4,23, npr. v Velikem slanem jezeru v Utahu. Medtem ko je to-pljivost stroncija in kalcija v morski vodi praktično- enaka (5 . 10-7), je v destilirani vodi to-pljivost SrC03 0,3 . 10~a, CaCC>3 pa 5 . 10~9. Iz tega sklepamo, da bomo v manj slani vodi našli višja razmerja Sr/Ca. Rezultati kemičnih preiskav anizičnih kamenin kažejo podobno tendenco-. Dolo-miti in plitvo-morski sedimenti, ki so- nastali v bolj slani vodi, imajo sorazmerno malo stroncija, v drugih ga je dosti Več. Pri tem seveda ne smemo- zapostavljati procesov rekristalizacije in dolo-mitizacije, ki tudi do neke mere zmanjšujejo- koncentracijo stroncija.
Kamenine spodnjega horizonta vsebujejo poprečno 0,27 °/o železa. Pojavlja se večidel v obliki zelo drobnih piritnih zrn, ki so tu in tam oksidirana. Apnenec spodnjega horizonta vsebuje tudi do-ločeno- količino- organske substance, ki pa ne presega 1 °/o, vendar daje kamenini ob udarcu značilen vonj in temno sivo do črno barvo.
Cink je skoraj v vseh plasteh prisoten, svinca pa praktično ni.
V	odvisnosti od razmerja Ca/Mg razlikujemo- po Fro-lovi klasifikaciji (1959, cit. v Bissell — Chilingar, 1967) naslednje vrste dolomita:
Ca/Mg
1,4 magnezijev dolomit (Magnesian dolomite)
1.4—1,5	dolomit (Dolomite)
1.5—2,3	nizkokalcitni dolomit (Slightly calcitic dolomite) 2,3—4,2 kalcitni dolomit (Calcitic dolomite)
V srednjem horizontu anizične stopnje v Topli prevladuje nizkokalcitni dolomit.
Z barvanjem mikroskopskih zbruskov in acetatnih folij z alizarinom (S) in kalijevim heksacianoferratom III je bilo ugotovljeno, da dolomit redkokdaj Vsebuje kalcit, z izjemo- v krinoidnih ostankih. Iz tega sklepamo, da je višek kalcija vgrajen v kristalno mrežo dolomita.
Goldsmith in Graf (1958) pripisujeta presežek kalcija različni slanosti morske vode, kar je Siegel (1961) potrdil tudi z laboratorijskimi poskusi (glej tabelo 1).
Tabela 1
Odvisnost sestave dolomita od koncentracije raztopine in temperature nastanka
(Siegel, 1961)
Koncentracija raztopine	pri 100 °C	50	°C	25	"C
1 molarne raztopine	Ca50Mg50 dolomit	Ca33Mg43	dolomit	Cae0Mg40	dolomit
0,5 molarne raztopine	Ca56,5Mg43.5 dolomit	Ca39Mg41	dolomit	Caoi.oMg38,5	dolomit
0,25 molarne raztopine	Ca58,5Mg41,5 dolomit	Cam.sMggg.g	dolomit		
0,1 molarne raztopine	Ca66,5Mg33,5 dolomit				
Tudi recentni dolomiti kažejo1, da se s slanostjo vode zmanjšuje pribitek Ca in da je najmanjši v aridnih območjih, kar vidimo iz naslednjih primerov: Florida Ca58_,i7 dolomit (humidna klima) Bonaire Ca54_36 dolomit (zmerno aridna klima) Perzijski zaliv Cas4 dolomit (močno aridna klima)
V južnih avstralskih jezerih nastajajo s povečano slanostjo Mg-kalcit, Ca--dolomit, stoehiometrijski dolomit in magnezit. Tudi z naraščajočo- količino- eva-poritov v kamenini se zmanjšuje pribitek Ca v dolomitni mreži (Fiicht-bauer & Goldschmidt, 1965).
Medtem ko- je poprečno razmerje Ca/Mg dolomitov srednje serije 2,06 (29 vzorcev), znaša v rudnono-snem dolomitu 1,75 (9 vzorcev). Rentgenske preiskave so pokazale celo primanjkljaj Ca v dolomitu, določenem na podlagi glavnega refleksa (10.4) = (211). Glavne podatke rentgenskih preiskav rudonosnega dolomita, ki sem jih naredil na stolici za uporabn-o geologijo- univerze Freie Uni-versitat v Berlinu, kaže tabela 2.
Tabela 2
Rentgenske meritve rudonosnega dolomita iz cinkovo-svinčevega rudišča Topla
Označba vzorca	% dolomita	d-vrednost A (10.4) = (211)	35,3 Cu Ka 37,3	sestava * dolomita
Ti		2.8786	0,945	Ca41Mg53 dol.
T2	29,05	2.8847	0,945	Ca50Mg50 dol.
T3	29,72	2.8841	0,946	Ca40Mg51 dol.
T4	28,40	2.8823	0,944	Ca49Mg51 dol.
T 7	7,21	2.8828		Ca49Mg51 dol.
T8	34,88	2.8892	0,943	Ca51Mg49 dol.
(Analitika: Kranz, Alberts-Berlin; rentgen, meritve: Strucl).
* Sestava dolomita, določena na podlagi d-vrednosti najmočnejše rentgenske inter-ference (Ftichtbauer & Goldschmidt, 1965).
Rentgenske meritve so pokazale tudi sorazmerno visoko stopnjo urejenosti dolomita, ki jo ugotovimo iz razmerja med nadstrukturnim refleksom (0,1 . 5) = = (221) pri 2#~35,3° (CuKa) in refleksom (11.0) = (101) pri 2i?~37,3° (Gold-s m i t h & Graf, 1958 cit. v Ftichtbauer —Muler, 1970).
Med kemičnimi analizami in rentgenskimi meritvami obstaja torej v pogledu razmerja Ca/Mg določena neskladnost. Presežek kalcija v kemičnih analizah lahko delno pripišemo kalcitu naplavljenih fosilnih (krinoidnih) ostankov, delno pa sadri.
Rentgenske meritve kažejo- v posameznih vzorcih rudonosnega dolomita celo višek magnezija. Določene razlike bi verjetno tudi dobili, če bi rentgensko raziskali še druge dolomite anizične stopnje. Rentgenske preiskave so- pokazale tudi, da je glavna glinasta substanca illit.
Upoštevajoč laboratorijske ugotovitve (Siegel, 1961) in sestavo recentnih dolomitov v odvisnosti od klime, sklepamo o anizičnih dolomitih, da so- nastali v zmerni ali močno- aridni klimi, oziroma v zelo slani vodi in pri sorazmerno visoki temperaturi. Ni izključeno, da ne obstaja določena zveza med stopnjo dolomitizacije in aktivnostjo bakterij oziroma mineralizacijo-.
Kremenica se giblje v rudonosnem do-lo-mikritu med 1,42 in 2,61 °/o, v ostalem do-lo-mitu srednjega horizonta pa med 0,42 in 1,01 °/o. Kaže se delno- kot detriti-čen kremen, delno pa je vezana na glinaste primesi.
Stroncija je v srednjem dolomitnem horizontu sorazmerno malo-, precej manj kot v spodnjem ali zgornjem horizontu apnenca. V rudonosnem dolomitu ga je poprečno- 30 ppm, v ostalem dolomitu pa 63 ppm.
Kemična sestava kamenin zgornjega horizonta se precej razlikuje od apnenca v spodnjem horizontu. Največje razlike se- kažejo v količini Si02. So celo tako velike, da nam lahko rabijo- pri kartiranju, kadar se ne moremo odločiti, ali gre za spodnji ali zgornji horizont anizičnega apnenca.
Glede na kemično- sestavo-, oziroma na razmerje Ca/Mg, so v zgornjem horizontu štiri vrste karbonatnih kamenin; nizko- dolo-mitni apnenec, dolo-mitni apnenec, kalcitni dolomit in nizkokalcitni dolomit. Med temi plastmi so nekaj milimetrov do nekaj decimetrov debele pole črnega glinastega apnenca, glinastega laporja ali laporja. V zgornjem delu zgornjega horizonta Tople narašča dolo-mitna komponenta, nasprotno- pa vzhodno od Črne naglo> narašča glinena komponenta.
V apnencu spodnjega horizonta je poprečno 2,51 °/o SiOa, v apnencu zgornjega horizonta pa kar 15,04 %. V spodnjem horizontu je SiOa vezan na glinasto substanco in detritična kremenova zrna, v zgornjem pa nastopa v obliki roženca (kalcedona in kremena). Večji del roženca je biogenetskega izvora (spikule in radiolarije). Ne izključujem pa možnosti, da je del kremena vulkanskega porekla, vendar za to v Topli ni dokazov niti znakov.
Stroncij nastopa v podobnih koncentracijah kot v spodnjem horizontu. Najmanj ga je v nizkokalcitnem in kalcitnem dolomitu (Sr/Ca X 1000 = 0,34 do 1,35) ali v prekristaliziranem apnencu (1,96). Sorazmerno' nizka je količina v lapo-rastih in glinastih vložkih (Sr/Ca X 1000 = 1,45) in v rožencu (Sr/Ca X 1000 = = 1,37). Medtem ko- v spodnjem horizontu ni bilo opaziti odvisnosti med količino stroncija in fosili, je le-ta v zgornjem horizontu očitna, saj je v biomikrit-nern apnencu 1240 do 2040 ppm stroncija (Sr/Ca X 1000 = 3,52 do 5,64). Količina stroncija izvira verjetno od radiolarij s skeletom iz akantina (SrS04).
Poprečna vsebina železa (0,44 °/o) je za spoznanje višja kot v apnencu spodnjega horizonta (0,28 %>). Predvsem nastopa v obliki pirita, ki je v mikritni osnovi zelo drobnozrnat, v rožencu pa tu in tam tudi v večjih kristalnih agregatih. Količine svinca so pod mejo občutljivosti metode določevanja, (10 ppm) medtem ko je cinka največ 200 ppm, torej v mejah, ki jih R a n k a m a (1950) in drugi navajajo kot poprečne vsebnosti karbonatnih kamnin.
CINKOVO-SVINCENA RUDA V ANIZIČNIH PLASTEH Splošni podatki o rudišču Topla
Cinkovo-svinčevo rudišče Topla je raziskano na površini 0,6 kms med nadmorskima višinama 1073 in 1202 m. Največ raziskovalnih del (rovov in vrtin) so doslej naredili na obzorju 1143 m (si. 13), tj. približno na višini starega Terezi-jinega rova (1138 m). Na spodnjih dveh obzorjih (1073 in 1143 m) in v stari jami je znanih 14 pomembnejših svinčevo-cinkovih rudnih teles, ki bodo prej ali slej predmet eksploatacije.
Rudna telesa so interstratificiranega tipa, vendar nikjer ne najdemo rudne plasti večje razsežnosti. Večinoma so to- podolgovata, nekaj deset metrov dolga in le nekaj metrov široka zelo nepravilna cevasta rudna telesa različne debeline. Včasih so manj dolga in gnezdasta. Te oblike veljajo predvsem za bogatejše koncentracije svinca in cinka. Siromašne koncentracije obeh kovin (0,5 do 1 °/o) zavzemajo v prvotnih sedimentacijskih nivojih mnogo večje površine. Svinec in cink sta v splošnem zelo razpršena, saj znaša poprečna vsebnost dolomitnega kompleksa na obzorju 1143 m 3570 ppm svinca in 3970 ppm cinka. To je poprečje 277 vzorcev vzetih na vsakih 5 m sledilnega rova. V tem je tudi bistvena razlika napram ladinski rudi, kjer je prikamenina nedaleč od rudnega telesa ponekod popolnoma sterilna. V Topli sta cinkova in svinčeva ruda izrazito diferencirani. Cinkova ruda je večidel v talninskem delu rudnega telesa, svinčeva oziroma svinčevo-cinkcva pa v krovninskem. Talninska cinkova ruda vsebuje izredno malo svinca, večinoma samo sledove. Medtem ko je prikamenina z galenitnimi impregnacijami precej drcbljiva, je sfaleritna ruda zelo žilava in kompaktna, razen v primerih, ko je dolomitu primešan lapor, ki pa vsebuje ponekod dosti cinka (do 25 °/o). Svinčeva ruda pri flotiranju ne povzroča posebnih težav, od jalovine se lahko loči, le malo je oksidirana, s prikamenino pa niti ni preveč
Ksenomorfna sfaleritna polja v drobnozrnatem dolomitu
207o Xenomorphe Zinkblende-anreicherungen im fein-kornigen Dolomit
Zelo razvejano zrasčenje sfalerita z dolomitom
Metasomatsko nadomeščanje dolomitnih zrn po sfaleritu
Metasomatische Verdran-gung von Dolomitkorner durch Zinkblende
Sehr starke Vervvachsung von Zinkblende und Dolomit
Zelo drobne ksenomorf-ne intragranularne zapolnitve sfalerita v dolomitu
Sehr feine xenomorphe intergranuldre Zinkblen-deausfullungen im Dolomit
sfalerit	dolomit
Zinkblende Dolomit
SI. 14. Oblike sfalerita v rudišču Topla in njegova zraščenost s prikamenino in drugimi
sulfidnimi minerali
Abb. 14. Zinkblendearten in der Lagerstatte Topla und deren Verwachsungen mit Nebengestein und anderen sulfidischen Mineralien
Debelozrnati poznodiage-netski sfalerit v dolo-mitni žilici
Grobkornige, spatdiagene-tische Zinkblende in Dolomitader
Sfaleritna zrna zrašče-na z galenitom
Zinkblendekorner ver-vvachsen und umvvach-sen vom Bleiglanz
Zelo drobna sfaleritna zrna v piritu
Sehr feine Zinkblendekorner im Pyrit
Ksenomorfna sfaleritna zrna v laporastem dolo mitu
Xenomorphe Zinkblendekorner im mergeligen Dolomit
sfalerit	dolomit galenit	pirit
'zinkblende 2 Dolomit 3 Bleiglanz 4 Pyrit
SI. 15. Oblika sfalerita v rudišču Topla in njegova zraščenost s prikamenino in drugimi sulfidnimi minerali Abb. 15. Zinkblendearten in der Lagerstatte Topla und deren Verwachsungen mit Nebengestein und anderen sulfidischen Mineralien
zraščena. Drugače je s cinkovo- rudo, ki je izredno drobnozrnata. Zaradi žila-vosti in trdote zahteva daljše drobljenje, povrh pa je močno- zraščena z dolomitom. Na sliki 14 in 15 so prikazane različne vrste zraščenja rudnih mineralov, bodisi med seboj ali z dolomitom.
Tektonika na mineralizacijo- ni vplivala, ker je porudna. Vendar pa je močnoi dislocirala že itak zelo- nepravilna rudna telesa. Da so- stari rudarji pripisali prelomom (predvsem v smeri sever—jug) velik pomen, kažejo- njihova rudarska raziskovalna dela, saj so iskali rudo- vzdolž njih.
Mineralna sestava rude
Ruda Tople je precej siromašna z mineralnimi vrstami. Doslej so bili določeni naslednji minerali: sfalerit, pirit, markazit, melnikovit, galenit, hidrocinkit, smithso-nit, cerussit, anglezit, limonit oziroma goethit in greenockit.
Sfalerit je količinsko in L.'di ekonomsko- najpomembnejši mineral rudišča Topla. Povečini ima obliko zelo drobnih kseno-morfnih in hipidiomo-rfnih zrn mikronskih dimenzij, ki so fino dispergirana v dolomikritni ali do-losparitni osnovi (tabla 4, si. 1 in 2; tabla 7, si. 1). Pogostnost posameznih dimenzij sfale-ritnih zrn vidimo- na tabeli 3 (Grobelšek, 1962, 1969).
Tabela 3
Granulometrijska sestava cinkove rude iz Tople
Kraj vzorčevanja		Granulometrijska sestava sfalerita		
	pod lOa	10—3 ft	30—60^	nad 60^<
1. Obz. 1144 m (Terezi-				
jin rov pri vhodu	29,2 %	39,00 %	12,75 %	19,05 %
2. Obz. 1144 m (Terezi-				
jin rov pri vhodu	26,0 %	50,54 %	18,26 %	5,2 %
3. Obz. 1144 m (Terezi-				
jin rov) pri nadkopu	7,0 %	16,00 %	23,00 %	46,00 %
4. Obz. 1144 m (Terezi-				
jin rov) pri nadkopu	16,0 %	42,77 °!o	28,94 %	12,29 %
5. Obz. 1144 m (Terezi-				
jin rov) pri nadkopu	4,32 %	7,23 %	9,68 %	78,77 %
6. Odkop na medobzorju				
1158 m	20,0 %	58,83 %	14,74 %	6,43 %
Dokaj večja so sfaleritna zrna, ki nastopajo- skupno z galenitom v pozno-diage-netskem dolosparitu ali v poznodiagene-tskih in epigenetskih do-lo-mitnih žilicah (tabla 4, si. 3, 4).
Sfalerit zapolnjuje v ; lavnem intergranularne pore dolomita, zato- je njegova oblika večinoma zelo- nepravilna (tabla 4, si. 5, 6). Zrna so- zelo razvejana in močno zraščena z dolomitnimi zrni. Razen sfalerita je v intergranularnih porah tudi precej organske substance, ki je v dokajšnji meri preprečila rast sfaleritnih kristalov. Intergranularne zapolnitve so- nastale v glavnem v zgodnji fazi diageneze, in sicer po- zgc-dnjediagenetski dolo-mitizaciji in nastanku piritnih framboidov. Zelo- pogosto- najdemo namreč dobro ohranjene piritne
framboide sredi sfaleritnih zrn (tabla 8, si. 1). Skraja jih je bilo- še mnogo več, vendar so bili prekristalizirani v drobne pentagcndodekaedrske kristalčke.
V splošnem sfalerit mnogo manj teži k idiomorfizmu kot galenit, pirit in markazit. Zbirna kristalizacija se kaže pri sfaleritu predvsem v obliki kopičenja zrn v skupke ali polja nepravilnih oblik (tabla 5, si. 1, 2; tabla 14, si. 3).
Vse kaže, da je bil najstarejši sfalerit izločen tudi v obliki okroglih zrnc, velikih le nekaj mikronov, ki jih najdemo pogosto še v piritnih in markazitnih kristalih (tabla 5, slike 3 do 6). Podobno kot piritni framboidi prehajajo v pen-tagondodekaedre, prehajajo sfaleritna okrogla zrna v drobne rombododekaedr-ske kristale.
Možno je, da so okrogla zrna produkt direktne precipitacije skupno s karbonatno usedlino, vendar je še vprašanje, v kakšni obliki so se izločila; karbonatni, sulfatni ali sulfidni. Glede na plitvomorsko sedimentacijo' izključujem sulfid. Preostajajo nam torej le sulfatna, karbonatna in pri svincu eventualno kloridna oblika. Topnost omenjenih cinkovih spojin kaže tabela 4.
Tabela 4
Topnost sulfatov in karbonatov, cinka, svinca in železa v vodi pri 18 °C v g/1 (S m i r n o v , 1954)
ZnS04	531,2
Pb S04	0,041
FeS04	157,0
ZnCOs	0,04
PbCOa	0,001
ZnS04 je zelo topen in je poleg tega stabilen, ker ne hidrolizira niti oksidira ali reducira. Neobstojen je edinole v karbonatnem okolju, kjer reagira s karbonati in bikarbonati ter preide v smithsonit z nizko topnostjo in to po naslednji poenostavljeni kemični enačbi:
ZnS04 + CaCO., = ZnCOs + CaSO, Z bakterijsko pretvorbo sadre v kalcit se sprosti žveplo za nastanek sulfidov. To pretvorbo prikazujeta Sanders in Friedman (1967, str. 192) z naslednjo poenostavljeno enačbo:
2CaSO, + 2(CH„0) 2CaO + 2S + 2CO, + 2H,0 + O, 2CaO + 2CO, 2CaCOa Nastajajoči H,S tvori s prisotnimi kovinami sulfide. V našem primeru so nastali piritni framboidi in sfalerit. Da lahko z bakterijskim delovanjem iz smithsonita nastane sfalerit, sta dokazala Baas-Becking in Moore (1961) z laboratorijskimi poizkusi.
Kolikor so okrogla zrna nastala med sedimentacijo, so prešla v sulfidno obliko v zgodnji fazi diageneze. Za takšno predpostavko govorita dve zelo drobni sfaleritni krogi ci v piritnem framboidu na sliki 16 in na tabli 8, si. 3. Ostala sfaleritna zrna -^o nastala pri nadaljnji zbirni kristalizaciji in metasoma-tozi (tabla 5, si. 1—3) proti koncu zgodnje diageneze in v pozni diagenezi. Nemalokrat zasledimo sfaleritna zrna z dolomitnim jedrom (tabla 6, si. 1). V nekaterih primerih gre za različne stopnje nadomeščanja dolomitnih kristalov, v drugih pa za nastanek idioblastov. Najmlajša generacija sfalerita je vezana na poznodiagenetske ali epigenetske bele dolomitne žilice. Od drugih sfaleritnih
zrn se razlikuje po barvi, obliki in sestavi. Ta sfalerit je rumenkasto rjav, medtem ko je ostali siv. Samo pri tem sfaleritu najdemo tudi idiomorfne kristalne oblike. Z mikrosondo je profesor Ottemann iz Heidelberga našel razlike v kemični sestavi med debelozrnatim rumenkasto' rjavim in dro-bno-zrnatim sivim sfaleritom, ki so razvidne iz tabele 5.
Tabela 5
Kemična sestava zgodnjediagenetskega (1) in poznodiagenetskega sfalerita (2), določena z mikrosondo (Ottemann, Heidelberg)
	Drobnozrnati sivi sfalerit (1)	Debelozrnati rumenkasto rjavi sfalerit (2)
Fe	0,12 %	0,10 %
Cu	0,03 %	Q,01 %
Cd	0,33 %	0,23 %
In	0,44 %	0,04 %
Vrstni red kristalizacije v dolomitnih žilicah je navadno drobnozmati dolomit, debelozrnati dolomit, sfalerit, galenit in ponovno dolomit.
Galenit je v anizičnem dolomitu zelo razpršen. Nikjer ni v takšnih koncentracijah, kakršne srečujemo na primer v wettersteinskem apnencu. Povečini se javlja v obliki 1 do 5 mm velikih kubičnih kristalov-idioblastov (tabla 6, si. 2, 3, 4 in 6). Slednji se kažejo- včasih samo kot kali večjih kristalov, v katere bi se razvili v primeru večje cirkulacije porne raztopine.
Galenit je v glavnem produkt poznodiagenetskih metasomatskih procesov v kamenini, ki je bila že kolikor toliko trdna. V dovolj porozni kamenini so se lahko razvili popolni idiomorfni kristali, v manj porozni pa nepopolni meta-kristali. V galenitu najdemo nič koliko- ostankov dolomita, sfalerita in pirita. Ker so bile porne raztopine bo-lj kisle, je razumljivo, da so- bile proti dolomitu bolj agresivne ko-t proti sfaleritu ali piritu, katerih zrna so ostala v mnogih primerih nedotaknjena, oziroma so bila samo obdana z galenito-m (tabla 6, si. 6).
Galenitne kristale nemalokrat obdaja tanjši ali debelejši ovoj markazitnih kristalov (tabla 6, si. 3 in 6), kar lahko pripišemo- elektrokemičnim procesom v porni raztopini. Med galenito-m (+ 15 mV) in markazitom (+ 37 m V) obstaja namreč dovolj velika potencialna razlika.
Razen v idiomorfnih kristalih se po-javlja galenit tudi v dveh ksenomo-rfnih oblikah: kot metaso-matska nadomeščanja in infiltracije- ter kot zapolnitve vot-linic ali žilic (tabla 6, si. 5). V prvem primeru je bil nadomeščen predvsem dolomit, medtem ko so- se sfaleritna in piritna zrna ohranila kot vključki. V vseh preiskanih vzorcih je galenit vedno mlajši o-d sfalerita. Redno- je vezan na po-znodiagenetski, debelozrnati dolomit. Tudi ko- zapolnjuje vo-tlinice- ali žilice, je paragenetsko zaporedje: dolomit, sfalerit, galenit (tabla 7, si. 2).
Pirit spremlja cinko-vo- laminarno- rudo in tudi svinčevo-cinkovo- impregnacijsko- rudo-. Pojavlja se predvsem v obliki frambo-idov ali kristalov pentagon-dodekaedra, kocke- in bo-lj redko- oktaedra. V cinkovi laminarni rudi so- razpršena zelo drobna, 3 do 20 mikronov velika, več ali manj okrogla piritna zrnca. Veliko jih ima zelo- lepo- ohranjeno- frambo-idno (malino-vo) strukturo (tabla 8, si. 1, 2 in 3). Večinoma so- framboidi o-krc-gli, toda nekateri kažejo obrise pentagondodekaedra. Iz tega sklepamo, da so- tudi ostali drobni piritni
kristalčki mikronskih dimenzij nastali iz framboidov. Framboidna zrna najdemo največ v intergranularnem prostoru dolomita, vendar niso redki primeri, ko so-sredi sfalerita (tabla 8, si. 1). Med najpomembnejšimi geokemičnimi procesi v gornjih plasteh nekonsolidirane usedline je redukcija sulfatnega iona, ki jo* povzročajo anaerobne bakterije. Pri tem nastali H2S reagira z različnimi železovimi spojinami, predvsem z železovimi hidroksidi, ki so v vrhnji plasti usedline navadno* v koloidalni obliki. V prvi vrsti nastaja pirit.
Love (1964) je našel v recentnih sedimentih pirit povečini v obliki drobnih kroglic premera 5 do 6 mikronov, ki imajo framboidno strukturo*. Lep primer recentnega framboidnega pirita nam kaže slika 17 (Gado*w, 1970) iz blata plimskega pasu v zalivu Jade v Severnem morju. Tu so* v usedlini od zgoraj navzdol ugotovili tri cone (van Straaten, 1954), hidrooksidno (= oksidno cono), monosulfidno* in disulfidno (redukcijsko) cono. Debelina oksidne cone je odvisna od granulometrijske sestave usedline; v blatu znaša le nekaj milimetrov, v pesku pa več centimetrov. Monosulfidna cona je debela 20 do 40 cm, ponekod nekaj metrov. Po* Schneiderhohnu (1923) so* pi-
Sl. 16. Piritni framboid s sfalerit-nima kroglicama (glej si. 3 na tabli 8)
Abb. 16. Pyritframboid mit Zink-blendekiigelchen (siehe Abb. 3 auf Tafel 8)
SI. 17. Agregat pirita v recentnem blatu. Ja-
debusen — Severno morje (Gadow, 1970) Abb. 17. Pyritaggregat im Wattenschlick von Jadebusen (Gadow, 1970)
ritni framboidi organskega porekla. Njihov nastanek je pripisal bakterijam, ki v svojih celicah kopičijo elementarno žveplo v obliki drobnih kapljic. Ko celica odmre, lahko žveplo s prisotnimi kovinami tvori sulfide. Neuhaus (1940) je opisal framboide kot pse-vdo-morfoze po bakterijah. Drobni framboidi naj bi bili nastali iz žveplenih bakterij skupine Thyophysa volutans, večji pa iz skupine Thiophysa macrophysa.
Tudi Fabricius (1961), ki je preiskal predvsem framboidni pirit kossen-skih plasti, mu je pripisal organsko poreklo- in ga označil kot facialni indikator. Če je v kamenini poleg framboidov prisotna tudi bentonska favna (foramini-fema ali ostrakodna), se po njegovem mnenju žveplene bakterije razvijajo v zgornjih plasteh usedline, če te favne ni, so- bakterije prisotne že v vodi. Le v drugem primeru, ko je voda v spodnjih plasteh brez kisika, nastaja pravi sapropel.
O nastanku framboidov obstajajo tudi povsem drugi pogledi. Po Rus tu (1935) in B a s t i n u (1950) so framboidi nastali iz gelastih kroglic železovega sulfida. Podobnega mnenja je tudi Amstutz (1967), ki pravi, da izvira okrogel obod framboidov iz koloidne kapljice gelastega železovega monosuflida, hidrotroilita. Po Degensu (1968) sta oblika in nastanek piritnih globul odvisna od redoks potenciala (Eh) v usedlini ali vodi in kapacitete sulfatne redukcije prisotne bakterijske populacije.
Sulfidne oborine torej po njegovem mnenju niso biološkega porekla, temveč anorganskega, vendar so- nastale v določeni odvisnosti od bakterijske aktivnosti. Na redoks potencial vplivajo predvsem anaerobne bakterije. Desulphovibrio desulfuricans ustvarja redoks potenciale do —500 mV in živi lahko pri pH med 4,2 in 10.
V	zadnjih letih (B e r n e r , 1969 in F a r r a n d , 1970) so uspeli dobiti tudi sintetične framboide, ne samo železovih, temveč tudi drugih sulfidov; bakrovih, svinčevih, cinkovih, niklovih in arzeno-vih, in sicer z obarjanjem iz dvakrat do desetkrat prenasičenih raztopin žveplovega vodika. Po obarjanju se framboidi obdržijo približno teden dni, dlje pa samo v primeru, če raztopina nima več dostopa do njih. Zato pravi Farrand, da geološka ohranitev framboidov ni nič manj pomembna kot njihov nastanek. Čeprav mu je uspelo dobiti sulfidne framboide tudi v okolju brez bakterij, pripisuje organskim spojinam v usedlini vseeno ključno vlogo pri nastanku in posebno še pri ohranitvi framboidov.
V	rudnih plasteh Tople najdemo- piritne framboide v glavnem v intergranu-larnih porah zgodnjediagenetskega dolomita. Po tem lahko sklepamo-, da so framboidi produkt zgodnje diageneze, ki je sledila neposredno dolo-mitizaciji. Najdemo jih v glavnem v porah z organsko- substanco, kar se glede njihove ohranitve povsem ujema s Farrandovimi ugotovitvami. Sorazmerno-pogosti so v sfaleritu, iz česar sklepamo-, da je sfalerit precipitiral kmalu po nastanku framboidov, jih izoliral nasproti po-rni raztopini in jih na ta način ohranil. Frambo-idom lahko pripisujemo določeno katalitično- aktivnost. Večji del framboidalnih zrn pa je kristaliziral v drobne pentagondodekaederske kristalčke.
Večji piritni kristali so navadno- zraščeni z markazitom. Pirit je- delno- idio-morfen, delno pa tvori nepravilna polja, ki so- močno zraščena z dolomitom, sfaleritom ali markazitom. Nemalokrat so- tudi med seboj zraščena.
Sorazmerno pogosto- najdemo okrog piritnega kristala (idio-morfnega ali ksenomorfnega) radialno- nanizane prizmatične markazitne- kristale (tabla 8, si. 4). Posebnost anizične rude pa so- drobna okrogla in rombododekaederska sfaleritna zrna v piritnomarkazitnih poljih ali pa v idiomorfnih kristalih. Med njimi najdemo pogosto tudi kristale (idioblaste) pirita, kakršne vidimo npr. na sliki 5 (tabla 5). Večji piritni kristali in piritno-markazitna po-lja so- mlajši od piritnih framboido-v, drobnih piritnih zrnc in drobno-zrnatega, predvsem in-tragranularnega sfalerita. Vezani so na bo-lj pozno-diagenetsko- metasomatsko fazo ali fazo prekristalizacije dolomita.
Markazit je posebno- v plastoviti cinkovi rudi zelo pogost mineral. V posameznih plasteh ga je celo- več kot sfalerita. Na oko ga vidimo- kot drobno kroglico (0 0,5 do- 2 mm), pod mikroskopom pa spoznamo, da gre skoro- vedno-za skupek radialno- žarkastih ali tudi nepravilno razvrščenih prizmatičnih kristalov (tabla 9). V večini primerov so dv-o-jčične lamele tako lepo- vidne kot na sliki 5 (tabla 8).
Po-dobno piritnim idio-blasto-m ali galenitnim kristalom leže tudi markazitni v bolj debelo-zrnatem dolomitu. Zrašče-nje s piritom je, kot že omenjeno-, sorazmerno pogosten pojav (tabla 9, si. 2). Sprememb markazita v pirit, za kar so potrebne temperature 520 do- 535 °C, nismo našli. Markazit je kristaliziral iz ionskih raztopin. Medtem ko precipitira pirit lahko v nevtralnem ali slabo kislem okolju, precipitira markazit pri nizki temperaturi iz bolj kislih raztopin. Zato je proti karbonatom tudi bolj agresiven, kar smo- ugotavljali tudi pri-galenitu. Okrog markazita je skoro- vedno- avreola čistega bo-lj debelozrnatega dolomita (tabla 8, si. 6), česar nikoli ne zasledimo pri sfaleritu. Tudi markazit je nedvomno- nastal v kasnejši fazi diageneze, vendar pred nastankom do-lo-mit-nih žilic s po-zno-diagenetskim ali epigenetskim sfaleritom. Žilice so namreč brez pirita in markazita.
Sekundarni minerali. Zaradi sorazmerno nizke stopnje oksidacije rudišča je oksidacijskih mineralov malo-. Sicer pa lahko- oksidacijska stopnja v posameznih delih rudišč in celo- znotraj posameznih rudnih teles zelo variira. Iz tabele- 6 vidimo-, da je- pri svincu precej višja kot pri cinku, čeprav je navadno obratno-. Mikroskopske preiskave ne kažejo- tolikšne oksidacije kakor kemične.
Tabela 6
Poprečen odstotek Pb in Zn v rudi in stopnja oksidacije pomembnejših rudnih teles v rudišču Topla
Rudno telo	Obzorje	Pbsk	Pbox	Z«sk	Znox	Pb ux . 100 Pb	Zn„ 0i . 100 Zn
1	1143 m	2,10	1,10	7,94	4,00	52,4	50,4
2	1143 m	2,36	0,90	3,10	1,36	38,1	43,9
3	1143 m	2,00	0,60	9,90	1,40	30,0	14,1
4	1143 m	0,10	0,01	10,73	1,31	10,0	12,2
5	1073 m	3,60	0,90	4,45	0,85	25,0	19,1
(Analitiki: Kaker, Hancman — Mežica)
Galenitna in sfaleritna zrna so- povečini zelo- čista, sko-raj brez znakov oksidacije. Rudni telesi 1 in 2 sta izjemno močno- oksidirani, vendar ne povsod
22 — Geologija 11
enako. Večjo stopnjo oksidacije galenita pripisujem večji razdrobljenosti kamenine, ki je omogočila večjo cirkulacijo vadoznih vod.
V starih rudarskih delih najdemo precej hidrocinkita, ki tvori skupno s kalcitom in arago-nitom bele skorje in kratke kapnike. Galenit je v starih odkopih prevlečen z drobnimi anglezitovimi kristalčki, podobnimi plesni. Green-ockit najdemo tu in tam kot rumenkasto' zelen oprh na sfaleritu. V tektonsko bolj porušeni ali razpokani kamenini so pogostne tudi večje količine limonita in goethita, tu in tam tudi cerusita in smithsonita, zelo- redek pa je vulfe-nit.
Teksturne in strukturne značilnosti rude
Malo je cinkovo-svinčevih rudišč, ki hranijo o svojem sedimentnem poreklu toliko zanesljivih dokazov kot Topla. Da je bilo mnogo polemike o nastanku alpskih ladinskih rudišč, se niti ne smemo čuditi, saj kažejo sorazmerno malo primarnih sedimentnih tekstur in struktur, ker so povečini nastale v pozni diagenezi in epigenezi.
Sedimentne teksture so- za interpretacijo' geneze rudonosnih kamenin izredno pomembne. Pravilna identifikacija teksture nam omogoča spoznati ne samo pogoje nastanka kamenine, temveč tudi nastanek rudnih mineralov v njej. V Topli ločimo po mineralni sestavi, količinskem razmerju svinca in cinka ter po strukturnih in teksturnih značilnostih v glavnem dvoje vrst rud: plastovito rudo z različnimi dobro ohranjenimi sedimentnimi teksturami in strukturami ter impregnacijsko1 v manjšem obsegu tudi žilno-impregnacijsko rudo v dolo-sparitu.
Kot v večini drugih svinčevo-cinkovih rudišč, tudi v Topli rudne plasti nimajo- velike horizontalne razsežnosti, temveč zapolnjujejo podolgovate kotanje ali lijakaste vdolbine v dolomitu. Sestoje iz laminarnega do-lomikrita (0,05 mm), drobnozrnatega dolosparita (0,05 do 0,1 mm), intraklastičnega dolomikrita in intraformacijske breče. Ponekod je tudi precej glinaste ali laporaste substance, ki vsebuje celo do 25 °/o cinka.
Rudonosni laminarni do-lomikrit sestoji iz plasti, debelih 0,5 do- 3 mm z različno granulometrijsko sestavo, koncentracijo sulfidnih mineralov ter z različno-količino organske in glinaste substance. Od teh primesi je odvisna tudi barva kamenine oziroma posamezne plasti. Jalovi dolo-mitni vložki oziroma deli plasti in črni odlomki intraformacijske breče so- zaradi organskih primesi in drobno-razpršenega pirita črni, s sfalerito-m bogate plasti pa so sive. Laminarni dolomit kaže znake postopne zrnavosti (si. 18), ki je nastala z usedanjem materiala iz granulometrijsko heterogene suspenzije. V splošnem vsebuje- dro-bnozrnati dolomit le drobna sulfidna zrna, debelo-zrnati dolomit pa drobna in debela sul-fidna zrna. Vse kaže, da je zrnavost dolomita in sulfidnih mineralov odvisna o-d glinastih in organskih primesi, ki so- nedvomno- omejevale cirkulacijo- po-rnih raztopin in s tem tudi zbirno kristalizacijo-, naj si bo dolomita ali sulfidnih mineralov. Na ta način je nastala tudi lažna posto-pna zrnavost sulfidnih mineralov. ki po mojem mnenju ne nastane z mehansko akumulacijo- sulfidnih kristalov, kot to razlaga S c h u 1 z (1965) na primerih rudnih ritmito-v v graben-skem revirju, temveč z rastjo kristalov oziroma sulfidnih agregatov med dia-genezo.
Zrnavost sulfidnih zrn je odvisna od:
1.	granulometrijske sestave primarne usedline pred dolomitizacijo, delno pa tudi od zrnavosti dolomita,
2.	sestave in homogenosti usedline,
3.	vrednosti pH in Eh porne raztopine,
4.	mobilnosti porne raztopine v usedlini,
5.	trajanja diageneze, predvsem pa od tiste faze diageneze, v kateri je sulfid nastal.
Navedeni faktorji so več ali manj v medsebojni odvisnosti. Mobilnost raztopine je nedvomno odvisna od granulometrijske in mineralne sestave usedline. Z dolomitizacijo usedline se poroznost še poVeča, pri popolni celo> za 12 do 14 "/o. Mineralna sestava predvsem odloča o trajanju diageneze. Diageneza glinaste usedline hitreje napreduje, kamenina sicer še ni trdna, vendar sorazmerno hitro doseže svoj predmetamorfni stadij. Če pogledamo bolj podrobno rudne ritmite, oziroma rudo z dobro ohranjeno sedimentno strukturo v triadnih karbonatnih kameninah, vidimo:
1. da gre za nehomogen paralelni skupek dolomita, sfalerita in pirita ali dolomita, galenita, sfalerita in pirita ter bituminoznih glinastih vložkov, vzporednih s plastovitostjo,
0,01 - 0.2 0.02 - 0.06
0,01 - 0,2
0,01 - 0,05
0,01 - 0,04
0,02 - 0.08 0,01 - 0,06
0,01 - 0,2 0,01 - 0,04
0,01 - 0,06 0,03 - 0,1
0,04 - 0,2
0,01 - 0,1
0,02 - 0,1
? dolomitnih zrn H Dolomitkorner (mm)
? sfaleritnih zrn * Zinkblendekdrnerlmni,
0,01 - 0,04 0.01 - 0,1
0.01 - 0,08
0,02 - 0,1
0,04 - 0.2
SI. 18. Laminarni rudonosni dolomit s sfaleritom. Topla, 9 X povečano Abb. 18. Erzrhytmit mit Zinkblende. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 9 X
Besedilo k slikam Tafelerklarung'
Tabla 1 — Tafel 1
SI. 1. Tankoplastoviti mikritni apnenec spodnjega horizonta anizičnih plasti ob gozdni
cesti pod Matvozom, 1,5 km jugovzhodno od Črne na Koroškem Abb. 1. Diinnschichtiger Kalkmikrit der unteren anisischen Gesteinsserie an der Wald-strasse unterhalb von Matvoz, 1,5 km siidostlich von Črna
SI. 2. Peletni apnenec s kalcitnim sparitnim cementom. Feleti sestoje iz mikritnega apnenca, deloma pa iz dolosparita. Spodnji anizični horizont, Topla, obzorje 1143 m.
12 X povečano
Abb. 2. Pillenkalk mit Kalksparitzement. Die Pillen bestehen aus Kalkmikrit, zum Teil aus Dolosparit. Untere anisische Gesteinsserie, Topla, Lauf 1143 m.
Vergrosserung 12 X
SI. 3. Detritni apnenec s kalcitnim sparitnim cementom. Detritus sestoji iz dobro sor-tiranih in različno zaobljenih zrn mikritnega apnenca in fosilnih drobcev. Spodnji
anizični horizont. Topla, obzorje 1143 m, levi presek. 2 X povečano Abb. 3. Detrituskalk mit Kalksparitzement. Das Detritus besteht aus gut sortierten und verschieden abgerundeten Kalkmikritkorner und aus Fossiluberresten. Untere anisische Gesteinsserie. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 2 X
SI. 4. Detritni apnenec s kalcitnim sparitnim cementom. Detritus je slabo sortiran, sestoji iz fosilnih drobcev in različno zaobljenih zrn mikritnega apnenca. Spodnji anizični horizont. Topla, obzorje 1143 m, prvi levi prečnik. 10 X povečano Abb. 4. Detrituskalk mit Kalksparitzement. Detritus ist schlecht sortiert, es besteht aus Fossiluberresten und verschieden abgerundeten Kalkmikritkorner. Untere anisische Gesteinsserie. Topla, Lauf 1143 m, erster linker Querschlag. Vergrosserung 10 X
SI. 5. Mikritni apnenec s fosilnim drobirjem. Sestoji iz krinoidnih členov in drobcev, školjčnih in drugih lupinic. Topla, obzorje 1143 m, prvi levi prečnik. 10 X povečano Abb. 5. Kalkmikrit mit Fossildetritus von Crinoiden-Segmente, Muschel- und sonstige Schalen. Topla, Lauf 1143 m, erster linker Querschlag. Vergrosserung 10 X
SI. 6. Pasoviti dolomit srednjega dolomitnega horizonta anizične stopnje. Plasti sestoje iz sivkastorjavega srednjezrnatega dolosparita, ki se menjava z belim srednje do de-
belozrnatim dolosparitom. Topla, obzorje 1073 m, 2. desni prečnik Abb. 6. Gebanderter Dolomit der mittleren Gesteinsserie des anisischen Schicht-packets. Die Schichtfolge besteht aus graubraunen mittelkornigen und weissen mittel-bis grobkornigen Dolospariten. Topla, Lauf 1073 m, 2. rechter Querschlag

