Narodna In univerzitetna knjižnica v Ljubljani
115706
RAZPRAVE IN POROČILA — 15. KNJIGA ANSACTIONS AND REPORTS — VOLUME 15
PROCEEDINGS
of the 2nd International Symposium on the Mineral Deposits of the Alps
Št BLED 1971 & %
GEOLOGIJA — RAZPRAVE IN POROČILA — 15. KNJIGA GEOLOGICAL TRANSACTIONS AND REPORTS — VOLUME 15
PROCEEDINGS
of the 2nd International Symposium on the Mineral Deposits of the Alps
»	M
Vfe BLED 1971 £f
115706
Edited by
Štefan KOLENKO, Geološki zavod, 61 000 Ljubljana, Parmova cesta 33
Printed by
Tiskarna LJUDSKE PRAVICE, Ljubljana, Kopitarjeva ulica 2
CONTENTS
Proceedings of the Second International Symposium on the Mineral
Deposits of the Alps.................... 7
Preface..........(.i ■ .; ; t-......................7
General Proceedings . . ......................................9
Honorary Committee........................................11
Organizing Committee...................11
The Program of Symposium..................................12
List of Attending Members..................................16
List of Students.....................23
Welcome Addresses........................................25
Terminal Discussion....................38
Excursions........................40
Sectional Meetings
Section A: Mineral Composition and Origin of the Ore Deposits.....45
1. Mlakar und M. Drovenik
Geologie und Vererzung' der Quecksilberlagerstatte Idrija.....47
Geological Structure and Mineralization of the Idrija Ore Deposit . . 60
M. Mittempergher
The Paleogeographical, Lithological and Structural Controls of Uranium
Occurrences in the Alps.................63
M. Protič, S. Radoševič und K. Grad
Terrigene Permablagerungen als uranfiihrende Sedimente in Slovvenien 77
Terrigenous Permian Sediments as the LJranium-Bearing Formation in
Slovenia.......................88
V. Jokanovič, S. Radoševič, and M. Ristič
The Uranium Deposit of Zirovski Vrh.............91
F. Drovenik, M. Drovenik und K. Grad
Kupferfiihrende Grodener Schichten Sloweniens......... 95
Copper-Bearing Groden Beds of Slovenia............106
^ L. Brigo e D.di Colbertaldo
Un nuovo orizzonte metallifero nel Paleozoico delle Alpi Orientali . 109
A New Ore Horizon in the Paleozoic Rocks of the Eastern Alps . . . 121
O. Schulz
Neuergebnisse tiber die Entstehung palaozoischer Erzlagerstatten am
Beispiel der Nordtiroler Grauvvackenzone..........125
New Results on the Origin of Paleozoic Ore Deposits from the Example
of the North Tyrolean Greywacke Zone...........138
H. Unger
Die Kupfer- und Schwefelkies-Lagerstatten (Alpine Kieslager) im
Bereich der Nordlichen Grauwackenzone..........141
Chalcopyrite and Pyrite Ore Deposits (Alpine Pyrite Ore Deposits)
in the Northern Alpine Greywacke Zone...........154
C. Brusca, G. Dessau, M. Leroy-Jensen, and G. Perna
The Deposits of Argentiferous Galena within the Bellerophon For-
mation (Upper Permian) of the Southern Alps........159
F.	Bakos, A. Brondi, and G. Perna
The Age of Mineral Deposits in the Permian Volcanites of Trentino-
Alto Adige (Northern Italy)...............181
G.	Padalino, S. Pretti, S. Tocco, and M. Violo
Some Examples of Lead-Zinc-Barite Depositions in Karstic Environ-
ments........................195
G.	C. Amstutz
Observational Criteria for the Classification of Mississippi Valley-
Bleiberg-Silesia Type of Deposits.............207
H.-J.	Schneider
The Problem of the Ore-Mobilization and -Transport in the Lead-Zinc-
Ore Deposits of the Ost-Alpine Middle Triassic Beds......217
W. Tufar
Neue Aspekte zu Problem der ostalpinen Spatlagerstatten am Beispiel
einiger Paragenesen vom Ostrand der Alpen.........221
New Views on the Problem of the Siderite-Magnesite Deposits of the Eastern Alps Shown by the Example of some Parageneses from the Eastern Border of the Alps................230
Gb. Feruglio
Strutture sedimentarie nel giacimento piombo-zincifero dellArgentie-
ra, Auronzo, provincia di Belluno.............237
Small Scale Sedimentary Features in the Argentiera Ore Deposit,
Auronzo District, Province of Belluno............250
S. Brunetta e A. Pastorini
Situazione, problemi e prospettive dell'industria mineraria nella re-
gione autonoma Friuli-Venezia Giulia...........253
Situation, Problems and Prospects of Mining Industry in the Region
Friuli-Venetia Julia (Italy)................262
S. Zucchetti
Caratteri lito-mineralogici e genetici dei giacimenti di talco della Val
Germanasca nelle Alpi Occidentali (Italia)..........263
Lithologic, Mineralogic, and Genetic Characteristics of the Val Germanasca Tale Deposits in the Eastern Alps (Italy).......279
Lj. Barič
Hyalophan aus Zagrlski Potok bei Busovača (Zentralbosnien) .... 281 Hyalophan from Zagrlski Potok near Busovača (Central Bosnia) . . . 285
M. Socolescu
Phenomenes metallogeniques dans la province de Baia Mare .... 287 The Metallogenic Phenomena in the District of Baia Mare.....297
J. Minčeva-Stefanova
Mineral Composition and Origin of the Stratiform Polymetallic Ore Deposits in the Balkanides Compared with the Stratiform Lead-Zinc Deposits of the Alps................301
A. Giimiis
Les mineralisations alpines de la Turquie...........315
The Alpine Ore Deposits in Turkey..............324
Section B: Geochemical Characteristics of the Ore Deposits......327
P. Brdtter, K.-H. Jacob, P. Moller und U. Rosick
Verteilungsmuster der Lanthaniden in Fluoriten der Blei-Zink-Lager-
statte Bleiberg in Osterreich...............329
Distribution Pattern of Lanthanides in Fluorites from the Pb-Zn
Deposit Bleiberg in Austria...............333
L. A. Cardich-Loarte und E. Schroll
Zur Geochemie des Strontiums in den Blei-Zink-Erzmineralisationen
vom Typ Bleiberg-Kreuth und die Beziehung zu Erzgenese . . . 337
The Geochemistry of Strontium in the Lead-Zinc Ore Minerals of
