GEOLOGIJA 33, 397-446 (1990), Ljubljana
UDK 553.065/.08(497.12) = 863
O živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji
On the mercury ore from the Grübler orebody, Idrija
Matija Drovenik in Tadej Dolerne
Fakulteta za naravoslovje in tehnologijo, Univerza v Ljubljani, Aškerčeva cesta 20,
61000 Ljubljana
Bojan Režun
Rudnik živega srebra Idrija, 65280 Idrija
Jože Pezdič
Inštitut Jožef Stefan, Jamova cesta 39, 61000 Ljubljana
Kratka vsebina
Nadrobne raziskave rude rudnega telesa Grübler so dale vrsto novih podatkov
o živosrebrovem rudišču Idrija. Metasomatska ruda v spodnjeskitskem dolomitu
je seveda povezana s srednjetriasno magmatsko aktivnostjo. Toda ta ruda je bila
kasneje tektonsko pretrta in zdrobljena. Nastale so žilice, žile in rudne breče.
Vezivo sestavlja predvsem beli zrnati dolomit, kateremu se v spremenljivih, toda
manjših količinah pridružujejo cinabarit, organska snov, kremen in pirit. Te
sestavine se pojavljajo v več generacijah, ki so po našem mnenju povezane
z delovanjem podtalnice, medtem ko je alpidska orogeneza dvigala rudišče proti
površju. Raziskave so dopolnjene z masnospektrometrično analizo izotopske se-
stave žvepla v cinabaritu ter kisika in ogljika v različnih generacijah dolomita.
Abstract
Detailed studies of ore from the Grübler orebody furnished several new data
about the Idrija mercury deposit. The metasomatic ore in the Lower Scythian
dolomite is ascociated with the Middle Triassic igneous activity, but was later
tectonicaly fractured and crumbled. Veinlets, veins and breccia originated. Ce-
ment consists mainly of white granular dolomite which is in variable, but lesser
amount accompanied by cinnabar, organic matter, quartz and pyrite. These
compounds occur in several generations. The authors consider that cement is
associated with the activity of subsurface water during the uplifting the deposit
toward the surface by the Alpine orogeny. Studies are supplemented by mass
spectrometric analyses of sulfur in cinnabar and of oxygen and carbon in several
dolomite generations.
Uvod
Idrijsko rudo sta začela že v 18. stoletju preučevati Scopoli in Hacquet. Toda prve
sodobne raziskave je opravil šele pred nekaj manj kot sto leti dunajski profesor
Sehr auf (1891). Za njim so pomembne razprave o idrijski rudi prispevali predvsem
398	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
Kropač (1912), Pilz (1915), Berce (1958) ter Colbertaldo in Slavikova
(1961). Z novimi podatki sta nastanek idrijske rude in idrijskega rudišča razložila
Mlakar in Drovenik (1971, 1972).
Danes poznamo osnovne značilnosti živosrebrovega orudenja v posameznih lito-
stratigrafskih enotah. Prav tako vemo, da je nastala idrijska ruda v dveh srednjetri-
asnih fazah orudenja. V prvi, ki se je pojavila v začetku ladinijske stopnje, so bili ob
subvertikalnih prelomih orudeni karbonski (premokarbonski?), permijski, skitski in
anizijski skladi ter prav tako langobardske kaolinitne usedline in tufi. V tej fazi je
nastala živosrebrova ruda v sedimentnih kamninah predvsem pri procesih metaso-
matskega nadomeščanja, deloma tudi tako, da je kristaliziral cinabarit kot glavni
rudni mineral v razpokah in v porah omenjenih kamnin. Za drugo fazo pa je značilno,
da so pritekale nekoliko pozneje, vendar še vedno v ladiniju, rudonosne raztopine ob
subvertikalnih prelomih skozi prej opisano litološko zaporedje pa tudi skozi lango-
bardske konglomerate na površje, kjer se je v močvirskem okolju izločal cinabarit,
katerega so postopoma prekrivali tufi in tufiti. Tako je nastala singenetska živosre-
brova ruda v plasteh skonca in v krovninskih piroklastičnih kamninah.
Žal se s podrobnostmi do sedaj nismo ukvarjali. Čeprav so v idrijskem rudniku
odkopavali rudo iz več kakor sto večjih in manjših rudnih teles, le-ta z genetskega
stališča ni bila nadrobneje raziskana niti v enem izmed njih. Zato nam niso natanč-
neje znane niti značilnosti prvotne rude niti njena preobrazba vse od srednjega triasa
do danes.
Potem ko je pred dvema letoma znova stekla proizvodnja živega srebra v Idriji,
smo začeli zbirati vzorce rude iz tistih rudnih teles, ki so v proizvodnji, oziroma so
sploh še dostopna. Tako smo našli zelo zanimivo rudo v rudnem telesu Grübler,
katerega je s tektonske plati zelo dobro opisal Placer (1974/75). Tam so orudene
spodnjeskitske plasti. Leta 1988 smo rudo iz tega rudnega telesa nadrobno raziskali.
Študijo je denarno omogočila Raziskovalna skupnost Slovenije, za kar se ji lepo
zahvaljujemo. Prav tako se zahvaljujemo Cirilu Gantarju za rudnomikroskopske in
Vladu Segalliju za elektronskomikroskopske slike, ki dopolnjujejo besedilo.
Petrološke značilnosti spodnjeskitskih plasti
Najstarejšim triasnim skladom idrijskega rudišča so vrsto let pripisovali anizijsko
starost. Šele Mlakar (1957) je dokazal, da gre za kamnine, ki so nastale v skitski
seriji. V njihovem spodnjem delu, ki je debel od 150 do 170m, si zaporedno vrstijo sivi
dolomit, sivi zrnati in peščenosljudnati dolomit ter svetlo sivi dolomit. Spodnjeskit-
ski dolomit prekriva 80 do 120m debela serija sivo zelenega apnenosljudnatega
skrilavca in peščenjaka z lečami oolitnega apnenca (Mlakar, 1969).
Osnovne podatke o mineralni sestavi spodnjeskitskega dolomita sta nato podala
Mlakar in Drovenik (1971). Zapisala sta, da so poleg dolomita v tej kamnini še
detritična zrna kremena, kalcedona, turmalina in sericita, mimo tega pa sta prisotna
še kalcit in diagenetski pirit. Sicer pa je ta dolomit prepreden z belimi dolomitnimi
žilicami in pogosto vsebuje majhne geode, ki so delno ali povsem zapolnjene z belimi
kristalčki dolomita. V mlajšem dolomitnem nivoju so v geodah večkrat prisotne
organske snovi, med njimi tudi idrialin.
Nadrobno opisujejo spodnjeskitske plasti iz idrijskega rudišča Čar in njegovi
sodelavci (1980). Po njihovih podatkih je spodnji del skitske serije razvit pretežno
dolomitno. Dolomit je srednje- do tankoplastnat, zelo redko tudi debeloplastnat. Med
o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	399
seboj vzporedni stilolitni šivi in tanke skrilave pole mu pogosto dajejo videz lamini-
ranosti. Vsebuje zelo različno količino karbonatne komponente. Zvečine se vsebnost
dolomita sicer giblje od 92 % do 96 %, vendar ga je v nekaterih vzorcih komaj 67,6 %.
Z rentgensko analizo so ugotovili, da vsebuje ta kamnina poleg dolomita še kremen,
kalcit, glinence, muskovit, illit in kaolinit. Dolomit je v glavnem homogen, toda
neenakomerno zrnat; velikost njegovih zrn se spreminja od 20 do 350 цт. Prvotne
strukture karbonatne kamnine so zelo redko ohranjene. Gre za dolosparit, ki ima
v glavnem ksenotopično in hipidiotično strukturo. Sedimentacija karbonatne used-
line naj bi potekala v relativno mirnem okolju zatišnega dela litoralnega šelfa, kjer so
prevladovale redukcijske razmere, na kar kaže prisotnost pirita in organske snovi.
Med nekarbonatnimi minerali je najpogostnejši kremen, ki nastopa na dva načina.
Prevladujejo nezaobljena do slabo zaobljena zrna detritičnega izvora, velika od 50 do
100 цт, prisoten pa je tudi različek kasnodiagenetskega izvora. Kasnodiagenetski je
tudi kaolinit.
Dolomit prekriva zaporedje, katerega grade plasti glinovca, skrilavega meljevca
in peščenjaka s šestimi debelejšimi lečami in plastmi oolitnega apnenca ter s posa-
meznimi polami mikritnega apnenca in dolomita. Leče oolitnega apnenca so navadno
dolge nekaj deset metrov, redkeje tudi več sto metrov in dosežejo debelino osmih
metrov. V njih prevladujejo ooidi, veliki zvečine okrog 0,5mm,'prisotni pa so tudi
fosilni ostanki in detritične komponente, med katerimi je najpbgostnejši kremen;
omeniti pa moramo tudi muskovit. Ooidi so nastajali v predelu medplimskih kanalov
in delt (Čar et al., 1980).
Mikroskopska in rentgenska raziskava sta pokazali, da vsebujejo klastične kam-
nine kremen, sljude (pretežno muskovit), drobce kamnin, plagioklaze, kaolinit, illit,
anhidrit, sadro, hematit, geothit in pirit ter v spremenljivih količinah tudi dolomit in
kalcit. Klastične komponente so prenašali tokovi in jih odlagali v plitvem, soraz-
merno precej mirnem okolju.
Čar in njegovi sodelavci so torej obravnavali izključno petrološke značilnosti
spodnjeskitskih plasti. Živosrebrovega orudenja v njih ne omenjajo. Toda prav te
plasti so bile marsikje orudene. Tako je vseboval spodnjeskitski dolomit npr. rudna
telesa Joško, Močnik, Pravica, Rop, Kisessel in Grübler, v spodnjeskitskem oolitnem
apnencu pa so bila med drugimi tudi rudna telesa Ruda, Lamberg, Zore in Metacina-
barit.
Značilnosti živosrebrovega orudenja v rudnem telesu Grübler
Jamske karte povedo, da leži to rudno telo v skrajnem severozahodnem delu
idrijskega rudišča, in sicer v njegovi spodnji zgradbi, med 11. in 14. obzorjem. V smeri
WSW-ENE se razteza na dolžini okrog 120m, visoko pa je okrog 70 m. Na 13. obzorju
doseže njegova širina 35 m. Zahvaljujoč raziskavam Placer j a (1974/75) je to rudno
telo s tektonskega stališča eno najbolj preučenih teles idrijskega rudišča. Njegov
prvotni položaj v severnem obrobju idrijskega tektonskega jarka v srednjem triasu
podaja Placer na si. 1, njegovo geološko karto 13. obzorja pa na si. 2.
Živosrebrova ruda je nastala v spodnjem delu spodnjeskitskih plasti, in sicer ob
njihovem tektonskem stiku s karbonskim glinenim skrilavcem. Vezana je za normalni
srednjetriasni prelom Grübler, ki se danes razteza v smeri WSW-ENE in strmo vpada
proti NNW, ter za sistem razpok, ki imajo podobno smer, le da je njihov vpad
nekoliko bolj strm. Orudenje je zajelo del litološkega zaporedja, ki ga grade nad dva
centimetra debele pole temno sivega zrnatega dolomita in slaboplastnati sivi zrnati
400	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
dolomit z vložki temno sivega tankoplastnatega peščenosljudnatega dolomita (Pla-
cer, 1974/75).
V prelomni coni med spodjeskitskim dolomitom in karbonskim glinenim skrilav-
cem oziroma grödenskim peščenjakom je Placer našel 3 do 5cm debelo piritno
zapolnitev, vendar v njej ni zasledil cinabarita. Pač pa je ta mineral prisoten v širši
porušni coni, ki seče spodnjeskitski dolomit, kjer je vezan za sistem lasnic, ali pa
nadomešča beli žilni dolomit. Tak način je po Pia cerju značilen za siromašno
živosrebrovo rudo z manj kot 1 % Hg. Bogata ruda, ki vsebuje več kot 1 % Hg, nastopa
le ponekod in je vezana za nepravilna žilja, kjer cinabarit popolnoma ali delno
nadomešča beli žilni dolomit in prikamnino.
Placer nadalje navaja, da spremljajo prelom Grübler odprte orudene razpoke, in
sicer v pasu, ki je širok največ 25 do 30 m. Njihova gostota da je bila največja na
severovzhodni strani 1. etaže 13. obzorja, njih medsebojna razdalja pa od pol metra
do nekaj metrov. Dolge so bile do 30 m, široke pa največ 4 cm. Te razpoke so bile
zapolnjene z belim kristalnim dolomitom, cinabaritom, piritom in črno bitumensko
snovjo. Mineralna ali organska snov zapolnjuje razpoke delno ali popolnoma, pri
čemer je v večini primerov izražena simetrična zgradba. V mineralni paragenezi je po
Pia C er j u (1974/75) najmlajši cinabarit.
Leta 1986 je pripravljalni rov, imenovan Priprava 2, na 8. etaži 13. obzorja
(nadmorska višina +39 m) odprl del rudnega telesa Grübler, ležeč neposredno ob
prelomu Grübler. Tu je imela ruda izrazito brečasto in žiljno teksturo - brečasta ruda
je prehajala v žiljno in obratno. Rov je presekal tudi več razpok, votlinic in votlin
s premerom do 0,5m. Nadrobna raziskava je pokazala, da gre za večfazno orudenje.
Toda preden se posvetimo orudenju samemu, moramo zapisati nekaj besed o spodnje-
skitskem dolomitu, ki je resnično nosilec orudenja.
Mikroskopska raziskava je pokazala, da gre predvsem za dva dolomitna različka:
jedri, homogeni drobnozrnati dolosparit in za intraklastični dolosparit. Dolosparit
grade dolomitna zrna velika od 10 do 130 цт; povprečno merijo okrog 60 ^im.
Predvsem so anhedralna in subhedralna, tako da opazujemo zlasti ksenotopično in
hipidiotopično strukturo. Količina zrn detritičnega kremena je v posameznih vzorcih
spremenljiva, vendar ne preseže 15-20%. Njihova velikost se spreminja od 10 do 80
цт. Povečini so slabo zaobljena, toda marsikatero zrno ima posamezno ravno plo-
skev, kar kaže na njegovo diagenetsko rast. Ponekod pa smo zasledili, da se omenjena
kremenova zrna vraščajo med dolomitna, kar pomeni, da so rastla verjetno tudi pri
epigenetskih procesih. Toda kremena, ki bi vseboval korodirane dolomitne vključke
in bi bil nastal pri okremenitvi, nismo našli. Maloštevilna diagenetska piritna zrna
merijo v povprečju okrog 25 |лт; zastopana so največ z 0,5%.
Intraklastični dolosparit grade različno veliki klasti in vezivo. Klasti imajo
podobno sestavo kakor pravkar popisani jedri dolomit, le da so dolomitna zrna
manjša in merijo v povprečju le okrog 40 цт. V njih najdemo detritična zrna
kremena, podrejeno pa tudi diagenetski pirit. Dolomitna zrna veziva so tako evhe-
dralna kot tudi subhedralna in povprečno velika približno 30 цт. Med njimi je
marsikje kalcit, prisotna pa so tudi detritična zrna kremena in diagenetski pirit. Pri
večji povečavi opazimo, da je vezivo sorazmerno porozno, vsekakor bolj kot klasti.
S cinabaritom sta bila orudena tako dolosparit kot intraklastični dolosparit.
V obeh kamninah se je izločal del tega minerala v tankih razpokah, tako da sestavlja
večkrat skupaj z belimi dolomitnimi zrni tanke nepravilne žilice, ki se med seboj
prepletajo. Pretežni del cinabarita, zlasti v bogati rudi, pa je nastal pri metasomat-
skih procesih. V dolosparitu je sledila raztopina, iz katere je kristaliziral cinabarit
o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	401
poram in stikom med dolomitnimi zrni, tako da je nastala najprej struktura medzrn-
skih filmov (tabla 1, si. 1). Pri nadaljnjem dotoku živosrebrovih spojin pa je prišlo do
vse izrazitejše metasomatoze. Tako so nastala nepravilna cinabaritna polja, ki se
prepletajo med dolomitnimi zrni in vsebujejo njihove korodirane vključke (tabla 1,
si. 2).
V	orudenem intraklastičnem dolosparitu je pretežni del cinabarita v vezivu,
precej manj ga je v klastih samih. Rudonosna raztopina je namreč lažje pronicala
skozi bolj porozno vezivo kot skozi manj porozne klaste. Tako pogosto leže slabo
orudeni klasti v bogato orudenem vezivu (tabla 1, si. 3). Seveda je tudi v vezivu
sledila rudonosna raztopina stikom med dolomitnimi zrni, kjer so bile drobne pore,
prisoten pa je bil tudi kalcit. Kjer metasomatski procesi niso bili posebno močni, so
evhedralna dolomitna zrna zadržala svoje oblike in dobesedno »plavajo« v cinabaritu
(tabla 2, si. 1). Pri močnejši metasomatozi pa so nastala cinabaritna polja s korodira-
nimi dolomitnimi vključki.