Tabla 2 — Tafel 2
SI. 1. Conami dolomitni kristal belega debelozrnatega dolosparita. Med navzkrižnimi nikoli zapažamo vzporedno s conarno zgradbo mikritizacijo dolomitnega kristala. V zgornjem delu slike je dolomit milonitiziran. Srednji anizični horizont. Topla, obzorje
1143 m. 8 X povečano Abb. 1. Dolomitkristal mit Zonarbau des weissen grobkornigen Dolosparits. Unter gekreuzten Nicols ist eine Mikritisierung parallel zum Zonarbau des Dolomitkristalls bemerkbar. Im oberen Teil der Abbildung ist der Dolomit milonitisiert. Mittlere ani-sische Gesteinsserie. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 8 X
SI. 2. Srednjezrnati dolosparit. Sestoji večidel iz ksenomorfnih dolomitnih zrn. Inter-granularne pore so zapolnjene z organsko substanco. Topla, obzorje 1143 m.
50 X povečano
Abb. 2. Mittelkorniger Dolosparit mit vorwiegend xenomorphen Dolomitkorner. Der intergranulare Porenraum ist mit organischer Substanz gefullt. Topla, Lauf 1143 m.
Vergrosserung 50 X
SI. 3. Dolomitizacija krinoidnega člena. Srednji dolomitni horizont. Topla, obzorje
1143 m. 42 X povečano Abb. 3. Dolomitisation eines Crinoiden-Segments. Mittlere Gesteinsserie. Topla, Lauf
1143 m. Vergrosserung 42 X
SI. 4. Apnenec z rožencem zgornjega anizičnega horizonta. Topla, severno od kmetije
Fajmut
Abb. 4. Kieselkalk der oberen anisischen Gesteinsserie. Topla, nordlich vom Bauernhof
Fajmut
SI. 5. Delno kalcitizirana kremenasta spikula v mikritnem apnencu zgornjega anizičnega horizonta v Topli. 40 X povečano Abb. 5. Zum Teil calcitisierte Kieselschwammnadel im Kalkmikrit der oberen anisischen Gesteinsserie von Topla. Vegrosserung 40 X
SI. 6. Idiomorfni dolomitni kristali v rožencu mikritnega apnenca zgornjega anizičnega
horizonta v Topli. 4 X povečano Abb. 6. Idiomorphe Dolomitkristalle i m Hornstein des Kalkmikrits der oberen anisischen Gesteinsserie von Topla. Vergrosserung 4 X