the Bleiberg-Kreuth Type and its Relation to the Ore Genesis . 342
P. Dolezel und E. Schroll
Zur Geochemie der ostalpinen Siderite............343
The Geochemistry of Siderites of the Eastern Alps.......358
S. B. Terzič
Thallium and Mercury in Minerals from the Mežica Ore Deposit . . 361
R. Valera
II comportamento geochimico del piombo e dello zinco in due serie sedimentarie mesozoiche: Monte La Nave (Prealpi Centrali) e Orgosolo (Sardegna)..................371
The Geochemical Behavior of Lead and Zine in two Mesozoic Sedi-
mentary Sequences of Monte La Nave and Orgosolo.....379
J. Kiss, and I. Cornides
Origin of the Ore Veins in Matra Mountain after Isotope Investi-
gations .......................383
Section C: Prospecting and Exploration Methods...........391
G. B. Carulli, Gb. Feruglio, G. Longo Salvador e Dario Stolfa
Risultati preliminari di una ricerca geomineraria nelle Alpi Car-
niche (Val d'Aupa e Val Pesarina).............393
Preliminary Report on a Prospecting for Zn in the Carnic Alps (Aupa
and Pesarina Valleys).................401
L. Kostelka
Prospektierungs- und ErschlieBungsmethoden in osterreichischen Blei-
Zink- und Antimonitbergbau...............405
Prospecting and Exploration Methods in Austrian Lead, Zine, and
Antimony Mining...................415
GEOLOGIJA
GEOLOGICAL RAZPRAVE IN POROČILA
TRANSACTIONS ---
AND RFPDRTS Ljubljana • Letnik 1972 »15. knjiga • Volume 15.
Proceedings
of the Second International Symposium on the Mineral Deposits of the Alps
Preface
The Slovene Geological Society, Geological Survey Ljubljana and Geological Department of the University of Ljubljana accepted the task to organize the 2nd International Symposium on the Mineral Deposits of the Alps. They resolved to continue the way of the lst Symposium at Trento, i. e. to advance the prospecting and mining in the region of the Alps.
When the three Slovene geological institutions decided to organize this international meeting they realized the great responsibility towards the geologists of various countries and the Slovenian community which understandingly supported them. This post-Sessional volume, published by the editorial board of the bulletin GEOLOGIJA, consists of two parts: the General Proceedings and the Sectional Meetings. The first one should give an all-round picture of the Symposium presenting the course of its programme day-to-day and the list of attending members. The second one contains 21 papers dealing with the mineral composition and origin of the ore deposits (Section A), 6 papers treating the geochemical characteristics of the ore deposist (Section B), and 2 papers about prospecting and exploration methods (Section C). The organizers will be glad if the participants are of the opinion that the Symposium reached its aim and if they had good impressions from Bled and other places they visited.
In the name of the Organizing Committee I thank sincerely ali the participants for their effort and cooperation and I wish them a successful work till the next meeting.
Matija Drovenik President of the Organizing Committee
Fig. 1. Bled
Photograph by Professor Mirko Kambič
GENERAL PROCEEDINGS
HONORARY COMMITTEE President
Slavko Papler, Director, Geological Survey Ljubljana Members
Robert Blinc, Correspondent Member, Slovene Academy of Sciences and Arts Marjan Dolenc, President, Slovene Geological Society Jože Duhovnik, Geological Department, University of Ljubljana Albert Ivančič, Director, Zasavje Collieries, Trbovlje Stanko Kajdii, President of the Radovljica County Council Ivo Klemenčič, Deputy Secretary of Commerce of the Socialist Republic Slo-venia
Leopold Krese, President, Slovene Chamber of Commerce Ludvik Mali, Director, Velenje Lignite Mine
Drago Ocepek, Dean, School of Science and Technology, University of Ljubljana Ernest Petrič, Member of the Executive Council of the Socialist Republik Slovenia
Gregor Pungartnik, Director, Mežica Lead Mine and Smelter Ivan Rakovec, Academician, Slovene Academy of Science and Arts Miloš Sulin, Director, Idrija Mercury Mine
ORGANIZING COMMITTEE
President: Matija Drovenik, Geological Department, University of Ljubljana Secretary General: Karel Grad, Geological Survey Ljubljana Press Secretary: Simon Pire, Geological Department, University of Ljubljana Excursions Secretary: Franc Drovenik, Geological Survey Ljubljana Sessions Secretary: Ferdo Miklič, Geological Survey Ljubljana Treasurer: Franc Drobne, Geological Survey Ljubljana
Members
Pavle Benedik, Geological Survey Ljubljana Jože Car, Idrija Mercury Mine
Stanko Grafenauer, Geological Department, University of Ljubljana
Milan Fabjančič, Mežica Lead Mine and Smelter
Ivan Mlakar, Idrija Mercury Mine
Kgon Lukacs, Geological Survey Ljubljana
Ivo Strucl, Mežica Lead Mine and Smelter
THE PROGRAM OF SYMPOSIUM Monday, October 4th
Opening Session
10 a. m. Welcome addresses
The sectional meetings
SECTION A: MINERAL COMPOSITION AND ORIGIN OF THE ORE DEPOSITS
Chairmen: Jože Duhovnik Albert Maucher Giuliano Perna
Ivan Mlakar and Matija Drovenik
Geologie und Vererzung der Quecksilberlagerstatte Idrija Geological Structure and Mineralization of the Idrija Ore Deposit
Chairmen: Piero Zuffardi
Walther Petrascheck Adolf Helke
Mario Mittempergher
The Paleogeographical, Lithological and Structural Controls of Uranium Occurrences in the Alps Mirko Protič, Staniša Radoševič and Karel Grad Terrigene Permablagerungen als uranfiihrende Sedimente in Slo-wenien
Terrigenous Permian Sediments as the Uranium-Bearing Formation in Slovenia Intermission
Veselin Jokanovič, Staniša Radoševič and Milan Ristič The Uranium Deposit of Zirovski Vrh Franc Drovenik, Matija Drovenik and Karel Grad Kupferfiihrende Grodener Schichten Sloweniens Copper-Bearing Groden Beds of Slovenia
11.30 a. m.