Orudeni in jalovi dolosparit ter intraklastični dolosparit je pozneje marsikje
pretrla in tudi močneje zdrobila mlajša tektonika. Njej so sledile raztopine, iz katerih
se je izločal predvsem beli dolomit, v manjši meri tudi cinabarit, kremen, pirit in
organska snov. Vse te komponente sestavljajo vezivo rudne breče, ki združuje kose,
koščke in drobce orudenega in jalovega dolomita (si. 1), pa tudi žilice in tanjše žile.
Vezivo je navadno debelo 2 mm do 2 cm, toda ponekod doseže celo 5 cm. Nadrobna
raziskava je pokazala, da ga grade skorje, ki so zrastle na stenah razpok ter na
orudenih in jalovih dolomitnih kosih, koščkih in drobcih v glavnem simetrično ter
srednji del.
V	celoti smo določili šest skorij, ki se makroskopsko razlikujejo po debelini in po
barvi ter, kot je pokazala mikroskopska raziskava, tudi po mineralni sestavi. Na-
si 1. Značilna rudna breča. Orudene in jalove kose dolomita vežejo
predvsem bela dolomitna zrna
Fig. 1. Typical ore breccia. Mineralized and barren dolomite fragment are
cemented together mainly by white dolomite grains
402	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
vadno so prisotne tri ali štiri skorje, medtem ko druge manjkajo - ponekod zato, ker
so bile razpoke preozke, oziroma je bilo med kosi, koščki in drobci premalo prostora,
drugod pa najverjetneje zato, ker niso pritekale raztopine, iz katerih bi se izločale
prej omenjene sestavine. Zaradi lažjega opisovanja smo skorje oštevilčili. Prva je
tista, ki neposredno prekriva razpoke, oziroma kot prva obrašča kose, koščke in
drobce. Druga, tretja, četrta, peta in šesta (si. 2) si slede zaporedoma v smeri proti
sredini razpoke oziroma proti srednjemu delu veziva.
Zelo često so razvite prva, druga in tretja, manj pogostni sta četrta in peta,
sorazmerno redka pa je šesta skorja. Značilno je, da sta druga in četrta skorja pogosto
prekinjeni. Tam, kjer manjka druga skorja, se zraščata prva in tretja (si. 2), če ni
četrte, pa se združujeta tretja in peta. Našli smo tudi primere, ko sta bili druga in
četrta skorja prekinjeni s tankoploščato votlinico, ki je omejena s prvo in tretjo
oziroma s tretjo in peto skorjo. Razvoj vseh šestih skorij in srednjega dela veziva, kot
to vidimo v presevni svetlobi, kaže si. 3.
Poglejmo osnovne značilnosti posamezne skorje.
Prva je makroskopsko bele do svetlo sive barve in meri navadno 1 do 6mm;
izjemoma doseže 10mm. Mikroskopska raziskava pove, da v njej močno prevladujejo
anhedralna in subhedralna dolomitna zrna, ki so često conarno zgrajena in so velika
zvečine 30 do 80 ^im, dosežejo pa tudi 250 jim. Marsikje opazimo, da je na steni
razpoke ali na kosu, koščku oziroma na drobcu orudenega ali jalovega dolomita
najprej kristaliziral cinabarit, ki sestavlja bolj ali manj idiomorfna zrna (tabla 2, si.
2) s premeri do 200 цт. Ta rudni mineral se je izločal tudi iz koloidne raztopine.
V tem primeru imajo njegova polja okrogle in ledvičaste preseke in sestoje iz zrn
s premeri pod 5 |xm. V enakem položaju kot cinabarit najdemo tudi kremen, ki tu in
tam kaže pravilne preseke. Vendar je kremena manj kot cinabarita. Sicer pa je
živosrebrov sulfid prisoten tudi med anhedralnimi in subhedralnimi dolomitnimi
zrni. V nekoliko večjih poljih vidimo, da se je izločal najprej iz koloidne, nato pa tudi
iz ionske raztopine. Med dolomitnimi zrni ležijo tudi do 50 цт velika piritna zrna in
organska snov, ki je zastopana s spremenljivimi, praviloma manjšimi količinami.
SI. 2. Na kosu jalovega dolomita so zrastle prva, druga, tretja, četrta in
peta skorja
Fig. 2. The barren dolomite fragment is owergrown by the first, second,
third, fourth and fifth core
o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	403
SI. 3. Prikaz vseh šestih skorij in
srednjega dela veziva. Presevna pola-
rizirana svetloba. Razlaga je v bese-
dilu
Fig. 3. Review of all six cores and of
the central part of the cement. Polari-
zed transmitted light. See explana-
tion in text
404	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
Kjer je je nekoliko več, ima prva skorja svetlo sivo barvo (si. 2). Organska snov je
zlasti v porah na stiku več dolomitnih zrn, sledi pa tudi stikom med njimi. Večkrat se
lahko prepričamo, da je raztopina, iz katere se je izločala, topila dolomitna zrna. Če
pri navzkrižnih nikolih opazujemo z močno ksenonsko lučjo, vidimo, da se je
ponekod izločala organska snov na dolomitnih zrnih tudi med njihovo rastjo - polo-
žena je vzporedno s ploskvami romboedra. Ob stiku z drugo skorjo imajo dolomitna
zrna pravilno razvite mejne ploskve. Lepo oblikovani rombasti in trikotni preseki teh
zrn leže drug poleg drugega, tako da je meja med prvo in drugo skorjo ponavadi
izrazito zobčasta.
Druga skorja je temno sive, ponekod skoraj črne barve, njena dokaj stalna
debelina se giblje okrog 1,5 mm. Njen stik ni zobčast le s prvo, temveč tudi s tretjo
skorjo. Pretežno jo grade dolomitna zrna, ki so v glavnem anhedralna. V tej skorji je
sorazmerno precej organske snovi, ki ji tudi daje temno sivo oziroma skoraj črno
barvo. Nastopa na dva načina. Tako obrašča v obliki tankih, prekinjenih open
debeline do 30 цт lepo razvita mejna dolomitna zrna prve (tabla 2, si. 3) in tretje
skorje, mimo tega pa gradi tudi dokaj enakomerno razvrščena polja med dolomitnimi
zrni (tabla 2, si. 3). Ta imajo nepravilne, pa tudi bolj ali manj okrogle, eliptične in
ledvičaste preseke, večkrat z razločno skorjasto zgradbo. Nekatera polja organske
snovi so povsem homogena. V odsevni svetlobi imajo svetlo sivo barvo z rjavim
odtenkom in odsevno sposobnost okrog 15%. Organska snov ne kaže odsevnega
pleohroizma in pri navzkrižnih nikolih niti sledu efektov anizotropnosti, kar pomeni,
da je izotropna. Številna polja organske snovi pa vsebujejo razpršeni cinabarit. Ta je
v brezštevilnih zrnih s premeri pod 2 цт razvrščen dokaj enakomerno (tabla 3, si. 1),
najdemo ga v majhnih zrnih z igličastimi preseki, pa tudi v skorjah debeline nekaj
цт, ki se menjavajo s skorjami organske snovi. Sodimo, da sta se v teh primerih
izločala organska snov in cinabarit iz iste koloidne raztopine.
Genetsko mlajši cinabarit je razvrščen med dolomitnimi zrni dokaj enakomerno.
Sestavlja manjša, nepravilna polja, ki se vraščajo tako med dolomitna zrna kakor
tudi med polja organske snovi. V primerih, ko je organska snov zaradi krčenja
razpokala, veže cinabarit tudi njene drobce. Ta cinabarit se je izločal deloma iz
koloidne, deloma pa tudi iz ionske raztopine. V paragenezi druge skorje so verjetno
najmlajša maloštevilna, pretežno nepravilna piritna zrna s premeri okrog 50 ¡лт, ki so
v njej neenakomerno razvrščena.
Tretja skorja doseže v pregledanih vzorcih debelino 10 mm. Makroskopsko je bele,
redko svetlo sive barve. Pod mikroskopom se prepričamo, da jo grade skorajda le
dolomitna zrna, ki so v glavnem anhedralna, le v manjši meri tudi subhedralna.
Dosežejo sicer velikost 1,5 mm, vendar merijo povprečno le okrog 150 цт. Dolomitna
zrna so v srednjem delu skorje navadno nekoliko manjša in v presevni svetlobi motna.
Na njih rastejo večja, prozorna zrna. Pri tem moramo opozoriti na dejstvo, da
sestavljata obe površini skorje lepo razvita dolomitna zrna, ki imajo pogosto značilne
trikotne in rombaste preseke. Sicer pa najdemo med dolomitnimi zrni te skorje še
manjša, nepravilna cinabaritna polja in posamezna zrna pirita.
Četrta skorja je debela največ 9 mm. Zanjo je značilno, da ima v posameznih
vzorcih zelo nepravilne preseke, vselej pa je njen stik predvsem s tretjo, pa tudi s peto
skorjo izrazito zobčast. Njena barva je temno siva, ponekod skoraj črna. Z mikro-
skopsko raziskavo smo ugotovili, da jo grade pretežno anhedralna, deloma tudi
subhedralna dolomitna zrna, ki dosežejo velikost nekaj 100 цт. Med njimi sta dokaj
enakomerno razvrščena organska snov in cinabarit, katerima pripada skupaj 5 do
10%. Organska snov, ki skorji daje barvo, se prepleta med dolomitnimi zrni, jih
o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	405
obrašča v obliki tankih open ali pa ustvarja polja, ki imajo nepravilne, pa tudi
eliptične in ledvičaste preseke. Raztopina, iz katere se je izločala, je topila dolomitna
zrna, zato imajo le-ta ob stiku z njo večkrat razločno korodirane robove. Tu in tam
opazimo, da se je izločala organska snov na površinah rastočih dolomitnih zrn, ki so
jo nato pri njihovi rasti vključila; opne organske snovi leže vzporedno s ploskvami
romboedra. Zelo redka so piritna zrna s premeri do 40 цт.
Posebej moramo poudariti, da smo tudi v četrti skorji našli polja organske snovi
s cinabaritnimi vključki (tabla 3, si. 2). Njihova koncentracija je spremenljiva, doseže
pa v nekaterih poljih skoraj 30 %. Vključki cinabarita so praviloma manjši od 5 цт in
verjetno vsaj deloma tudi submikroskopski; nekateri deli polj organske snovi so
namreč nekoliko svetlejši kot je sicer zanjo značilno. Majhna cinabaritna zrna se
združujejo v skupke s krpastimi preseki, zasledimo pa tudi ritmično menjavanje zelo
tankih cinabaritnih skorij z organsko snovjo. Vse to govori v prid podmene, da sta se
organska snov in cinabarit izločala iz koloidne raztopine.
Ko je nastal pretežni del organske snovi in z njo tudi že nekaj cinabarita, se je
sestava raztopine spremenila in izločati se je začel le cinabarit. Tudi raztopina, iz
katere se je izločal živosrebrov sulfid, je marsikje topila dolomitna zrna, saj so le-ta
večkrat razločno korodirana, v cinabaritnih poljih pa najdemo njihove vključke.
Najprej se je izločal iz koloidne, nato pa tudi iz ionske raztopine. Med njegovim
izločanjem so tu in tam nastale tanke opne organske snovi, zlasti na stiku med obema
različkoma cinabarita. Ker je sulfidni gel kasneje kristaliziral, najdemo pod mikro-
skopom bolj ali manj okrogla in ledvičasta cinabaritna polja, ki jih grade 1-3 цт
velika zrna; ta polja obraščajo več kot 30 цт velika cinabaritna zrna, ki so kristalizi-
rala iz ionske raztopine.
V enem izmed cinabaritnih polj smo našli organsko snov z eliptičnim presekom
(tabla 3, si. 3), ki vsebuje cinabaritno zrno z okroglim presekom in številne, zelo
majhne cinabaritne vključke. Zaradi krčenja ali morda zaradi tlakov je organska
snov počila, v razpoki pa se je izločil mlajši cinabarit, ki je organsko snov tudi obdal.
Sodimo, da je nastala organska snov s cinabaritom v pori, zapolnjeni z vodo, nato pa
je v tej pori kristaliziral še mlajši cinabarit.
Sledi peta skorja z zelo spremenljivo debelino, ki doseže največ 8 mm. Podobno
kot v prvi in tretji skorji so tudi v tej prisotna pretežno dolomitna zrna, zato je
makroskopsko bele barve. V njenem srednjem delu prevladujejo anhedralna zrna
s premeri do nekaj 100 ¡лт. V spodnjem delu skorje so dolomitna zrna nekoliko večja
in lepo razvita; mednje se zajedajo zrna četrte skorje. V njenem zgornjem delu pa
dosežejo dolomitna zrna velikost 2,5 mm in so praviloma zelo lepo razvita. Mednje se
vraščajo zrna šeste skorje (tabla 4, si. 1), zato je stik med tema dvema skorjama
izrazito zobčast. Peta skorja vsebuje v majhnih količinah cinabarit in podrejeno tudi
pirit. Oba sta razvrščena ob stikih med dolomitnimi zrni.
Tam, kjer peto skorjo ni prekrila šesta, vidimo, da je njena površina dokaj
razgibana. Zelo lepo razvita dolomitna zrna se dvigujejo v bradavičaste in grebenaste
izrastke. Vsi so nagnjeni v eno smer, lahko bi zapisali, da »vise« v isto smer. Na
njihovih zgornjih površinah opazimo kar s prostim očesom sivi, drobnozrnati oprh
(si. 4), v katerem ločimo pod binokularnim mikroskopom lepo razvita, povsem
prozorna zrnca dolomita, organsko snov, neenakomerno razvrščena zrnca cinabarita
in posamezna idiomorfna zrnca kremena. Tu in tam se opisani oprh med omenjenimi
izrastki povezuje. Pogled na peto skorjo je v takšnih primerih podoben kot pogled na
skalnato steno, katere police so poraščene z mahom.
406	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
SI. 4. Na površini pete skorje, ki jo grade bela dolomitna zma je nastal tu in
tam temno sivi oprh katerega grade zmca dolomita, organske snovi, cina-
barita in kremena
Fig. 4. On the surface of the fifth core, built up of white dolomite grains,
originated here and there dark grey coating of tiny dolomite, organic
matter, cinnaber and quartz grains
SI. 5. Srednji del veziva kaže značilno pegasto teksturo. V spodnjem delu
vzorca je temno siva šesta skorja
Fig. 5. The central part of the cement shows characteristic spotted struc-
ture. Note the dark grey sixth core in the lower part of the specimen
o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	407
Ponekod najdemo na zelo lepo razvitih zrnih pete skorje šesto skorjo, ki doseže
debelino 10 mm. Njena barva je siva, skoraj črna (si. 5). V drobnozrnati, zelo
homogeno zgrajeni osnovi opazimo že makroskopsko podolgovate preseke cinabarit-
nih polj, ki dosežejo dolžino 10 mm in leže neposredno ob stiku te skorje in srednjega
dela veziva, ter posamezne preseke bolj ali manj idiomorfnih cinabaritnih zrn
rombaste in romboidne oblike.
Mikroskopska raziskava je pokazala, da sestoji šesta skorja predvsem iz dolomita,
kremena in organske snovi, katerim se pridružujeta že omenjeni cinabarit in v podre-
jenih količinah tudi pirit. Med anhedralnimi dolomitnimi zrni s premeri od 10 do
200 цт se je najprej izločila organska snov. Njena zrnca le redko presežejo 40 цт,
sicer pa so zelo enakomerno razvrščena. Mlajši kremen sledi stikom med dolomitnimi
zrni, katera obrašča in tudi nadomešča; ponekod tvori med njimi pravo mrežo. Nato
se je iz raztopine izločil pirit, in sicer pretežno v idiomorfnih zrnih s premerom okrog
20 цт. Kot zadnji je nastal cinabarit, ki vsebuje korodirane vključke starejših
komponent, zlasti dolomita in kremena (tabla 4, si. 2).
Minerali šeste skorje obraščajo zelo lepo razvita dolomitna zrna pete skorje (tabla
4, si. 1) kakor tudi dolomitna zrna srednjega dela veziva. Pa ne samo to. Kremen se
marsikje vrašča v omenjena dolomitna zrna in jih tudi nadomešča. Vse to dokazuje,
da je šesta skorja dejansko mlajša tako od pete skorje kakor tudi od srednjega dela
veziva.
Vezivo breče sestoji ponekod le iz pravkar opisanih skorij, katerih število je od
primera do primera različno. Toda marsikje skorje niso povsem povezale kosov,
koščkov in drobcev orudenega in jalovega dolomita. V takšnih primerih so ostale
v vezivu pore ali pa je nastal iz mlajših raztopin srednji del veziva. Ta se kaže na dva
načina:
-	ponekod gre za srednjezrnati agregat s pegasto teksturo, v katerem sicer
prevladuje dolomit, prisotni pa so še organska snov, cinabarit in pirit;
-	drugod leže dolomitna zrna na prej opisanih skorjah ali pa neposredno obraš-
čajo kose, koščke in drobce orudenega in jalovega dolomita. Prav tako obraščajo
dolomitna zrna srednjega dela veziva tudi manjše in večje votline. Tu se jim pridru-
žujejo lepo oblikovani cinabaritni kristali in njihovi zraščenci, kristali kremena in
kaolinit (?). Dodajmo še, da je marsikje prisotna tudi organska snov.