Tabla 3 — Tafel 3
SI. 1. Rudonosni brečasti in laminarni dolomikrit z obremenitveno teksturo. Črni odlomki so sterilni, vsebujejo pa organske primesi in zelo drobna piritna zrna. Siva osnova laminarnega dolomikrita in breče je bogata s sfaleritom. Topla, obzorje 1143 m.
Približna naravna velikost Abb. 1. Breccioser und laminierter Erzdolomikrit mit »Load east«. Die schwarzen Bruchstiicke sind steril, sie enthalten organisehe Substanz und sehr feinkornigen Pyrit. Die graue Matrix des laminierten Dolomikrits und Breccie ist reich an Zink-blende. Topla, Lauf 1143 m. Natiirliche Grosse
SI. 2. Rudonosni intraklastični dolomikrit s sfaleritom (črn). Topla, obzorje 1143 m.
5 X povečano
Abb. 2. Intraklastdolomikrit mit Zinkblende (schwarz). Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 5 X
SI. 3. Sterilni dolomikritni intraklast v laminarnem rudonosnem dolomikritu, bogatem
s sfaleritom in piritom (črna zrna). Topla, obzorje 1143 m. 5 X povečano Abb. 3. Steriler Dolomikritintraklast im laminierten Erzdolomikrit mit Zinkblende und Pyrit (schwarze Komer). Topla, Lauf 1143 m. Vergrdsserung 5 X
SI. 4. Sterilni dolomikritni intraklast v rudonosnem laminarnem dolomikritu. Topla,
obzorje 1143 m. 4 X povečano Abb. 4. Steriler Dolomikritintraklast im laminierten Erzdolomikrit. Topla, Lauf 1143 m.
Vergrosserung 4 X
SI. 5. Obremenitvena tekstura v laminarnem rudonosnem dolomikritu. Sfaleritna in piritna zrna (bela) so zelo drobna, markazitna so večja. Organska substanca (črna) je nakopičena vzdolž stilolitnih šivov in na površjih posameznih plasti. Topla, obzorje
1143 m. 9X povečano
Abb. 5. »Load-cast« Struktur im laminierten Erzdolomikrit. Zinkblende und Pyrit (weiss) sind feinkornig, Markasit kommt in grosseren Kristallen vor. Entlang Stylo-tithen und Oberflachen der Feinschichtung ist organisehe Substanz angereichert. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 9 X
SI. 6. Intraklastični dolomikrit z bogato orudeno dolomikritno osnovo. Topla, obzorje
1143 m. 15 X povečano Abb. 6. Intraklastdolomikrit mit reichvererzter Dolomikritmatrix. Topla, Lauf 1143 m.
Vergrosserung 15 X

Tabla 4 — Tafel 4
SI. 1. Impregnacija drobnozrnatega sfalerita v dolomikritu. Topla, obzorje
124 X povečano
Abb. 1. Impragnation feinkorniger Zinkblende im Dolomikrit. Topla, Lauf
Vergrosserung 124 X
SI. 2. Impregnacija drobnozrnatega sfalerita (sivo) v združbi z galenitom, piritom in
markazitom v laporastem dolomitu. Topla, obzorje 1073 m. 21 X povečano Abb. 2. Impragnation feinkorniger Zinkblende (grau) in Gesellschaft mit Bleiglanz, Markasit, und Pyrit. Topla, Lauf 1073 m. Vergrosserung 21 X.
SI. 3. Debelozrnati sfalerit v poznodiagenetski ali epigenetski dolomitni žilici, vzporedni s plastovitostjo, kar je vidno tudi iz zapolnjene votlinice (vodne tehtnice) v rudonosnem dolomikritu. Topla, obzorje 1143 m. 6 X povečano Abb. 3. Grobkornige Zinkblende und Dolomit als spatdiagenetische oder epigenetische Kluftausfiillung, die parallel mit der Schichtung verlauft (siehe Wasserwaage im Dolomikrit). Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 6 X
SI. 4. Sfalerit v poznodiagenetski ali epigenetski dolomitni žili. Topla, obzorje 1143 m.
11 X povečano
Abb. 4. Zinkblende in einer spatdiagenetischen oder epigenetischen Dolomitader. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 11 X
SI. 5. Zgodnjediagenetska intergranularna zapolnitev dolomita s sfaleritom. Topla,
obzorje 1143 m. 380 X povečano Abb. 5. Friihdiagenetische intergranulare Ausftillung von Zinkblende im Dolomikrit. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 380 X
SI. 6. Zgodnjediagenetska intergranularna zapolnitev in delno nadomeščanje dolomi-krita s sfaleritom. V intergranularnih porah je tudi organska substanca (črna). Topla,
obzorje 1143 m. 380 X povečano Abb. 6. Intergranulare friihdiagenetische Ausfiillung organischer Substanz und Zinkblende im Dolomikrit. Zum Teil sind schon metasomatische Verdrangungen vorhan -den. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 380 X
1143 m. 1143 m.

Tabla 5 — Tafel 5
SI. 1. Sfaleritni skupki v dolomikritu. Topla, medobzorje 1158 m. 110 X povečano Abb. 1. Zinkblendeaggregate im Dolomikrit. Topla, Zwischenlauf 1158 m. Vergrosserung 110 X
SI. 2. Skupek sfaleritnih zrn ter intergranularno razvrščen sfalerit v dolomikritu.
Topla, obzorje 1143 m. 110 X povečano Abb. 2. Dolomikrit mit intergranular verteilter Zinkblende und einer Anhaufung grosserer Anzahl von Zinkblendekorner entstanden entweder durch Sammelkristalli-sation oder Verdrangungsvorgange. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 110 X
SI. 3. Metasomatsko sfaleritno polje (sivo) s piritno lečo (belo) v kateri so drobne sfaleritne kroglice in drobni rombododekaederski kristalčki (sivi). Topla, obzorje
1143 m. 200 X povečano Abb. 3. Metasomatische Zinkblendeanreicherung (grau) mit Pyritlinse (weiss) in welcher sich sehr feine Zinkblendekiigelchen und feinkornige Rhombendodekaeder-Kristalle befinden (graue). Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 200 X
SI. 4. Pirit (bel) s sfaleritnimi kroglicami (sive), ki so povečini kristalile v rombodode-
kaederske kristalčke. Topla, obzorje 1143 m. 200 X povečano Abb. 4. Pyrit (weiss) mit Zinkblendekiigelchen (grau), die vor\viegend in kleine Rhom-bendodekaeder-Kristalle umkristallisiert sind. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung
200 X
SI. 5. Metakristali pirita s sfaleritnimi kroglicami in drobnimi rombododekaederskimi
kristalčki. Topla, obzorje 1143 m. 200 X povečano Abb. 5. Pyritidioblaste mit Zinkblendekiigelchen und kleine Rhombendodekaeder-Kristalle. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 200 X
SI. 6. Delno okrogla, delno že izkristalizirana sfaleritna zrna (temno siva) v piritu
(svetlo siv). Topla, obzorje 1143 m, 500 X povečano Abb. 6. Zum Teil runde, zum Teil kristalisierte Zinkblendekorner (dunkelgrau) im Pyrit (hellgrau). Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 500 X

Tabla 6
— Tafel 6
SI. 1. Mikrokokardni sfalerit z dolomitnim jedrom. Premer zrn je 30 do 60 mikronov.
Topla, obzorje 1143 m. 200 X povečano Abb. 1. Mikrokokarde Zinkblende mit Dolomitkern. Der Korndurchmesser betragt 30 bis 60 Mikronen. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 200 X
SI. 2. Del piritno-markazitne leče (bela zrna) v sfaleritni impregnacijski rudi (siva zrna). V levem zgornjem kotu je galenitni metakristal. Topla, obzorje 1073 m. 70 X
povečano
Abb. 2. Teil einer Pyrit-Markasitlinse (weisse Korner) im Zinkblendeimpragnation-serz (graue Korner). In der oberen linken Ecke Befindet sich ein Bleiglanz-Idioblast. Topla, Lauf 1073 m. Vergrosserung 70 X
SI. 3. Metakristal galenita z markazitnim ovojem. Velika je razlika nasproti drobno-zrnatemu ksenomorfnemu sfaleritu (siva zrna). Topla, obzorje 1073 m. 14 X povečano Abb. 3. Bleiglanz-Idioblast mit Markasitumrandung. Besonders auffallend ist der Unterschied gegeniiber die feinkornigen und xenomorphen Zinkblendekorner (graue). Topla, Lauf 1073 m. Vergrosserung 14 x
SI. 4. Idiomorfni metakristali galenita, razpršeni v srednjezrnatem dolosparitu. Topla,
obzorje 1143 m. 60 X povečano Abb. 4. Idiomorphe Bleiglanzidioblaste im mittelkornigen Dolosparit. Topla, Lauf
1143 m. Vergrosserung 60 X
SI. 5. Infiltracija galenita (bel) v sfaleritu (siv). Topla, obzorje 1143 m. 60 X povečano Abb. 5. Bleiglanzinfiltrierung in der Zinkblende. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung
60 X
SI. 6. Idiomorfni galenitni kristal z markazitnim ovojem. V galenitu so ostanki dolomitnih, piritnih in sfaleritnih zrn. Topla, obzorje 1073 m. 60 X povečano Abb. 6. Idiomorpher Bleiglanzkristall mit Markasitumrandung. Im Bleiglanz sind noch Uberreste von Dolomit-, Pyrit- und Zinkblendekorner vorhanden. Topla, Lauf 1073 m
Vergrosserung 60 X

Tabla 7 — Tafel 7
SI. 1. Bogata svinčevo-cinkova ruda v laporastem dolomitu. Sfalerit — siv, drobno-zrnat, galenit -— bel; markazit in delno pirit — rumen. Topla, obzorje 1073 m. 5 X
povečano
Abb. 1. Reiches Blei-Zinkerz im Mergeldolomit. Zinkblende — grau und feinkornig; Bleiglanz — weiss; Markazit und zum Teil auch Pyrit — gelb. Topla, Lauf 1073 m.
Vergrosserung 5 X
SI. 2. Poznodiagenetska rudna žilica (debela 0,5 mm) z dolomitom, sfaleritom in gale-nitom. Po istem vrstnem redu so omenjeni minerali tudi kristalizirali. Sfalerit (drobna rjava zrna) v dolomitni osnovi je nastal v fazi zgodnje diageneze. Topla, obzorje
1143 m. 57 X povečano Abb. 2. Spatdiagenetischer Erzgang (0,5 mm machtig) mit Dolomit, Zinkblende und Bleiglanz. Nach der selben Reihenfolge verlief auch die Kristallisation. Die feinkor-nige Zinkblende der Dolomitmatrix entstand im friihdiagenetischen Stadium. Topla,
Lauf 1143 m. Vergrosserung 57 X
Tabla 8 — Tafel 8
SI. 1. Piritni framboid v ksenomorfnem sfaleritu. Pri framboidu se že kažejo obrisi pentagondodekaederskega kristala, v katerega je večina framboidov kristalilo. Topla,
obzorje 1143 m. 500 X povečano Abb. 1. Pyritframboid in xenomorpher Zinkblende. Beim Framboid zeigen sich schon die Konturen des Pentagondodekaeders im welchen die meisten Framboide um-kristallisiert sind. Vergrosserung 500 X
SI. 2. Skupina piritnih framboidov v rudonosnem dolomikritu z impregnacijami kse-
nomorfnega sfalerita. Topla, obzorje 1143 m. 540 X povečano Abb. 2. Pyritframboide im Dolomikrit mit xenomorphen Zinkblendekorner. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 540 X
SI. 3. Piritni framboid s sfaleritnima kroglicama premera 3 mikronov. Ksenomorfna sfaleritna zrna (siva) deloma zapolnjujejo intergranularne pore, deloma pa so zamenjala dolomitna zrna. Topla, obzorje 1143 m. 410 X povečano Abb. 3. Zinkblendekugelchen mit einem Durchmesser von 3 my im Pyritframboid. Die xenomorphe Zinkblendekorner fiillen zum Teil den Porenraum aus, zum Teil haben sie auch den Dolomit verdrangt. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 410 X
SI. 4. Ksenomorfni pirit, obraščen z markazitnimi kristali. Vmes so ksenomorfna sfaleritna zrna (siva). Topla, obzorje 1073 m. 50 X povečano Abb. 4. Xenomorpher Pyrit umwachsen mit Markasitkristalle. Topla, Lauf 1073 m.
Vergrosserung 50 X
SI. 5. Dvojčične lamele v markazitu. Topla, obzorje 1073 m. 125 X povečano Abb. 5. Zwillingslamellen im Markasit. Topla, Lauf 1073 m. Vergrosserung 125 X
SI. 6. Markazitni zrni v prozornem (čistem) in debelozrnatem prekristaljenem dolomitu sredi drobnozrnatega dolomikrita z drobnozrnatim sfaleritom. Topla, obzorje
1143 m. 90 X povečano Abb. 6. Markasitkorner umgeben von klaren und grobkornigen Dolomit im feinkor-nigen Dolomikrit vererzt mit feinkorniger Zinkblende. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 90 X



Tabla 9 — Tafel 9
SI. 1. Radialno žarkasti markazit, zelo pogosta oblika FeS-2 v laminarnem rudonosnem dolomikritu. Sfaleritna zrna so vedno precej manjša. Topla, obzorje 1143 m. 85 X
povečano
Abb. 1. Radialstrahlige Markasitbildung, eine sehr haufige Form des FeSa im lami-nierten Erzdolomikrit. Die xenomorphe Zinkblendekorner sind in der Regel viel kleiner. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 85 X
SI. 2. Zraščenec pirita (v sredini) in markazita načet z oksidacijo v rudonosnem la-
pornatem dolomitu. Topla, obzorje 1073 m. 120 X povečano Abb. 2. Zum Teil schon oxydierte Pyrit-Markasitverwachsung im mergeligen Erz-dolomit. Topla, Lauf 1073 m. Vergrosserung 120 X
SI. 3. Kristalni agregat markazita, melnikovita in pirita v dolomitu z drobnozrnatim
in razpršenim sfaleritom. Topla, obzorje 1143 m. 70 X povečano Abb. 3. Kristallaggregat von Markasit, Melnikovitpyrit und Pyrit im Dolomit mit feinkorniger und feinverteilter Zinkblende. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 70 X

Tabla 10 — Tafel 10
SI. 1. Diagenetska obremenitvena tekstura, ki je nastala kot posledica kopičenja sul-fidnih mineralov (sfalerit — siv, pirit — bel) v še nestrjeni usedlini. Topla, obzorje
1143 m. 6 X povečano Abb. 1. »Load-cast« Struktur die wahrend der Diagenese des Sediments durch die Sammelkristallisation bzw. Anhaufung der Sulfide (Zinkblende — grau, Pyrit — weiss) entstanden ist. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 6 X
SI. 2. Detajl slike 1. 18 X povečano Abb. 2. Detail der Abbildung 1. Vergrosserung 18 X
SI. 3. Diagenetska deformacija v rudonosnem dolomikritu. Topla, obzorje 1143;m.
2 X povečano
Abb. 3. Diagenetische Deformation im Erzdolomikrit. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 2 X
SI. 4. Detajl rudonosnega laminarnega dolomikrita. Temno sive in črne plasti in leče so bogate s sfaleritom, ostale so siromašne ali sterilne. Slednje velja predvsem za in-traklaste in za beli poznodiagenetski dolosparit. Topla, obzorje 1143 m. 3,5 X povečano Abb. 4. Detail eines laminierten erzfuhrenden Dolomikrits. Dunkelgraue bis schwarze Feinschichten und Linsen sind reich an Zinkblende, die anderen sind entweder erzarm oder steril. Letzteres gilt besonders fiir die Intraklasten und den weissen spatdiagene-tischen Dolosparit. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 3,5 X

Tabla 11 — Tafel 11
SI. 1. Del rahlo nagubanega rudonosnega dolomikrita. Sfaleritna zrna (siva) merijo 10 do 100 mikronov, markazitna v spodnjem levem kotu pa 1 do 2 mm. Topla, obzorje
1143 m. 6 X povečano
Abb. 1. Leicht undulierte Feinschichtung des Erzdolomits. Die Korngrosse der Zink-blende (graue Korner) betragt von 10 bis 100 my, die des Markasits um 1 bis 2 mm. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 6 X
SI. 2. Submarinska medplastovna deformacija v rudonosnem dolomikritu. Topla, obzorje 1143 m. 12 X povečano Abb. 2. Submarine Schichtdeformation des Erzdolomikrits. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 12 X
SI. 3. Submarinska deformacija rudonosnega dolomita. Črni vložki so sterilni, sivi rudonosni. Odtenek sive barve je odvisen od koncentracije in zrnatosti sfalerita. Najsvetlejše plasti vsebujejo največje koncentracije (15 do 25'% Zn) in navadno tudi
večja zrna. Topla, obzorje 1143 m Abb. 3. Submarine Deformation des Erzdolomits. Die schwarzen Feinschichten sind steril, die grauen erzfiihrend. Der graue Farbton ist abhangig von der Konzentration und Korngrosse der Zinkblende, je heller die Schichten sind, desto grosser ist die Konzentration und meistens auch die Korngrosse. Topla, Lauf 1143 m

Tabla 12 — Tafel 12
Deformacija rudonosnega laminarnega dolomita, ki je nastala zaradi večjega dotoka intraklastov v rudonosni sediment. Na mestu, kjer je padlo največ intraklastov (tj. v sredini na desni strani slike) so prvotne strukture popolnoma zabrisane, najprej zaradi mehanske deformacije nato pa še zaradi intenzivne rekristalizacije. Sterilni dolomikrit je črn, rudonosni pa siv. Odtenek sive barve je odvisen od koncentracije
sfalerita, deloma pa tudi od njegove zrnavosti. Topla, obzorje 1143 m Deformation des laminierten Erzdolomits, welche durch das Einfallen von Intrakla-sten in das erzfiihrende Sediment entstanden ist. In der Bildmitte rechts, wo mehrere grossere Bruchstucke in das Sediment eingefallen sind, ist die primare Struktur ganz verwischt, zum Teil durch mechanische Deformation zum Teil durch eine intensive Rekristallisation. Der sterile Dolomikrit ist schwarz, der erzfiihrende grau. Der graue Farbton ist von der Konzentration der Zinkblende, zum Teil auch von deren Korngrosse abhangig. Topla, Lauf 1143 m

Tabla 13 — Tafel 13
SI. 1. Bogata cinkova ruda z ritmično sedimentacijo intraklastičnega dolomikrita, dolomikrita in črne breče, katerih odlomki so povzročili premike v spodnjih plasteh. Črni odlomki so sterilni, temno sive plasti siromašne, svetlo sive pa bogate s sfaleritom. Slika je hrbtna stran slike 1 na tabli 3, debelina plošče pa znaša 11 mm. Topla,
obzorje 1143 m. 1,4 X povečano Abb. 1. Erzrhytmit, bestehend aus Intraklastdolomikrit, Dolomikrit und schwarzer Breccie, deren Bruchstiicke Venverfungen in den unteren Feinschichten ausgelost haben. Die schwarze Bruchstiicke sind steril, die dunkelgraue Lagen erzarm, die hell-graue dagegen reich an Zinkblende. Das vorliegende Bild ist die Riickseite der Abb. 1 auf Tafel 3, bei einer Dicke von 11 mm des durchgesagten Erzstlickes. Topla, Lauf
1143 m. Vergrosserung 1,4 X
SI. 2. Rudni ritmit z različno bogatimi rudnimi plastmi, ki sestoje iz dolomikrita, drobnozrnatega dolosparita in intraklastičnega dolomikrita. V spodnjem levem delu slike je breča z velikimi intraklasti, ki so prvotno laminarno strukturo povsem uničili. Posebnost vzorca je dajku podobna tvorba v sredini slike, ki je produkt gibanja nekega organizma ali delovanja plinskih mehurčkov. Topla, obzorje 1143 m Abb. 2. Erzrhytmit mit verschieden reichen erzftihrenden Feinschichten die aus Dolomikrit, feinkornigen Dolosparit und Intraklastdolomikrit bestehen. Unten links im Bilde ist ein Teil einer Breccie bestehend aus grosseren Intraklasten, welche die darunter gelegenen Feinschichten zerstort und verworfen haben. Eine Besonderheit ist die »dike« formige Bildung, die entweder durch Wuhltatigkeit der Organismen oder durch Gasblasen entstanden ist. Topla, Lauf 1143 m.
SI. 3. Deformacija rudnega ritmita. Povzročili so jo odlomki (v levem delu slike), ki so padli in tonili v še ne povsem konsolidirani rudni sediment. Topla, obzorje 1143 m Abb. 3. Deformation des Erzrhytmits, welche durch das Einfallen von Brtichstiicken in das noch nicht vollig konsolidierte Erzsediment, entstanden ist. Topla, Lauf 1143 m.
SI. 4. Križna plastovitost v brečastem rudonosnem dolomitu. Topla, obzorje 1143 m Abb. 4. Schragschichtung im brecciosem Erzdolomit. Topla, Lauf 1143 m