3.30 p. m. 4.10 p. m.
4.45 p. m. 5.15 p. m.
6.00 p. m.
Tuesday, October 5th
Chairmen: G. Christian Amstutz Veselin Jokanovič Jordana Minčeva-Stefanova
8.30 a. m. Luciano Brigo and Dino di Colbertaldo
Un nuovo orizzonte metallifero nel Paleozoico delle Alpi Orientali A New Ore Horizon in the Paleozoic Rocks of the Eastern Alps 9.05 a. m. Oskar Schulz
Neuergebnisse iiber die Entstehung palaozoischer Erzlagerstatten am Beispiel der Nordtiroler Grauwackenzone
New Results on the Origin of Paleozoic Ore Deposits from the Example of the North Tyrolean Greywacke Zone 9.40 a. m. Heinz Unger
Die Kupfer- und Schwefelkies-Lagerstatten (Alpine Kieslager) im Bereich der Nordlichen Grauwackenzone
Chalcopyrite and Pyrite Ore Deposits (Alpine Pyrite Ore Deposits) in the Northern Alpine Greywacke Zone 10.15 a. m. Intermission
10.45 a. m. Carlo Brusca, Gabor Dessau, M. Leroy Jensen and Giuliano Perna The Deposits of Argentiferous Galena within the Bellerophon For-mation (Upper Permian) of the Southern Alps 11.20 a. m. Francesco Bakos, Aldo Brondi and Giuliano Perna
The Age of Mineral Deposits in the Permian Volcanites of Trentino-Alto Adige (Northern Italy) 11.55 a. m. Giorgio Padalino, Salvatore Pretti, Sandro Tocco and Maurizio Violo Some Examples of Lead-Zinc-Barite Depositions in Karstic En-vironments
Chairmen: Willem Uytenbogaardt Felice Jaffe Oskar Schulz
3.30 p. m. G. Christian Amstutz
Observational Criteria for the Classification of Mississippi Valley-Bleiberg-Silesia Type of Deposits (An attempt at a brief summary) 4.05 p. m. Hans-Jochen Schneider
The Problem of the Ore-Mobilization and -Transport in the Lead-Zinc-Ore Deposits of the Ost-Alpine Middle Triassic Beds 4.40 p. m. Intermission 5 10 p. m. Werner Tufar
Neue Aspekte zum Problem der ostalpinen Spatlagerstatten am Beispiel einiger Paragenesen vom Ostrand der Alpen New Views on the Problem of the Siderite-Magnesite Deposits of the Eastern Alps Shown by the Example of some Parageneses from the Eastern Border of the Alps 5.45 p. m. Giambattista Feruglio
Strutture sedimentarie nel giacimento piombo-zincifero dell'Argen-tiera, Auronzo, provincia di Belluno
Small Scale Sedimentary Features in the Argentiera Ore Deposit, Auronzo District, Province of Belluno 6.15 p. m. Sergio Brunetta e Alberto Pastorini
Situazione, problemi e prospettive dell'industria mineraria nella regione autonoma Friuli-Venezia Giulia
Situation, Problems and Prospects of Mining Industry in the Region Friuli-Venetia Julia (Italy)
Wcdnesday, October 6th
Chairmen: Andre Emberger Antonio Arribas Dino di Colbertaldo
9.05 a. m. Stefano Zucchetti
Caratteri lito-mineralogici e genetici dei giacimenti di talco della Val Germanasca nelle Alpi Occidentali (Italia) Lithologic, Mineralogic, and Genetic Characteristics of the Val Germanasca Tale Deposits in the Eastern Alps (Italy) 9.40 a. m. Ljudevit Barič
Hyalophan aus Zagrlski potok bei Busovača (Zentralbosnien) Hyalophan from Zagrlski Potok near Busovača (Central Bosnia) 10.15 a. m. Intermission 10.45 a. m. Mircea Socolescu
Phenomenes metallogeniques dans la province de Baia Mare The Metallogenic Phenomena in the District of Baia Mare 11.20 a. m. Jordana Minčeva-Stefanova
Mineral Composition and Origin of the Stratiform Polymetallic Ore Deposits in the Balkanides Compared with the Stratiform Lead-Zinc Deposits of the Alps
11.55 a. m. Altan Gumii?