V prvem primeru, ko sestoji srednji del veziva iz zrnatega agregata s pegasto
teksturo, grade njegovo osnovo dolomitna zrna, ki so v tej mineralni združbi najsta-
rejša. Povečini so anhedralna in dosežejo velikost 1,3 mm, sicer pa merijo povprečno
le okrog 60 цт. Sledila sta organska snov in cinabarit, ki sta v dolomitni osnovi zelo
enakomerno razvrščena in sta zastopana s približno enakima količinama. Prav njuna
zrna sestavljajo v srednjem delu veziva temnejše pege, ki leže v beli dolomitni osnovi
(si. 5).
Organska snov se je pravzaprav začela izločati prej, preden so dolomitna zrna že
povsem izkristalizirala. V obrobnih delih nekaterih dolomitnih zrn opazimo namreč
tanke opne organske snovi, ki leže vzporedno s ploskvami romboedra, ali pa neena-
komerno vpršena zrnca organske snovi (tabla 4, si. 3). Sicer pa je zdaleč največ
organske snovi v porah med dolomitnimi zrni in ob stikih med njimi. Pod mikrosko-
pom najdemo v dolomitnih in cinabaritnih poljih zelo lepo oblikovane kroglice
organske snovi s premeri 20 do 80 јлт (tabla 5, si. 1), nekoliko večje s premeri 200 do
400 цт in polja z bolj ali manj izrazito kolomorfno strukturo, ki dosežejo velikost 1,3
mm. Raztopina, iz katere se je izločala organska snov, je topila dolomitna zrna, kar
dokazujejo njihove korodirane oblike. Po opazovanih strukturah sodimo, da se je
408	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
izločala organska snov iz koloidne raztopine. Zaradi krčenja so polja organske snovi
pogosto razpokala, povezala pa sta jih mlajši dolomit in cinabarit.
Sočasno z organsko snovjo se je pogosto izločal tudi že cinabarit. V njej ga
zasledimo zlasti pri močnejših povečavah in se kaže na različne načine. Tako
sestavlja cinabarit majhna zrnca s premeri 1 do 5 цт, ki so v organski snovi
neenakomerno razvrščena. Nadalje smo našli menjavanje tankih skorij organske
snovi s takšnimi, ki vsebujejo tudi drobno razpršena cinabaritna zrnca, pa tudi tanke
skorje cinabarita v kolomorfni organski snovi (tabla 5, si. 2 in si. 3). Dodajmo končno,
da sestavlja cinabarit tudi zrna z igličastimi preseki. Nastala so tako, da je bil
cinabarit mobiliziran v kontrakcijske razpoke.
Pretežni del cinabarita je nastal pozneje, in sicer tako, da se je izločal v porah
dolomitne osnove ali pa je metasomatsko rastel ob stikih med dolomitnimi zrni.
Najdemo ga zvečine v poljih, velikih od 50 do 450 цт, toda prisotna so tudi polja
s premerom nekaj milimetrov in celo takšna, ki imajo površino 2 do 3 mm^. Številna
imajo bolj ah manj okrogle, eliptične in ledvičaste preseke. Nadrobna analiza je
pokazala, da se je izločal cinabarit najprej iz koloidne, nato pa tudi iz ionske
raztopine. Sulfidni gel je kasneje kristaliziral, tako da opazujemo pod mikroskopom
enako velika zrnca s premeri 1 do 3 цт. Ta se pogosto združujejo v drobnozrnat
agregat z okroglim presekom, katerega obdajajo večja cinabaritna zrna, ki so krista-
lizirala iz ionskih raztopin (tabla 6, si. 1 in 2). V večjih cinabaritnih poljih, zlasti pri
navzkrižnih nikolih, večkrat opazimo tudi peresasto strukturo, ki jo grade cinaba-
ritna zrnca s premeri do 3 цт (tabla 6, si. 3). »Peresa« so nastala pri kristalizaciji HgS
gela in leže med nekoliko večjimi cinabaritnimi zrni. Starostno razmerje med cinaba-
ritom, ki se je izločal iz koloidne raztopine, in tistim, ki je kristaliziral iz ionske
raztopine, lahko ugotovimo zlasti v primerih, ko sta se oba izločala v isti pori. Najprej
je nastal cinabarit iz koloidne raztopine, ki je pozneje kristaliziral, tako da opazu-
jemo sedaj drobna cinabaritna zrnca, ki obraščajo steno por (si. 6). Nato je na tem
cinabaritu ponekod zrastel hipidiomorfni dolomit, nakar je poro zapolnil cinabarit,
ki je kristaliziral iz ionske raztopine. Slednjega najdemo tudi v razpokah polj
organske snovi, ki so nastale zaradi strjevanja in s tem krčenja organsko-cinabarit-
nega gela (tab. 5, si. 3). V srednjem delu veziva s pegasto teksturo je najmlajši pirit,
katerega majhna zrnca se vraščajo med cinabaritna polja in cinabaritna zrna.
SI. 6. V pori med dolomitnimi
zrni je nastal najprej cinabarit
iz koloidne raztopine (Ci),
nato sta kristalizirali dve do-
lomitni zrni in potem še mlajši
cinabarit (C2). Odsevna svet-
loba
Fig. 6. In the pore between do-
lomite grains first originated
cinnabar from coloidal solu-
tion (Cl), then crystallized two
dolomite grains, and finally
younger cinnabar (C2). Reflec-
ted light
o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	409
V drugem primeru so se izločili na tej ali oni skorji, ponekod tudi neposredno na
kosih, koščkih in drobcih orudenega in jalovega dolomita makroskopsko bela dolo-
mitna zrna, večkrat v obliki lepo razvitih kristalov. Ti so v posameznih vzorcih rude
dokaj enakomerno veliki in merijo navadno od 0,5 do 3mm. Dolomit sestavlja
osnovo, na kateri so se nato izločile vse preostale komponente srednjega dela veziva.
Toda kristalizacija dolomitnih zrn ni potekala neprekinjeno, temveč s presledki, ko
so se tu in tam iz raztopine izločali kremen, organska snov in cinabarit. V tej združbi
je najstarejši kremen, ki sestavlja povsem prozorne, zelo lepo razvite kristalčke,
velike do 2,5 mm. Organska snov, ki v teh primerih ne vsebuje cinabarita, obrašča
tako dolomitna zrna kot kremenove kristalčke. V glavnem sestavlja nepravilne skorje
in skupke; ponekod je pore in majhne votlinice povsem zapolnila. Zanimivo je, da
večkrat nastopa tudi v majhnih kroglicah s premeri 0,5 do 4 mm. Te leže na starejših
dolomitnih zrnih, medtem ko jih mlajša obraščajo. Zaradi krčenja so tu in tam počile
in razpadle v nekaj delov. Te so kasneje povezali mlajši minerali.
Med njimi je najprej nastal cinabarit, ki ga najdemo tako v posameznih kristalih
kot v njihovih zraščencih. Posamezni kristali dosežejo velikost 5 mm, zraščenci, ki
sestoje celo iz po več 10 cinabaritnih kristalov, pa grade tudi nekoliko večje druze
s površino do 2 cm^. Za cinabaritne kristale je značilen sploščen romboedrski habitus;
osnovni pinakoid (0001) je le redko prisoten. Romboedrske ploskve niso ravne,
temveč zaradi številnih vicinalnih ploskvic stopničaste (si. 7). Med cinabaritnimi
kristali so zrastli dolomitni (si. 7). Nato se je iz raztopine ponekod izločil belkast
oprh, za katerega je raziskava pod elektronskim mikroskopom pokazala, da ga grade
lističi nekega filosilikata, verjetno kaolinita (si. 8). Končno so nastali zelo majhni,
povsem prozorni dolomitni kristalčki, ki so pri svoji rasti obdali tudi lističe pravkar
omenjenega filosilikata.
Na 8. etaži 13. obzorja je presekal rov z imenom Priprava 2 v neposredni bližini
preloma Grübler več prelomov in zdrobljenih con, ki so sekale orudeni spodnjeskitski
dolomit. Ob njih so bile manjše in večje votline, od katerih je merila največja celo
0,5 m. Našo pozornost je pritegnila zlasti votlina v srednjem delu levega boka. Ležala
je v pretrti rudi ob prelomu, ki je vpadal pod kotom okrog 60° proti severovzhodu.
Visoka je bila 15 cm, široka največ 8 cm in globoka okrog 10 cm. Po vsem sodeč je
predstavljala le manjši del večje votline, ki je bila odstreljena. Njeno steno je
v glavnem prekrivala do 5 mm debela skorja, katero so gradila predvsem bela
dolomitna zrna. Prej opisanih skorij tu nismo našli, zato menimo, da gre za dolomit,
ki drugod sestavlja srednji del veziva. Ponekod je dolomitna skorja manjkala, ker je
zaradi tektonskih premikov odpadla; na takšnih mestih se je videla rudna breča.
Dolomitna zrna skorje so bila na njeni površini prvotno povsod lepo razvita in
velika do 3,5 mm. Lahko zapišemo, da so ta zrna dobesedno tapecirala steno votline;
na njih so kasneje zrastli vsi mlajši minerali. Toda lepo oblikovana dolomitna zrna
z značilnimi romboedrskimi ploskvami smo lahko opazovali le v zgornji tretjini
votline. Na njih so bili posamezni, do 2,5 mm veliki kremenovi kristalčki ter okrušeni
ostanki cinabaritnih kristalov in njihovih zraščencev. V srednji, predvsem pa v spod-
nji tretjini, ki jo je deloma prekrivala srednje- in drobnozrnata usedlina, so bila
dolomitna zrna obrušena, prav tako pa smo našli tudi obrušena kremenova zrna ter
manjša in večja cinabaritna polja. Skratka, stena srednjega, zlasti pa spodnjega dela
votline je bila razločno zglajena.
Srednje- in drobnozrnate usedline je bilo za okrog 0,3 dm^; pri ustju votline je bila
debela okrog 3cm. Na njej so ležali koščki, ki so se zaradi tektonskih premikov
odluščili iz stene votline. Kjer so bili priraščeni, je bila razgaljena rudna breča, sicer
410	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
SI. 7. Na cinabaritnih kristalčkih (C) s številnimi vicinalnimi ploskvami
so zrastli lepo razviti dolomitni kristalčki
Fig. 7. Well developed dolomite crystals have grown on cinnabar cry-
stals (C) with numerous vicinal faces
SI. 8. Lističi kaolinita (?) na dolomitnih kristalih
Fig. 8. Sheets of kaolinite (?) on dolomite crystals
o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	411
SI. 9. Površina ploščatega koščka kaže obrušena dolomitna zrna (D) ter
obrušene cinabaritne kristalčke in njihove zraščence (C)
Fig. 9. The surface of the flat fragment shows abraded dolomite (D)
crystals as well as abraded cinnabar crystals and their agregates (C)
SI. 10. Na drugi površini istega koščka je zrastel na obrušenih dolomitnih
(D) zrnih lepo razvit cinabaritni kristalček (C) ter skorja, ki sestoji iz
baritnih kristalčkov (B)
Fig. 10. On the other surface of the same fragment has grown on abraded
dolomite grains a well developed cinnabar crystal (C) as well as crust
composed of small barite crystals (B)
412	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
pa jih je obraščala bela dolomitna skorja s kremenom in cinabaritom. Površino skorje
so gradila prvoti;io lepo razvita dolomitna zrna, kremenovi kristalčki ter posamezni
kristali in zraščenci cinabarita. Na različnih koščkih so dolomitna zrna skorje ter
kremenovi in cinabaritni kristalčki kazali različno stopnjo obrušenosti.
Posebno zanimiv je bil ploščat košček, velik okrog 5 cm. Obraščala ga je dolo-
mitna skorja, le tam, kjer je bil priraščen, se je kazal orudeni dolomit (si. 9 in 10).
Dolomitna zrna površine skorje, velika do 3mm, so bila povsod močno obrušena,
prav tako so bili obrušeni tudi kremenovi kristalčki. Mimo tega smo na eni ploščati
površini našli še štiri obrušena cinabaritna polja (si. 9), od katerih je merilo največje
nekaj več kot 2 cm^. Ta polja so prekrivala pod njimi ležeča, lepo razvita dolomitna
zrna in jih tako zaščitila pred brušenjem. Enako obrušena so bila tudi dolomitna zrna
druge ploščate površine. Toda na njih je zrastla baritna skorja, ki je prekrila skoraj
vso površino (si. 10). Grade jo baritni kristalčki, ki smo jih prepoznali šele pod
binokularnim mikroskopom, kasneje pa so bili določeni tudi z rentgensko analizo.
V resnici gre za dve generaciji teh kristalčkov. Močno prevladujejo neprozorni, beli
kristalčki, veliki do 2 mm. Vsi imajo ploščat habitus. Najbolje sta izraženi ploskvi
tretjega pinakoida (001), prisotne pa so tudi ploskve prizme (210) in bipiramid. Ob
njih in na njih so zrastli ponekod brezbarvni, kot steklo prozorni mlajši baritni
kristalčki, veliki do 0,5 mm, z enakim razvojem ploskve. V skorji na robu koščka so
starejši baritni kristalčki nekoliko obrušeni, mlajši pa ne. V srednjem delu te
površine je na obrušenih dolomitnih zrnih zrastel 2 mm velik cinabaritni kristal (si.
10) z romboedrskim habitusom in s številnimi vicinalnimi ploskvicami, ki ne kaže
nikakršnih poškodb. Povsem nepoškodovane cinabaritne kristalčke smo našli tudi na
obrušenih dolomitnih zrnih nekaterih drugih koščkov. Eden je meril celo 4 mm.
SI. 11. Cinabaritne oblice so zaobljeni koščki cinabaritnih kristalov in
njihovih zraščencev
Fig. 11. Cinnabar pebbles represent rounded fragments of cinnabar crystals
and their aggregates
o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	413
SI. 12. Značilne oblike cinabarit-
nih zrnc, ki predstavljajo zaob-
ljene drobce cinabaritnih krista-
lov in njihovih zraščencev
Fig. 12. Characteristic forms of
cinnabar granules - rounded
splitters of cinnabar crystals and
their aggregates
414	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
Srednje- in drobnozrnata usedlina z dna votline je poglavje zase.
Potem ko smo jo s tekočo vodo zelo previdno odmuljili in oprali, smo našli v njej
predvsem ostrorobe in delno zaobljene drobce dolomitne skorje, orudenega in jalo-
vega dolomita, dolomitnih in kremenovih zrn ter drobce organske snovi. Toda našo
pozornost so zlasti pritegnila zaobljena cinabaritna zrna ter izredno lepo razviti
kristalčki kremena, pa tudi barita.
Najprej naj zapišemo, da smo v tej usedlini našli 12 cinabaritnih oblic, velikih od
6 do 17 mm (si. 11). Gre za obrušene koščke posameznih cinabaritnih kristalov,
predvsem pa njihovih zraščencev. Stopnja obrušenosti je različna: nekatere ne kažejo
več nobenih kristalnih oblik, v drugih pa je ta oblika še kolikor toliko ohranjena. Dve
okrušeni oblici (srednji del slike) sta z dveh strani omejeni s povsem ravnima, med
seboj vzporednima razkolnima ploskvama, kar pove, da gre za obrušena in nato
SI. 13. Zgoraj: Zelo lepo razvit_kremenoy kristalček s ploskvami
(lOiO), (lOil) in (Olii)
Spodaj: Zelo lepo razvit, toda nekoliko porozen kremenov kristalček
z vraščenimi zrni na njegovih površinah
Fig. 13. Above: Very well_developed quartz_ crystal having the faces
(lOiO), (1011) and (Olii)
Below: Very well developed, but somewhat porous quartz crystal with
included grains on surfaces
o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	415
okrušena koščka dveh sorazmerno večjih cinabaritnih kristalov. Ob tem moramo
poudariti, da smo na dveh oblicah našli po en zraščenec cinabaritnih kristalčkov,
velik 1,5 oziroma 2 mm, a kristalčki niso kazali niti sledov brušenja.
Poleg omenjenih večjih cinabaritnih oblic smo našli tudi več kot sto manjših,
zaradi brušenja prav tako bolj ali manj zaobljenih cinabaritnih zrnc s premeri do
1,5 mm. To so bili prvotno drobci kristalov in njihovih zraščencev, ki kažejo različno
stopnjo zaobljenosti. Tri primere zaobljenih zrnc kaže si. 12.
Usedlina je vsebovala tudi kremenove in baritne kristalčke in njune monomine-
ralne zraščence. Tako smo našli več kot 200 kremenovih kristalčkov in njihovih
zraščencev. Prevladujejo prvi, ki navadno merijo od 0,5 do 2,5 mm. Vsi imajo izrazit
prizmatski habitus (si. 13), na konceh pa so razvite predvsem ploskve glavnega
romboedra (lOll); manj opazne so ploskve drugega romboedra (Olli). Vsi so povsem
prozorni, vendar marsikateri nekoliko porozni (si. 13). Na površinah so često vklju-
čeni drobci usedline, tudi drobci cinabarita. Raziskava z elektronskim mikroskopom
je pokazala, da so njihovi robovi povsem ostri in konice idealno koničaste, torej niso
kremenovi kristalčki niti najmanj obrušeni ali kako drugače prizadeti. Posebej
moramo opozoriti na dejstvo, da smo na enem izmed obrušenih cinabaritnih zrnc
našli zelo lepo razvit, povsem nepoškodovan kremenov kristalček (si. 14).