Tabla 14 — Tafel 14
Sl.l. Naplavljeni ostanek krinoida v rudonosnem dolomikritu, bogatem s sfaleritom (bel). Ker kalcitni monolitni kristali niso korodirani ali vsaj delno nadomeščeni s sfaleritom, lahko sklepamo, da so sfaleritne koncentracije nastale v alkalnem ali nevtralnem okolju. Topla, obzorje 1143 m. Negativna slika zbruska, 12 X povečano Abb. 1. Angeschwemmtes Crinoidenreststiick im zinkblendereichem (weiss) Erzdolomikrit. Da die Calcit-Kristallmonolite nicht korodiert sind bzw. keine Verdrangung durch Zinkblende aufweisen, wird flir die Entstehung der Zinkblendekonzentration basisches bis neutrales Milieu angenommen. Topla, Lauf 1143 m, Negativbild. Vergrosserung 12 X
SI. 2. Pozitivna slika istega ostanka krinoida kot na sliki 1. Sfalerit (črn), 7 X povečano
Abb. 2. Positivbild des gleichen Crinoidenreststiickes wie auf Abb. 1. Zinkblende
(schwarz), Vergrosserung 7 X
SI. 3. Radiolarija s sfaleritnim ovojem v drobnozrnatem dolomitu. Topla, obzorje
1143 m, 124 X povečano Abb. 3. Radiolarie umhiillt mit Zinkblende im feinkornigen Dolomit. Topla, Lauf
1143 m. Vergrosserung 124 X
SI. 4. Foraminifera iz rodu Nodosaria s plaščem iz sfaleritnih zrn, ki so jo zaščitili pred nadaljnjimi diagenetskimi spremembami. Topla, obzorje 1143 m, 87 X povečano Abb. 4. Foraminifera der Gattung Nodosaria umhiillt mit Zinkblendekorner, die sie vor den weiteren diagenetischen Umwandlungen geschiitzt haben. Vergrosserung 87 X
SI. 5. Poznodiagenetska dolomitizacija in mineralizacija fosila (verjetno krinoidnega člena) v rudonosnem dolomikritu z zgodnjediagenetskimi sfaleritnimi impregnacijami.
Topla, obzorje 1143 m, 124 X povečano Abb. 5. Spatdiagenetische Dolomitisation und Mineralisation eines Fossiliiberrestes (wahrscheinlich Crinoidenglied) im Erzdolomikrit mit friihdiagenetischen Zinkblende-impregnationen. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 124 X

2.	da nastopajo večja sulfidna zrna samo v plasteh z mak> glinaste substance, in obratno, da nastopajo drobna sulfidna zrna v plasteh, ki vsebujejo mnogo bituminozne glinaste substance,
3.	da je velikost sulfidnih zrn v določeni odvisnosti od granulometrijske sestave dolomita, ni pa v utežnem sorazmerju z zrni prikamenine.
Postopno zrnavost rudnih ritmitov iz revirja Graben je ovrgel že Duhovnik, (1967), ki je ugotovil, da je premer sulfidnih zrn odvisen od odstotka blatne komponente. V debelozrnatih plasteh, kjer je odstotek blatne komponente nizek, so plasti namreč bogate z galenitom in sfaleritom, nasprotno pa so plasti, ki so bogate s kalcitom, montmorillonitom, illitom in kremenom, siromašne z rudnimi minerali. Nadalje je opazil, da so rudna zrna enako velika ali celo večja kot kalcitna zma, kar je mnogo laže razlagati z nadomeščanjem kalcita z galenitom. Čeprav je Duhovnik ritmite opisal kot produkte dia-geneze, jih je vseeno uporabil kot argument, ki govori proti singenetskemu poreklu.
Nastanek rudnih ritmitov najlaže razlagamo z zgodnjo diagenezo zgornje plasti usedline, oziroma na stiku voda/usedlina. V dobro prezračenem vodnem okolju imamo na vrhu oksidno' plast, katere debelina je odvisna predvsem od granulometrijske sestave usedline, poroznosti, hitrosti sedimentacije in klime. V glini ali blatu znaša lahko nekaj milimetrov do nekaj centimetrov, v pesku ali bolj debelozrnati usedlini pa precej več. V vrhnji plasti usedline potekajo vse kemične reakcije v oksidacijskih okoliščinah, razen v primeru, če je na dnu bazena že redukcijsko okolje, kar v našem primeru verjetno ne pride v poštev. Reakcije med mineralno substanco in porno vodo ter razkroj organske substance povzročajo nagle spremembe vrednosti pH in redoks potenciala (Eh) v porni vodi, te pa nove kemične reakcije. Z razvojem anaerobnih bakterij, ki reducirajo sulfate v sulfide, se redoks potencial zelo hitro' spreminja in z njim vred tudi pH. V recentnih usedlinah preide oksidna plast v monosulfidno plast, ta pa postopno V disulfidno plast. Nastajajoči H,S v redukcijski plasti tvori s prisotnimi kovinami sulfide.
Za vse rudne ritmite, naj bo to v ladinskih ali anizičnih karbonatnih kameninah, je značilno-, da zapolnjujejo kotanje, kjer so nedvomno obstajali posebni sedimentacijski pa tudi diagenetski pogoji za strjevanje rudonosnih usedlin. Plasti, bogate z glinasto in organsko substanco, so po vsakem ciklusu kolikor toliko nepredušno zaprle spodnjo- plast, pospešile razvoj anaerobnih bakterij in s tem redukcijsko okolje neposredno pod površjem usedline, kot je prikazano na sliki 19.
Ker nastaja zgodnjediagenetski dolomit v nadplimski coni, je bilo izhlapevanje zelo intenzivno, vendar v kotanjah verjetno nikoli popolno, ker manjkajo ustrezne strukture, kakor tudi evaporitni minerali. Odsotnost sulfatov (sadre, anhidrita itd.) lahko sicer pripišemo tudi aktivnosti bakterij. Možno je, da so nastale tanke plasti v določeni odvisnosti od letnega vremenskega ciklusa in da je intraformacijska breča produkt občasnih viharjev, ki se v tropskem pasu pojavljajo le vsakih nekaj let.
Da so rudni ritmiti sedimentnega porekla in ne produkt selektivne metaso-matoze ali drugih hidrotermalnih procesov, dokazujejo predvsem raznovrstne teksture in strukture. Najbolj značilne in tudi najbolj pogoste so obremenitvene teksture (load čast), ki so pa lahko različnega porekla. Razlikujemo sedimentne in diagenetske obremenitvene teksture. Ze ime pove, da so prve nastale med
1 2
SI. 19. Redoks ± 0 nivo glede na površino sedimentacije pri nastanku laminarnega
rudonosnega dolomita. Abb. 19. Redox ± 0 Niveau in Bezug auf die Sedimentationsoberflache bei der Ent-
stehung des lamininierten Erzdolomits. 1 morska gladina ob najvišji plimi ali viharju, 2 morska gladina ob normalni plimi,
3 rudni sediment 1 Springflutniveau, 2 mittlerer Hoehwasserniveau, 3 Erzsediment
pod-plimska cona
subtidal
Lagunske usedline - stroma-	I
toliti,apnenci z Dasyclada-	|
ce-ami, foraminiferami,	j
krinoidi itd.	,
Lagunfnsirdimente -StromatoIjthtKalksteine mit DasycLadaceen,Fora-miniferen,Crinoiden u sw
nadplimska cona - supratidal
^iztiri
Območje dolomitnega razvoja. V kotanjah ali jarkih so nastali rudonosni intraklasticni in laminarni dolo-mikriti.
Bcreich der Dolomitentv/icklung. In Mulden und Kanalen entstanden erztiihrende intraklastische und laminierte Dolomikrite
SI. 20. Shema paleoreliefa, na kakršnem je nastalo cinkovo-svinčevo rudišče v Topli Abb. 20. Schema des Palaoreliefs auf welchem die Blei-Zinklagerstiitte von Topla
entstanden sein kann
1 morska gladina ob najvišji plimi ali viharju, 2 morska gladina ob normalni plimi, 3 lagunske usedline plimskega in podplimskega pasu (apnenci), 4 usedline nadplim-
skega pasu (dolomit), 5 rudni sediment 1 Meeresspiegel bei Springfluten, 2 mittlerer Hochwasserniveau, 3 Tidal- und subtidal Lagunensedimente (Kalkstein), 4 Supratidalsedimente (Dolomit), 5 Erzsediment
sedimentacija, druge pa med diagenezo. V rudnih sedimentih Tople tvorijo obremenitvene teksture predvsem črni dolomikritni odlomki oziroma intraklasti (tabla 3, si. 1) in naplavljeni fosilni ostanki, ki so dospeli v rudno usedlino ob večji aktivnosti morskih valov, bodisi ob maksimalni plimi, ali med viharjem, kot je prikazano na sliki 20. Intraklasti povzročajo v usedlini tudi manjše premike in upognitve plasti v spodnjem sedimentu (tabla 11, 12 in 13). V splošnem so plasti z večjimi črnimi odlomki močno deformirane (tabla 13, si. 1, 2 in 4). Odlomki so padali večinoma v mehko usedlino, v katero so se delno- ali tudi popolnoma ugreznili. Plasti pod brečastimi plastmi so včasih nagubane. Križna plasto-vitost na sliki 4 (tabla 13), je tudi posledica povečanega dotoka intraklastičnih odlomkov.
Značilen primer diagenetske obremenitvene teksture pa nam kažeta sliki 1 in 2 na tabli 10. Njen nastanek povezujem z zbirno- kristalizacijo v zgodnji fazi diageneze, ko je bila usedlina še do-kaj plastična, vendar že toliko- trdna, da je nastala razpoka, ki se je naknadno- zapolnila s sterilnim dolomitom.
S sulfidnimi minerali obogateni aglo-merati niso samo težji, temveč tudi trdnejši od usedline, zato- lahko- pri nadaljnji konsolidaciji povzročajo določene deformacije tudi v plasteh, ki ležijo- nad njimi. Podobne deformacije lahko- seveda nastanejo tudi pri obremenitvenih teksturah, ki jih po-vzročajo presedi-mentirani odlomki. Iz tega razloga je mnogokrat težko ugo-to-viti, ali gre za sedimentno- ali diagenetsko obremenitveno teksturo- oziroma deformacijo. Sorazmerno pogosto najdemo- rahlo- nagubane plasti sedimentne rude, ki so- nastale zaradi manjših premikov ali drsenja v usedlini (tabla 11, si. 2, 3).
Med najbolj zanimive in tudi v genetskem po-gledu najbolj pomembne sodijo sedimentne strukture s fosilnimi ostanki, kakršne vidimo- na tabli 14. Nedvomno so to- naplavljeni fosilni ostanki, ker v takšnem okolju, v kakršnem so nastajali dolomiti in rudni sedimenti, organizmi niso mogli živeti. Dobro ohranjeni fosilni ostanki nam ne dokazujejo- samo-, da je ruda sedimentnega porekla, temveč nam tudi kažejo, v kakšnem okolju je sfalerit nastal. Glede na to, da kalcit krinoida ne kaže znakov raztapljanja, oziroma korozije, lahko- sklepamo-, da so sulfidi (sfalerit in pirit) nastali v slabo- alkalnem ali nevtralnem okolju. Ohranili so se pa predvsem zaradi tega, ker jih je ovoj sulfidnih mineralov ščitil, pred nadaljnjimi poznodiagenetskimi spremembami, ki so bile v anizič-nem dolomitu dokaj intenzivne.
Geokemične značilnosti anizične rude v Topli
Kot v drugih alpskih in izvenalpskih anizičnih cinkovo-svinčevih rudiščih, prevladuje tudi v Topli cink nad svincem. Približno razmerje je 4:1 do- 6:1 v korist cinka. Ker je sfalerit zelo- fino- dispergiran in močno zraščen z dolomitom ali drugimi sulfidi v zrnih, manjših od 200 mikronov, ni mogoče dobiti čistega vzorca za spektralno- ali polarografsko analizo slednih prvin. Vendar nam tudi analize koncentratov lahko- rabijo- za primerjavo z drugimi rudišči. Problematično je pri tem železo-, ki v koncentratu pripada večinoma piritu in markazitu. Z mikrosondo- je bilo- ugotovljeno-, da vsebuje sfalerit zelo- malo, komaj 0,1 do 0,12 °/o železa, kar se sklada z ugo-to-vitvami Schrolla (1954), ki pravi, da so- anizični sfaleriti v splošnem siromašni s prvinami Fe- skupine. Vsebnost Cu je precej konstantna in se giblje med 300 do 400 ppm. Podobne
vrednosti je dobil z mikrosondo tudi Ottemann (Heidelberg). Od slednjih prvin je zanimiv edinole Cd, toda posebnega ekonomskega pomena nima, ker je njegova vsebnost pogosto pod mejo-, ki jo še upoštevajo v ceni koncentrata ZnS. Ge in As niso zasledili, čeprav ju ima S c h r o 11 za značilni sledni prvini triadnih rudišč.
Tudi galenit je zelo siromašen s slednimi prvinami. Spektralno analizo vzorca s 83,4 %> Pb podaja tabela 7.
Tabela 7
Sledne prvine v galenitu anizičnega rudišča Topla
Zn	Cd	Ag	Cu	Bi	Mn	Ba	Sr	TI	In	As	(ppm)
4000	32	3	3	3	3	3	10	32	3	30	
(Analitik: B.Podobnik).
Količina Zn je večja zato-, ker so* v galenitu pogosto sfaleritna zrna. Ostale sledne prvine so zastopane v izredno majhnih količinah z izjemo TI, ki se ujema z vrednostmi drugih anizičnih rudišč. Zal ni bil določen Sb, vendar kažejo analize koncentratov sorazmerno visoke vrednosti, to je 600 do 800 ppm. Če primerjamo sfalerit iz Tople s sfaleriti drugih alpskih anizičnih rudišč (tabela 8 in si. 21), vidimo sicer določeno skladnost, vendar obstajajo pri posameznih primerih le precejšnje razlike, ki so pa lahko posledica izbire in priprave vzorca ali pa so odvisne od različnih pogojev nastanka.
Tabela 8
Sledne prvine v sfaleritu pomembnejših alpskih anizičnih rudišč (v ppm)
Severnoalpski razvoj	Južnoalpski razvoj
Prvina	1	2	3	4	5	6	7
Mn	+	300	1000	10	1000	300	420
Fe	1200	3000	1 %	1000	1000	5000	2820
Co		_	—	—	—	—	10
Ni	_	30	—	—	300	—	41
Ag	3	5	5	30	5	30	+
TI		30	30	—	5	3	—
Ge		50	50	300	5	50	31
Sn		—	—	—	10	—	
As	—	—	100	100	100	—	—
In		_	—	—	—	—	10
Cd	1500	1000	1000	3000	1000	1000	35
Hg	—	—	—	—	—	—	
Ga	—	—	50	100	—	—	—
Sb	40	—	—	100	—	30	—
Znak — pomeni, da je količina prvine pod mejo občutljivosti, prazno polje, da vrednost ni bila merjena, znak + pa pomeni sledove.
1	Topla (kemični laboratorij Žerjav — 1971).
2	Kolm — Dellach, Dravska dolina (S c h r o 11, 1954 — vzorec 167)
3	Scheinitzen — Dellach, Dravska dolina (S c h r o 11, 1954 — vzorec 165).
4	St. Veit — Lechtaler Alpen, Tirolska (S c h r o 11, 1954 — vzorec 131).
5	Argentiera — Auronzo (S c h r o 11, 1954 — vzorec 156).
6	Grigna — Auronzo (S c h r o 11, 1954 — vzorec 159).
7	Salafossa (Lagny — neobjavljen rezultat analize).
24 — Geologija 17
Analize Fe, Mn in Ni kažejo za rudišči Kolm in Scheinitzen, kjer je sfalerit zelo drobnozrnat in v združbi s piritom in markazitcm, očitno previsoke vrednosti, na kar je opozoril že Schr o 11. Sfaleriti so v splošnem siromašni s Cd; v poprečju ga vsebujejo' dva do trikrat manj kot sfaleriti ladinskih rudišč. Hg je popolnoma odsoten, Ag pa je samo V sledovih. V Topli Ge ni ugotovljen, v St. Veitu pa ga je sorazmerno* mnogo. Zanimivo pri tem je, da ima tudi Cd tu višjo vrednost kot drugod.
Tabela 9 nam za ista rudišča kaže sledne prvine v galenitu.
Tabela 9
Sledne prvine v galenitu pomembnejših alpskih anizičnih rudišč (v ppm)
Severnoalpski razvoj	Južnoalpski razvoj
Prvina
	1	2	3	4	5	6	7
Ag	3	1	30	270	100	300	_
As	30	100	1000	500	500	3000	1950
Sb	700	10	10	400	3000	500	900
Bi	3	5	5	5	3	10	
TI	32	50	30	—	50	10	63
Sn		—	10	—	10	—	
Znak — pomeni, da je količina pod mejo občutljivosti, prazno polje pa, da prvina ni bila analizirana.
1	Topla (Inštitut Jožef Štefan).
2	Kolm — Dellach, Dravska dolina (S c h r o 11, 1954 — vzorec 145).
3	Scheinitzen — Dellach, Dravska dolina (Schroll, 1954 — vzorec 143).
4	St. Veit — Lechtaler Alpen, Tirolska (Wetzenstein, 1966).
5	Argentiera — Auronzo (Schroll, 1954 — vzorec 138).
6	Grigna — Auronzo (Schroll, 1954 — vzorec 142).
7	Salafossa (L a g n y — neobjavljena analiza).
Vrednosti slednih prvin se v sfaleritih navedenih rudišč kolikor toliko* skladajo* v galenitu pa se precej razlikujejo. Schroll pravi, da so galeniti anizičnih kamenin srebronosni. Menim, da tega ne bi smeli posplošiti. Ugotavljamo pa lahko, da so galeniti v anizičnih kameninah južnoalpskega razvoja v splošnem bogatejši s srebrom, arzenom in antimonom z izjemo Salafosse. V rudišču San Marco (Auronzo) je Schroll našel še višje vrednosti (Ag = 500 ppm). Bi in Sn je v vseh rudiščih izredno* malo*. Nekaj več je TI. Posamezne prvine (posebno Ag) kažejo tendenco naraščanja vsebnosti proti zahodu.
Da bi ugotovili odvisnost med nastankom singenetskih rudišč in sedimen-tacijskim okoljem, smo kemično analizirali sedimentne rude anizičnih in ladinskih rudišč. Rezultate kaže tabela 10.
Kemična sestava rudnih sedimentov ne govori v prid odvisnosti svinčevo-cinkovih rud od tolikokrat poudarjenega specialnega facialnega razvoja kame^ nine, ker je precej raznolika. Ce primerjamo' razmerje Ca Mg, vidimo, da je v anizični rudi med 1,58 in 1,76; v krovnini ladinskega grebenskega razvoja v revirju Graben 2,20 do 3,29; v revirju Navršnik v lagunskem faciesu 60 m pod karditskim skrilavcem pa celo 38,7. Količina SiO, se tudi izredno spreminja. V anizičnih rudnih plasteh se giblje med 1,40 in 4,31; v ladinskih rudnih
"^MUNCHEN