Les mineralisations alpines de la Turquie The Alpine Ore Deposits in Turkey
SECTION B: GEOCHEMICAL CHARACTERISTICS OF THE ORE DEPOSITS
Tuesday, October 5th
Chairmen: Jules Glagon
Stevan Karamata Paolo Omenetto
9.05 a. m. Peter Brdtter, Karl-Heinz Jacob, P. Moller und U. Rosick
Verteilungsmuster der Lanthaniden in Fluoriten der Blei-Zink-Lagerstatte Bleiberg in Osterreich
Distribution Pattern of Lanthanides in Fluorites from the Pb-Zn Deposit Bleiberg in Austria 10.15 a. m. Intermission
10.45 a. m. Lucio A. Cardich-Loarte und Erich Schroll
Zur Geochemie des Strontiums in den Blei-Zink-Erzmineralisationen vom Typ Bleiberg-Kreuth und die Beziehung zu Erzgenese The Geochemistry of Strontium in the Lead-Zinc Ore Minerals of the Bleiberg-Kreuth Type and its Relation to the Ore Genesis 11.20 a. m. P. Dolezel und Erich Schroll
Zur Geochemie der ostalpinen Siderite The Geochemistry of Siderites of the Eastern Alps 11.55 a. m. Slavoljub B.Terzič
Thallium and Mercury in Minerals from the Mežica Ore Deposit 3.30 p. m. Roberto Valera
II comportamento geochimico del piombo e dello zinco in due serie sedimentarie mesozoiche: Monte La Nave (Prealpi Centrali) e Orgo-solo (Sardegna)
The Geochemical Behavior of Lead and Zine in two Mesozoic Sedimentary Sequences of Monte La Nave and Orgosolo 4.05 p. m. Janos Kiss, and I. Cornides
Origin of the Ore Veins in Matra Mountain after Isotope Invensti-gations
(The paper was cancelled, but is included into the Symposium publication)
SECTION C: PROSPECTING AND EXPLORATION METIIODS
Tuesday, October 5th
Chairmen: Erich Schroll Peter Brdtter Philippe Lagny
5.15 p. m. A. Brondi, M. DalVAglio, R. Gragnani and C. Polizzano
Mineral Exploration for Lead and Zine in the Italian Eastern Alps (The paper is not published according to authors wishe.) 5.50 p. m. Giovanni Battista Carulli, Giambattista Feruglio, Giorgio Longo Salvador and Dario Stolfa
Risultati preliminari di una ricerca geomineraria nelle Alpi Car-niche (Val d'Aupa e Val Pesarina)
Preliminary Report on a Prospecting for Zn in the Carnic Alps (Aupa and Pesarina Valleys) 6.25 p. m. Ludwig Kostelka
Prospektierungs- und Erschliefiungsmethoden im osterreichischen Blei-Zink- und Antimonitbergbau
Prospecting and Exploration methods in Austrian Lead, Zine and Antimony Mining
Plenary session Wednesday, October 6th
3.30 p. m. Terminal discussion
RECEPTIONS
Monday, October 4*h 1971
7.30 p. m. Reception for attending members and accompanying persons at Hotel Golf, sponsored by Stanko Kajdiž, President of the Radovljica County Council
Wednesday, October 6th, 1971
6.30 p. m. Reception for attending members and accompanying persons at Hotel Toplice, sponsored by Slavko Papler, Director, Geological Survey Ljubljana.
LADIES PROGRAMME Monday, October 4»h 1971
Tour of Bled
Tuesday, October 5»h, 1971
Excursion to Ljubljana and Postojna
Wednesday, October 6th, 1971
Excursion to Bohinj and Vogel
EXCURSIONS October repeated October 8'h 1971
Excursion A: Idrija and Žirovski vrh, round trip 190 kms
October 7th, repeated October 8»> 1971 Excursion B: Žirovski Vrh and Idrija, round trip 190 kms October 7"», repeated October 8'" 1971
Excursion C: Mežica, round trip 360 kms
LIST OF ATTENDING MEMBERS
ALBANIA
Bakalli Murat Figiri
Ministry of Industry and Mining
Tirane
Caslli Mustafa Hakki
Institute of Studies and Projects for
Geological and Mining Works Rruga Hoxha Tahsin Tirane Kadri Gjata
Enterprise for Geology "Bajram Curri" Bajram Curri Llambi Vangjel Langore Geophysical Interprise Tirane Tirane
AUSTRIA
Anderle Nikolaus
Geologische Bundesanstalt Wien
A-1031 Wien III, Rasumofskygasse 23
Ceipek Norbert
Institut fur Prospektion, Montanisti-
sche Hochschule Leoben A-8700 Leoben Eckhart Erviin Bleiberger Bergwerks-Union A-9530 Bleiberg Hajek F. Harald
Osterreichische Alpine Montangesell-schaft
A-8700 Leoben, Peter-Tunnerstrasse 15 Holzer F. Herwig Geologische Bundesanstalt Wien A-1031 Wien III, Rasumofskvgasse 23
Kostelka Ludwig
Bleiberger Bergwerks-Union
A-9010 Klagenfurt, Radetzkystrasse 2
Neubauer W. H. Austromineral
A-1040 Wien IV, Lothringerstrasse 4 Neuivirth Kurt
Bergbau- und Mineralgesellschaft A-1030 Wien III, Fasangasse 9 Petrascheck Walther Montanistische Hochschule Leoben Institut fur Geologie A-8700 Leoben, Erzherzog Johann-
Strasse 10 Polegeg Siegfried
Montanistische Hochschule Leoben
Institut fur Prospektion
A-8700 Leoben, Franz-Josefstrasse 16
Punzengruber Klaus Montanistische Hochschule Leoben Institut fiir Prospektion A-8700 Leoben, Franz-Josefstrasse 16 Rainer Hermanu	,
Bleiberger Bergwerks-Union A-9530 Bleiberg Riehl-Herwirsch Georg Technische Hochschule, Institut fur