Zraščenci sestoje v glavnem iz 5 do 15 posameznih kremenovih kristalčkov, ki so
skoraj enako ali pa različno veliki (si. 15). Njihova velikost se navadno giblje od 0,2
do 1,5 mm. Zraščenci pa merijo zvečine od 1 do 4 mm, toda največji je dosegel celo
10 mm. Posamezna zrna imajo vse značilnosti pravkar opisanih monokristalov. Ni-
smo našli primera, da bi bil sicer filigransko zgrajeni kremenov zraščenec kakorkoli
prizadet.
SI. 14. Na zaobljenem cinabaritnem zrnu je zrastel kremenov kristal-
ček
Fig. 14. Quartz crystal has grown on the rounded cinnabar granule
416	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
Bistveno manj kot kremenovih je bilo v usedlini baritnih kristalčkov. Te delimo
v dve skupini. V prvo uvrščamo bele, neprozorne različke, ki dosežejo velikost 2 mm.
Posamezni kristalčki imajo ploščat, včasih nekoliko bolj poudarjen prizmatski habi-
tus z najbolj razvitima ploskvama 3. pinakoida. Po izraženosti sledijo ploskve
prizme, vzporedno s c osjo; manj so opazne ploskve prizme, ki je vzporedna z b osjo,
in tiste, ki je vzporedna z a osjo; le tu in tam so prisotne slabo izražene ploskve
rombične bipiramide. Zraščenci sestoje iz dveh ali treh zrn. Značilno je, da so oglišča
in robovi posameznih baritnih kristalov bolj ali manj okrušeni in obrušeni (si. 16).
Kristalčki druge skupine so zelo redki. Imajo steklast videz, so povsem prozorni in
dosežejo velikost 1,5 mm. Sicer pa imajo enak habitus in podoben razvoj ploskev kot
kristalčki prve skupine (si. 17). Značilno je, da niso povsem izkristalizirali, zato se
ploskve obeh prizem, ki sta vzporedni s c osjo, navadno niso dokončno oblikovale, na
SI. 15. Zraščenec enako (zgoraj) in različno dolgih kremenovih kri-
stalčkov (spodaj)
Fig. 15. Aggregate of equal (above) and unequal (below) long quartz
crystals
o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	417
nekaterih drugih ploskvah, zlasti na ploskvah tretjega pinakoida (001), pa opazimo
pore, ki se lahko raztezajo skozi ves kristalček. Posebej moramo poudariti, da robovi
baritnih kristalčkov druge skupine niso okrušeni in da ne kažejo niti sledov brušenja
(si. 17).
V usedlini smo končno našli tudi nekaj okrog milimeter velikih kroglic samorod-
nega živega srebra, ki jih je v tem rudnem telesu opazil že Placer (1974/75).
SI. 16. Okrušeni baritni kristal prve generacije
Fig. 16. Crumbled barite crystal of the first generation
418	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
V neposredni bližini pravkar opisane votline sta bili v isti pretrti coni še dve
enako usmerjeni votlini; prva je bila nad njo, druga pod njo. Spodnja je bila od
srednje oddaljena okrog 35 cm in visoka okrog 30 cm, toda široka le 5 in globoka
komaj 4 cm. Zaradi nagnjenega dna se je sicer prisotna usedlina skoraj povsem izsula
iz nje. V nekaj cm^ velikem ostanku smo poleg jalovinskih drobcev našli le nekaj
ostrorobih drobcev cinabarita. Stena votline je bila tapecirana z belimi dolomitnimi
SI. 17. Zelo lepo razvit, toda nekoliko porozen baritov kristal druge
generacije je povsem nepoškodovan
Fig. 17. Very well developed, but somewhat porous barite crystal of
the second generation shows no damage
o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	419
zrni, na katerih so bili priraščeni okrušeni cinabaritni kristali. V srednji in zlasti
v spodnji tretjini votline so bili dolomitni in cinabaritni kristali in njihovi zraščenci
obrušeni tako, kot smo to razložili pri opisu srednje votline.
Zgornja, izmed vseh treh najmanjša votlina je ležala okrog 25 cm nad srednjo. Pri
izdelavi rova je bila močno prizadeta. V njej smo našli le nekaj koščkov, obraščenih
z dolomitno skorjo.
V zvezi s tem moramo omeniti, da so v rudnem telesu Grübler našli podobne
votline že v prejšnjih letih. S. Polanec nam je namreč povedal, da jih je presekal tudi
rov na 3. etaži 13. obzorja, ki je potekal okrog 15 m pod našim rovom. Tudi v njih je
bila podobna usedlina, kot smo jo našli v srednji votlini. V njej je S. Polanec med
drugim našel tudi delno obrušene koščke posameznih cinabaritnih kristalov in
njihovih zraščencev, pa tudi lepo ohranjene cinabaritne kristale in zraščence. Naj-
večji lepo ohranjeni kristal, ki nam ga je pokazal, je bil okrušen le na enem kraju, in
sicer tam, kjer je bil priraščen na steno votline. Sicer pa je imel izrazit ploščat habitus
in je meril 25 x 22 x 4 mm. Prvotno je bil ta kristal verjetno dolg okrog 30 mm. Gre za
največji nam znani kristal iz idrijskega rudišča. Ker so cinabaritni kristali na splošno
redki in majhni (Ramdohr & Strunz, 1978) sodimo, da gre za zelo velik primerek
celo v svetovnem merilu.
Nastanek živosrebrove rude in njena preobrazba
Rudno telo Grübler je eno izmed tistih teles idrijskega rudišča, ki je nastalo
v spodnjeskitskih plasteh, katere gradi predvsem plastnati drobnozrnati dolomit.
Živosrebrovo orudenje je po Placer j u (1974/75) vezano na srednjetriasni prelom
Grübler in na sistem spremljajočih odprtih razpok, ki imajo smer WSW-ENE.
Ugotovili smo (Mlakar & Drovenik, 1971), da je živosrebrova ruda v Idriji
nastala v dveh srednjetriasnih fazah orudenja.
S katero od teh dveh faz je povezano orudenje telesa Grübler, na osnovi do sedaj
zbranih podatkov ni mogoče ugotoviti. Vsekakor pa moramo zapisati, da ima ruda
žiljno in brečasto, pa tudi impregnacijsko in masivno teksturo. Ruda z impregnacij-
sko in masivno teksturo je nedvomno nastala pri metasomatskih procesih. Zanjo je
značilna zelo preprosta mineralna sestava. Orudenje se je začelo tako, da se je
cinabarit izločal v jedrem drobnozrnatem dolosparitu najprej v majhnih porah in ob
stikih med njegovimi zrni. Nastali so medzrnski filmi, ki so se postopoma širili.
Rudonosna raztopina je tu in tam vztrajno topila dolomit, tako da je ponekod nastala
tudi bogata ruda. V intraklastičnem dolosparitu se je izločal cinabarit predvsem
v nekoliko bolj poroznem vezivu med klasti. Placer (1974/75) omenja v rudi iz tega
rudnega telesa tudi samorodno živo srebro, vendar ga v vzorcih metasomatske rude
nismo našli.
Poleg cinabarita in seveda prevladujočih dolomitnih zrn vsebuje metasomatska
ruda v spremenljivih količinah še kremen, glinene minerale in pirit. Kremen je
zastopan izključno z detritičnimi zrni, katerih količina je sicer od vzorca do vzorca
različna, vendar so njegova zrna v posameznih vzorcih zelo enakomerno razvrščena.
Tu in tam imajo kremenova zrna posamezno ravno ploskev ali pa se zajedajo med
dolomitna zrna, kar je posledica diagenetskih procesov. Nismo našli kremena, ki bi
bil kakorkoli povezan z živosrebrovim orudenjem. Glineni minerali leže med dolo-
mitnimi zrni. Majhna, enakomerno razvrščena zrnca pirita, ki so zastopana največ
z 0,5 %, so nastala v diagenezi. Posebej moramo poudariti, da v orudenem dolomitu
420	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
nismo našli niti sledu organske snovi, pa tudi ne mineralpv, ki ne bi bili že prej
v dolomitu. Hidrotermalne raztopine, iz katerih se je izločal cinabarit, so bile torej
zelo »čiste«, oziroma bolje rečeno, iz njih se ni poleg cinabarita izločal noben drug
rudni ali jalovinski mineral. Z druge strani lahko, po strukturnem razmerju cinabarit
- dolomit, sklepamo, da so bile te raztopine nekoliko kisle. To je v skladu z ugotovi-
tvami Whita (1981), da so bile raztopine, iz katerih so se izločali živosrebrovi rudni
minerali, v številnih rudiščih slabo kisle do alkalne.
Za to, v kakšni obliki je živo srebro potovalo v hidrotermalnih raztopinah,
nimamo nobenih podatkov. Sicer pa je način prenosa živosrebrovih spojin v ascen-
detnih raztopinah še vedno bolj ali manj odprto vprašanje. Wells in Ghiorso
(1988) sodita, da potujejo živosrebrove spojine v rudonosnih raztopinah predvsem
v Hg-S kompleksih. Varekamp inBuseck (1984) sta zapisala, da je živo srebro
v razredčenih hidrotermah verjetno v obliki Hg°aq, v sistemu, ki je bogat z žveplom
v obliki Hg-S kompleksov, in v slanici verjetno v obliki Na-Cl kompleksov. Nekateri
raziskovalci, med njimi tudi White (1981) dopuščajo, oziroma zagovarjajo tudi
prenos Hg° v obliki plina. Ker je v marsikaterem živosrebrovem rudišču prisotna tudi
organska snov, se poraja vprašanje, ali ne potuje živo srebro v ascendentnih raztopi-
nah tudi v obliki organsko-živosrebrovih spojin. Toda raziskave Wellsa inOhi-
orsa (1988), so pokazale, da takšen način prenosa v hidrotermah, če sploh obstaja, ni
mogel biti pomemben za nastanek živosrebrovih rud. Organsko-živosrebrovi kom-
pleksi naj bi bili pomembnejši le v raztopinah, ki so bogatejše s kisikom, kjer je
večina žvepla v obliki sulfata. Sicer pa moramo ugotoviti, da v dosegljivi literaturi
nismo našli podatkov o tem, kakšen je neposredni medsebojni odnos organske snovi
in cinabarita v živosrebrovih rudah.
Že Placer (1974/75) je opozoril na dejstvo, da nastopa cinabarit tudi v belih
dolomitnih žilicah in v dolomitnem vezivu breče, kjer se mu pridružuje organska
snov. V okviru pričujoče študije smo se posvetili predvsem vezivu breče. Ločili smo
šest skorij in srednji del veziva. Skorje se ločijo po debelini, barvi in sestavi. Navadno
so razvite le tri ali štiri, medtem ko druge manjkajo. Prva skorja neposredno obrašča
kose in koščke orudenega ter jalovega dolomita, medtem ko si preostale slede
zaporedoma proti sredini pore oziroma proti sredini veziva.
Za prvo, tretjo in peto skorjo je značilno, da jih grade v glavnem le makroskopsko
bela, pod mikroskopom anhedralna in subhedralna dolomitna zrna, v manjši meri
cinabarit in kremen ter zelo podrejeno pirit in organska snov. Na površini prve skorje
so lepo razvita dolomitna zrna polarno razvrščena, kar pomeni, da so vsa usmerjena
proti sredini veziva. Na obeh površinah tretje in pete skorje pa so sicer prav tako lepo
razvita dolomitna zrna razvrščena bipolarno: na eni površini so usmerjena proti prvi
skorji, na drugi pa proti sredini veziva. Dodajmo še, da se prva in tretja, pa tudi tretja
in peta skorja marsikje zraščata.
Sodeč po strukturnih odnosih, ki jih ugotavljamo pod mikroskopom, je druga
skorja mlajša od prve in tretje, četrta mlajša od tretje in pete, šesta pa mlajša tako od
pete kot tudi od srednjega dela veziva. Za drugo, četrto in šesto skorjo je značilno, da
so na pogled temno sive, skoraj črne in dokaj neenakomerno razvite. Druga in četrta
imata presenetljivo podobni sestavi. V obeh sicer prevladujejo dolomitna zrna, toda
sorazmerno pogostna je organska snov; prisotna pa sta še cinabarit in pirit. Posebno
zanimiva je prisotnost organske snovi, ki ima vselej enake optične lastnosti. Ta se je
začela izločati iz raztopine prva in to prej, preden se je končala kristalizacija mejnih
dolomitnih zrn. Po ploskvah romboedra je namreč vključena v perifernih delih
omenjenih zrn prve, tretje in pete skorje. Nadalje pogosto oblikuje tanke filme na
o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	421
mejnih dolomitnih zrnih, predvsem pa jo najdemo med dolomitnimi zrni druge in
četrte skorje. Tu se je izločala v porah in ob stikih zrn. Raztopina, iz katere je
nastajala, je razločno nadomeščala dolomitna zrna. Marsikje kaže kolomorfne struk-
ture, mimo tega pa vsebuje številna majhna, verjetno tudi submikroskopska zrnca
cinabarita, manjše skupke njegovih zrnc, pa tudi tanke cinabaritne skorje, ki se
ritmično menjavajo z organsko snovjo. Sodimo, da sta se v vseh teh primerih izločala
organska snov in cinabarit iz organsko-sulfidne koloidne raztopine. Sestava razto-
pine se je v nadaljevanju toliko spremenila, da je nastajal le cinabarit, končno pa je
le-ta kristaliziral tudi iz ionske raztopine.
Tudi v šesti skorji prevladujejo dolomitna zrna, katera spremlja organska snov.
Toda njena polja ne vsebujejo cinabarita. Tu in tam se je izločil pirit, za njim pa
kremen, ki po količini sledi dolomitu, katerega nadomešča. V tej paragenezi je
najmlajši cinabarit, za katerega so značilni zelo lepo razviti metakristali z vključki
dolomita in kremena.
Srednji del se kaže na dva načina. Ponekod gre za srednjezrnati agregat s pegasto
teksturo. Njegovo osnovo sestavljajo pretežno anhedralna dolomitna zrna, med
katerimi so polja organske snovi, ki vsebuje cinabarit in polja samega cinabarita. Za
dolomitom se je iz koloidne raztopine najprej izločil gel organske snovi in cinabarita;
kolomorfne teksture so še lepše izražene kot v četrti skorji. Nato se je iz koloidne
raztopine izločil le HgS gel, ki je kasneje drobno kristaliziral. Končno je nastal
cinabarit tudi iz ionske raztopine.
V drugem primeru je na tej ali oni skorji, pa tudi neposredno na kosih, koščkih in
drobcih orudenega ali jalovega dolomita kristaliziral na oko beli dolomit. Njegova
zrna predstavljajo osnovo, na kateri so se nato odložile vse preostale sestavine veziva,
to pa so kremen, organska snov (brez cinabarita), cinabarit, kaolinit (?) in končno
zopet dolomit, in sicer v obliki majhnih, povsem prozornih zrnc. Za cinabarit je
značilno, da sestavlja pogosto lepo razvite kristale in njihove zraščence.
Razlaga opisanih skorij in srednjega dela veziva breče je vse prej kot preprosta.
Glede na hidrotermalni nastanek živosrebrovega orudenja Idrije se sama od sebe
ponuja razlaga, da je vezivo rudne breče nastalo iz ascendentne raztopine. Toda
v takšnih primerih rastejo kristali s stene razpoke oziroma s površin kosov in koščkov
breče proti sredini pore, kot to kaže klasična Maucherjeva slika (Schneiderhöhn,
1941). Če nastane več skorij, si slede po starosti zaporedoma: najprej nastane prva,
najstarejša, nato na njej druga, ki je mlajša in tako po vrsti. Toda v našem primeru ni
te pravilnosti, saj je druga skorja mlajša od tretje, četrta od pete in šesta od srednjega
dela veziva. Mimo tega kažeta tretja in peta skorja praviloma bipolarnost na obeh
površinah razvitih zrn dolomita, kar pomeni, da so zelo lepo razvita zrna na prvi
površini obrnjena proti steni razpoke oziroma proti dolomitnemu kosu ali koščku, na
drugi površini pa proti srednjemu delu veziva. Taka razvrstitev skorij in njihove
značilnosti govorijo po našem mnenju za to, da so le-te nastale iz polzeče podtalnice
in pravzaprav predstavljajo neke vrste sige. V prid te razlage govori tudi opis pete
skorje, na kateri se nista razvila šesta skorja in tudi ne srednji del veziva. Prosta
površina te skorje oblikuje namreč bradavičaste in grebenaste izrastke, ki »vise«
v isto smer. To dokazuje, da so omenjene tvorbe nastale pod vplivom težnosti iz
polzeče podtalnice. Pri tem je značilno še to, da je le na njihovih zgornjih površinah
temno sivi, drobnozrnati oprh, ki sestoji iz zrnc dolomita, organske snovi in cinaba-
rita. Tudi njegovo pojavo lahko razložimo z delovanjem polzeče podtalnice.