oelizisch;
SAL2BURG
9	Piau da Barco
10	Val Marzon H Argentiera
12	Mt.Rusiana
13	Coll di Villa picc 1A Coll Piombin
15	Val Interno
16	Mt. Rite
Topla Kolm
Scheinitzen
Hohe Warte
St.Veit
Salafossa
Ferrera
Grigna
INNSBRUCK
KLAGENFURT Q( CELOVEC)
OBOLZANO (BOZEN)
ljubljana
SI. 21. Anizična svinčevo-cinkova rudišča na območju Vzhodnih Alp Abb. 21. Anisische Blei-Zinklagerstatten der Ostalpen
Tabela 10
Kemična sestava sedimentnih rud Tople in Mežice
		Anizična ruda			Ladinska	ruda	
	1	2	3	4	5	6	7
	%	%	%	%	%	%	%
Ca	16,46	17,28	11,21	14,29	14,80	12,44	33,30
Mg	10,40	9,82	6,38	8,20	4,49	5,64	0,86
Zn	12,86	10,84	26,70	19,15	7,60	2,02	7,70
Pb	0,04	0,08	0,35	0,10	0,18	34,69	0,20
Fe	0,56	3,10	3,52	3,12	0,22	0,68	0,13
SiOa	1,45	1,58	4,31	1,69	33,30	5,35	0,40
Ostalo							
netopno	3,45	2,37	3,39	0,71			
	PPm	ppm	ppm	ppm	ppm	ppm	ppm
F	20	+	+	+	200	900	560
Ba	120	350	470	590			
Sr	27	26	18	24	24		9
Mn	299	283	103	219	294		59
Prazna polja pomenijo, da prvina ni bila analizirana, znak -(- pomeni sledove. Analize Sr in Mn so bile narejene v geološkem inštitutu Freie Universitat Berlin, ostale v kemičnem laboratoriju v Žerjavu.
1 — Topla, rudno telo štev. 4, obzorje 1143 m; 2 in 3 — Topla, rudno telo štev. 2, obzorje 1143 m; 4 — Topla, rudno telo štev. 1, obzorje 1143 m; 5 — Graben, 12. obzorje pri vpadniku; 6 — Graben, 11 obzorje pri vpadniku; 7 — Navršnik, odkop št. 6, 12. obzorje.
ritmitih pa celo- med 0,4 in 33,3 °/o. Vendar moramo pri tem upoštevati, da je SiO, bolj odvisna od dotoka blatne komponente in detritičnega materiala manj pa od fizikalno-kemičnih pogojev sedimentacije.
Fluora je v Topli zelo malo-, nasprotno- pa je v ladinski rudi včasih v precejšnjih koncentracijah. Tudi pri fluoru zapažamo- tendenco naraščanja proti zahodu, najsi bo to v anizičnih, kakor tudi v ladinskih kameninah. V mežiški ladinski sedimentni rudi je fluorit sorazmerno pogost, vendar ga zapažamo le pod mikroskopom, nasprotno' pa je v Bleibergu in v Severnih apneniških Alpah (Lafatsch) viden v obliki fluoritno^karbonatnih ritmitov. O izvoru fluora v srednjetriadnih kameninah je zapisal Schneider (1954), da sorazmerno kratkotrajne in visoke koncentracije fluora v morski vodi, ki se kažejo v ritmičnem dovajanju fluora in sedimentaciji fluorita, lahko razložimo le s spora-dično' vulkansko dejavnostjo-. Biološki procesi bi pri tem ko-maj prišli v poštev. Verjetno pa se mu zdi, da se je zaradi prehodnega zvišanja količine fluora v morskem sedimentacijskem prostoru spodnjetriadne in srednjetriadne geosin-klinale regionalno nakopičil fluor v organizmih.
Lokalne koncentracije fluora so po njegovem mnenju zastrupile posamezne dele morja, povzročile množično umiranje organizmov in s tem o-stvarile pogoje za ekstremen razvoj bituminoznega faciesa.
Koritnig (1951) je našel največ fluora v glinovcih in glinastih skrilavcih (poprečno 740 ppm), v apnencih in dolomitih pa samo 180 do- 350 ppm. Po
njegovem mnenju prihaja precej fluora v morje s kopnega. Njegove ugotovitve se ujemajo tudi z razširjenostjo fluora v triadnih rudonosnih kameninah severnih Karavank. Anizične rudo-no-sne kamenine so z redkimi izjemami siromašne z glinovcem in tudi s fluorom, nasprotno pa vsebujejo ladinski rudni sedimenti, predvsem v Navršniku, Grabnu in Mučevem, ponekod le precejšnje količine glinaste substance, a tudi fluora 500 do 900 ppm. Fluoritni kristali so v ladinski rudi večinoma kristalizirali v cementacijski fazi diageneze (S t r u c 1, 1971). Pomembna se mi zdi ugotovitev Burjanova (1971), ki pravi, da pomeni prisotnost fluo-rita v paragenezi interstratificirane svinčevo-cinko-ve rude združbo mineralov, ki je nastala v zgodnjem stadiju oso-litve sedimentacijskega bazena. Po Nasakovu in Sokol ovu (1950, cit. v Fiichtbauer-Miiller, 1970) je fluorit najmanj topen (4 mg/l) pri 3 do 4-kratnem zvišanju koncentracije morske vode. Topnost pa se zopet zviša, čim precipitira CaS04. Nekateri ruski raziskovalci (Fuchtbauer-Miiller, 1970) menijo-, da precipitira fluorit povečini na območju rečnih izlivov, ker vsebujejo- reke- v splošnem več fluora kot morska voda. Za reševanje problema o izvoru fluora v interstratificirani rudi se mi zdijo- ugotovitve- Koritnika, Nasakova, Sokolova in Burjanova bolj sprejemljive kot domneva o- vlogi vulkanske aktivnosti. Omenil sem že, da je rudišče Topla nastalo- v nadplimskem pasu, kjer je bila voda dokaj slana in je- nastajal tudi CaS04; zato manjka fluorit. Nasprotno pa je ladinska ruda nastala v lagunskem območju alginih trat, kjer je bila voda manj slana kot v primeru anizične rude. Anizična ruda v Topli nastopa izključno v dolomitu, ladinska interstratificirana ruda pa tudi v apnencu, ki ne zahteva posebnih ekstremnih okoliščin nastanka.
Čeprav so količine barija v primerjavi z drugimi prvinami (Pb, Zn, Mo, Cd itd.) v triadnih rudiščih sorazmerno- majhne, je tudi njegovo poreklo še vedno precej sporno. Večina avtorjev pripisuje tudi bariju (v obliki barita) submarin-sko hidrotermalno- poreklo-, med njimi tudi Schulz (1966), ki je raziskoval pojave barita v rudišču Bleiberg. Količine barija v rudonosnem dolomitu Tople- so- za spoznanje višje od poprečnih vrednosti v karbonatnih kameninah, ki jih najdemo- v različnih publikacijah. Navajajo poprečja od 120 do- 390 ppm (Wolf in dr. 1967). Zanimivi so poizkusi Zellerja in Wraya (1956), ki kažejo-, da je oblika o-bo-rjenega CaCO.s močno- odvisna od prisotnosti slednih prvin (nečistoč) v kristalu. Po njunem mnenju pospešujejo- precipitacijo arago-nita naslednji faktorji: visok pH, visoka temperatura, visoke koncentracije Sr2+, Ba2+ in Pb2+ ter nizka koncentracija Mn2+. Kalcit pa precipitira ravno-v nasprotnih okoliščinah, pri nizkem pH, nizki temperaturi in nizkih koncentracijah Sr2+, Ba2+ in Pb2+, a pri visoki koncentraciji Mn. Aragonit mno-go-lažje sprejme omenjene prvine v svojo- kristalno mrežo kot kalcit. Če primerjamo njune zaključke z razmerami, v kakršnih so nastali rudni sedimenti v Topli, vidimo, da se dokaj ujemajo-. Kalcijev karbonat z visoko vsebnostjo- Mg (aragonit ali Mg-kalcit), ki je bil izhodni material za zgodnjo- diagenetsko do-lo-mitizacijo-, je sko-raj zanesljivo precipitiral pri visokem pH, visoki temperaturi (30 °C) in pri povišani vsebnosti navedenih prvin močno koncentrirane- morske vode.
Grafenauer (1970) je zagovarjal na podlagi slednih prvin neposredno genetsko zvezo- večine slovenskih rudišč s triadnim magmatizmom. Posebno-zanimiv se mu je zdel alkalni kremenov po-rfir v Cerknem, ki je po- njegovem
mnenju zelo bogat s svincem. Vsebuje ga zares več kot druge magmatske kamenine, vendar je razlika le premajhna, da bi na podlagi nje mogli sklepati o matični kamenini rudnih nahajališč svinca in cinka v paleozojskih ali triadnih kameninah. Dacitni porfir na severnem robu Karavank vsebuje celo do 2000 ppm svinca. Kljub temu pa moramo biti celo tu zelo previdni. Če so-namreč granati v dacitne-m porfirju nastali na ta način, da je magma pri svojem prodiranju proti površju pretaljevala in asimilirala apnenec (Grafe-nauer, 1968), je lahko- absorbirala iz triadnih karbonatnih kamenin tudi svinec in cink. Če primerjamo kemično- sestavo- drugih magmatskih kamenin (Duhovnik in so-d., 1964) na območju Slovenije (tabela 11), vidimo-, da vsebujejo- praktično enake sledne prvine- k-ot kremenov porfir v Cerknem, le v drugačni količini. Zato nismo upravičeni poudarjati geokemične sorodnosti med rudnimi nahajališči in triadnimi predo-rninami. Najbolj me pri vsem tem moti odsotnost zelo pomembnih halkofilnih elementov, ki karakterizirajo- paleo-zo-jska in triadna nahajališča. To- so- predvsem Ag, As, Bi, Cd, Ge, Sb, TI in Zn. Če primerjamo- kemično- sestavo- magmatskih kamenin s poprečno- sestavo- sle-dnih prvin v karbonatnih kameninah, kakršne omenjajo- Rankama. in Sahama (1960), Krauskopf (1955) in Ostro-m (1957), lahko- resno- podvomimo o vlogi raziskanih magmatskih kamenin pri nastanku rudišč.
Tabela 11
Primerjava poprečne sestave slednih prvin v karbonatnih kameninah s sestavo magmatskih kamenin na območju Slovenije (v ppm)
Prvine	1	2	3	4	5	6	7
Ag As Bi Cd Cu	—	—	—	—	0.2		
				—			
	_	100	12	20	20.2	5—20	18
Ga	16	12	15	18	3.7	3.7	3 (?)
Pb	38	15	28	55	5—10	5—10	26
Sb TI
Zn	—	—	—	—	50	4—20	40
Ba	1000	390	603	300	120	20—200	260
Sr	510	248	91	64	425—475	400—800	490
Mn	1000	1000	253	550	385		1400
V	22	70	19	—	10	2—20 (?)	1400
Sn	—	—	8	—			
Ni	6	160	5	2	0	3—10	15
Co	2	7	1	—	0	0.2—2	15
Znak — pomeni, da je količina prvine pod mejo občutljivosti, prazno polje pa, da
vrednost ni bila merjena.
1	Tonalitni porfirit —- Turiški vrh (J. Duhovnik in sod., 1964, analitik Z. Ma-ksimovič).
2	Tonalit — Bistra (J. Duhovnik in sod., 1964, analitik Z. Miaksimovič).
3	Poprečje vzorcev keratofirja — Besniški gozd (B 9), Kodraški jarek (TV 12), Rovta-rica (R 33) (J. D u h o v n i k in sod., 1964, analitik Z. Maksimovič).
4	Kremenov alkalni porfir — Cerkno (S. Grafenauer, 1969, analitik Z. Maksimovič).
5	Karbonatne kamenine — poprečje (Rankama in Sahama, 1950).
6	Apnenci in dolomiti — poprečje (K. B. Krauskopf 1955).
7	Karbonatne kamenine — poprečje (1957, cit. v W o 1 f in sod. 1967).
Omembe Vredne razlike v korist magmatskih kamenin obstajajo- glede svinca, galija in barija, v korist karbonatnih kamenin pa glede cinka in stroncija. Zgornjeanizični tuf v Severnih apneniških Alpah, ki je nastal v istem sedimentacijskem bazenu kot tuf severnih Karavank, je tudi skoraj brez hal-kofilnih elementov (razen Cu in Ga), kar je vidno iz tabele 12.
Tabela 12
Spektralne analize anizičnih tufov iz Severnih apneniških Alp (F r i s c h , 1968) (v ppm)
Nahajališče	Ba	Co	Cr	Cu	Ga	Ge	Mn	Ni	Sn	Sr	V	Zr
Karwendel	460	0	30	15	5	_	220	500	25	220	80	900
Wetterstein	2100	10	—	38	7	25	70	800	46	1500	—	800
Inntal (r 170)	550	10	100	10	10	—	110	280	50	46	220	900
Znak — pomeni, da je količina prvine pod mejo občutljivosti. Nedoločljivi so bili: Ag, Bi, Cd, Eu, Ho, In, Lu, Mo, Nb, Pb, Sb, TI, Tm, Th, Y, Yb.
Meritve izotopne sestave žvepla v rudnih mineralih Tople so pokazale precejšnje podobnosti z drugimi rudišči v karbonatnih kameninah (Mežica, Bleiberg). Rezultate teh meritev nam je posredovala gospa T. N. S a d 1 u n , za kar se ji najlepše zahvaljujem. Podatke o izotopski sestavi žvepla v posameznih mineralih kaže tabela 13.
Tabela 13
Izotopna sestava žvepla v rudnih mineralih Tople
	Labor.			
	oznaka	Mineral	Opomba	(5 S34°/oo
1.	S 48	Sfalerit	Drobnozrnati sfalerit v pla-stovitem dolomikritu, obzorje 1143 m	— 8.07
2.	4/71	Sfalerit	Sfaleritna ruda z galenitom,	— 4.4
			obzorje 1073 m	
3.	4—1/758	Sfalerit	Drobnozrnata sfaleritna ruda	— 22.4
			v plastovitem dolomikritu, obzorje 1143 m	
4.	7—71/750	Pirit in	Impregnacije sfalerita, pirita	— 14.9
		markazit	in markazita v dolomitu, obzorje 1143 m	
5.	2b—71/751	Galenit	Sfaleritna ruda z večjo koli-	— 17.2
			čino galenita, obzorje 1073 m	
1.	Inštitut Jožef Štefan — analitika: H. Leskovšek, J. Pezdič (1970).
2.	GEOHI AN SSSR — analitik: N. M. Zairi (1971).
3.	IGEM AN SSSR — analitik: L. P. Nosik (1971).
Zgornji podatki kažejo-, da je žveplo- sulfidnih mineralov obogateno- z lahkim izotopom. Vredno-st <5S34 se namreč giblje od —4,4 %o do —22,4 °/oo, srednja vrednost pa je —13,39 °/oo. Razmerje S32/S34 (v vzorcu S 48) je 22,401, kar je skoraj enako- poprečju sedimentnih sulfidov, ki znaša po- Aultu( 1959) 22,49.
Obogatitev z lahkim izotopom ter sorazmerno široko območje, v katerem se menja vrednost <3S34 nas navajata na sklep, da vsebujejo- sulfidi v rudišču Topla, podobno- kako-r sulfidi Ško-fj a in Mež.ce (D r o v e n i k in sod. 1970), biogenetsko žveplo.
O genezi cinkovo-svinčevega rudišča Topla
Cinko-vo-svinčevo rudišče- Topla je, podobno kot druga alpska triadna rudišča, sedimentnega nastanka, pri čemer so sulfidni minerali produkt alokemič-nih diagenetskih procesov. Rudonosna usedlina je bila odložena v sorazmerno plitvi zelo slani vodi, pri povišanem razmerju Mg/Ca in višjem energijskem indeksu, na kar kaže breča oziroma intraklastična kamenina, ki je sestavni del rudonosnega dolomikrita. Podobne razmere, morda nekoliko- manj ekstremne, so vladale tudi med nastankom ladinskih interstratificiranih rudišč, o katerih menijo Schneider (1953 in 1965), Schulz (1964, 1965) in drugi, da je del teh rudišč nastal s kemično, del pa celo z mehansko sedimentacijoi.
Po Krumbeinu (1952) so za nastanek singenetskih in diagenetskih Fe sulfidov potrebne naslednje okolnosti:
1.	redukcijsko okolje, oziroma okolje z negativnim Eh,
2.	nevtralno ali alkalno vodno okolje (tj. pH = 7 ali večji),
3.	odmrla organska substanca,
4.	aktivnost anaerobnih bakterij, ki reducirajo sulfate,
5.	relativno mirna in plitva voda,
6.	hitra sedimentacija.
V našem primeru so- vladale te razmere edinole v vrhnjih plasteh usedline, tu in tam morda na površju oziroma stiku voda—usedlina. Pri podobnih pogojih lahko nastane še sfalerit, medtem ko je za galenit in markazit potrebno kislo okolje.
Na podlagi raziskav Suckowa (1963, cit. v Tischendorf-Un-gethiim, 1965), se pH v posameznih medijih (voda — bakterijska plast — blato) niti ne menja mnogo-, medtem ko- so razlike v Eh znatne, od +0,1 v vodi do —0,6 V v usedlini. V coni intenzivne bakterijske aktivnosti pa raste pH do 9 in Eh pade na —0,4 do —0,6 V (Fairbridge, 1967). pH porne vode v usedlini določa navadno- rahlo- kislo do nevtralno okolje (v sebkhi Perzijskega zaliva znaša 6 do 7), v laguni pa alkalno 8 do- 9.
Parageneza sulfidov je funkcija vrednosti Eh in pH oziroma povečanja redukcijskega okolja, ki pa je odvisno od aktivnosti bakterij. V recentnih karbonatnih usedlinah so našli koncentracije od 10 do 10 000 biljonov bakterij v gramu usedline, v isti količini vode nad usedlino pa samo 10 do 1000 bakterij.
S procesi v zgornjih plasteh usedline- povezujejo nastanek piritnih fram-bo-ido-v, ki jih najdemoi v velikih množinah malo-dane v vseh triadnih kameninah, zlasti pa v rudonosnih dolomitnih ritmitih. Ne glede na to, ali gre- za organske ali anorganske tvorbe, so- zanesljivo nastali v zgodnji diagene-zi. Kot že omenjeno-, jih najdemo- intergranularnoi med dolo-mitnimi zrni, največ sredi organske ali glinaste substance-, vendar sorazmerno pogosto tudi sredi sfalerit-nih zrn. V istem okolju in sočasno so- nastale tudi sfaleritne- kroglice, ki so- se ohranile tako, da so- bile ujete v piritu ali markazitu. Sfaleritni kroglici v pi-ritnem frambo-idu govorita celo- za to-, da so sfaleritne kroglice nastale pred piritnimi framboidi, kar pa za zdaj še ne bi posplošil.
Zgodnjoi diagenezo karakterizira predvsem intenzivna zbirna kristalizacija, ki je v veliki meri odvisna od zrnavosti dolomita, zlasti pa od nekarbo-natnih primesi, to je organske in glinaste substance. Menjavanje granulometrijske sestave do-lomita in sulfidov v posameznih plasteh go-vori za časovno- različne, zaporedne procese do-lomitizacije- in nastanka sulfidov. Dokler je bila porna
raztopina alkalna ali nevtralna, sta precipitirala le sfalerit in pirit, in sicer samo v intergranularnih porah. Ko' je postala raztopina rahlo kisla, je pričel kristalizirati tudi markazit. Zelo pogosto najdemo namreč zraščence med pi-ritom in markazitom, v njih predstavljajo' piritna zrna vedno središče zraščenca. V tej fazi so se začeli tudi metasomatski procesi med sulfidnimi in karbonatnimi minerali, ki se prav nič ne razlikuj ejoi od hidrotermalno- metasomatskih procesov. Poslednji se je izločil galenit v še bolj kisli porni raztopini.
Piritni in markazitni zraščenci, metasomatski sfalerit in galenit so nastali v pozni diagenezi, ko je bila usedlina že kolikor toliko trdna. Raztopine, iz katerih je precipitiral galenit, so bile močno agresivne, kar se kaže predvsem v dissolucijski breči, ki redno spremlja galenitno ali galenitno^sfaleritno rudo. Končna faza mineralizacije se kaže v kristalizaciji belega dolomita, ki zapolnjuje kontrakcijske razpoke in votline, nastale pri prejšnjem procesu raztapljanja. Starejše zapolnitve vsebujejo tu in tam še sulfidne minerale (tabla 7), mlajše pa so v glavnem brez njih. Parageneza rudnih in karbonatnih mineralov v rudišču Topla je shematsko' podana na sliki 22.
Glede nastanka anizične in ladinske rude ugotavljamo naslednje razlike:
1.	Ladinska ruda je nastala v glavnem v lagunskih usedlinah plimskega pasu, anizična v Topli pa v nadplimskem pasu.
2.	Anizična ruda je nastala večidel v zgodnji diagenezi, ladinska pa v pozni diagenezi. Zato prevladujejo v Topli sedimentne teksture, v ladinski rudi pa metasomatske.
3.	Ladinske rudonosne usedline so morale biti bolj čiste in bolj porozne, ker so zaradi večje mobilnosti pornih raztopin nastale z zbirno kristalizacijo in metasomatskimi procesi bogatejše koncentracije kakor v anizičnih usedlinah, kjer je ruda razpršena na večji površini.
Pomemben, dokaj sporen problem je izvor svinca in cinka. Ker izključujem možnost epigenetskega oziroma hidrotermalno-metasomatskega nastanka, obstajata dve možnosti:
1.	da so svinec, cink in spremljajoče prvine prispele v morje ali usedlino s hidrotermalnimi raztopinami,
2.	da so produkt preperevanja starejših, predvsem magmatskih kamenin, eventualno tudi starejših rudišč.
Raziskovalci alpskih rudišč, med njimi predvsem Schneider (1953, 1965 in 1967), Maucher (1967) in Schulz (1965) so dali prednost prvi možnosti. Upoštevali so zlasti triadno magmatsko' aktivnost, ki jo v Južnih Alpah in Dinaridih predstavljajo porfiriti in keratofirji ter njihovi tuf, v Severnih Alpah pa samo tufi. Vendar hipogenetsko-hidrotermalnemu izvoru naspn>-tujejo naslednje ugotovitve:
1.	svinec je starejši od prikamnine,
2.	rudonosni horizonti se časovno ne skladajo z vulkansko aktivnostjo-,
3.	svinčevo-cinkovta rudišča so v določeni odvisnosti od litofacialnih in paleogeografskih razmer,
4.	geokemična sestava slednih prvin v triadnih rudiščih in magmatskih kameninah ne kaže na medsebojno sorodnost.
1. Izotopne analize galenitov iz svinčevo-cinkovih rudišč v triadnih karbonatnih kameninah (Bleiberg, Mežica, Rabelj in dr.) so pokazale abnormalno pozitivno modelno starost svinca. To pomeni, da je precej starejši od prika-
	sedimentacija	diageneza		ani nono-rn
				cpiyeri RTZU
		zgodnja	pozna	
1	Karbonatna usedlina 2	Nekarbonatne primesi 3	Favna in fbra , Dolomitizacija-transformacija aragonit-«-kalcit —dolomit	kalcit ali aragon z večjo vsebnost jo Mg kremen (detriti-cen) illit kalcitni skeleti orgcnska subst	razkroj« razvoj bakterijske aktivnosti		
5	Piritni framboidi in drobni piritni kristalcki 6	Sfaleritne globule	Fe okadi, hidroksid i, karbonati ali sulfati ZnC03	---		
Sfalerit- intergranularni ' med dobmitom		---		
8 Sfalerit- metasomatski		-	----	
q Rekristalizacija-dolomikrita v dolosparit				
				