Geologie A-1040 Wien IV, Karlsplatz 13 Schroll Erich Grundlageninstitut BVFA A-1030 Wien III, Arsenal Objekt 210 Schulz Oskar
Institut fiir Mineralogie und Petro-
graphie der Universitat Innsbruck A-6020 Innsbruck, Universitatsstrasse 4 Sommer Dieter
Bergbau- und Mineralgesellschaft A-1030 Wien III, Fasangasse 9
BELGIUM
Cnudde Jean Pierre University of Ghent, Geological Institute
B-9000 Gent, Rozier 44 Gosseye Alain S. A. ETERNIT B-2920 Kapelle-op-den-Bos
BULGARIA
Minčeva-Stefanova Jordana B"lgarska akademija na naukite, Geo-logičeski institut »Strašimir Dimi-trov«
Sofija — XIII, kvart Geo Milev, Ulica 36, bi. 2
CANADA
Cook Barry COMINCO LTD. Vancouver 5
365-1155 West Georgia, British Co-lumbia
CZECHOSLOVAKIA
C hrt Jifi
Praha — 1, Narodni 7 Konečny Stanislav Geologicky ustav D. S tura Bratislava, Mlynska dolina 1
DENMARK
Ghisler Martin University of Copenhagen DK-1350 Kobenhavn K., Ostervoldga-de 5
FRANCE
Aicard Pierre
Bureau de Recherches Geologiques et Minieres
75 Pariš 15e, 74 Rue de la Federation Bazin Dominique
Service Geologie Miniere de la S.N.PA. 64 Pau, 26, Avenue des Lilas Dabrowski H. Universite de Grenoble Grenoble
Ducros Jean Bernard Universite de Grenoble Grenoble Emberger Andre
BRGM, Comite de Redaction Carte
Metallogenique de 1'Europe 45 Orleans, B. P. 6009 Glacon Jules
Laboratoire de Geologie Appliquee
Universite de Pariš VI Pariš V, 11, Quai St-Bernard, Tour 16 Lagny Philippe
Ecole des Mineš, Institut National Po-
lytechnique de Nancy 54 Nancy, Pare de Saurupt Mainquet Suarez
Service Geologie Miniere de la S.N.PA. 64 Pau, 26, Avenue des Lilas Maisonneuve Jacques Faculte des Sciences, Department de
Geologie et Mineralogie 63 Clermont-Ferrand, 5, Rue Kessler Meloux Jean
Bureau de Recherches Geologiques et Minieres
38 Meylan, 17, Chemin des Acacias Peronne Yves
Bureau de Recherches Geologiques et
Minieres 06 Cannes la Bocca, B. P. 18 Poty Bernard
Centre de Recherches Petrographiques
et Geochimiques 54 Vandoeuvre, Casse officielle no. 1
GERMANY
Amstutz G. Christian Mineralogisch-Petrographisches Institut der Universitat Heidelberg
D-69 Heidelberg 1, Postfach 840, Ber-liner StraBe 19
Bodechtel Johann
Institut fiir allgemeine und angewandte Geologie und Mineralogie der Universitat Miinchen D-8 Miinchen 2, LuisenstraBe 37
Bratter Peter
Institut fur Lagerstattenforschung der
Technischen Universitat Berlin D-l Berlin 12, HardenbergstraBe 42
Diab Gassan
Institut fur Lagerstattenforschung der
Technischen Universitat Berlin D-l Berlin 12, HardenbergstraBe 42
Fruth Irmin
Institut fiir allgemeine und angewandte Geologie und Mineralogie der Universitat Miinchen D-8 Miinchen 2, LuisenstraBe 37
Helke Adolf
Mineralogisches Institut der Universitat
65 Mainz, Saarstrafie 21 Holl Rudolf
Institut fur allgemeine und angewandte Geologie und Mineralogie der Universitat Miinchen D-8 Miinchen 2, LuisenstraBe 37
Jacob Karl-Heinz
Institut der Lagerstattenforschung der
Technischen Universitat Berlin D-l Berlin 12, HardenbergstraBe 42
Klemm Dietrich
Institut fiir allgemeine und angewandte Geologie und Mineralogie der Universitat Miinchen D-8 Miinchen 2, LuisenstraBe 37
Lazar Konstantin
Mineralogisch-Petrographisches Institut der Universitat Heidelberg D-69 Heidelberg 1, BerlinerstraBe 19
Maucher Albert
Institut fiir allgemeine und angewandte Geologie und Mineralogie der Universitat Miinchen D-8 Miinchen 2, LuisenstraBe 37
Moh Giinther
Mineralogisch-Petrographisches Institut der Universitat Heidelberg D-69 Heidelberg 1, BerlinerstraBe 19
Roethe Gustav
Institut fiir Lagerstattenforschung der
Technischen Universitat Berlin D-l Berlin 12, HardenbergstraBe 42
2 — Geologija 15
17
Scherreiks Rudolf
Institut fur allgemeine und angewandte Geologie und Mineralogie der Universitat Mtinchen D-8 Miinchen 2, LuisenstraBe 37 Schneider Hans-Jochen Freie Universitat Berlin, Lehrstuhl fur
Angewandte Geologie D-l Berlin 33, Wichernstra6e 16 a Tufar Werner
Mineralogisches Institut der Philipps-
Universitat D-355 Marburg/Lahn, Deutschhaus-
straBe 10 Unger J. Heinz
D-8261 Ampfing/Obb., Hofgasse 11 Walenta Kurt
Institut fur Mineralogie und Kristall-
chemie der Universitat Stuttgart D-7 Stuttgart-N, Herdweg 5 Weber-Diefenbach Klaus Institut fiir allgemeine und angewandte Geologie und Mineralogie der Universitat Miinchen D-8 Miinchen 2, LuissenstraBe 37 Wilke Albrecht
Institut fiir Lagerstattenforschung der
Technischen Universitat Berlin D-l Berlin 12, HardenbergstraBe 42
HUNGARY
Meszaros Jozsef
Magyar Allami Foldtani Intezet Budapest XIV, Nepstadion u. 14
ITALY
Acquaroni Paolo Maria
Ammi S. p. A.