Ob vsem tem se poraja kot eno osnovnih vprašanj izvor organske snovi. Dickson
in Tunell (1968), White (1981), Varekamp in Buseck (1984) ter Wells in
422	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
Ghiorso (1988) navajajo, da je prisotna organska snov v številnih živosrebrovih
rudiščih pacifiške obale Združenih držav Amerike. Skoraj vsi raziskovalci teh rudišč
sodijo, da je bilo mobilizirano živo srebro iz sedimentnih ali iz metasedimentnih
kamnin, ki so vsebovale tudi organsko snov. Torej naj bi se tako cinabarit kot tudi
organska snov izločala iz ascendentnih raztopin. Za to pa bi morali obstajati dokazi.
Vendar v dosegljivi literaturi nismo našli nadrobnejših podatkov o medsebojnem
odnosu organske snovi in cinabarita v teh rudiščih in tudi ne dokazov za njun bolj ali
manj sočasni nastanek.
Tudi v nekaterih rudnih telesih idrijskega rudišča je organska snov razmeroma
pogostna komponenta (Mlakar & Drovenik, 1971). Prisotna je, kot smo zapisali,
v rudnem telesu Grübler. Toda značilno je, da organske snovi ni v metasomatski rudi,
ki vsebuje zdaleč največji del cinabarita, temveč jo najdemo le v dolomitnih žilicah in
v dolomitnem vezivu breče, kjer pa je cinabarita neprimerno manj! To pa pomeni, da
organsko snov niso prinesle rudonosne raztopine, iz katerih je nastal metasomatski
cinabarit, temveč raztopine, ki so pogoj ile tudi nastanek žilnega dolomita in dolomit-
nega veziva rudne breče. Ob tem moramo opozoriti še na dejstvo, da sta se, sodeč po
strukturah, ki jih opazujemo pod mikroskopom, izločala v drugi in v četrti skorji in
v srednjem delu veziva s pegasto teksturo organska snov in cinabarit resnično tudi
sočasno, po vsej verjetnosti iz iste organsko-cinabaritne koloidne raztopine.
S tem v zvezi moramo omeniti raziskave Wellsa in Ghiorsa (1988), ki so
pokazale, da organsko-živosrebrove spojine v redukcijskem okolju, kakršno pravi-
loma vlada v ascendentnih rudonosnih raztopinah, niso obstojne, pač pa so tovrstne
spojine dominantne v vodah, bogatejših s kisikom. To pa pomeni, da organska snov in
cinabarit v vezivu rudne breče ne bi nastala iz ascendentnih, temveč iz descendentnih
raztopin. Ta razlaga bi potrjevala našo pravkar izraženo podmeno, da se je vezivo
omenjene breče oblikovalo iz descendentne raztopine - polzeče podtalnice. Seveda pa
je lahko nastalo vezivo le tedaj, ko v tem delu rudišča ni bilo mirujoče podtalnice. Ni
torej moglo nastati med srednjetriasnim orudenjem, ker so bile takrat skitske plasti
okrog 400 m pod površjem sedimentacijskega bazena in prav gotovo zasičene z miru-
jočo podtalnico, pa tudi ne tedaj, ko se je rudišče spuščalo v globlje dele geološke
strukture.
Možnosti za nastanek veziva so se po našem mnenju pojavile šele takrat, ko je
alpidska orogeneza dvigala idrijsko rudišče proti površju in so prišle orudene skitske
plasti nad nivo mirujoče podtalnice. Pronicajoča podtalnica je na svoji poti lahko
izkoriščala tektonsko prizadete dele rudišča, ki so ležali ob prelomu Grübler, kakor
tudi tektonski stik med karbonskimi skrilavci in triasnimi karbonatnimi kamninami.
Sodimo, da je prinašala tudi spojine, iz katerih so nato v vezivu rudne breče nastajali
dolomit, organska snov, cinabarit, kremen, pirit in kaolinit (?). Vprašanje je, če se je
to dogajalo tedaj, ko je idrijsko rudišče potovalo za okrog 30 km od severa proti jugu,
ali šele takrat, ko je že prispelo na sedanje mesto. Pri tem ne gre prezreti dejstva, da je
danes del rudnega telesa Grübler, ki smo ga raziskovali, na nadmorski višini +39 m,
torej okrog 300 m pod površjem.
Podana razlaga nastanka veziva rudne breče je vsekakor nenavadna in zbuja
dvome v njeno verodostojnost. A v resnici obstajajo dokazi za to, da je bilo rudno telo
Grübler v nekem časovnem obdobju res v območju prenicajoče, celo pretekajoče se
podtalnice in da so se takrat premeščale posamezne sestavine orudenih spodnjeskit-
skih skladov. Dokaze smo našli predvsem v kolikor toliko ohranjeni votlini v boku
rova Priprava 2. Stena votline je bila tapecirana z belimi dolomitnimi zrni, ki so bili
na površini skorje lepo oblikovani. Na njih so zrastli kristalčki kremena, odložila se
o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	423
je organska snov, nastali pa so tudi kristali in kristalni zraščenci cinabarita. Zaradi
tektonskih premikov so se kosi in koščki stene votline odkrušili, prav tako pa so se
odkrušili tudi cinabaritni kristali in njegovi zraščenci.
Pomembno je, da smo našli v srednje- in drobnozrnati usedlini z dna votline
zaobljene kose in koščke stene votline z obrušenimi dolomitnimi in kremenovimi zrni
ter s skoraj povsem odbrušenimi cinabaritnimi kristali in njihovimi zraščenci. Poleg
tega smo našli v njej 12 bolj ali manj zaobljenih, obrušenih cinabaritnih oblic
- nekdanjih koščkov cinabaritnih kristalov in njihovih zraščencev -, velikih od 6 do
17 mm, in več kot sto obrušenih ter bolj ali manj zaobljenih cinabaritnih zrnc
s premeri do 1,5 mm - nekdanjih drobcev cinabaritnih kristalov in njihovih zraščen-
cev. Brušenje je potekalo »in situ«, kar dokazuje dejstvo, da so sicer lepo razvita
dolomitna zrna, ki so tapecirala steno votline, ter cinabaritni kristali in njihovi
zraščenci v srednjem, zlasti pa v spodnjem delu votline prav tako obrušeni. V to
votlino, ki je bila zagotovo del večje, je torej morala pritekati podtalnica, in to kar
s precejšnjo močjo!
Končno se moramo zadržati še pri porudni mobilizaciji cinabarita, barita in
kremena, kajti podatki naše študije so nas privedli na misel, da vezivo rudne breče ni
nastalo iz ascendentnih raztopin, temveč precej pozneje iz podtalnice. To pa je težko
dokazati, zlasti pri rudnem telesu Grübler, kjer je prvotno orudenje nastalo v epige-
netskih procesih. Prav kriteriji za ločenje prvotnih in drugotnih porudnih mineralov
pa so zelo subtilni.
Toda če upoštevamo ugotovitve, do katerih smo prišli v nekaterih slovenskih
rudiščih, potem moramo zapisati, da so bili npr. v diagenetskem bakrovem rudišču
Škofje in v prav tako diagenetskem uranovem rudišču Žirovski vrh resnično mobili-
zirani kremen, karbonati in sulfidi, med njimi tudi pirit, saj najdemo kremenove in
kremenovo-karbonatne žilice in žile v rudnih telesih, ki so nastala v času diageneze.
Ne smemo pozabiti tudi primerov iz Idrije. V singenetsko orudenih plasteh skonca ter
v orudenih tufih in tufitih, ki jih prekrivajo, smo našli žilice, ki vsebujejo kremen in
cinabarit, pa tudi kalcit in organsko snov (Mlakar & Drovenik, 1971; Drove-
nik, 1983).
Čvrste dokaze za to, da je cinabarit nastal v rudnem telesu Grübler tudi iz
podtalnice, smo dobili prav pri preučevanju votline, ki smo jo našli v boku rova. Na
obrušenih dolomitnih zrnih dveh rudnih kosov smo namreč našli po en zelo lepo
razvit cinabaritni kristal z značilnim romboedrskim habitusom in s številnimi vici-
nalnimi ploskvicami na posameznih kristalnih ploskvah. Kristala, velika 2 in 4 mm,
nista kazala nobenih sledov brušenja niti nista bila kako drugače prizadeta. Manjše,
prav tako nepoškodovane cinabaritne kristalčke smo našli tudi na obrušenih dolo-
mitnih zrnih nekaterih drugih koščkov. To pa še ni vse! Po en zraščenec cinabaritnih
kristalčkov velikosti 1,5 oziroma 2 mm smo našli tudi na dveh večjih cinabaritnih
oblicah; posamezni kristalčki so bili povsem ohranjeni. To pa pomeni, da so omenjeni
kristalčki in kristalni zraščenci cinabarita nastali šele po brušenju odkrušenih kosov
in koščkov stene votline. Izločali so se lahko le iz prisotne podtalnice.
Iz literature povzemamo, da je topnost cinabarita v vodni raztopini pri normalni
temperaturi zelo majhna, med sulfidi skoraj najmanjša, saj je njegov topnostni
produkt komaj 4.10 ^з moPdm-ß. Zato se na prvi pogled zdi mobilizacija tega minerala
s podtalnico malo verjetna. Toda upoštevati moramo zelo pomemben geološki para-
meter - čas! Če se je začelo dvigati idrijsko rudišče iz globine proti površju v mlajšem
terciarju, potem je bilo za nastanek cinabaritnih kristalov in zraščencev in seveda
tudi celotnega veziva rudne breče na razpolago vsaj nekaj zadnjih milijonov let.
424	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
Nadalje se moramo nekoliko zadržati pri baritu, ki sestavlja skorjo na enem izmed
obrušenih koščkov rude, v posameznih kristalčkih in zraščencih pa smo ga našli tudi
v usedlini z dna votline. V obeh primerih gre za dva različka, ki sta prav gotovo
nastala iz podtalnice. Starejši kristalčki so beli, neprozorni, povsem izkristalizirani,
toda nekoliko obrušeni. Mlajši imajo steklen sijaj, so povsem prozorni, nekoliko
porozni, vendar povsem ohranjeni. To pomeni, da je pretekajoča podtalnica nekoliko
prizadela baritne kristalčke starejše, ne pa več kristalčkov mlajše generacije.
Na prvi pogled predstavlja barit mineraloško posebnost. Toda zapisati moramo,
da ga je našel Sehr auf (1891) že skoraj pred sto leti tako v Jožefovi (SW del rudišča)
kot v Terezijini jami (NW del rudišča). V obeh jamah so bili njegovi kristalčki
ploščati. V Terezijini jami so dosegli velikost 2 cm in so bili debeli do 3 mm, v Jožefovi
jami, kjer so bili beli do prozorni, pa so dosegli velikost 5 mm. V Terezijini jami jih je
našel v jalovi prikamenini in naj bi predstavljali zelo star pojav. V Jožefovi jami pa so
bili v vezivu breče in sta jih spremljala cinabarit in metacinabarit. Na enem izmed
baritnih kristalčkov je Schrauf našel metacinabarit, na drugem pa polokroglo
vdolbinico, ki je bila še delno zapolnjena s tem mineralom. Sodil je, da je starostna
razlika med tema dvema mineraloma zelo majhna. Pred kratkim je Guduričeva
(1988) našla barit v enem izmed piritnih gomoljev v orudenem karbonskem skrilavcu.
Verjetno je barit v idrijski jami bolj razširjen, kot smo to do sedaj mislili. Lahko
da je nastal že med živosrebrovim orudenjem in je bil pozneje mobiliziran. Če so
njegovi kristali beli, majhni in nimajo posebno izrazitega ploščatega habitusa, jih je
zlasti v jami težko ločiti od dolomita ali kalcita. Priznati moramo, da smo imeli
baritno skorjo na prej opisanem zaobljenem rudnem koščku najprej za dolomitno in
šele pod binokularnim mikroskopom smo ugotovili, da gre za barijev sulfat.
Podobno kot mlajši baritni kristalčki, so tudi kremenovi kristalčki, ki smo jih
prav tako našli v usedlini, povsem ohranjeni. Eden je zrastel celo na obrušenem
cinabaritnem zrnu. Mlajši baritni in kremenovi kristalčki so po našem mnenju
najmlajše kristalne tvorbe v rudnem telesu Grübler.
O izotopski sestavi žvepla, kisika in ogljika
Zbrani vzorci iz rudnega telesa Grübler so nudili priliko, da preučimo izotopsko
sestavo žvepla v cinabaritu ter kisika in ogljika v dolomitu, ki gradi skorje, srednji
del veziva ter kose in koščke spodnjeskitskega dolomita rudne in dolomitne breče.
Masnospektrometrično smo analizirali 9 cinabaritnih in 42 karbonatnih vzorcev.
Poglejmo najprej, kakšno izotopsko sestavo ima žveplo v cinabaritnih vzorcih.
Kot smo že večkrat zapisali, merimo izotopsko sestavo sulfidnega žvepla na
masnem spektrometru kot SO2. Zato vzorce kvantitativno oksidiramo z različnimi
oksidanti pri temperaturi okrog 800 °C. Postopek je za monomineralne sulfidne
vzorce razmeroma preprost, saj moremo nato na čistem bakru reducirati le soraz-
merno majhno količino SO3, ki nastane poleg SO2.
Za cinabarit pa ta postopek ni uporaben, saj sublimira že pri nekaj sto stopinjah
in zato zgoraj opisana reakcija ne teče. Iz cinabarita smo zategadelj do sedaj
pripravljali SO2 tako, da smo žveplo najprej vezali s srebrom v Ag2S in ga šele nato
oksidirali.
Žveplo vzorcev cinabarita, ki smo jih analizirali v okviru te študije, pa smo
pripravili po novem postopku. Skupaj z oksidanti (O2 + CuO) smo vsak vzorec posebej
postavili v evakuiranem sistemu med dve pomični peči in ga nato približno 20 minut
sežigali pri temperaturi okrog 400 °C. Pri tem smo dobili poleg SO2 tudi okrog 50 %
o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	425
SO3, ki smo ga nato na bakreni žici reducirali v SO2. Ta postopek se je pokazal kot
zelo ugoden tudi pri analizi vzorcev, ki so poleg cinabarita vsebovali še dolomit, in
sicer zato, ker je temperatura 400 °C prenizka za razkroj tega karbonata. Tako smo
dobili zelo čist SO2, kar je tudi pogoj za dobre masnospektrometrične meritve. Kako
so le-te nato potekale, smo že večkrat razložili. Dodajmo še to, da je bil vsak vzorec
v povprečju pripravljen in merjen trikrat, tako da je natančnost meritev glede na
standard (troilit iz Canyon Diabla) ±0,2 %o.
Podatki masnospektrometrične analize povedo (tabela 1), da ima žveplo cinaba-
rita razmeroma homogeno sestavo, saj se giblje Ò^'^S le od -7,57 %o do -4,35 %o, torej
v razponu, ki znaša komaj dobre 3 %o, pri tem ko je srednja vrednost -5,2 %o.
Omenimo, da ima žveplo cinabarita, ki je nastal v spodnjeskitskem dolomitu pri
metasomatskih procesih, vrednost ò^^^S -7,57 %o, dva vzorca drobnozrnatega cinaba-
rita, ki je nastal v srednjem delu veziva iz koloidne in ionske raztopine, pa -7,20 %o in
-4,45 %o. Za šest vzorcev, ki predstavljajo drobce cinabaritnih zraščencev iz srednjega
dela veziva oziroma iz usedline in cinabaritno oblico pa smo ugotovili, da se giblje
Ò^-'S od -5,55 %o do -4,35 %o; srednja vrednost je -4,92 %o in razpon komaj 1,2 %o. Ali je
morda tako skladna izotopska sestava žvepla posledica homogenizacije med mobili-
zacijo?
Navedeni podatki so prvi sistematično zbrani za nemaravano obsežnejšo študijo
o izotopski sestavi žvepla sulfidov v idrijskem rudišču. Dosedanje raziskave so
namreč temeljile na naključno vzetih vzorcih in dajejo le splošno oceno. Raziskave
Ozerove in njenih sodelavcev (1973) povedo, da se vrednost v 11 vzorcih
cinabarita spreminja od -5,5%o do +8,6%o, pri čemer je srednja vrednost -1,1 %o in
razpon okrog 14%o. Naše raziskave (Drovenik et al., 1976) pa so pokazale, da se
giblje ô^'iS za ta mineral v 7 vzorcih od -7,57 %o do +7,46 %o, torej v razponu okrog
15 %o, pri čemer je srednja vrednost -2 %o. V rudnem telesu Grübler ima torej žveplo
cinabarita precej bolj homogeno sestavo, kot je bilo to do sedaj ugotovljeno za
idrijsko rudišče; zlasti to velja za cinabarit iz srednjega dela veziva.
Vzorce za masnospektrometrično analizo izotopske sestave kisika in ogljika (v
tankih skorjah smo jih jemali z zobnim svedrom), smo raztopili v 100% fosforjevi
kislini pri temperaturi 50±0,5°C. Pri reakciji kisline z dolomitom nastalemu CO2
smo nato izmerili izotopsko sestavo kisika in ogljika. Rezultate podajamo v tabeli
2 kot relativne vrednosti ôi^O in б^^С, izražene v promilih glede na standard SMOW in
PDB. Napaka meritev je za oba parametra manjša od ±0,1 %o. Grafično smo prikazali
vrednosti 6180 %o in ôi^CXo na si. 18.