10 Pirit zrasčen z galenitom		— -	--	
11 Markazit			---	
12 Galenit			m* mm^m m	
13 Markazit zrascen z galenitom			---	
s K Žilni dolomit (beli)			--	—
15 Sfalerit v dolomitnih žilicah				
16 Galenit v dolomitnih žilicah				
17 Sterilen žilni dolomit				---
SI. 22. Parageneza anizičnih orudenenj v Topli
		D i agenes •		
	Sedimentation			Epigenes«
		Fruh -	Spat-	
Karbonatsediment Nichtkarb.Substanz	Mg-reicher Calcit oder Aragonit detrQuarz Ulit			
Fauna und Flora Dobmitisation-Transformation Aragonit —- Calcit Dotomit	Calcit-und Aragonit-Schalen, org.Substanz	Zersetzung. Bakt. Entwick-lung		
Pyritframboiden und Feinpyrit-	Fe-O/den, Karbonaten oder Sulfaten			
kristallen				
Zin kblendekugetchen	ZnCOj	----		
Intergranulare Zinkblende		---		
Metasomatische Zinkblende		-	----	
Rekristallisation von Dolomikrit				
in Dolosparit				
Pyrit-Verwachsungen mit Bleiglanz		--	--	
Markasit			---	
Bleig lanz			---	
Markasit-Vervvachsungen mit Bleiglanz			---	
Gangdolomit (weifi )			--	--
Zinkblende im Gangdolomit				--
Bleiglanz im Gangdolomit				
Steriler Gangdolomit				
Abb. 22. Paragenese der anisischen Vererzungen in Topla
menine. Model bleiberškega svinca (B) leži med 310 in 420 Ma (Ma — milijoni let), kar ustreza razdobju od sredine silurja do spodnjega karbona. Poprečje vseh meritev je 350 Ma (Schroll, 1965). Starost svinca se torej nekako ujema z variscičnoi orogenezo. Variscično gorovje karakterizirajo predvsem močno metamorfozirani gnajsi in kisle globočnine. Z njihovo erozijo se je morje nedvomno obogatilo z vrsto prvin, ki so lahko bile v omenjenih kameninah razpršene ali celo koncentrirane. Če vzamemo samo poprečne vsebnosti Pb in Zn kislih globočnin, ki znašajo po Ran kam i (1950) za Pb 20 ppm, za Zn pa 30 do 130 ppm, je v 1 km3 kamenine 52 000 ton Pb in 78 000 do 390 000 ton Zn. Podobno izotopno sestavo kot galeniti Bleiberga, Rablja in Mežice kažejo tudi galeniti šlezijskih rudišč (Bytom, Olkusz, Boleslaw, Tarnovica) in rudišče Wiesloch (tabela 14), kjer daleč naokrog ni znakov triadnega vulkanizma.
Tabela 14
Izotopna sestava galenita pomembnejših svinčevo-cinkovih rudišč v karbonatnih kameninah, ki so nastale na območju Tethysa in Germanskega morja
Nahajališče		200/ /204	»'/204	208/ /2 04
1. Bleiberg (popr. 8 vzorcev)	t22	18.46	15.82	38.82
2. Mežica (popr. 10 vzorcev)	T2s	18.48	15.89	39.14
3. Topla	T*1	18.34	15.81	38.90
4. Rabelj	t22	18.50	15.81	39.07
5. Slezija (popr. 4 vzorcev)	t2	18.47	15.81	38.86
6. Wiesloch	Ta	18.58	15.55	38.62
Viri: 1,4,6— Schroll (1965); 2, 3 — M a r s e 1 - K r a m e r (1962) in Patter-son (1970); 5 — Galkiewicz (1961) in Schroll (1965).
2.	V Vzhodnih Alpah se triadni vulkanizem niti časovno ne sklada z nastankom svinčevo-cinkovih rudišč. Skoraj vsa anizična rudišča nastopajo v srednjem horizontu. Tufe, ki so na območju severnega alpskega razvoja edini znak Vulkanske dejavnosti, pa vsebuje zgornji del zgornjega horizonta anizičnih plasti. Nič drugače ni v ladinski stopnji. Tu so tufi v spodnjem delu, svinčevo-cinkova rudišča pa leže več sto metrov nad njimi. Poleg tega nikjer ni opaziti dovodnih poti ali hidrotermalne spremembe v nižje ležečih kameninah, ki bi jih pri tako obsežni mreži raziskovalnih rovov v Mežici in Bleibergu morali najti.
3.	Sedimentološke in paleogeografske študije (Frisch, 1968; Ger-mann, 1966 in drugi) anizičnih in ladinskih plasti v Severnih apneniških Alpah kažejo, da so rudonosne kamenine nastale v zelo- plitvem sedimentacijskem bazenu, enako tudi rudonosne kamenine v Ziljskih Alpah in severnih Karavankah. Podobne pogoje nastanka kažejo- tudi rudonosne kamenine v Južnih Alpah. Skoraj vedno ugotavljamo- določeno zvezo rudišč z lagunskim in grebenskim faciesom ali z usedlinami (dolomiti) nadplimskega pasu. Rudonosna kamenina interstratificirane rude je največkrat dolomit, le tu in tam apnenec. V izvenalpskih metalogenetskih provincah (Maroko-, Alžir, Francija, Šlezija, Ka-zahstan itd.), kjer so paleogeografske razmere manj komplicirane, so ugotovili, da so rudne koncentracije v karbonatnih kameninah supergenetskega porekla; izvirajo iz granitov in drugih kislih magmatskih kamenin. V Maroku (Touissit-Bou-Beker, Mibladen) in Franciji (Largentiere, Maline in dr.) so rudišča nastala v obalnem pasu granitnih masivov (Bernard in Samama, 1968; S a-
mama, 1973). Podobnega mnenja so tudi Gruszczyk (1962, 1971) glede šlezijskih rudišč ter Kudenko- (1954), Ostrovskaja (1960) in Popov (1964) glede rudišč centralnega Kazahstana in Tjan Šana.
Slika 23 nam kaže, da so- tudi alpska rudišča skupno s šlezijskimi in drugimi nahajališči (Drienok na Slovaškem, Wiesloch v Nemčiji itd.) nanizana okrog nekdanjega vindelicijskega praga, ki tudi sestoji večidel iz kislih magmatskih in metamorfnih kamenin. Medtem ko- so- rudišča, ki so nastala v Germanskem morju, več ali manj na primarnem kraju, tega za alpska rudišča ne moremo- reči. Vse kaže namreč, da so kamenine Ziljskih Alp in severnih Karavank nastale v istem sedimentacijskem bazenu kot kamenine Severnih apne-niških Alp. Med alpidsko1 orogenezo' so> bile ločene, z njimi vred pa seveda tudi triadna rudišča. Zaradi izredno komplicirane tektonske zgradbe Vzhodnih Alp za zdaj še nimamo zanesljivih paleogeografskih študij, ki bi nam pomagale rešiti marsikateri problem v zvezi z nastankom ne samo svinčevo-cinkovih, temveč tudi uranovih, bakrovih in drugih rudišč.
SI. 23. Anizična svinčevo-cinkova rudišča na paleogeografski skici srednje triade Abb. 23. Anisiche Blei-Zinklagerstatten und die palaogeographische Lage im Mitteltrias 1 Wiesloch, 2 šlezijska rudišča — schlesische Lagerstatten, 3 Drienok, 4 St. Veit, 5 Kolm, Scheinitzen, 6 Topla, 7 Auronzo (Salafossa, Argentiera, Grigna etc.)
SKLEP
Anizična cinkovo-svinčeva ruda je vezana na določen stratigrafski oziroma litofacialni horizont. Na območjih severnoalpskega razvoja triadnih kamenin (St. Veit, Scheinitzen, Kolm in Topla) nastopa v srednjem delu anizične skladovnice, kjer prevladujejo plitvomorske karbonatne kamenine. Z redkimi izjemami se nahaja interstratificirana svinčevo-cinkova ruda vedno v dolomitu, ki vsebuje večje ali manjše primesi organske substance.
Svinčevo-cinkova ruda v Topli je nastala sočasno z dolomitom. Ker v plitvi vodi skoraj gotovo ni bilo pogojev za redukcijsko okolje sedimentacije, tudi sulfidni minerali niso mogli nastati z direktno precipitacijo iz morske vode, temveč šele med diagenezo z redukcijo karbonatnih, bikarbonatnih, sulfatnih ali drugih oksidnih spojin. V zgodnji fazi diageneze so nastali piritni framboidi in drobni pentagondodekaederski piritni kristali, sfaleritne kroglice in inter-granularne zapolnitve s sfaleritom, v pozni fazi diageneze pa metasomatski sfalerit, piritni zraščenci z markazitom, markazit in galenit.
Sedimentne teksture so- se ohranile le v zgodnjediagenetskem dolomikritu in mineralnih paragenezah, v poznodiagenetskem dolosparitu pa so bile povečini uničene zaradi metasomatskih procesov. Problematičen je izvor rudnih koncentracij. Prevladuje sicer mnenje, da so submarinsko-hidrotermalnega izvora, vendar govori precej argumentov proti takšnemu nastanku. Predvsem so to: abnormalna starost svinca triadnih rudišč (350 Ma), paleogeografske in litofacialne značilnosti rudonosnih kamenin, časovno neskladje z magmatsko aktivnostjo, ki je v mnogih primerih sploh ni bilo. Poleg navedenih argumentov je treba še poudariti, da so triadne magmatske kamenine brez naslednjih pomembnih halkofilnih prvin: Ag, As, Bi, Cd, Ge, Sb, TI in Zn, ki jih srečujemo malodane v vseh alpskih rudiščih. Srebra je sicer v Topli zelo malo, precej več pa ga je v južnoalpskih anizičnih rudiščih, kjer zaznamujemo- največjo triadno magmatsko aktivnost. Iz teh razlogov se mi zdi supergenetsko poreklo rudnih koncentracij v triadnih kameninah še najbolj verjetno.
Die Entstehungsbedingungen der Karbonatgesteine und Blei-Zinkvererzungen in den Anisschichten von Topla
Ivo Strucl
Rudniki svinca in topilnica Mežica, Jugoslavija
Anhand von sedimentologischen, lithofaziellen, geochemischen und palaeogeographischen Eigenheiten der Anisschichten im Gebiet von Mežica wird die Entstehung der Blei-Zinklagerstatte Topla besprochen. Die Vererzungen sind schichtgebunden, jedoch kommen sie niemals in weit-ausgedehnten Schichten vor, sondern in Form von sehr unregelmafiigen Erzkorpern. Die an fruhdiagenetischen mittelanisischen Dolomit gebun-denen Zinkvererzungen zeigen viele gut erhaltene sedimentare Gefiige-merkmale. Dagegen sind bei den spatdiagenetischen, an ladinischen Dolo-sparit gebundenen Bleivererzungen, solche Merkmale selten erhalten, viel-mehr tiberwiegen in diesen metasomatische Strukturen.
The author discusses the sedimentological, lithofacial, geochemical and palaeogeographical characteristics of the Anisic beds in the Mežica region, and the origin of the Topla zinc-lead ore deposit. The ore bodies are interbedded in Middle Anisic laminated dolomite. There is no con-tinuous ore-bearing layer, but the ore bodies are of cylindrical shape of different length and thickness. The ore and the dolomite are of synge-netic origin. The sulfide minerals, however, could not precipitate directly from the shallow sea water, but originated during the diagenesis by re-duction of oxyde minerals. Lead and zine are very much dispersed; in this they differ from the ore of Ladinian age, that is more concentrated having sterile wall ročk in its immediate surroundings.
Einfiihrung
Am Siidhang der Peca (2126 m), des zweithochsten Gipfels der Nordkara-wanken, erstreekt sich in Nordwest-Sudostrichtung das idyllische Tal Topla, mit der gleichnamigen Blei-Zinklagerstatte. Die alteste Urkunde iiber Grubentatig-keiten in dieser Lagerstatte ist aus dem Jahr 1834, als an Simon Komposch eine Konzession verliehen wurde. Wie versehiedene Urkunden bezeugen, war die Grube, wahrscheinlich mit kleineren Unterbrechungen, bis zum Jahre 1889 tatig, als sie die Bleiberger Bergwerks Union ubernahm. Wegen der ungunstigen geographischen Lage, besonders aber wegen neuer Aufschliisse von reichen Blei-Zinkerzen in der zentrallagerstatte Mežica, wurden die Arbeiten in Topla aufgegeben.
Zur Zeit wird die Lagerstatte wieder fiir den Abbau vorbereitet. Nach den bisherigen Untersuchungen und Abbauergebnissen wird mit einem durchschnitt-lichen Erzgehalt vo-n 6,5 °/o Zn und 2 '%> Pb gerechnet.
Geologische Ubersicht
Die weitere Umgebung der Lagerstatte setzt sich aus folgenden Gesteins-serien zusammen (Abb. 1):
-—■ palaozoische Grunschieferserie mit Diabas und Diabastuff bzw. Gesteine der Magdalensbergserie,
—	triassische, vorwiegend Karbonatgesteine (Skyth bis Oberladin),
—	Granodiorite der Eisenkappler Eruptivzone.
Die palaozoische Grunschieferserie besteht aus Griinschiefer, Chloritschie-fer, Chlorit-Sericitschiefer, kalkigen und tonigen Sandsteinen sowie aus Diabas und Diabastuff. Im Kontaktbereich der Granodioritzone ist der Tonschiefer in Hornfels umgewandelt worden.
Fiir das Alter dieser Gesteinsserie bestehen noch keine sicheren Anhalts-punkte. Wegen ihrer Ahnlichkeit mit der Magdalensbergserie (K a h 1 e r , 1953) wird das silurische Alter angenommen. Die sonst in den Nordkarawanken verbreiteten Grodnerschichten fehlen in Topla vollig. Sehr begrenzt ist auch das Vorkommen von Werfenerschichten. In weiterer Verbreitung finden wir sie nur in dem Unterfahrungsstollen 1073 m, wo sie auf einer Lange von 340 m aufgeschlossen sind. Sie bestehen vorwiegend aus graugriinen Sandsteinen, Tonschiefern und Dolomiten. Am weitverbreitesten sind die Anis- und Ladinschichten. Letztere bauen die Peca und Mala Peca auf (Abb. 2). Da die Arbeit den Anisschichten und deren Vererzungen gewidmet ist, werden diese getrennt besprochen.
Das Ladin lasst sich in den Nordkarawanken durch drei verschiedene Fazies-einheiten charakterisieren. Dabei sind folgende Gesteinsserien zu unterscheiden:
1.	erzfuhrender Wettersteinkalk (Lagunenfazies),
2.	korallenftihrender Kalk (Riff-Fazies) und
3.	Partnachschichten (Beckensedimente).
Letztere fehlen in Topla, ostlich von Črna und im Gebiet von Eisenkappel sind sie jedoch weit verbreitet. Die Riffkalke bestehen vorwiegend aus Kalk-mikriten, in denen Korallenstocke und andere riffbildende Organismen haufig erhalten sind. Bisher wurden von Kolosvary folgende Korallen aus dem Peca-gebiet und Jazbinatal bestimmt: Thecosmilia badiotica Volz, Craspedophyllia alpina Loretz, Oppelismilia sp. nov, Conophyllia recondita (Laube) Volz, Conophyllia radiciformis (Klipstein) Volz,
Die Oppelismilien legen den SchluB nahe, daB der Korallenkalk bis ins Karn reicht.
Wahrend der Siidhang der Peca zahlreiche Korallenstocke aufweist, konnte sie Bauer (1970) in den Nordabhangen nicht feststellen. Die Ladinkalke der Mala Peca, welche vom Hauptkamm der Peca durch eine groBere Storung ge-
trennt sind, fiihren keine Korallen, sondern Stromatolithlagen, Oolithkalk und schwarze Breecie, die als typische Gesteine der Bleiberger Lagunenfazies gelten.
Die altesten vulkanischen Gesteine finden sich als Diabas und Diahastuff in der palaozoischen Grunschieferserie. Obwohl sie der Lagerstatte Topla am nachsten liegen, besteht zwischen ihnen und den Blei-Zinkvererzungen kein genetischer Zusammenhang.
Kaum 800 m von der Lagestatte entfernt verlauft die Nordgrenze der Eisen-kappler Eruptivzone mit einem nordlichen Granodiorit- und siidlichen Tonalit-zug. Zwischen beiden erstreckt sich eine Zone, die aus metamorphen Gesteinen besteht. Das Alter dieser Eruptivgesteine ist noch sehr umstritten. Indem Zore (1955) und Š t r u c 1 (1970) fiir den Granodiorit ein palaozoisches (variszisches) Alter annehmen, wird von Berce (1960) ein triassisches, Von Graber (1929), Duhovnik (1956) und Exner (1973) dagegen ein kretazeisches bis tertiares Alter angenommen. Einer Kontaktmetamorphose wurde nur die pa-laozoische Grunschieferserie unterworfen. Auf Grund der Kartierungsergeb-nisse von Isailovič und Miličevič (1964), die im Tonalit von Granodiorit durchdrangte Phyllitblocke gefunden haben, kann dieser als jiinger angenommen werden. Da der Tonalit eine Fluidaltextur parallel mit der Ost-West Bruchtektonik zeigt, konnte auch die Intrusion wahrend der alpidischen Orogenese erfolgt sein.
6,3 km NE von Topla, am NordfuB der Gornja (Abb. 3), befindet sich Dacit-porphyrit. Ahnliche Eruptivgesteine sind in der Nordkarawanken Sockeldecke schon langst bekannt. Bisher wurden sie als postmiozane Eruptivgesteine an-gesehen (Teller, 1896; Duhovnik, 1956; Grafenauer, 1968), da sie angeblich die kohlenfuhrenden Schichten von Leše durchdrungen haben sollen. Ich bezweifle jedoch diese Beobachtungen, denn auch die neugefunde-nen Ausbisse am Nordhang der Gornja liegen konkordant in den Triasschichten.
Das Toplatal erstreckt sich unmittelbar nordlich der periadriatisehen Sto-rungszone, wo es nicht nur zum Aufbruch von Eruptivgesteinen gekommen ist, sondern auch zu gro-Ben vertikalen, sowie horizontalen Verschiebungen von re-gionalem AusmaBe. Die Nordrandstorung der Eisenkappler Eruptivzone fallt, mit wenigen Ausnahmen (Abb. 4), steil, 70 bis 80° nach Suden.
AuBer dieser Storung sind noch die Končnik-, Kordež-, Pecnik- und Peca-storung zu erwahnen. Obwohl in Bezug auf die Kordežstorung noch gewisse Unklarheiten bestehen, scheint es, daB diese Storung die tektonisehe Einheiten Peca und Mala Peca von einander trennt. Die vertikale Verschiebung betragt iiber 800 m. Indem die Anisschichten im Pecastamm bis zu einer Meereshohe von 1330 m reichen (Abb. 6), sind sie in der Mala Peca unterhalb + 496 m, da die Tiefbohrung V 5 auch bei einer Tiefe von 506 m noch immer im Wetter-steindolomit war (Abb. 5). Auch die anderen geologisehen, tektonisehen und stratigraphischen Verhaltnisse sprechen eindeutig fiir zwei verschiedene tektonisehe Einheiten.
Sedimentologische und lithofazielle Merkmalc der Anisschichten in Topla
Schon Teller (1896) betonte die Ubereinstimmung mit der Entwicklung ahnlicher Schichten in den Nordkalkalpen. Er verglich die obere anisisehe Kalkserie in den Nordkarawanken mit den Reiflinger Kalken.
25 — Geologija 17
In Topla lassen sich drei ubereinander folgende Gesteinsserien unterscheiden:
3. die obere Kalkserie mit hornsteinfuhrenden Kalken und Mergellagen,
2. die mittlere Dolomitserie,
1. die untere Kalkserie.
1.	Die untere Kalkserie besteht vorwiegend aus dunkelgrauen und schwar-zen Plattenkalken. Dabei sind besonders die sogenannten diinnschichtigen, 1 bis 3 cm machtigen Wurstelkalke hervorzuheben (Tafel 1, Abb. 1).
Es sind folgende Gesteinstypen zu unterscheiden:
Kalkmikrit, Kalkmikrit mit wechselndem Gehalt an Partikeln (Detritus-Korner, Schill, Pillen und Intraklasten), Pillen und Detrituskalke mit Sparit-zement und gebandeter Dolosparit.
Am haufigsten sind die beiden erstgenannten Gesteinstypen. An Fossilien enthalten sie besonders Foraminiferen und Uberreste von Crinoiden und dun-nen unbestimmbaren Muschelschalen. Von den Foraminiferen konnten Pilam-mina densa Pantič, Glomospira, Frondicularia und Nodosaria bestimmt werden. Die untere Gesteinsserie ist auch reich an Pillenkalken mit mikritischer Matrix oder sparitischem Zement (Tafel a, Abb. 2). Gegeniiber der skythischen Sedi-mentationsabfolge kam die untere Kalkserie trotz Schwankungen doch schon in einem ruhigeren, etwas tiefer liegenden Sedimentationsraum zur Ablagerung.
2.	Im allgemeinen sind die Anisschichten der nordalpinen Fazies dolomitarm. In Topla dagegen nimmt der Dolomit 34 °/o der Gesamtmachtigkeit ein. Er ist vo>rwiegend auf den mittleren Teil beschrankt, wobei sich folgende Typen unterscheiden lassen:
—	laminierter Dolomikrit mit Feinschichtung in mm-Bereich,
—	gebanderter Dolosparit — rhytmische Abfolge von 0,5 bis 3 cm machtigen Bandern von weiBem und braunem Dolosparit,
—	feinkorniger massiver Dolomikrit,
—	mittelkorniger massiver Dolosparit
—• intraklastischer Dolomikrit und Dolosparit,
—	Dissolutions- und Collapssbreccie,
—	Milonitbreccie.
Der laminierte Dolcmikrit ist entweder erzftihrend oder taub. Der erz-ftihrende Dolomikrit setzt sich aus 0,5 bis 3 mm machtigen feinschichtigen La-gen zusammen, die aus verschiedenen KorngroBen, Konzentrationen sulfidischer Mineralien und einem wechselnden Gehalt an organischer und toniger Substanz bestehen (Abb. 8 u. 18). Der feinschichtige Dolomit zeigt oft ein geopetales Gefuge. Das Liegende der Feinschichten besteht in der Regel aus intraklasti-schem Material. Auch die Korngrofie der Dolomit und Sulfidkorner ist meistens groBer als im Hangenden der feinschichtigen Lagen. Diese jedoch ist fast immer vom Ton- oder vom organogenen Gehalt abhangig, der die Zirkulation des Porenwassers und eine weitgehende Sammelkristallisation des Dolomits und der Sulfide verhindert hat.
Die geopetale Anlagerung der Sulfidmineralien ist daher in den meisten Fallen als Produkt fruhdiagenetischer Prozesse, d.h. der Sammelkristallisation. und nicht als mechanische Ablagerung anzusehen.