Roma, Via Molise 11
Arisi Maria Amalia
Scuola Media Statale di Salo (Brescia)
40137 Bologna, Via Tambroni 12
Bakos Francesco
35100 Padova, Via P. P. Vergerio 10 Brigo Luciano
Cattedra di Giacimenti Minerari Universita degli Studi 20133 Milano, Via Botticelli 23 Brondi Aldo
CNEN-Laboratorio Geominerario C.
S. N. della Casaccia 00060 S. Maria de Galeria (Roma) Brunetta Sergio Industria e Commercio
Regione Autonoma Friuli-Venezia Giu-lia
Trieste, Via Trento 2 Brusca Carlo
Societa Mineraria e Metallurgica di
Pertusola Roma, Piazzale Flaminio 9
Carmignani Luigi
Istituto di Geologia dell'Universita
56100 Pisa, Via S. Maria 53
Carulli Giovanni Battista
Istituto di Mineralogia e Petrografia
Universita di Trieste
34100 Trieste, Piazzale Europa 1
Casotti Enrico Sigma Mineraria S. p. A. Storo (Trento)
Colbertaldo Dino di Universita degli Studi, Cattedra Giacimenti Minerari 20133 Milano, Via Botticelli 23
D'Agnolo Manuel Somiren S. p. A.
Milano, Corso di Porta Romana 68 De Cassai Silvano Miniera di Campiglia S. p. A. Milano, Via Loviano 6 De Micheli Giuseppe Montecatini Edison S. p. A. Milano, Largo G. Donegani 1/2 Dessau Gabor
Istituto di Geologia dell'Universita 56100 Pisa, Via S. Maria 53 Duchi Giuseppe
Istituto di Geologia dell'Universita 56100 Pisa, Via S. Maria 53 Elder G. Thomas Miniere S. R. L.
00194 Roma, Via Farnesina 272 Fadda Franco
Societa Mineraria e Metallurgica di
Pertusola Roma, Piazzale Flaminio 9 Felici Alfonso Distretto Minerario Padova, Via Bajamonti 1
Feruglio Giambattista Istituto di Miniere e Geofisica Appli-cata
Universita degli Studi di Trieste 33100 Udine, Via Tarcento 38
Gragnani Roberto
CNEN-Laboratorio Geominerario C. S.
N. della Casaccia 00060 S. Maria di Galeria (Roma)
Guissani Alberto Montecatini Edison S. p. A. Milano, Largo G. Donegani 1/2
Invernizzi Pierfranco
Societa T. Invernizzi
22040 Cortabbio, Via Dante Alighieri 6
Lauri Raffaele
Ministero Industria e Commercio Roma, Via Molise 2
Longo Salvador Giorgio Istituto di Mineralogia e Petrografia Universita degli Studi di Trieste 34100 Trieste, Piazzale Europa 1
Marbot Rene
Societa Mineraria e Metallurgica di
Pertusola Roma, Piazzale Flaminio 9
Meneganti Sabattino Distretto Minerario di Napoli 80100 Napoli, Via Fiorentini 61
Mittempergher Mario CNEN-Laboratorio Geominerario C. S.
N. della Casaccia 00060 S. Maria di Galeria (Roma)
Moretti Attilio
Servizio Geologico d'Italia
Roma, Solita San Nicola da Tolen-
tino 1/B Morgante Sergio
Istituto di Mineralogia e Petrografia
della Universita di Trieste 34100 Trieste, Piazzale Europa 1
Miinch W.F.Wolf AMMI S. p. A. Roma, Via Po 19
Murara Giuliano
Servizio Geologico Regione Trentino-
Alto Adige Trento, Piazza Dante
Natale Pietro
Istituto di Giacimenti Minerari del Po-litecnico
Torino, Corso Duca degli Abruzzi 24 Omenetto Paolo
Istituto di Mineralogia e Petrografia
Universita di Padova
35100 Padova, Corso Garibaldi 9
Padalino Giorgio Istituto Giacimenti Minerari Universita di Cagliari 09100 Cagliari, Piazza d'Armi
Pastorini Alberto
Assessorato Industria e Commercio Trieste, Via Trento 2
Perna Giuliano Distretto Minerario di Trento 38100 Trento, Via Maršala 13 Picchi Fabio Miniera di Campiglia 20121 Milano, Via Lovanio 6 Polizzano Cataldo
CNEN-Laboratorio Geominerario C. S.