Analiza izotopske sestave kisika in ogljika pove, da je dolomit iz dolomitnih kosov
rudne in dolomitne breče izotopsko nekoliko spremenjen. Njegov ôi®0 se namreč
giblje od +23,25 %o do +26,40 %o, medtem ko niha б^^С od -0,98 %o do +1,64 %o. Dob-
ljene vrednosti za oba parametra so namreč nekoliko manjše od podobnih vrednosti
za večino mezozojskih karbonatnih kamnin v Sloveniji (Dolenec et al., 1985).
Na podlagi dobljenih podatkov sklepamo, da so povzročile raztopine, ki so
pronicale skozi zdrobljeno rudo ob prelomu Grübler, manjše izotopske spremembe
kisika in ogljika v kosih spodnjeskitskega dolomita.
V primerjavi z dolomitom iz rudne in dolomitne breče je dolomit njunega veziva
obogaten tako z lahkim kisikovim kot tudi z lahkim ogljikovim izotopom. Njegov ò'^O
se namreč spreminja od +18,73 %o do +23,97 %o, medtem ko niha б^^С od -2,49 %o do
+0,01 %o.
Vezivo breče sestoji iz šest skorij in iz srednjega dela. Kar zadeva skorje, moramo
zapisati, da so se le redko razvile vse. Navadno so prisotne tri ali štiri. Srednji del
426	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
veziva se kaže na dva načina: ponekod gre za srednjezrnati agregat s pegasto
teksturo, drugod pa za dolomitne kristale ali njihove zraščence.
Masnospektrometrično smo raziskali dolomit 1., 3. in 5. skorje in dolomit sred-
njega dela veziva. Analiza pove, da vsebuje dolomit 1. skorje v primerjavi z dolomi-
tom 3. in 5. skorje sorazmerno najmanj težkega kisikovega in ogljikovega izotopa.
Njegov ima namreč vrednost +19,32 %o, b^^C pa znaša -1,96 %o. Nekoliko več
težkega kisikovega in ogljikovega izotopa smo izmerili v dolomitu 3. skorje: òi^O tega
različka je namreč v območju od +19,50%o do +21,78%o, medtem ko niha б^^С od
-1,11 %o do -0,56 %o. Še več težkega kisikovega in ogljikovega izotopa je v dolomitu, ki
gradi 5. skorjo. Podatki analize kažejo, da ima òi^O vrednosti od +21,85 %o do
+ 23,32 %o, pri čemer niha òi^O od -0,61 %o do -0,14 V
Dolomit srednjega dela veziva se po izotopski sestavi kisika in ogljika med seboj
precej razlikuje. Najmanjša б^^О in ôi^C sta značilna za dolomitna zrna, ki predstav-
ljajo lepo razvite dolomitne kristale in njihove zraščence. Njihov b^^O ima vrednosti
zvečine v območju od +18,73 %o do +21,10 %o, medtem ko se giblje б^^С od -2,49 %o do
-0,86 %o. Izjemo predstavljajo le dolomitni kristali, ki so zrastli na 5. skorji. V primer-
javi s preostalimi dolomitnimi kristali srednjega dela veziva vsebujejo le-ti precej več
težkega kisikovega in ogljikovega izotopa. Njihov ima namreč vrednost +23,97 %o,
b^^C pa +0,01 %o. Podobno izotopsko sestavo ima tudi dolomit iz srednjega dela veziva
s pegasto teksturo. Zanj je namreč značilna precejšnja obogatitev s težkim kisikovim
in ogljikovim izotopom, saj ima б^^О vrednosti v območju od +23,25 %o do +24,07 %o,
medtem ko niha б^^С od -0,14 %o do +0,23 %o.
V primerjavi z dolomitom omenjenih skorij lahko rečemo, da vsebujejo kristali
dolomita srednjega dela veziva v dveh primerih celo več lahkega kisikovega in
ogljikovega izotopa kot dolomit 1. skorje. Nadalje je zanj značilno v povprečju tudi
manjši б1®0 in б1зс, kot ga kažejo dolomit 3. in 5. skorje in dolomit srednjega dela
veziva s pegasto teksturo. Slednji vsebuje v povprečju največ i^O in ^^C glede na
preostali dolomit veziva breče.
Kot smo zapisali, kaže razvrstitev skorij in njihove značilnosti najverjetneje na
nastanek iz pronicajoče podtalnice, saj predstavljajo neke vrste sige. Podatki o izo-
topski sestavi kisika in ogljika povedo, da se dolomit posameznih skorij in srednjega
dela veziva razlikuje tako po vsebnosti lahkega kisikovega kot tudi lahkega ogljiko-
vega izotopa. Pri tem je vsekakor zanimivo, da ima razmerje б^зс/б180 vrednost 0,5,
kar lahko razberemo iz si. 18. Takšno razmerje in pričujoči trend sta običajno
značilna za temperaturno odvisnost obeh parametrov in dokaj homogeno izotopsko
sestavo kisika in ogljika v raztopini, iz katere se je izločal dolomit v hidrotermalnih
rudiščih. Ta, sicer preprosta razlaga pa v našem primeru najverjetneje ne velja.
Zbrani podatki namreč kažejo, da se je izločal dolomit veziva iz pronicajoče podtal-
nice. Sodimo, da je imela le-ta podobno izotopsko sestavo kisika in ogljika, kot jo ima
današnja površinska voda na idrijskem območju. Njen б^^О znaša namreč v povprečju
-9,2 %o ± 0,3 %o, medtem ko ima raztopljeni karbonat v vodi б^^С vrednost okrog
-11,5%o ± 0,5%o (Pezdič, neobjavljeni podatki).
Iz podtalnice s takšno izotopsko sestavo kisika in ogljika se namreč lahko izloča
v temperaturnem območju med 44 in 16 °C v izotopskem ravnotežju dolomit s po-
dobno izotopsko sestavo kisika in ogljika kot dolomit, ki sestavlja vezivo rudne breče.
Navedeni temperaturni razpon smo izračunali z enačbo, ki jo navajata Dickson in
Coleman (1980) in glasi:
R - 31,9 - 5,55 (бо - бу) + 0,17 (бп - byf
o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	427
Tebela 1. Izotopska sestava žvepla v cinabaritu iz 8. etaže 13. obzorja rudnega telesa Grübler
Table 1. Sulfur isotope composition of cinnabar from the 8 th sublevel 13 th level, Grübler
orebody
Stev.
vzorca	Opomba 52-/34- o 34- q.
No. of Mineral	Remark S/ S б S /..
sample
Cinabarit	Zrašienec cinabaritnih kristalov
J	iz srednjega dela veziva 22 317	-4 35
Cinnabar	Aggregate of cinnabar crystals
from the central part of the
cement
Cinabarit Zraščenec cinabaritnih kristalov
2	iz srednjega dela veziva	22 331	4 95
Cinnabar	Aggregate of cinnabar crystals
from the central part of the
cement
Cinabarit Oblica zrašfienih cinabaritnih
J	kristalov iz usedline v votlini	22 337	5 25
Cinnabar	Pebble of aggregated cinnabar
crystals from the sediment of
the hole
Cinabarit Zraščenec cinabaritnih kristalov
^	iz srednjega dela veziva	22 324	-4 65
Cinnabar	Aggregate of cinnabar crystals
from the central part of the
cement
Cinabarit Drobec zrašCenih cinabaritnih
J	kristalov iz usedline v votlini	22 344	5 55
Cinnabar	Splinter of aggregated cinnabar
crystals from the sediment of
the hole
Cinabarit Zraščenec cinabaritnih kristalov
6	srednjega dela veziva	22,327	-4,81
Cinnabar Aggregate of cinnabar crystals
from the central part of the
cement
Cinabarit Drobnozrnati cinabarit iz sred-
7	njega dela veziva	22,381	-7,2D
Cinnabar Fine-grained cinnabar from the
central part of the cement
Cinabarit Drobnozrnati cinabarit iz sred-
8	W	22,319	-4,45
Cinnabar Fine-grained cinnabar from the
central part of the cement
Cinabarit Drobnozrnati metasomatski cina-
g	barit iz spodnjeskitskega dolomita	22 339	7 57
Cinnabar	Fine-grained metasomatic cinnabar
from the Lower Scythian dolomite
Tabela 2. Izotopska sestava kisika (%o SMOW) in ogljika (%o PDB) v dolomitu iz 8. etaže 13.
obzorja rudnega telesa Grübler
Table 2. Oxygen (%o SMOW) and carbon (%o PDB) isotope variations of dolomite from the 8 th
subleverl, 13 th level, Grübler orebody
Stev.
vzorca	KA- Ì Opomba ,,
No. of	P ^ 8б^^С
sample	Remark
Dolomit	Svetlo sivi dolomitni kos iz rudne
la	+24,46	+0,72
Dolomite Light grey dolomite fragment from
the ore breccia
Dolomit	Svetlo sivi dolomitni kos iz rudne
lb	+24,05	+0,45
Dolomite Light grey dolomite fragment from
the ore breccia
Dolomit	Svetlo sivi dolomitni kos s cinaba-
ritnimi impregnacijami iz rudne
le	^^^^^	+24,40	+0,62
Dolomite Light grey dolomite fragment with
disseminated cinnabar from the ore
breccia
Dolomit	2 mm veliki dolomitni kristali z
vključki cinabarita iz srednjega
Id	+20,05	-1,16
Dolomite	2 mm large dolomite crystals with
cinnabar inclusions from the central
part of the cement
Dolomit	Beli dolomit 5. skorje	^22 69	-O 20
Dolomite White dolomite from the 5^^ crust
Dolomit	Beli dolomit 5. skorje	^22 57	-O 29
Dolomite White dolomite from the crust
Dolomit	Beli dolomit 5. skorje z vključki
2c	cinabarita	^21,78	-0,56
Dolomite White dolomite with cinnabar
inclusions from the crust
Dolomit	2 mm veliki dolomitni kristali iz
За	srednjega dela veziva	^20,55	-1,04
Dolomite 2 mm large cinnabar crystals from
the central part of the cement
Dolomit	Beli dolomit 3. skorje	^2o ВО	-O 86
Dolomite White dolomite from the crust
Dolomit	Svetlo sivi dolomitni kos iz rudne
3c	+25,98	+1,48
Dolomite Light grey dolomite fragment from
the ore breccia
Dolomit	Svetlo sivi dolomitni kos iz rudne
3d	^^^^^	+26,40	+1,64
Dolomite Light grey dolomite fragment from
the ore breccia
o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	429
Dolomit	Do 2 mm veliki dolomitni kristali
4a	srednjega dela veziva
Dolomite Up to 2 mm large dolomite crystals
from the central part of the cement
Dolomit	Svetlo sivi dolomitni kos iz rudne
breče
Dolomite Light grey dolomite fragment from	+24,89	+1,09
the ore breccia
Dolomit	Rjavkasto sivi dolomit z lečami be-
r	lega dolomita in cinabarita
'	+24,65	+0,86
Dolomite Brownish grey dolomite with lenses
of white dolomite and cinnabar
,	Dolomit	Rjavkasto sivi orudeni dolomit
°	-0,98
Dolomite Brownish grey mineralized dolomite
•уд	Dolomit	Sivi zdrobljeni dolomit
Dolomite Grey crumbled dolomite
7h	Dolomit	Sivi zdrobljeni dolomit
+24,23	+0,63
Dolomite Grey crumbled dolomite
Dolomit	Svetlo sivi dolomitni kos iz rudne
Q	breče	__
8	+26,00	+1,51
Dolomite	Light grey dolomite fragment from
the ore breccia
Dolomit	Beli dolomit iz srednjega dela veziva
9	s pegasto teksturo	^^3,25	-0,14
Dolomite White dolomite from the central part
of the cement with spotted structure
Dolomit	Do 3 mm veliki dolomitni kristali iz
10a	srednjega dela veziva	^20,24	-1,28
Dolomite Up to 3 mm large dolomite crystals
from the central
part of the cement
Dolomit	Do 2 mm veliki dolomitni kristali iz
10b	srednjega dela veziva	^^0,33	_o,q3
Dolomite Up to 2 mm large dolomite crystals
from the central part of the cement
Dolomit	Beli dolomit 3. skorje
Dolomite White dolomite from the з''^^ crust
Dolomit	Do 2 mm veliki dolomitni kristali iz
lOd	srednjega dela veziva	^21,01	_o,73
Dolomite Up to 2 mm large dolomite crystals
from the central part of the cement
Dolomit	Do 2 mm veliki dolomitni kristali iz
lOe	srednjega dela veziva	^20,25	-1,13
Dolomite Up to 2 mm large dolomite crystals
from the central part of the cement
430	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
Dolomit	Beli dolomit 3. skorje	39	_i 04
Dolomite White dolomite of the з'"'^ crust
Dolomit	Svetlo sivi dolomitni kos iz dolo-
IGg	+25,82	+1,10
Dolomite Light grey dolomite fragment from
the dolomite breccia
Dolomit	Svetlo sivi dolomitni kos iz dolo-
lOh	+25,51	+1,39
Dolomite Light grey dolomite fragment from the
dolomite breccia
Dolomit	1,5 mm veliki dolomitni kristali iz
Ila	srednjega dela veziva
Dolomite 1,5 mm large dolomite crystals from
the central part of the cement
Dolomit	Svetlo sivi dolomitni kos iz dolomitne
lib	+26,00	+1,49
Dolomite Light grey dolomite fragment from the
dolomite breccia
Dolomit	Svetlo sivi dolomitni kos iz dolomitne
12	+25,27	+1,14
Dolomite	Light grey dolomite fragment from the
dolomite breccia
Dolomit	Do 3 mm veliki dolomitni kristali
13a	+23,97	+0,01
Dolomite	Up to 3 mm large^.^olomite crystals
grown up on the 5 crust
ЈЗЈ^	Dolomit	Beli dolomit 5. skorje	+21 85	0 61
Dolomite White dolomite of the crust
Dolomit	Do 2 mm veliki dolomitni kristali iz
24	srednjega dela veziva	^20,38	-0,92
Dolomite Up to 2 mm large dolomite crystals
from the central part of the cement
25	Dolomit	Beli dolomit 1. skorje	^2	1
Dolomite	White dolomite of the crust
Dolomit	Beli dolomit 3. skorje	^jg	j ^2
Dolomite	White dolomite of the crust
Dolomit	Beli dolomit 5. skorje	^23 32	o 14
Dolomite	White dolomite of the crust
Dolomit	Do 2 mm veliki dolomitni kristali iz
101	srednjega dela veziva
Dolomite Up to 2 mm large dolomite crystals
from the central part of the cement
o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	431
jg2a	Dolomit	Beli dolomit 3. skorje	+20,75	-1,11
Dolomite	White dolomite of the з'''^ crust
102b Dolomit	Beli dolomit 5. skorje	+22,77	-0,37
Dolomite	White dolomite of the crust
Dolomit	Beli dolomit iz srednjega dela veziva
103	s pegasto teksturo	^23,27	-0,11
Dolomite	White dolomite from the central part
of the cement with spotted structure
Dolomit	Beli dolomit iz srednjega dela veziva
104	s P^Sasto teksturo	^24,07	+0,23
Dolomite	White dolomite from the central part
of the cement with spotted structure
jQ^	Dolomit	Beli dolomit 3, skorje	+21,00	-0,90
Dolomite	White dolomite of the з'^'^ crust
SI. 18. Grafični prikaz vrednosti ô'^C(pdb) in 0^®0(SMow) različne vrste dolomitai
1 - dolomit 1 skorje; 2 - dolomit 3. skorje; 3 - dolomit 5. skorje; 4 - dolomit srednjega dela
veziva s pegasto teksturo; 5 - dolomitni kristali iz srednjega dela veziva; 6 - dolomitni kosi iz
rudne breče
Fig. 18. Plot of 6i3C(PDB) vs. Ô'80(SMW) showing data for different varieties of dolomite:
1 - dolomite of the 1st crust; 2 - dolomite of the 3rd crust; 3 - dolomite of the 5th crust;
4 dolomite of the central part of cement with spotted structure; 5 - dolomite crystals of the
central part of cement; 6 - dolomitic fragments from the ore breccia
432	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
V enačbi predstavlja Òd izotopsko sestavo kisika v dolomitu in óv izotopsko
sestavo kisika v vodi. Oba parametra morata biti merjena na isti standard.
Če postavimo, da se je izločal dolomit v izotopskem ravnotežju s kisikom in
ogljikom iz pronicajoče podtalnice, si lahko razložimo razlike v izotopski sestavi
posameznih skorij kot posledico postopnega padanja njene temperature. Menimo, da
se je izločal dolomit bogatejši z lahkim kisikovim in ogljikovim izotopom v soraz-
merno večji globini, kjer je bila temperatura zaradi geotermičnega gradienta večja
kot v neposredni bližini površja, kjer naj bi zaradi nižje temperature nastali različki,
obogateni s težkima izotopoma. To pomeni, da se je lahko pričelo vezivo rudne breče
izločati že med dviganjem rudnega telesa proti površju. Najprej naj bi nastala 1. nato
3. in nazadnje 5. skorja. Za dolomite 2., 4. in 6. skorje nimamo podatkov o izotopski
sestavi kisika in ogljika. Iz nadrobnih opisov pa vemo, da so te tri skorje mlajše od
prej navedenih.