Ein besonderes Merkmal des feinschichtigen, vor allem des erzleeren Dolomits sind die sogenannten »Birdseyes«. Es sind kleine Hohlraume, die im unteren Teil mit feinkornigem Dolomikrit, im oberen mit Sparitzement aus-
gefiillt sind (Abb. 9). Nach S h i n n , der mehrere hundert Proben rezenter Sedimente untersucht hat, kommen »Birdseyes« vorwiegend in Supratidal- und Tidalsedimenten vor, welche aufierdem folgende Merkmale zeigen: Feinschich-tung im mm-Bereich, Algenkrusten und Schrumpfkliifte.
Der intraklastische Dolomikrit der mittleren erzfiihrenden Gesteinsserie gibt uns nicht nur sehr wichtige Daten iiber die Entstehung des Dolomites, sondern auch iiber die der Zinkblende-Pyrit-Markasit Vererzungen. Sie lassen sich drei Typen zuordnen:
— Intraklastdolomikrit bzw. Breccie mit sterilen Intraklasten und erzreicher Matrix,
—■ Intraklastdolomikrit mit erzfuhrenden Intraklasten und vonviegend erz-leerer Matrix,
—■ Steriler Intraklastdolomikrit oder Intraklastdolosparit.
Der erst ervvahnte Typ bildet zusammen mit dem feinschichtigen Erzdolo-mikrit die wichtigsten Zinkblendevererzungen in Topla. Makrcskopisch gesehen geht es um eine Breccie mit verschieden groBen schwarzen Bruchstiicken und grauem erzreichen Dolomitzement. Die Intraklasten bestehen aus Dolomikrit mit einem etwas hoheren Gehalt organischer Substanz und sehr kleinen fein-verteilten Pyritkornern. Vereinzelt enthalten sie auch Zinkblendekorner. Der Zement besteht vorwiegend auch aus Dolomikrit, doch gibt es Ubergange zu Dolosparit. AuBer den Intraklasten findet man haufig auch Fossilreste (Crinoi-den und Foraminiferen), dimne Muskowitblattchen und Quarzkorner. Der Intraklastdolomikrit erscheint niemals in machtigeren Schichtlagen, sondern ist immer in mm- bis cm-Feinschichtung ausgebildet. Die Breccie ist in einem Ab-lagerungsmilieu mit hohem Energieindex entstanden. Es folgte immer eine Sedimentation von feinkornigem Material, was auf wechselnde Schwankungen des Ablagerungsmilieus deutet. Die Entstehung des Intraklastdolomites kann mit den rezenten Ablagerungsbedingungen in der »supratidal zone« der Florida Bay verglichen werden. wo es nur zeitweilig, bei Sturm- und Springfluten, zur Bildung turbulenter Ablagerung kommt. Besonders die Sturmfluten tragen groBe Mengen von Karbonatschlick aus dem Gezeitenbereich auf die halb, oder zum Teil auch ganz ausgetrockneten supratidal Sedimente. Dabei kann die obere, schon zum Teil konsolidierte Sedimentoberflache mitgerissen und in Form von Intraklasten, zusammen mit dem Karbonatschlick aus dem Gezeitenbereich, abgelagert werden. Mit diesem Model laBt sich auch der Fossilreichtum (Crinoiden und Foraminiferen) des lebensfeindlichen Milieus der Erzsedimente erklaren. In Bezug auf die Entstehung der Dolomite weisen die Intraklaste auf deren friihdiagenetische Bildung hin. Die Dolomitbildung muB also bald nach der Sedimentation, schon auf der Sedimentationsoberflache, stattgefunden haben.
Von den bisher besprochenen Intraklastdolomiten unterscheiden sich wesent-lich die Dissolutions- und Collapsbreccien. Der grobkornige weiBe Dolomitzement zeigt, daB es sich hier um spatdiagenetische oder epigenetische Bildun-gen handelt. Fast immer stehen sie in einer Beziehung zu den Bleiglanzverer-zungen, die bekanntlich ein mehr oder weniger saures Milieu benotigten, das aber auch gleichzeitig eine Auflosung des Karbonatgesteins verursachte. Nach der Bleiglanzausscheidung wurde der zuerst aufgeloste Dolomit wieder aus-geschieden, jedoch diesmal als weiBer', steriler Dolosparitzement.
3. Die o bere Gesteinsserie diente schon von jeher fiir die anisische Schicht-folge als Leithorizont, welches Alter auch mit Fossilfunden bestimmt werden konnte. Teller (1896) und Berce (Žlebnik, 1955) fanden in dieser Gesteinsserie geniigend determinierbare Fossilien, um sie in den Oberanis (Illyr) einzuordnen. AuBer dem Leitfossil Paraceratites trinodosus Mojsisovics wurden noch Sturia sp. ind. Ptychites sp. ind., Nautilus sp. ind. und Rhyncho-nella trinodosi Bittner bestimmt. Als besonderes Merkmal der oberen Gesteinsserie ist der hornsteinfiihrende Kalkstein hervorzuheben. Wo iiber den Anis-schichten, wie z. B. ostlich von Črna, die Partnachschichten folgen, enthalt der Kalk der oberen Gesteinsserie nach obenhin immer mehr Mergelzvvischenlagen, bis er zuletzt vollig in mergelige Gesteine iibergeht. In Topla jedoch liegt iiber den Kalk der oberen Gesteinsserie Dolomit, was sich auch in den obersten Anisschichten bemerkbar macht.
Im Vergleich zu den beiden unteren Gesteinsserien sind die Gesteine der oberen Serie wesentlich anders entwickelt. Es iiberwiegen Kalkmikriten und Biokalkmikriten, die besonders reich an unbestimmbaren Filamenten, Radio-larien und Schwammnadeln sind. Letztere scheinen als Ausgangsmaterial fiir die Entstehung des Hornsteins zu sein. Die mikroskopischen Beobachtungen fiihren zum ahnlichen SchluB, zu dem auch N e w e 11 mit seinen Mitarbeitern (1953) bei den Untersuchungen der Gesteine des Delawara Basens in Texas, gekommen ist (Abb. 11).
Die geochemischen Eigenheiten der Anisschichten in Topla
Wegen Platzmangel wird an dieser Stelle nur eine kurze zusammenfassende Beschreibung iiber den Si02 und Sr Gehalt der Anisgesteine gegeben. Weitere Einzelheiten sind aus der Abb. 12 und Tabelle 2 ersichtlich.
Hervorzuheben ist besonders der wesentliche Unterschied des Si02 Gehaltes beider Kalkserien, welcher sogar als Unterscheidungsmerkmal dienen kann. Indem die untere Kalkserie nur einen Durchschnittsgehalt von 2,51 °/o Si02 aufvveist, betragt dieser in der oberen Kalkserie 15,04 %. In der unteren Kalkserie kommt Si(X in Form von Tonmineralien und Detritusquarz vor, in den oberen vorwiegend in Form von Hornstein und Fossilskeletten.
Der Strontiumgehalt variiert zwischen 46 und 2080 ppm. Hohere Werte ge-horen nur den mikritischen und biomikritischen Kalksteinen. Die anderen Ge-steinstypen, sovvie umkristalisierte mikritische Kalke, Pillen und Detrituskalke mit Sparitzement, Mergel und Tonlagen, hornsteinfiihrende Kalke und ver-schiedene Dolomitarten, enthalten verhaltnismaBig wenig Strontium. Nur in der oberen Gesteinsserie besteht zwischen Strontium- und Fossilgehalt der Kalksteine eine bemerkbare Abhangigkeit.
Die Blei-Zinkvererzungen
Die Blei-Zinklagerstatte Topla nimmt nach den bisherigen Untersuchungen eine Oberflache von 0,6 km2 ein. Weitere Ausdehnungsmoglichkeiten bestehen in Ost- und besonders in Westrichtung, auBerdem ist noch eine weitere Ab-teufung nach Norden moglich. Die bisher aufgefundenen Vererzungen befinden
sich auf einer Meereshohe von 1073 bis 1202 m. Am weitesten ausgedehnt und auch am erfolgreichsten waren bisher die Schurfarbeiten auf Horizont 1143 m (Abb. 13).
Die Vererzungen sind schichtgebunden, jedoch kommen sie niemals in weit-ausgedehnten Schichten vor, sondern in Form von einige zehn Meter langen und nur wenige Meter breiten, schlauchartigen, sehr unregelmaBigen Erzkorpern. Auch trichter- und nestartige Erzkorper sind keine Seltenheit. Gehaltarme Blei-Zinkimpragnationen sind weit verbreitet, jedoch kann man nach den bis-herigen Untersuchungen iiber ihre Form und Ausdehnung noch nichts Bestimm-tes sagen. Nach einer Bemusterung des gesamten Dolomitkomplexes auf Horizont 1143 m, betragt der Durchschnittsgehalt von 277 Proben des Dolomits in der Lagerstatte 3570 ppm Blei und 3970 ppm Zink.
Nach dem Mineraliengehalt, dem Mengenverhaltnis von Blei und Zink und nach strukturellen und texturellen Merkmalen kann man zwei verschiedene Vererzungstypen unterscheiden:
1.	Schichtvererzungen mit verschiedenen und in den meisten Fallen sehr gut erhaltenen sedimentaren und diagenetischen Gefiigemerkmalen,
2.	Vererzungen in Form von Impragnationen und dunnen Kluftausfiillungen.
Die Lagerstatte ist arm an Mineralienarten. Bisher wurden folgende Mine-
ralien festgestellt: Zinkblende, Pyrit, Markasit, Melnikovitpyrit, Bleiglanz, Hy-dro-zinkit, Smithsonit, Cerussit, Anglesit, Limonit bzw. Goethit und Greenockit.
Die Zinkblende, das mengenmaBig und okonomisch bedeutendste Mineral, tritt vorwiegend in Form von fein verteilten, 0,005 bis 0,2 mm grossen Kornern und Kornaggregaten auf, (Tafel 4, Abb. 1 u. 2; Tafel 7, Abb. 1). Als Anhalt fiir die giinstigsten Vermahlungsbedingungen wurden mehrere quantitative Aus-zahlungen der KorngroBen gemacht (Grobelšek, 1962, 1969), deren Ergeb-nisse auf der Tabel] e 3 zu sehen sind. Zum Teil sind es intergranulare friih-diagenetische Ausfiillungen (Tafel 4, Abb. 5 u. 6), zum Teil spatdiagenetische oder auch epigenetische Verdrangungen (Tafel 5, Abb. 1—3; Tafel 6, Abb. 1). Daher ist auch die Zinkblende vonviegend xenomorph. AuBer der Zinkblende sind in den Poren auch Pyritkorner und organische Substanz vorhanden. Letz-tere hat sicherlich auf die Sammelkristallisation negativ gewirkt. Uberhaupt kann man feststellen, daB die Zinkblende gegeniiber Bleiglanz, Pyrit und Markasit viel weniger zur Bildung idiomorpher Kristalle geneigt hat. Bei der Sam-melkristallisation entstehen vorwiegend xenomorphe Aggregatbildungen (Tafel 5, Abb. 1 u. 2, Tafel 14, Abb. 3) und nicht wie bei den vorher erwahnten Mineralien, grossere idiomorphe Kristalle oder Idioblaste. Da im Markasit und Pyrit die Zinkblende sehr oft in Form von winzig kleinen Kugelchen oder kleinen Rhombdodekaederkristallen (Tafel 5, Abb. 3—6) auftritt, scheint es, daB das Ausgangsprodukt der Zinkblende in koloidaler Form ausgeschieden worden ist, und zwar zusammen mit dem Karbonat. Fraglich ist nur, in welcher chemischen Form. Denkbar ware als Karbonat, Sulfat oder Sulfid. Da es sich hier doch um eine Seichtwasser-Sedimentation handelt, kommt wahrscheinlich nur eine der oxydischen Formen — Karbonat, Bikarbonat oder Sulfat — in Frage, die dann erst wahrend der Fruhdiagenese in Sulfid umgewandelt wor-den ist. Fiir diese Voraussetzung spreehen zwei kleine Zinkblendekiigelchen im Pyritframboid auf Abb. 16 bzw. auf Tafel 8, Abb. 3.
Ein groBer Teil der Zinkblendeanreicherungen entstand durch spatdiagene^ tische metasomatische Prozesse. Die Ausscheidung der Zinkblende in weissen
Dolomitadern (Tafel 4, Abb. 3 u. 4; Tafel 7, Abb. 2) ist entweder den spat-diagenetischen oder epigenetischen Vorgangen zuzuschreiben.
Bleiglanz tritt vorwiegend in Form von Impragnationserz auf. Es sind 1 bis 5 mm groBe idiomorphe Kristalle, die entweder vollig, meistens jedoch nur zum Teil auskristallisiert sind (Tafel 6, Abb. 2, 3, 4 u. 6). Der Bleiglanz ist ein Produkt spatdiagenetischer Prozesse worin sich noch Relickte von Dolomit, Zinkblende und Pyrit befinden. Die sauren Erzlosungen waren gegenuber Dolomit viel aggressiver als gegenuber der Zinkblende und dem Pyrit, die in den meisten Fallen nicht aufgelost, sondern nur eingeschlossen wurden (Tafel 6, Abb. 6).
Pyrit tritt in beiden Vererzungstypen auf, und zwar in Form von Fram-boiden oder idiomorphen Kristallen (Tafel 8, Abb. 1, 2 u. 3). Framboide sind haufig besonders in den laminierten Zinkerzen, bzw. im intergranularen Poren-raum des friihdiagenetischen Dolomits. Daraus folgt, daB auch die Pyrit-framboide sicherlich friihdiagenetisch, unmittelbar nach der Dolomitisation ent-standen sind. Vorwiegend sind sie in der organischen Substanz eingebettet; in vielen Fallen auch in der Zinkblende (Tafel 8, Abb. 1). Da die Zinkblende unmittelbar nach der Entstehung der Framboide ausgeschieden wurde, schutzte sie diese vor der weiteren Wirkung der Porenlosungen. Die meisten Framboide sind in winzig kleine (5—20 u) Pentagondodekaederkristalle umkristallisiert. Spatdiagenetsiche Pyritkristalle sind meistens mit Markasit verwachsen. Wir finden namlich haufig Pyritkristalle, die vom Markasit radialstrahlig um-schlossen werden (Tafel 8, Abb. 4).
Markasit ist neben Zinkblende mengenmaBig das haufigste Mineral der Zinkvererzungen. In einigen Schichten ubertrifft er sogar die Zinkblende. Makroskopisch scheinen die Markasitkristalle als kugelformige Bildungen, die sich dann unter dem Mikroskop als radialstrahlige oder auch ungeordnete Ag-gregate herausstellen (Tafel 9). Zwillingslamellen (Tafel 8, Abb. 5) sind fast ein regelmaBiges Merkmal der Markasitaggregate. Auch der Markasit enstand im spateren Stadium der Diagenese, jedoch vor der Entstehung der spatdiageneti-schen oder epigenetischen Dolomitadern, die hier und da Zinkblende und Bleiglanz, jedoch kein Markasit oder Pyrit enthalten..
Die Lagerstatte Topla gehort zu den wenigen Blei-Zinklagerstatten in den Karbonatgesteinen, die iiber so vieles und dazu gut erhaltenes Bewe:smaterial verfugen, das mit groBer Sicherheit auf die sedimentare Entstehung der Blei-Zinkvererzungen deutet. In den meisten Lagerstatten, zu denen auch die ladini-schen in den Alpen (Mežica, Bleiberg, Raibl usw.) gehčren, ist dieses Beweis-material nur fragmentarisch erhalten geblieben, da es durch spatere, besonders spatdiagenetische Prozesse verwischt worden ist. Die an spatdiagenetischen Do-losparit gebundenen Bleivererzungen in Topla zeigen auch keine Sedimentstruk-turen, dagegen die an fruhdiagenetischen Dolomit gebundenen Zinkvererzungen sehr viele.
DaB die Erzrhytmite sedimentar enstanden sind und nicht durch die selek-tive Metasomatose oder ahnliche hydrothermale Prozesse, darauf deuten besonders verschiedene submarin entstandene Texturen und Strukturen. Besonders sind hier die »Lcad čast« Strukturen hervorzuheben, wobei sedimentare und diagenetische Strukturen zu unterscheiden sind. Die erstgenannten werden durch Bruchstiicke bzw. Intraklaste des Intraklastdolomikrits verursacht, die zur rhytmischen Abfolge des Erzsediments gehoren (Tafel 3). Hier und da sind
es auch angeschwemmte Fossilreste (Tafel 14, Abb. 1 u. 2), die eine Biegung der liegenden Schichtlagen verursachen. Einzelne groBere Bruchstucke oder deren Anhaufungen verursachen in den liegenden, schcn halb verfestigten, jedoch noch plastischen Erzsedimentlagen Verwerfungen und Faltungen (Tafel 11, 12 u. 13), die meistens durch mikrotektonische Prozesse erklart wurden. Die Kreuzschichtung (oder UberguBschichtung) auf Abb. 4 (Tafel 13) ist auch durch eine groBere Zufuhr von intraklastischen Material entstanden.
Als Beispiel einer diagenetischen »load čast« Struktur ist diese auf Abb. 1 und 2 (Tafel 10) anzusehen. Ihre Entstehung ist der fruhdiagenetischen Sam-melkristallisation zuzuschreiben. Das Sediment muB noch plastisch, jedoch zur gleichen Zeit zum Teil auch schon verfestigt gewesen sein, so daB eine Kluft entstand, die nachtraglich mit Dolomit gefiillt wurde. Die Sulfidaggregate sind nicht nur schwerer, sondern auch druckfester als das umgebende Sediment, deshalb konnen auch Deformationen in den hangenden Schichtlagen entstehen. Sicherlich konnen auch ahnliche Deformationen bzw. »load čast« Strukturen durch resedimentierte Bruchstucke hervorgerufen werden. Deshalb ist es auch oft schwer festzustellen, ob es sich um eine sedimentare oder friihdiagenetische Struktur handelt.
Im Erzsediment findet man verhaltnismaBig oft rippelartige Wellenstruktu-ren und Faltungen (Tafel 11, Abb. 2 u. 3), die entweder mit submarinen Glei-tungen oder auch Wellentatigkeit zu erklaren sind. Sehr interessant in geneti-scher Hinsicht sind die Fossilfunde im Erzsediment, die auf Tafel 14 darge-stellt sind. Auf j eden Fall handelt es sich um angeschwemmte Fossilien, da sie in einem Sediment eingebettet sind, welches in einem lebensfeindlichem Milieu entstanden ist. Die erhaltenen Fossilreste zeigen nicht nur auf die sedimentare Entstehung der Erze, sondern sie geben uns auch ziemlich klare Auskunft iiber das Entstehungsmilieu der Zinkblende. Da der Kalkspat des Crinoids keine Auflosungskennzeichen oder Kcroisionsoberflachen aufweist, muB die Zinkblende und der Pyrit des umgebenden Erzsediments im alkalischen bis neutra-len Milieu entstanden sein. Auf diese Weise ist das Fossil auch erhalten ge-blieben, da es die Sulfidmineralien vor den weiteren diagenetischen Umwand-lungsproizessen geschiitzt haben.
Ahnlich, wie die anderen anisischen Lagerstatten, ist auch Topla eine vor-wiegend Zinklagerstatte, in der die Bleikonzentrationen eine untergeordnete Rolle spielen. Das Blei/Zink Verhaltnis betragt 1:4 bis 1:6. Die Erzmineralien sind im Gegensatz zu den der siidalpinen anisischen Lagerstatten (siehe Tabel-len 8 und 9) arm an Spurenelementen. Mit der Mikrosonde und Analysen von Konzentraten wurde festgestellt, daB die Zinkblende sehr eisenarm (0,1 bis 0,12 °/o Fe) ist, daB der Cu-Gehalt von 300 bis 400 ppm betragt und daB der Cd-Gehalt zwischen 1000 und 1500 ppm liegt und keine okonomische Bedeutung hat. Ge und As wurden nicht festgestellt, obwohl sie nach Sehr o 11 (1954) sonst fiir die triassischen Lagerstatten sehr typisch sind. Auch der Bleiglanz ist arm an Spurenelementen. Er enthalt TI und As um 30 ppm, alle anderen sonst fiir Bleiglanz ublichen Spurenelemente sind unterhalb 10 ppm (Tabelle 7).
Das Ca Mg Verhaltnis des laminierten Erzdolomits betragt 1,75, das des umgebenden Dolomits dagegen 2,06. Die rontgenographischen Messungen (Tabelle 2) zeigen sogar einen Ca UnterschuB des Erzdolomits. Wenn wir die experimen-tellen Untersuchungen von SiegeT (1961) und die Zusammensetzung rezenter Dolomite in Abhangigkeit vem Klima mit dem Erzdolomit von Topla ver-
gleichen, so kommen wir zu dem SchluB, daB dieser in einem maBig bis stark aridem Klima entstanden ist, bzw. in einem Milieu mit hoher Salinitat und Temperatur. Es ist nicht ausgeschlossen, dass eine gewisse Beziehung zwischen der Intensitat von Dolomitisation, Bakterienaktivitat und Mineralisation be-steht. SiO, variiert im Erzdolomikrit von 1,42 bis 2,61 °/o und im Dolosparit der mittleren anisischen Gesteinsserie von 0,42 bis 1,01 °/o. Der Unterschied ist dem groBeren Illitgehalt im Erzdolomikrit zuzuschreiben.
Der Fluorgehalt ist im Gegensatz zu den in den anderen triassischen Lager-statten sehr gering (Tabelle 10). Von Bedeutung sind die Feststellungen von K o r i t n i g (1951), der in Tonschichten einen Durchschnittsgehalt von 740 ppm Fluor fand, im Kalkstein und Dolomit dagegen nur 180 bis 350 ppm. Wenn wir diese Feststellung mit den anisischen und ladinischen Erzsedimenten verglei-chen, sehen wir, daB jene Erzsedimente mit hoherem Tonanteil auch einen hoheren Fluorgehalt aufweisen. Fiir die Herkunft des Fluors konnten die Unter-suchungen russischer Forscher, die namlich einen hoheren Fluorgehalt beson-ders an FluBmiindungen festgestellt haben. von groBerer Bedeutung sein.
Die Entstehung der Blei-Zinklagerstatte Topla
Ahnlich den ladinischen Blei-Zinkvererzungen scheinen auch die anisischen auf bestimmte stratigraphische Niveaus beschrankt zu sein. Im Alpenraum mit nordalpiner Entwicklung treten sie im mittleren Teil des anisischen Schicht-pakets auf, in dem Karbonatgesteine in Seichtwasser-, Riff- und Lagunenfazies uberwiegen. AuBer Tepla sind hier noch die Lagerstatten St. Veit, Scheinitzen und Kolm an diese stratigraphische Position gebunden.