N. della Casaccia 00060 S. Maria di Galeria (Roma) Ristagno Vittorio Ugo Ministero dellTndustria e Commercio Roma, Via Molise 2 Serafini Orazio AMMI S. p. A. Roma, Via Po 19 Stampanoni Giorgio Servizio Geologico d'Italia Roma, Solita S. Nicola Tolentino 1/B Stea F. Bruno AMMI S. p. A. Roma, Via Po 19 Stolfa Dario
Istituto di Mineralogia e Petrografia
della Universita di Trieste 34100 Trieste, Piazzale Europa 1 Strappa Osvaldo Minerario del Siele S. p. A. 58037 Santa Fiora (Grosseto) Tocco Sandro Universita di Cagliari Istituto Giacimenti Minerari 09100 Cagliari, Piazza d'Armi Valera Roberto Universita di Cagliari Istituto Giacimenti Minerari 09100 Cagliari, Via San Lucifero 77 Violo Maurizio Istituto Giacimenti Minerari Universita di Cagliari 09100 Cagliari, Piazza d'Armi Zucchetti Stefano
Istituto di Geologia e Giacimenti Minerari del Politecnico 10129 Torino, Corso Duca degli Abruzzi 24 Zuffardi Piero Istituto Giacimenti Minerari Universita di Cagliari 09100 Cagliari, Piazza d'Armi
NETHERLANDS
Uytenbogaardt Willem Institute of Earth Sciences, Free Uni-versity
Amsterdam 11, De Boelelaan 1085
ROMANIA
YUGOSLAVIA
Socolescu Mircea
Comisia Republicana de Rezerve Geo-logice
Bucurejti, Str. Dionisie Lupu 68
SPAIN
Arribas Antonio
Departamento de Geologia y Minera-logia
Universidad de Salamanca Salamanca
Burkhalter Anel Joaquin
Empresa Nacional Adaro de Investiga-
ciones Mineras, S. A. Madrid — 6, Velazquez 138 Ortiz Ramos Antonio Empresa Nacional Adaro de Investiga-
ciones Mineras, S. A. Madrid, Serrano 116 Saenz de Santa Maria Olavarria Jesus Empresa Nacional Adaro de Investiga-
ciones Mineras, S. A. 4° C Madrid, General Peron 13 Sierra Lopez Jose
Empresa Nacional Adaro de Investiga-
ciones Mineras, S. A. Madrid, Maldonado 52
SWEDEN
Back G. Folke Foreningen G. A. K. S-77015 Blotberget Bjorkstedt Karl-Axel Granges Stal, Strassa Mine S-71052 Štora 3
SWITZERLAND
Calame Jean-Jacques Museum d'Histoire Naturelle de Geneve
1211 Geneve 6, Route de Malagnou Jaffe Felice
Department de Mineralogie de l'Uni-versite
1211 Geneve 4, 11 rue des Maraichers
TURKEY
Giimiis Altan K. T. U. Trabzon
Barič Ljudevit
Mineraloški muzej sveučilišta 41000 Zagreb, Demetrova 1 Benedik Pavle Geološki zavod Ljubljana 61000 Ljubljana, Dimičeva 16 Blatnik Vili
Rudniki svinca in topilnica Mežica 62392 Mežica Brumen Slavko
Rudniki svinca in topilnica Mežica
62392 Mežica
Buser Stanko
Geološki zavod Ljubljana
61000 Ljubljana, Parmova 33
Buzaljko Refik
Institut za geološka istraživanja 71210 Ilidža kod Sarajeva, Ustajnička
ulica br. 3 Čar Jože
Rudnik živega srebra Idrija 65280 Idrija Čebulj Avgust Geološki zavod Ljubljana 61000 Ljubljana, Dimičeva 16 Cepič Miloje
Zavod za geološka istraživanja Titograd
81000 Titograd
Dimkovski Trajan
Geološki zavod Ljubljana
61000 Ljubljana, Parmova 33
Dolenc Marjan
Geološki zavod Ljubljana
61000 Ljubljana, Parmova 33
Drobne Franc
Geološki zavod Ljubljana
61000 Ljubljana, Dimičeva 16
Drobne Katica
Odsek za geologijo FNT, Univerza v
Ljubljani 61000 Ljubljana, Aškerčeva 12 Drovenik Franc Geološki zavod Ljubljana 61000 Ljubljana, Parmova 33 Drovenik Matija
Odsek za geologijo FNT, Univerza v
Ljubljani 61000 Ljubljana, Aškerčeva 20 Duhovnik Jože
Odsek za geologijo FNT, Univerza v
Ljubljani 61000 Ljubljana, Aškerčeva 20 Fabjančič Milan
Rudniki svinca in topilnica Mežica 62392 Mežica
Florjančič A. Pavel Geološki zavod Ljubljana 61000 Ljubljana, Parmova 33
Gantar Ciril
Odsek za geologijo FNT, Univerza v
Ljubljani 61000 Ljubljana, Aškerčeva 20
Gertik Sergije
Rudarsko topioničarski basen Bor 19210 Bor, Maršala Tita 21 Grad Karel
Geološki zavod Ljubljana 61000 Ljubljana, Parmova 33
Grafenauer Stanko
Odsek za geologijo FNT, Univerza v
Ljubljani 61000 Ljubljana, Aškerčeva 20 Gregorič Vera
Odsek za geologijo FNT, Univerza v
Ljubljani 61000 Ljubljana, Aškerčeva 20 Grobelšek Erika Tovarna dušika Ruše 62342 Ruše Iskra Miran
Geološki zavod Ljubljana
61000 Ljubljana, Parmova 33
Jager Anton
Rudis Trbovlje
61420 Trbovlje
Jelič Marko
Savezni geološki zavod
11000 Beograd, Zmaj-Jovina 21
Jokanovič Veselin
Institut za geološko-rudarska istraži-vanja i ispitivanja nuklearnih i drugih mineralnih sirovina 11000 Beograd, Rovinjska 12
Jovanovič Radomir
Institut za geološka istraživanja
71210 Ilidža kod Sarajeva, Ustajnička
ulica br. 3 Karamata Stevan