Ko je rudno telo doseglo neposredno bližino površja, je iz podtalnice začel
nastajati dolomit srednjega dela veziva. Potem ko se je izločil dolomit v vezivu
s pegasto teksturo, je postala podtalnica bogatejša z lahkim kisikovim in ogljikovim
izotopom (morda zaradi klimatskih sprememb - hladnejše obdobje?) in iz nje so
nadalje kristalizirali lepo razviti dolomitni kristali in njihovi zraščenci.
On the mercury ore from the Grübler orebody, Idrija
Summary
The Grübler orebody is one of those orebodies of the Idrija mercury deposit vv^hich
originated in the lower part of the Lower Scythian beds composed mainly of the
bedded fine grained dolomite, actually of dolosparite and intraclastic dolosparite.
The mercury ore is, accordingly to Placer (1974/75), linked to the Middle Triassic
Grübler fault, which strikes WSW-ENE and dips strongly NNW, and to the system of
associated subvertical fractures with nearly the same strike and dip. It is situated in
the outermost northwestern part of the deposit between the 11'*^ and the 14^^ level. The
Grübler orebody spreads in the direction WSW-ENE for nearly 120 m and is about
70 m high; on the 13'^^ level its thickness reaches 35 m.
It has been known for several years (Mlakar & Drovenik, 1971) that the
mercury ore in Idrija originated during two Middle Triassic phases of mineralization.
Throughout the first phase the mercury bearing hydrothermal solutions rising along
the subvertical faults have metasomatically mineralized the Carboniferous, Middle
and Upper Permian, Scythian and Anisian beds, as well as the Langobardian
kaolinitic sediments and associated tuffs. During the second phase, after the deposi-
tion of the Langobardian conglomerate, the ore bearing solutions have mineralized
once more the previously mentioned strata, as well as the Langobardian conglome-
rate, and issued into the sedimentary basin. Syngenetic mercury ore originated in the
Skonca sediments and in tuffs and tuffites which have been just deposited at that
time.
Whith which of the two phases the ore of the Grübler orebody might be associated
is accordingly to data collected up to now not possible to explain. In any case it
should be stated that the cinnabar is practically the only mercury mineral. Native
mercury could be found here and there, but only in traces. Mercury ore shows
impregnations of cinnabar, and is of massive, network and brecciated structure. The
On the mercury ore from the Grübler orebody, Idrija	433
low-grade mercury ore in which the cinnabar is dispersed in dolomite, as well as the
relatively high grade mercury ore with massive texture originated mainly by metaso-
matic processes. The mineralization started with deposition of cinnabar in pores and
along the contact of dolomite grains. In such a way originated impregnations and
intergranular films which have progressively grown. The ore bearing solution has in
some places intensively dissolved dolomite and in this way the mercury ore with
massive structure originated. In the intraclastic dolosparite the cinnabar has crystal-
lized mainly in a somewhat more porous dolomitic cement between intraclasts.
Beside cinnabar and dolomite the metasomatic ore comprises in variable, but
usually lesser quantities also quartz, clay minerals and pyrite. Quartz occurs in
detrital grains. Their amount changes from sample to sample, but they are in
individual specimens quite uniformly distributed. Quartz grains show here and there
crystal faces and in some places replace dolomite grains, a phenomenon related to
diagenesis. No quartz grains which could be connected with mercury mineralization
have been found. Clay minerals occuring in the interstices between dolomite grains
were largely removed during the preparation of polished sections. X-ray diffraction
analysis indicate (Čar et al.,1989) that kaolinite and illite are present in the Lower
Scythian sedimentary rocks. Tiny, relatively uniformly distributed pyrite grains,
represented at the most by 0,5 %, originated during the diagenesis of carbonate mud.
It is important to emphasize that in the mineralized dolomite not even a trace of
organic matter has been found, or of minerals, which were not in dolomite before the
mineralization. Consequently the hydrothermal solution from which cinnabar and
very seldom native mercury originated should have been very »clean«. For this reason
the mineral composition of ore is not useful for the elucidation of the character of the
orebearing fluids. All we could state is that they were weakly acid, which is proved
by the fact that dolomite grains were corroded by cinnabar. This observation is in
accordance with the statement by White (1981) that the orebearing fluids from
which mercury minerals originated in several mercury deposits along the Pacific
Coast of the U. S. were weakly acid to neutral.
We also have no data about the mode of mercury transportation in the ore fluid.
The transport mechanism of mercury compounds in hydrothermal systems is still
more or less open problem. Wells and Ghiorso (1988) consider that the mercury
compounds are transported mainly as sulfide complexes. Varekamp and B u s e c k
(1984) believe that mercury is transported in dilute solutions very probably as Hg°aq,
in the system rich in sulfur in the form of Hg-S complexes and in the brine as Hg-Cl
complexes. Some other authors, among them also White (1981), argue that the
transportation of Hg° is possible even in the gaseous phase.
The fact that in several mercury deposits organic matter is also present arises the
question whether mercury in hydrothermal solutions could be transported also in
organomercury complexes. Investigations of Wells and Ghiorso (1988), however,
show that such transport, if even it exists, could not be important for the formation of
mercury ores. Organomercury complexes can dominate only in oxydized waters in
which most sulfur exists as sulfate, not sulfide. In the reachable publications
concerning mercury deposits we unfortunately could not find any informations about
the mutual relationship of cinnabar and organic matter.
Placer (1974/75) has alredy pointed to the fact that cinnabar occurs also in
dolomite veinlets, as well as in the dolomite cement of the ore breccia, where in
addition organic matter is present too. In the frame of the present study particularly
the cement of the mentioned breccia was closely examined. It is normaly 2 mm to 2 cm
434	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
thick, but attains in some cases even 5 cm. Six crusts and the central part of the
cement have been identified. The crusts could be distinguished by their colour,
composition and thickness. Present are usually three or four crusts, while others are
lacking. The first crust covers directly the fragments of mineralized or barren
dolomite, and the others folow toward the center of cement, or toward the vug.
For the first, third and the fifth crust is macroscopically significant their white
colour, and microscopically the prevailing anhedral and subhedral dolomite grains,
rare cinnabar and quartz, as well as traces of pyrite and organic matter. On the
surface of the first crust are well developed dolomite grains in polar arrangement,
that means oriented toward the central part of the cement. But on surfaces of both
the third and the fifth crust the dolomite grains are in bipolar arrangement: on one
surface they point toward the first crust and on the other surfaces to the central part
of the cement. The first and the third, as well as the third and the fifth crust are here
and there grown together. In such cases the second and the fourth crust are lacking.
Taking into account the unusual textural relationship, the second crust is younger
than first, as well as the third, the fourth crust is younger than the third and the fifth,
and the sixth crust is younger that the fifth crust and the central part of the cement.
The second, the fourth and the sixth crust are macroscopically dark grey, nearly
black and quite irregularly developed. The second and the fourth crust are of
surprisingly similar composition. In both predominate anhedral and subhedral dolo-
mite grains, but relatively often are present organic matter and cinnabar; pyrite
occurs only in traces. The most interesting is the appearance of organic matter. It has
been deposited from the solution before the bordering dolomite grains of the adjacent
crusts have ceased to crystallize. Organic matter is namely included in the peripheral
part of dolomite grains, parallel to rhombohedron faces, belonging to the first, third
and fifth crust. Organic matter in addition exhibits coatings of mentioned dolomite
grains and fills up interstices between the dolomite grains of the second, as well as of
the fourth crust. Solution from which it was deposited has dissolved dolomite
- organic matter namely distinctly replaces carbonate grains. The patches of organic
matter are peppered by tiny cinnabar grains. Here and there very thin cinnabar
crusts alternate with crusts of organic matter. In all these cases organic matter, as
well as cinnabar, were deposited from colloidal solution. The content of discernible
cinnabar in individual patches of organic matter is variable and oscillates between
5 and 30%. The character of ore fluids has changed afterwards, and from colloidal
solution only cinnabar was deposited. Finally this mineral crystallized from ionic
solution.
Also in the sixth crust the dolomite is associated with organic matter which,
however, is free of cinnabar. Here and there crystallized pyrite and then quartz
which is the most common mineral in the sixth crust. The youngest is cinnabar, often
in quite well developed metacrysts, commonly including corroded remnants of earlier
minerals.
The central part of the cement occurs in two manners. In some places it appears as
medium grained matrix with spotted structure. The matrix consists mainly of
anhedral dolomite grains including also organic matter and cinnabar. After dolomite
from colloidal solution organic matter and cinnabar were deposited; reniform or
globular organic matter-cinnabar aggregates show quite often shrinkage cracks.
Internal colloidal textures are even better perceived than in the second or in the
fourth crust. Afterwards cinnabar alone has crystallized, first from colloidal and
later from ionic solution.
On the mercury ore from the Grübler orebody, Idrija	435
In the second case on one of the mentioned crust, or even on the fragment of
mineralized or barren dolomite, crystallized white dolomite grains, first anhedral
and subhedral, and later in well developed crystals. They served as substratum on
which all younger components were later deposited - frequently well developed
cinnabar crystals and their aggregates, quartz, organic matter, kaolinite (?), and
finally tiny transparent dolomite crystals. It is of interest to note that organic matter
does not include even a trace of cinnabar.
The origin of the cement is rather difficult to explain trustworthy.
Taking into account the hydrothermal provenance of the Idrija mercury deposit
the most simple explanation would be to derive the cement of the breccia from the
ascending ore bearing solutions. But in such a case the crystals would grow progres-
sively from the wall of the fragment to the central part of the cement. If the crusts
occur, they would be formed successively: on the fragment originated first the oldest
crust and then the younger ones, one after another.
In our case such a regularity does not exists - the second crust is younger than the
third, the fourth younger than the fifth and the sixth is younger than the central part
of the cement. Beside this the third and the fifth crust show quite often bipolarity of
dolomite grains occurring on both surfaces. This means that very well developed
dolomite grains point on the first surface toward the fragment, and on the second
they are facing the central part of the cement.
Such particularities of the crust speak, in our opinion, in favour of the fact that
they originated in open spaces from the percolating subsurface water - they very
probably represent a kind of carbonate sinter. In this connection it is useful to
remember the specimen in which the fifth crust was not covered by the sixth one. The
free surface of this crust shows warty and crested overgrowth, which »hang« in the
same direction. It should be pointed to the fact that on their upper surfaces occur
dark grey coatings of fine grained dolomite, organic matter and cinnabar. Such
coatings may hardly originate from ascendent fluids, but could be formed rather
under influence of gravity from the percolating underground water.
Further arises also the question about the organic matter which occurs in some
sedimentary rocks as well as in several orebodies of the Idrija deposit.
Dickson and Tunell (1968), White (1981), Varekamp and Buseck (1984),
and also Wells and Ghiorso (1988) have demonstrated that organic matter appe-
ars in numerous mercury deposits of the Pacific Range of the United States. Writers
which have intimately studied those deposits agree with the hypothesis that the
mercury was mobilized together with organic matter from the underlying sedimen-
tary or metasedimentary rocks. But in the reachable bibliography informations about
mutual relationship organic matter-cinnabar in those deposits are scarce and could
not be useful for our case.
Organic matter occurs namely, as we have already stated, also in the Grübler
orebody. It is significant, however, that it could not be found in metasomatic ore, but
occurs in veinlets and cement of the breccia, often associated with cinnabar. Conside-
ring the textures observable under the ore microscope it should be mentioned that in
the second and the fourth crust, as well as in the central part of the cement organic
matter and cinnabar precipitated often also from the same colloidal solution.
Recently Wells and Ghiorso (1988) have demonstrated that the organomercury
complexes are unstable under reducing condition typical of hydrothermal systems,
but they could be important in water relatively enriched in oxygen. Consequently,
organic matter and cinnabar in the Grübler orebody may not originate from aseen-
436	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
ding fluids, but from descending solutions. This assumption may support our hypot-
hesis that the crusts, as well as the central part of the cement, originated during the
time when this part of the deposit was devoid of stagnant subsurface water. The
cement of breccia could therefore not originate during the Middle Triassic minerali-
zation, because the Lower Scythian beds were at that stage about 400 m below the
surface of the sedimentary basin, and therefore certainly charged by motionless
subsurface water, and also not during the time, when the deposit subsided in the
deeper part of the geologic structure.
The appropriate conditions for the formation of the cement of breccia have arisen
not earlier than during the retrograde epigenesis when the Alpidic orogeny lifted up
the deposit toward the surface. At least for some time the Grübler orebody has to be
above the level of stagnant subsurface water. The percolating subsurface water may
have used tectonically disturbed parts of sedimentary beds lying close to the Grübler
fault. The question is if all this happened when the deposit was moved from north to
the south for about 30 km, or after it has reached the present position. It is neverthe-
less interesting to note that the part of the Grübler orebody we have investigated in
the frame of this study is situated on the level +39 m, thus about 300 m below the
surface (Idrija is located at the 330 m above the sea level).
The presented interpretation of the origin of the cement of the breccia may sound
unsual and may arise doubts about its reliability. But it is necessary to state that
there exists truthful evidence for the statement that the Grübler orebody was at least
for short period of time indead in the realm of the percolating, even more, of
streaming subsurface water, and that during this time also ore and gangue minerals
were mobilized.
The drift Priprava No. 2 has namely cut several cavities and holes made by
dissolution of mineralized Lower Scythian carbonate rocks by streaming of subsur-
face water. Many of these cavities have been destroyed during the excavation of the
drift, but some remained more or less preserved. One of them was especially
interesting. The cavity was "upholstered" with the crust of white medium grained
dolomite with crystals on the surface. On this crust have grown here and there well
developed quartz and cinnabar crystals and aggregates; quartz crystals reache some
millimeter, the cinnabar crystals even several milimetres in diameter.
The tectonic activity broke of fragments of the wall, consequently of the minerali-
zed rock covered on one side by white dolomite crust with accreted quartz and
cinnabar crystals and aggregates, as well as cinnabar crystals and aggregates. In the
fine and medium grained material at the bottom of the hole have been found several
ground fragment of the wall up to 5 cm large. Their edges were well rounded, the
dolomite grains of the crust as well as quartz crystals, cinnabar crystals and their
aggregates strongly ground. Beside this, 12 ground cinnabar pebbles, quite well
rounded splinters of cinnabar crystals and their aggregates with diameters between
6 and 17 mm, as well as more than 100 cinnabar granules - ground splinters of
cinnabar crystals - with diameters less than 1,5 mm have been found in the menti-
oned material. The grinding went on "in situ", which is proved by the fact that the
dolomite, cinnabar and quartz grains belonging to the crust wall of the hole have
been also ground in the middle and particularly in the lower part of the hole. All this
argues that in a certain time period a quite strong current of subsurface water has
attained the cavity.
Now a few words concerning the subsequent mobilization of cinnabar, barite and
quartz. The data collected in the frame of the study suggest that the cement of
On the mercury ore from the Grübler orebody, Idrija	437
breccia, as well as the crust of cavities and holes very probably did not originate from
the ascending ore fluids, but later due to the action of the percolating subsurface
water. This hypothesis is difficult to demonstrate, especially in the case of the
Grübler orebody in which the primary ore originated by epigenetic processes. The
determination criteria of primary or subsequent origin of minerals are namely quite
subtle.
In this connection it is necessary to remind that in several Slovenian deposits ore
and gangue minerals were doubtlessly mobilized during the retrograde epigenesis, as
for instance in the diagenetic copper deposit Škofje, in the diagenetic uranium
deposit Žirovski vrh, as well as in the syn-diagenetic deposit Topla. It must be also
born in the mind that quartz, cinnabar, calcite and organic matter were mobilized in
Skonca beds, as well as quartz and cinnabar in overlaying tuff in the Idrija deposit.
They occur in veinlets crosscutting the syngenetic mercury ore.
Let us first consider the mobilization of cinnabar in the Grübler orebody.
Trustworthy evidence for the statement that this ore mineral originated also from the
subsurface water was obtained by the investigation of the mentioned hole in the drift
Priprava 2. On the ground dolomite grains belonging to the crust which partly
covered two rounded fragments of wallrock, laying in the fine and medium grained
material of the hole, have been found on each one very well developed cinnabar
crystal with typical rhombohedral habit, having diameters of 2 and 4 mm. They do
not show even a trace of abrasion. Furthermore! Each one aggregat of well developed
cinnabar crystals with diameter 1,5 mm respectively 2 mm have been found on two
ground cinnabar pebbles; individual crystals are completly free of any damage. This
means that the cinnabar crystals and their aggregates crystallized after the grinding
of wall rock fragments and cinnabar fragments under the action of subsurface water.
The solubility of cinnabar in water at normal temperature is very low - almost the
lowest among all sulfides. The solubility product of cinnabar is only 4.10-^3 moPdm-®.
Therefore it could be assumed that its mobilization is practically impossible. But one
of the most important geologic factors - the time should not to be overlooked. If the
uplift of the deposit from the deeper part of the geologic structure toward the surface
started in the beginning of the Upper Tertiary, then for the origin of the cement of
breccia as well as for mobilization of cinnabar at least the last 5 to 10 millions of
years were available.