Die Blei-Zinkvererzungen in Topla sind mit groBer Sicherheit sedimentar entstanden, wobei jedoch die Sulfide als Produkte intensiver diagenetiseher alochemischer Prozesse anzusehen sind. Das erzhaltige Sediment muB, wie schon betont, in sehr seichtem Wasser, mit hoher Temperatur, Salinitat und hohem Mg/Ca Verhaltnis abgelagert worden sein. Auf Grund des intraklasti-schen Anteils in versehiedenen Abschnitten der Erzschichtung wird auch ein zeitweilig hoherer Energieindex des Meereswassers angenommen.
Nach Krumbein (1952) sind fiir die Entstehung von syngenetischen Sulfiden folgende Bedingungen notwendig:
—	reduzierendes Milieu mit negativem Eh,
—	neutrales oder alkalisehes Wassermilieu (pH = 7 oder hoher),
—• abgestorbene organisehe Substanz,
—	Entwicklung und Aktivitat der sulfatreduzierenden Bakterien,
—	relativ ruhiges und seichtes Wasser,
—	aktive Sedimentation.
Auch in unserem Beispiel miissen solehe Verhaltnisse entweder in den ober-sten Sedimentschichten oder an der Grenzschicht Wasser-Sediment geherrscht haben. Unter diesen Bedingungen entstanden besonders Pyrit und Zinkblende; Bleiglanz und Markasit bildeten sich jedoch in einem saurigeren Milieu.
Ohne iiber die organisehe oder anorganisehe Herkunft der Pyritframboide Gedanken zu verlieren, ist es sicher, daB die Framboiden im friihdiagenetischen Stadium der Gesteinsbildung enstanden sind. Im gleichen Milieu, bzw. gleichzeitig sind auch die Zinkblendekugelchen entstanden, die zum Teil in Rombdodekaeder-
kristalle umkristallisiert sind. In diesen beiden Formen sind nur jene Zink-blendekorner erhalten geblieben, die im Pyrit oder Markasit aufgefangen wur-den. Die zwei Zinkblendekugelchen im Pyritframboid auf Abb. 3 (Tafel 8) sprechen sogar dafiir, daB sie vor den Pyritframboiden entstanden sind, was man aber wahrscheinlich noch nicht verallgemeinern darf. Solange die Poren-losungen alkalisch bis neutral waren, wurden nur Zinkblende und Pyrit aus-geschieden, und zwar im intergranularen Porenraum. Sobald aber der pH Wert unter den Neutralpunkt fiel, kam es schon zu Ausscheidungen von Markasit. Sehr haufig finden wir namlich Vervvachsungen von Markasit, wobei der Pyrit immer den Kern der Verwachsungen bildet. In dieser Phase kommt es auch vorwiegend zu metasomatischen Prozessen zwischen Sulfiden und Karbonaten, welche sich von der hydrothermalen Metasomatose iiberhaupt nicht unterscheiden lassen. Bleiglanz wurde ziemlich am SchluB des spatdiagenetischen Sta-diums ausgeschieden. Die Porenlosungen miissen in dieser Phase gegeniiber dem Dolomit ziemlich aggressiv gewesen sein, was sich in der Bildung von Dissolutionsbreccien auBert, welche in der Regel Begleiterscheinungen der Blei-vererzungen sind. Als SchluBakt des Mineralisationsprozesses ist die Ausfiillung der Kontraktionskliifte und bei der Auflosung entstandener Hohlraume anzu-sehen. Die alteren Dolomitadern enthalten hier und da noch Zinkblende und Bleiglanz, die jungeren sind dagegen vcrvviegend steril. Die paragenetische Ab-folge der Vererzungen in Topla ist auf Abb. 22 dargestellt.
Ein sehr wichtiges, jedoch noch sehr umstrittenes Problem ist die Herkunft der Erzmetalle. Es bestehen zwei Moglichkeiten:
1.	daB die erzbildenden Elemente durch hydrothermale Zufuhr ins Meer gelangt sind, oder
2.	daB es sich um Erosionsprodukte magmatischer Gesteine oder alterer Lagerstatten handelt.
Die meisten Forscher der alpidischen Blei-Zinklagerstatten, wie M a u c h e r , Schneider und S c h u 1 z , bevorzugen die erste Moglichkeit. Sie berufen sich auf die rege triassische vulkanische Aktivitat in den Sudalpen, die durch Porphyrite, Keratophyre und deren Tuffe zweifelsohne bewiesen ist. In den Nordkalkalpen sind bisher nur Tuff- und Tuffitlagen gefunden worden. Gegen eine submarine hydrothermale Zufuhr sprechen jedoch gewisse Tatsachen, welche nicht zu ubersehen sind.
1.	Das Blei ist nach den bisherigen Isotopenbestimmungen alter als das Nebengestein,
2.	Die erzfuhrenden Horizonte stimmen zeitlich mit der vulkanischen Aktivitat nicht ganz uberein,
3.	Die Blei-Zinkvererzungen stehen immer in gewisser Beziehung zu be-stimmten lithofaziellen und palaogeographischen Verhaltnissen,
4.	Die bisherigen geochemischen Untersuchungen, besonders auf Spuren-elemente, zeigen, daB zwischen triassischen Pb-Zn-Lagerstatten und den triassi-schen Eruptivgesteinen keine Verwandschaft besteht (Tabelle 11 u. 12). Es ist sogar bemerkenswert, daB in den triassischen Eruptivgesteinen sehr wichtige chalkophyle Elemente, sowie Ag, As, Bi. Cd, Ge, TI und Zn, iiberhaupt fehlen.
Aus diesen Grunden ist eine supergene Herkunft der Metallkonzentrationen durchwegs moglich. Da die Vererzungen dcch oft an Gesteinsfolgen des laguna-ren Fazies mit Stro-matolit- und ahnliche Lagen gebunden sind, diirfte die biolo-gische Aktivitat bei der Metallkonzentration eine gewisse Rolle gespielt haben.
Literatura Objavljena dela
A u 11, W. U. 1959, Isotopic Fractionation of Sulfur in Geochemical Processes. Researches in Geochemistry, 241—259, New York.
Amstutz, G. C., Bubenicek,L. 1967, Diagenesis in sedimentary mineral deposits. Developments in Sedimentology 8, 417—475, Elsevier, Amsterdam.
Baas-Becking, L. G. M., Moore, D. 1961, Biogenic Sulphides. Econ. Geo-logy 56, 259—272, Lancaster.
Bathurst, R. G. C. 1958, Diagenetic fabrics in some british Dinantian lime-stones. Liverpool and Manchester Geol. J., 2, 11—36, Liverpool.
B a u e r, F. G. 1970, Fazies und Tektonik des Nordstammes der Ostkarawanken von der Petzen bis zum Obir. Jahrbuch Geol. B. A., Bd 113, 189—247, Wien.
B e r c e , B. 1960, Nekateri problemi nastanka rudišča v Mežici. Geologija 6, 235 do 250, Ljubljana.
Bernard, A. in Samama, J. C. 1968, Premiere contribution a l'etude sedi-mentologique et geochimique du trias Ardechois. Sciences de la Terre Metallogenie, 1—105, Nancy.
B e r n e r , R. R. A. 1969, Migration of iron and sulphur within anaerobic sediments during early diagenesis. Am. J. Sci. 267, 19—42, Heidelberg.
Bissell, H. J. 1967, Classification of sedimentary carbonate rocks. Developments in sedimentology 9 A, 87—168, Elsevier, Amsterdam.
B 1 u c k, B. J. 1965, The sedimentary history of some Triassic conglomerates in the Vlae of Glamorgan, South Wales. Sedimentology 4, 225—245, Amsterdam.
C 1 o u d, P. E. 1962, Environment of calcium carbonate deposition west of An-dros Island, Bahamas. U. S. Geol. Surv. Prof. Pap., 350, 1—138.
Degens, E. T. 1968, Geochemie der Sedimente. F. Enke Veri. Stuttgart.
Drovenik, M., Leskovšek, H., Pezdič, J., Strucl, I. 1970, Izo-topska sestava žvepla v sulfidih nekaterih jugoslovanskih rudišč. RMZ 2/3, 153—173, Ljubljana.
Drovenik, M. 1972, Prispevek k razlagi geokemičnih podatkov za nekatere predornine in rude Slovenije. RMZ 2/3, 145—167, Ljubljana.
Duhovnik, J. 1956, Pregled magmatskih in metamorfnih kamenin Slovenije. Prvi jugoslovanski geološki kongres, 23—26, Ljubljana.
Duhovnik, J. 1967, Facts for and against a syngenetic origin of the stratiform ore deposits of Lead and Zine. Economic Geology Monograph 3, 108—125, New York.
Fabricius, F. 1961, Die Strukturen des »Roggenpyrits« Kossener Schichten, Rat. Geol. Rundschau, V. 51, 647—657.
Fairbridge, R. W. 1967, Phases of Diagenesis and Authigenesis. Developments in sedimentology 8, 19—90, Elsevier, Amsterdam.
F a n i n g e r, E., 1970, Pohorski tonalit in njegovi diferenciati. Geologija 13, 35 do 104, Ljubljana.
F a r r a n d , M., 1970, Framboidal Sulphides Precipitated Syntetically. Mineralium Deposita, V 5, 3, 237—247, Heidelberg.
F i s c h e r , A. G., 1965, Fossils, early life, and atmospheric history. Proc. Natl. Acad. Sci. U. S., 53/6 1205—1215.
Fuchtbauer, H., Goldschmidt, H. 1965, Beziehungen zwischen Calciumgehalt und Bildungsbedingungen der Dolomite. Geologische Rundschau, Bd 55, 29—40 Stuttgart.
Fuchtbauer H., Muller, G. 1970, Sediment-Petrologie II. Sedimente und Se-dimentgesteine. Schweizerb. Veri., Stuttgart.
G a d o w , S. 1970, Sedimente und Chemismus, Das Watt-Ablagerungs- und Le-bensraum, 23—35. Verlag W. Kramer, Frankfurt.
Galkiewicz, T. 1961, Izotopowy sklad olowiu za Slasko-Krakowskich zloz cynkowo-olowiowych. Rudy i Metale Niezelazne 6, 267—268.
Germann, K. 1966, Ablauf und Ausmass diagenetiseher Veranderungen im Wettersteinkalk (Alpine Mitteltrias). Doktorska disertacija, Univerza Miinchen.
Gobanz, A. 1968, Das Bleierz-Vorkommen in Unter-Karnten. Jahrb. des nat. Landes-Museums von Karnten 8, Klagenfurt.
Goldsmith, J. R., Graf, D. L. 1958, Structural and compositional variations in some natural dolomites. J. Geol., 66, 678—693.
Graber, H. V. 1929, Neue Beitrage zur Petrographie und Tektonik des Kristal -lins von Eisenkappel in Siid-Karnten. Mit. d. Geol. Ges. XXII B, Wien.
Grafenauer, S. 1958, Diskusija k članku Rudarsko-geološka karakteristika Rudnika Mežica, Geologija 4, 229—233, Ljubljana.
Grafenauer, S. 1962, Geneza vzhodnoalpskih svinčevih in cinkovih nahajališč. RMZ, 4, 313—322, Ljubljana.
Grafenauer, S. 1965, Genetska razčlenitev svinčevih in cinkovih nahajališč v Sloveniji. RMZ, 2, 165—172, Ljubljana.
Grafenauer, S. 1968, Granati iz okolice Kotelj na Koroškem. RMZ, 1, 17—22, Ljubljana.
Grafenauer, S. 1969, O triadni metalogeni dobi v Jugoslaviji. RMZ, 353—364, Ljubljana.
Gruszcyk, H. 1962, Beitrag zur Genesis der Erzfiihrung in den Sudeten. Buli. Acad. Pol. Sc. Ser. Sc. geogr. V. 10, 3, Varšava.
Gruszcyk, H. 1971, Geologiczne warunki wystepowania barytu. Inst. geol. prace-tom LIX, 9—30.
G u m b e 1, C. W. 1861, Geognostische Beschreibung des bayerischen Alpenge-birges und seines Vorlandes, Gotha.
Hillinger, K. 1863, Der Bleibergbau auf der Petzen. Jahrbuch des naturh. Landesmuseums von Karnten, 23—24, Klagenfurt.
Huckriede, R. 1959, Trias, Jura und tiefe Kreide bei Kaisers in den Lechtaler Alpen. Verh. geol. B. A., 44—91, Wien.
K a h 1 e r , F. 1953, Der Bau der Karavvanken und des Klagenfurter Beekens, Carinthia II, Sonderheft 16, Klagenfurt.
Koritnig, S. 1951, Ein Beitrag zur Geochemie des Fluor. Geochemica et Cosmochimica Acta 1, 89—116.
Kostelka, L., 1965, Opažanja in misli o svinčevih-cinkovih orudenenjih v Apneniških Alpah južno od Drave. RMZ 2, 173—180, Ljubljana.
Kostelka, L. 1971, Beitrage zur Geologie der Bleiberger Vererzung und ihrer Umgebung. Carinthia II. Sonderheft 28, 283—289, Klagenfurt.
Krauskopf, K. B. 1955, Sedimentary deposits of rare metals. Econ. Geology, 411—463, Lancaster.
Kubanek, F. 1969, Sedimentologie des alpinen Muschelkalks am Kalkalpen-sudrand zwischen Kufstein (Tirol) und Saalfelden (Salzburg). Doktorska disertacija, Berlin.
Kudenko, A. A. 1954, Ob uslovijah formirovanija osadočno-metamorfičeskih mestoroždenij svinca v Centralnom Kazahstane. Razvedka i ohrana nedr 1.
K u 1 p, J. L., Turekian, K., Boyd, D. W. 1952, Strontium content of Li-mestones and fossils. Buli. Geol. Soc. Am., 63, 701—716, New York.
L o s e r t, J. 1963, Aufgabe der selektiven Metasomatose bei der Entstehung pseudosedimentarer Pb-Zn-Erze in der alpidischen Trias (am Beispiel der Lagerstatte Drienok bei Banska Bystrica, Tschechoslowakei, dargelegt), Symposium — Problems of Postmagmatic Ore Deposition, Vol. 1, 572—577, Praga.
Love, L. G. 1964, Early diagenetic pyrite in fine-grained sediments and the genesis of sulphide ores. Sedimentology and Ore Genesis, 11—17, Elsevier, Amsterdam.
Maucher, A., Schneider, H. J. 1967, The alpine Lead-Zinc ores. Eco-nomic Geology, Monograph 3, 71—89, New York.
M i 11 e r H. 1962, Der Bau des westlichen Wettersteingebirges. Z. deutsch. geol. Ges., 113, 409—425, Hannover.
Miller, H. 1965, Die Mitteltrias der Mieminger Berge mit Vergleichen zum westlichen Wettersteingebirge. Verh. d. Geol. B. A. 14, H. 1/2, 187—212, Wien.
Morlot, A. 1849, Uber die geologischen Verhaltnisse von Oberkrain. Jb. det Geol. R. A. I, 400—416, Wien.
Neuhaus, A. 1940, Uber die Erzfiihrung des Kupfermergels der Haaseler und der Groditzer Mulde in Schlesien. Zeitschrift angew. Mineral. 2, 304—343, Berlin.
Ne well, N. D., Rigby, J. K., Fischer, A. G., Whi teman, A. J., H i c k o y , J. E., B r a d 1 e y , J. S. 1953, The Permian reef complex of the Guada-lupe mountains region, Texas and New Mexico.
O d u m , H. T. 1957, Biochemical deposition of strontium. Texas, Univ. Inst. Marine Sci. 4, 39—114.
Omenetto, P. 1968, Le risorse minerarie della regione de Belluno. Atti della giornata di studi geominerari 31—42, Trento.
Ostrom, M. E. 1957, Trace elements in Illinois Pennsylvanian limestones. Illinois State Geol. Surv. Circ. 243, 1—34.
Ostrovskaja, G. A. 1960, Osobennosti formirovanija svincovo-cinkovyh rud v tufokarbonatnyh otloženijah. Prikladnaja geologija, voprosy metallogenii, Gos-geoltehizdat, Moskva.
P 1 a c e r, L. 1968, Razvoj spodnjetriadnih in srednjetriadnih skladov med Črno in Suhodolom, diplomsko delo, Univerza, Ljubljana.
Popov, V. M. 1964, Plastovye mestoroždenija cvetnyh metallov i voprosy ih genezisa. Meždunar geol. kongr. XXII sessija, 350—368, Moskva.
Ramdohr, P. 1960, Die Erzmineralien und ihre Verwachsungen. Akademie Ver-lag, Berlin.
Ramovš, A. 1970, Stratigrafski in tektonski problemi triasa v Sloveniji. Geologija 13, 159—169, Ljubljana.
Rankama, K., Sahama, Th. G. 1950, Geochemistry, Univ. Chicago Press, Chicago.
Rothpletz, A. 1888, Das Karwendelgebrige. Z. D. u. O. A. V., 19, 401—470, Miinchen.
R u s t, G. W. 1935, Colloidal primary copper ores at Cornwall Mineš, SE Missouri. J. Geol. 43, 398—426.
S a m a m a, J. C. 1973, Ore Deposits and Continental Weathering. Ores in Sedi-ments, 227—247, Heidelberg.
Sarthein, M. 1965, Sedimentologische Profilreihen aus den mitteltriadischen Karbonatgesteinen der Kalkalpen nordlich und siidlich von Innsbruck. Verhandl. d. Geol. B.R.H. 1/2, 119—162, Wien.
Schneider, H. J. 1953, Lagerstattenkundliche Untersuchungen im oberen Wet-tersteinkalk der bayrischen Kalkalpen. Doktorska disertacija, Univerza Miinchen.
Schneider, H. J. 1954, Die sedimentare Bildung von Flusspat im Oberen Wet-tersteinkalk der nordlichen Kalkalpen. Abh. Bayer. Akad. Wiss., math.-naturw. KI., N.F., 66, 1—37, Miinchen.
Schneider, H. J. 1964, Facies differentiation and controlling faktors for the depositional Lead-Zinc concentration in the Ladinian geosyncline of the Eastern Alps. Developments in Sedimentology 2, 29—45, Amsterdam.
Schneiderbohn, H. 1923, Chalkographische Untersuchung des Mansfelder Kupferschiefers. Neues Jb. Min. Beil. Bd. 47, 1—38.
S c h r o 11, E. 1954, Ein Beitrag zur geochemischen Analyse ostalpiner Blei-Zin-kerze. Osterr. Min. Gesell., 1—85, Wien.
Schroll, E. 1965, O vprašanju abnormalne izotopne sestave svinca v svinčevih in cinkovih rudiščih apneniških Alp, RMZ 2, 139—154, Ljubljana.
Schultz, O. 1964, Mechanische Erzanlagerungsgefiige in den Pb-Zn Lager-statten Mežica und Cave del Predil. Berg- u. Hiittenm. Mh., 109, 12, Wien.
Schulz, O. 1966, Sedimentare Barytgefiige im Wettersteinkalk der Gailtaler Alpen. Tschermaks min. u. petr. Mitt., Bd 12, 1, 1—16, Wien.
S h i n n , E. A., G i n s b u r g , R. N., L 1 o y d , R. M. 1965, Recent supratidal dolomite from Andros Island, Bahams. SEPM. Spec. Pap., 13, 112—113.
Shinn, B. A. 1968, Practical Significance of Birdseye Structures in Carbonate Rocks. J. Sedim. Petrol., 38, 215—223, Tulsa.
S i e g e 1, F. R. 1961, Variations of Sr/Ca ratios and Mg contents in recent carbonate sediments of the northern Florida Keys area. J. Sediment. Petrol., 31, 336—342, Menasha.
S m i r n o v, S. S. 1954, Die Oxydationszone sulfidischer Lagerstatten. Akad. Veri., Berlin.
Straaten, L. M. van, 1954, Sedimentology of recent tidal flat deposits and the psammites du Condroz (Devonian). Geol. Mynbouw, N.S., 16, 25—47.
Strehi, E. 1962, Das Palaozoikum und sein Deckgebirge zwischen Klein St. Paul und Brucki. Carinthia II, Jg. 152, 46—78, Klagenfurt.
S t r u c 1, I. 1962, Problematika raziskovanja svinčevo-cinkovih nahajališč na območju Slovenije. RMZ 4, 361—364, Ljubljana.
Š t r u c 1, I. 1965, Nekaj misli o nastanku karavanških svinčevo-cinkovih rudišč s posebnim ozirom na rudišče Mežice. RMZ 2, 155—164, Ljubljana.
S t r u c 1, I. 1970, Stratigrafske in tektonske razmere v vzhodnem delu severnih Karavank. Geologija 13, 5—20, Ljubljana.
Š t r u c 1, I. 1970, Poseben tip mežiškega svinčevo-cinkovega orudenenja v rudišču Graben. Geologija 13, 21—34, Ljubljana.
S t r u c 1, I. 1971, On the Geology of the Eastern Part of the Northern Karawankes with Special Regard to the Triassic Lead-Zinc-Deposits. Sedimentology of parts of Central Europa, Guide book, VIII. Int. Sediment. — Congress, 285—301, Heidelberg.
T a u p i t z , K. C. 1954, Die Blei-Zink-Schwefelerzlagerstalten der nordlichen Kalkalpen westlich der Loisach. Doktorska disertacija, Bergakad. Clausthal.
T e 11 e r, F. 1896, Erlauterungen zur geologischen Karte der ostlichen Auslaufer der Karnischen und Julischen Alpen (Ostkarawanken und Steiner Alpen), K. K. Geol. R. A., Wien.
Thomas , G. E., Glaister, R. P. 1960, Facies and porosity relationships in some Mississippian carbonate cycles of Western Canada Basin. Buli. Amer. Assoc. Petrol, Geol., 44, 569—588, Tulsa.
Tischendorf, G., Ungethiim, H. 1965, Zur Anwendung von Eh-pH Be-ziehungen in der geol. Praxis. Ang. Geol. Berlin, 11, 2, 57—66.
W o 1 f , K. H., C h i 1 i n g a r, G. V., B e a 1 e s , F. W. 1967, Elemental composition of carbonate skeletons, minerals, and sediments. Developments in Sedimentology 9B,
23—150,	Elsevier, Amsterdam.
Z e 11 e r, E. J., W e a y , J. 1956, Factors influencing precipitation of calcium carbonate. Buli. Amer. Assoc. Petrol. Geol., 40, 140—152, Tulsa.
Zore, A. 1955, Rudarsko-geološka karakteristika rudnika Mežica. Geologija 3,
24—80,	Ljubljana.
Z 1 e b n i k , L. 1955, Triadni cephalopodi izpod Pece. Geologija 3, 216—219, Ljubljana.
Neobjavljena dela
Blatnik, V. 1972, Poročilo o raziskavah diabaza v Zgornjem Javorju. Arhiv rudnika Mežica.
F r i s c h , J. 1968, Sedimentologische, lithofazielle und palaogeographische Unter-suehungen in den Reichenhaller Schichten und im alpinen Muschelkalk der nordlichen Kalkalpen zwischen Lech und Isar. Neobjavljena doktorska disertacija, Univerza Miinchen.
Duhovnik, J. Grafenauer, S., Ramovš, A., 1964, Študija wengenske metalogene dobe v Jugoslaviji, I. faza. Sklad »Borisa Kidriča«, Ljubljana.
Grafenauer, S., Duhovnik, J., Strmole, D. 1965, Študija wengenske metalogene dobe v Jugoslaviji, II. faza. Sklad »Borisa Kidriča«, Ljubljana.
Grobelšek, E. 1962, 1969, Poročila o mikroskopskih preiskavah rudnih vzorcev iz Tople. Arhiv Rudnika Mežica.
Grobelšek, E. 1971, Metalometrijska prospekcija Pb in Zn na območju Rudnika Mežica. Arhiv Rudnika Mežica.
Isailovič, S., Miličevič, M. 1964, Geološko kartiranje granita Črne na Koroškem i obodnih tvorevina. Poročilo.
Uran, S. 1971, Dopolnilni rudarski projekt — eksploatacija novega revirja Topla. Arhiv Rudnika Mežica.
Wetzenstein, W. 1966, Die Blei-Zinklagerstatte St. Veit an der Heiterwand, (Tirol) — ostliche Lechtaler Alpen und ihr geologiseher Rahmen. Diplomsko delo, Freie Universitat, Berlin.