Some words about barite of the coating on one of the rounded fragments where it
has crystallized on the ground dolomite grains, but occurs also in individual crystals
and their aggregates in the material of the hole. In both cases two barite generations
are present. The older occurs in white, troubled platy crystals with diameter up to
2 mm; crystals are somewhat ground on edges. The younger generation is represented
by transparent colourless crystals of the same habit, but porous to some degree,
which means they are not completly crystallized. They show no trace of damage. This
indicates that the streaming subsurface water has damaged the older crystals but not
the younger ones. Barite in Idrija is a mineralogical rarity. But it is necessary to state
that it was found almost 100 years ago by Schrauf in Josef as well as in the Theresia
section. Barite crystals exibit in both sections a tabular habit. Fine grained barite
was found two years ago by G u d u r i ć in mineralized Carboniferous shales. It seems
that barite is more frequent that it was believed before. If its crystals are small and
white, and not of a distinct platy habit, especially underground they are hardly
discernible from dolomite and calcite, and therefore easily overlooked.
In the material of the mentioned hole were found also more than 200 entirely
438	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
transparent quartz crystals and aggregates. Prevailing are individual crystals with
a typical prismatic habit; aggregates are composed mostly of 5 to 15 crystals. No
quartz crystal shows any damage. One quartz crystal has grown even on the rounded
cinnabar granule.
Considering the characteristics of the individual components found in the mate-
rial of the hole it seems most plausible that the second generation of barite and the
just described quartz crystals are the youngest minerals of the Grübler orebody. They
crystallized after the final retreat of the streaming subsurface water.
The mass spectrometric analyses of 9 cinnabar samples demonstrated a quite
homogeneous sulfur isotope composition; ô^^S varies only from -7,57 %o to -4,35 %o,
thus in the spread of about 3 %o. The mean value amounts to -5,2 %o. The value of
cinnabar sulfur which originated in the Lower Scythian dolomite by metasomatic
processes is -7,57 %o, and of two cinnabar samples which crystallized from colloidal
and ionic solution are -7,20 %o and -4,45 %o. For six samples represented by splinters
of individual cinnabar crystals or their aggregates from the cement, as well as for one
ground cinnabar pebble from the material in the hole ô^^^S exhibits a composition
between -5,55 %o and -4,35 %o with the mean value of -4,92 %o. Is such a homogeneous
sulfur isotope composition a result of its homogenization during the mobilization?
Presented data are the first systematically collected in the frame of the planned
study of the sulfur composition of sulfides from the Idrija deposit. The data collected
up to date represent namely analyses of randomly collected samples and give
therefore only general information. Analyses of 11 cinnabar samples performed by
O z e r o v a and covorkers have shown that Ô^^^S ranges from -5,5 %o and + 8,6 %o with the
mean value of -1,1 %o. Our earlier investigations of 7 cinabar samples indicates
oscillation of ô^^S from -7,57 %o to +7,46 %o, with the mean value of about -2 %o. The
cinnabar sulfur from the Grübler orebody especially in samples from the cement of
the breccia, has consequently a more homogeneous composition than it was registred
in the former studies of the cinnabar sulfur from Idrija.
Analysed was also the isotopie composition of oxygen and carbon of 42 dolomite
specimens from the fragments of ore and dolomitic breccia, from the З'^'^, and 5^^
crust, as well as from the central part of the cement (tab. 2, fig. 18). The oxygen and
carbon isotope composition suggests that the dolomite from the fragments of the ore
and dolomite breccia is isotopically somewhat altered with regard to the carbonates
from the majority of the Mesozoic carbonate rocks in Slovenia which have been
investigated up to now. Its ôi^O varies from +23,25%o to +26,40%o, and б^^С from
-0,98%o to +l,64%o.
In contrast with the mentioned dolomite the varieties which build up the cement
of breccia, consequently in crusts and in the central part of the cement, are relativelly
depleted in i®0 and ^^c isotopes: the measurements show that b^^'O spreads from
+18,73%o to +23,97 %o, and ôi^C from -2,49%o to +0,01 %o. With respect to the crusts
it should be stated that the crust is relatively the most impoverished in i^O and ^^C
isotopes: б^^С is +19,32%o and b^^C -l,96%o. Somewhat more heavier isotopes occur in
dolomite of the 3'^ crusts: ò^^O oscillates from +19,50%o and -21,78%o, and ôi^C from
-1,11 %o and -0,56 %o. Highest and ^^c isotopes contains dolomite in the crust:
0180 exibits values between +21,85%o and +23,32%o, and òi^C between -0,61 %o and
-0,14 V
The oxygen and carbon isotope composition of dolomite from the central part of
the cement of breccias is quite variable. б^^О of the well developed dolomite crystals
varies from +18,73 %o to +21,10 %o, and б^^С from -2,49%o to -0,86%o. The dolomite of
o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	439
the central part of the cement with spotted structure is, however, distinctly enriched
with 180 and 13C: б^вО from spreads +23,25%o to +24,07%« and ô^^C from -0,14%« to
+0,23 %o.
The collected data on isotope composition of oxygen and carbon show that
dolomite from individual crust and from the central part of the cement differs in the
content of the heavier oxygen as well as of heavier carbon isotope, and it is
significant that ò^^C/ò^^O ratio has a value of 0,5 (fig. 18). Such ratio and the
established trend are usually typical for the temperature dependence of both para-
meters, and for a quite homogeneous isotopie composition of oxygen and of carbon in
solution from which dolomite in hydrothermal deposits has crystallized.
But this, af first glance simple interpretation is very probably not appropriate for
our case. Collected data namely show that the cement of breccia originated from the
percolating subsurface water. We assume that this water had a similar isotopie
composition of oxygen and carbon as that which is characteristic today for the
surface water in the region of Idrija, with б^^О averaging at -9,2%o ±0,3%o and ôi^C
at -11,5 %o ±0,5 %o. It has been found that from subsurface water with such characte-
ristics crystallize at temperature between 44 and 16°C in isotopie equilibrium
dolomite with similar isotopie composition of oxygen and carbon, as that found in the
cement of breccia.
If we assume that the dolomite crystallized in isotopie equilibrium with oxygen
and carbon from the percolating subsurface water, the differences in isotopie compo-
sition of dolomite from individual crust could be explained as a result of successive
lowering of temperature. Our basic assumption is that dolomite relatively enriched
with lighter oxygen and carbon isotope crystallized somewhat deeper, where the
temperature was higher than in the close vicinity of the surface, where due to the
lower temperature varieties of dolomite relatively enriched in heavier oxygen and
carbon isotope originated. First arose the than the and finally the 5* crust.
There exists no data about the isotopie composition of oxygen and carbon in dolomite
from the 2"<i, and б^'' crust, but on the ground of the textural relationship it is
obvious that they are younger than the previously discussed crusts.
After the lifting of the Grübler orebody into the immediate vicinity of the surface
began to crystallize from the subsurface water the dolomite belonging to the central
part of the cement. First originated dolomite in the cement with the spotted struc-
ture, later the subsurface water became somewhat richer with lighter isotope of
oxygen and carbon (perhaps because of climatic change - colder period?) and in the
cement of breccia crystallized well developed dolomite crystal and their aggregates.
Literatura
Berce, B. 1958, Geologija živosrebmega rudišča Idrija. Geologija 4, 5-62, Ljubljana.
Colbertaldo, D. di & Slavik, S. 1961, II giacimento cinabrifero di Idria in Jugosla-
via. Rendiconti della Società Mineralogica Italiana, 17, 1-22, Pavia.
Čar, J., Gregorič, V., Ogorelec, B. & Orehek, S, 1980, Sedimentološki razvoj
skitskih plasti v idrijskem rudišču. Rudarsko-metalurški zbornik 25, 1, 3-20, Ljubljana.
Dickson, F. W. & Tuneli, G. 1968, Mercury and Antimony Deposits Associated with
Active Hot Springs in the Western United States. In: Ore Deposits of the United States,
1933-1967, 1673-1701, New York.
Dickson, J. A. D. & Coleman, M. L. 1980, Changes in Carbon and Oxygen Isotope
Composition during Limestone Diagenesis. Sedimentology 27, 107-118, Oxford.
440	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
Dolenec, T., Pezdič, J., Ogorelec, B. & Mišič, M. 1985, Isotopie and Geochemi-
cal Characteristics of Mesozoic Carbonate Rocks of Slovenia (Yugoslavia), IAS Abstracts of the
Regional Meeting of Sedimentology, 554-555, Lleida, Španija.
Drovenik, M.1983, Mobilization of Ore and Gangue Minerals in Some Slovenian Mineral
Deposits. Schriftenreihe der Erdwissenschaftlichen Kommissionen, Österreichische Akademie
der Wissenschaften, 75-82, Wien.
Drovenik, M., Duhovnik, J. & Pezdič, J. 1976, Izotopska sestava žvepla v sulfidih
rudnih nahajališč v Sloveniji. Rudarsko-metalurški zbornik, št. 2-3, 193-246, Ljubljana.
Gudurič, B. 1988, Živosrebrovo orudenje v »karbonskih« plasteh idrijskega rudišča.
Diplomsko delo, Ljubljana.
Kropač, J. 1912, Die Lagerstätten Verhältnisse des Bergbaugebietes Idria, Wien.
Mlakar, I. 1957, O idrijski stratigrafiji in tektoniki. Diplomsko delo, Ljubljana.
Mlakar, I. 1969, Krovna zgradba idrijsko-žirovskega ozemlja. Geologija 12, 7-72, Ljub-
ljana.
Mlakar, I. & Drovenik, M. 1971, Strukturne in genetske posebnosti idrijskega
rudišča. Geologija 14, 67-126, Ljubljana.
Mlakar, I. & Drovenik, M. 1972, Geologie und Vererzung der Quecksilberlagerstätte
Idrija. Proceedings of the Second International Symposium on the Mineral Deposits of the Alps.
Geologija 15, 47-62, Ljubljana.
Ozerova, N. A., Vinogradov, V. I., Mlakar, I., Fedorčuk, V. P. & Titov, I.
N. 1973, Izotopnyj sostav sery v rudah nekotoryh mestoroždenij zapadnoj časti sredizemnomor-
skogo rtutnoga pojasa. In: Očerki geohemii otdel'nyh elementov, 275-310, Moskva.
Pilz, A. 1915, Das Zinnobervorkommen von Idria in Krain unter Berücksichtigung
neuerer Aufschlüsse. Glückauf, 1057-1066, 1081-1084 in 1105-1109, Essen.
Placer, L. 1974-75, Strukturna analiza epigenetskega rudnega telesa Grübler v idrijskem
rudišču. Rudarsko-metalurški zbornik, št. 1, 3-28, Ljubljana.
Ramdohr, P. & Strunz, H. 1978, Klockmanns Lehrbuch der Mineralogie. Ferdinand
Enke Verlag, 876 p., Stuttgart.
Schrauf, A. 1891, Ueber Metacinnabarit von Idria und dessen Paragenesis. Jb. geol, R.
A.-A, 349-400, Wien.
Schneiderhöhn, H. 1941, Lehrbuch der Erzlagerstättenkunde. G. Fischer Verlag, Jena.
Wells, J. T. & Ghiorso, M. S. 1988, Rock Alteration, Mercury Transport, and Metal
Deposition at Sulphur Bank, California. Economic Geology, 83, 3, 606-618, Lancaster.
White, D.E. 1981, Active Geothermal System and Hydrothermal Ore Deposits. Economic
Geology, Seventy-Fifth Anniversary Volume 1905-1980, 392-423, Lancaster.
Varekamp, J. C. & Buseck, P. R. 1984, The speciation of mercury in hydrothermal
systems, with applications to ore deposits. Geochimica et Cosmochimica Acta, Pergamon Press,
48, 1, 177-185, New York.
o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	441
Tabla - Plate 1
SI. 1 - Fig. 1
Tanki cinabaritni filmi ob stikih
med dolomitnimi zrni. Odsevna
svetloba
Thin films of cinnabar on the do-
lomite grains boundaries. Reflec-
ted light
SI. 2 - Fig. 2
Nepravilna cinabaritna polja se
prepletajo med dolomitnimi zrni
in vsebujejo njihove vključke. Od-
sevna svetloba
Irregular cinnabar patches inter-
weave between dolomite grains
and contain their inclusions. Re-
flected light
SI. 3 - Fig. 3.
Slabo orudeni dolomitni klast leži
v bogato orudenem dolomitnem
vezivu. Odsevna svetloba
Poorly mineralized dolomitic
clast in well mineralized dolomite
matrix. Reflected light
442	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
Tabla 2 - Plate 2
SI. 1 - Fig. 1
Evhedralna dolomitna zrna »pla-
vajo« v cinabaritni osnovi. Od-
sevna svetloba
Euhedral cinnabar grains »flo-
ating« in cinnabar matrix. Reflec-
ted light
SI. 2 - Fig. 2
Cinabaritna zrna v prvi skorji
(zgoraj) so zrastla na orudenem
dolomitnem kosu (spodaj). Od-
sevna svetloba
Cinnabar grains occuring in the
first crust (above) have grow^n on
the fragment of mineralized dolo-
mite (below). Reflected light
SI. 3 - Fig. 3
Tanka opna organske snovi
obrašča večja dolomitna zrna
prve skorje, vpršena pa je tudi
med dolomitna zrna druge skorje
(zgoraj). Belo je cinabarit. Od-
sevna svetloba
Thin film of organic matter coats
larger dolomite grains of the first
crust and is disseminated also
between dolomite grains of the se-
cond crust (above). White is cin-
nabar. Reflected light
o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	443
Tabla 3 - Plate 3
SI. 1 - Fig. 1
Drobna cinabaritna zrnca so ena-
komerno razvrščena v organski
snovi. Mlajši cinabarit obdaja po-
lje iz organske snovi in cinabarita
ter nadomešča dolomitna zrna.
Odsevna svetloba
Finely peppered cinnabar unifor-
mly dispersed in organic matter.
Younger cinnabar surrounds or-
ganic matter-cinnabar patch and
replaces dolomite grains. Reflec-
ted light
SI. 2 - Fig. 2
Majhna, nepravilna zrnca cinaba-
rita v organski snovi. Odsevna
svetloba
Tiny irregular cinnabar grains in
organic matter. Reflected light
SI. 3 - Fig. 3
Okroglo polje organske snovi
z vpršenimi drobnimi cinabarit-
nimi zrni leži v mlajšem cinaba-
ritu. Odsevna svetloba
Rounded patch of organic matter
peppered by tiny cinnabar grains
lies in younger cinnabar. Reflec-
ted light
444	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
Tabla 4 - Plate 4
SI. 1 - Fig. 1
Majhna kremenova in dolomitna
zrna šeste skorje (zgoraj) se vraš-
čajo med lepo razvita, večja zrna
pete skorje (spodaj). Odsevna
svetloba
Small quartz and dolomite grains
(above) of the sixth crust grow
between the well developed larger
dolomite grains of the fifth crust
(below). Reflected light
SI. 2 - Fig. 2
Idiomorfna cinabaritna zma vse-
bujejo korodirane dolomitne in
kremenove ostanke. Odsevna po-
larizirana svetloba
Euhedral cinnabar grains include
corroded dolomite and quartz
remnants. Reflected light
SI. 3 - Fig. 3
Vključki organske snovi v obrob-
nih delih dolomitnih zm. Odsevna
svetloba
Peripheral parts of dolomite gra-
ins show inclusions of organic
matter. Reflected light

o živosrebrovi rudi iz rudnega telesa Grübler v Idriji	445
Tabla 5 - Plate 5
SI. 1 - Fig. 1
Cinabarit in dolomit vsebujeta
majhne kroglice organske snovi.
Odsevna svetloba
Small globules of organic matter
in cinnabarite and dolomite.
Reflected hght
SI. 2 - Fig. 2
Kolomorfno polje organske snovi
vsebuje tanke cinabaritne skorje.
Obraščata ga dolomit in cinaba-
rit. Odsevna svetloba
Botryoidal organic matter inclu-
des thin cinnabar crusts and is
surrounded by younger dolomite
and cinnabar. Reflected light
SI. 3 - Fig. 3
Počeno kolomorfno polje organ-
ske snovi s tankimi cinabaritnimi
skorjami povezuje mlajši cinaba-
rit. Odsevna svetloba
Cracked botryoidal organic mat-
ter with thin cinnabar crusts ce-
mented by younger cinnabar. Re-
flected light
446	Matija Drovenik, Tadej Dolenec, Bojan Režun & Jože Pezdič
Tabla 6 - Plate 6
SI. 1 - Fig. 1
Zelo drobnozrnati cinabarit (Ci)
ki je nastal pri kristalizaciji HgS
gela obdaja mlajši različek (C2), ki
je kristaliziral iz ionske raztopine.
Odsevna svetloba
Tiny cinnabar grains (Ci) origina-
ted during crystallization of HgS
gel are surrounded by younger va-
riety (C2) which crystallized from
ionic solution. Reflected light
SI. 2 - Fig. 2
Prejšnja slika pri navzkrižnih ni-
kolih. Lepo vidimo okrogla drob-
nozrnata cinabaritna polja, ki jih
obdajajo nekoliko večja cinaba-
ritna zrna
Previous figure at crossed niçois.
Round, finegrained cinnabar ag-
gregates surrounded by somewhat
larger cinnabar grains are well vi-
sible
SI. 3 - Fig. 3
Peresasta struktura cinabarita je
pri navzkrižnih nikolih dokaj lepo
opazna. Odsevna svetloba
Featherlike texture of cinnabar is
quite well visible under crossed
niçois. Reflected light