Rudarsko-geološko-metalurški fakultet 11000 Beograd, Djušina 7 Kovačevič Radovan Geološki zavod Ljubljana 61000 Ljubljana, Parmova 33 Kubat Izet
Institut za geološka istraživanja 71210 Ilidža kod Sarajeva, Ustajnička
ulica br. 3 Kušej Janko
Rudniki svinca in topilnica Mežica 62392 Mežica
Lapajne Janez
Geološki zavod Ljubljana
61000 Ljubljana, Parmova 33
Lednik Jože
Rudniki svinca in topilnica Mežica 62392 Mežica
Lukacs Egon
Geološki zavod Ljubljana
61000 Ljubljana, Parmova 33
Markov Cveta
Institut za geološko-rudarska istraživanja i ispitivanja nuklearnih i drugih mineralnih sirovina 11000 Beograd, Rovinjska 12
Magdalenič Zlata
Institut za geološka istraživanja
41000 Zagreb, Koturaška c. 47
Maksimovič Zoran
Rudarsko-geološko-metalurški fakultet 11000 Beograd, Djušina 7
Miklič Fedor
Geološki zavod Ljubljana
61000 Ljubljana, Parmova 33
Miletič M. Radoslav
Rudarsko topioničarski basen Bor
19210 Bor
Miličič N. Miodrag
Rudarsko topioničarski basen Bor
19210 Bor
Milojevič Radiša
Institut za geološka istraživanja
71210 Ilidža kod Sarajeva, Ustajnička
ulica br. 3 Mioč Pero
Geološki zavod Ljubljana 61000 Ljubljana, Parmova 33
Mlakar Ivan
Rudnik živega srebra Idrija 65280 Idrija Omaljev Veliko
Institut za geološko-rudarska istraživanja i ispitivanja nuklearnih i drugih mineralnih sirovina 11000 Beograd, Rovinjska 12
Orehek Saša
Geološki zavod Ljubljana 61000 Ljubljana, Parmova 33
Osterc Valerija
Odsek za geologijo FNT, Univerza v
Ljubljani 61000 Ljubljana, Aškerčeva 20
Pajovič Marko
Zavod za geološka istraživanja Titograd 81000 Titograd
Pamič Jakob
Institut za geološka istraživanja 712X0 Ilidža kod Sarajeva, Ustajnička
ulica br. 3 Papler Slavko Geološki zavod Ljubljana 61000 Ljubljana, Dimičeva 16 Pavlovec Rajko Mladinska knjiga 61000 Ljubljana, Titova 3 Pensa Arsen Rudis Trbovlje 61420 Trbovlje Pire Simon
Odsek za geologijo FNT, Univerza v
Ljubljani 61000 Ljubljana, Aškerčeva 20 Pleničar Mario
Odsek za geologijo FNT, Univerza v
Ljubljani 61000 Ljubljana, Aškerčeva 12 Pohar Janez
Odsek za geologijo FNT, Univerza v
Ljubljani 61000 Ljubljana, Aškerčeva 12 Pohar Vida
Odsek za geologijo FNT, Univerza v
Ljubljani 61000 Ljubljana, Aškerčeva 12 Premru Uroš Geološki zavod Ljubljana 61000 Ljubljana, Parmova 33 Prestor Majda
Odsek za geologijo FNT, Univerza v
Ljubljani 61000 Ljubljana, Aškerčeva 20 Protič Mirko
Rudarsko-geološko-metalurški fakultet
Beograd 11000 Beograd, Djušina 7 Purič Desimir
Institut za geološko-rudarska istraživanja i ispitivanja nuklearnih i drugih mineralnih sirovina 11000 Beograd, Rovinjska 12 Radoševič Staniša
Institut za geološko-rudarska istraživanja i ispitivanja nuklearnih i drugih mineralnih sirovina 11000 Beograd, Rovinjska 12 Rakič Slobodan
Rudarsko-geološko-metalurški fakultet
Beograd 11000 Beograd, Djušina 7 Ramovš Anton
Odsek za geologijo FNT, Univerza v
Ljubljani 61000 Ljubljana, Aškerčeva 12
Reljič Dragan
Institut za geološka istraživanja 71210 Ilidža kod Sarajeva, Ustajnička ulica br. 3
Ristič Milan
Institut za geološko-rudarska istraživanja i ispitivanja nuklearnih i drugih mineralnih sirovina 11000 Beograd, Rovinjska 12
El Shaarawy Ahmed Samir Institut za geološko-rudarska istraživanja i ispitivanja nuklearnih i drugih mineralnih sirovina 11000 Beograd, Rovinjska 12 Stojanovič Božo Geološki zavod Ljubljana 61000 Ljubljana, Parmova 33
Strmole Dragica
Odsek za geologijo FNT, Univerza v
Ljubljani 61000 Ljubljana, Aškerčeva 20
Sčavničar Stjepan Mineraloško-petrografski zavod 41000 Zagreb, Demetrova 1
Šinko Branimir Geološki zavod Ljubljana 61000 Ljubljana, Parmova 33
Štern Janez
Geološki zavod Ljubljana 61000 Ljubljana, Parmova 33
Štrucl Ivo
Rudniki svinca in topilnica Mežica 62392 Mežica
Terzič Momčilo
Rudarsko topioničarski basen Bor 19210 Bor Terzič Slavoljub
Rudarsko-geološko-metalurški fakultet
Beograd 11000 Beograd, Djušina 7 Tomič Radomir
Zavod za geološka i geofizička istraživanja
11000 Beograd, Karadžordževa 48 Vlaj Branko
Rudnik živega srebra Idrija
65280 Idrija
Veljkovič Dragomir
Institut za geološka istraživanja
71210 Ilidža kod Sarajeva, Ustajnička
ulica br. 3 Zivaljevič Milorad
Zavod za geološka istraživanja Ti-
tograd 81000 Titograd
LIST OF STUDENTS
Mineralogisch-Petrographisches Institut der Universitat Heidelberg (Professor Dr. G. C. Amstutz)
Adib Darius Albrecht Walter Basoglu Sitki Becker Walter Blohm Michael Chowdhury Roy-Kalpana Clasen Dietmar Eppelsheimer Daniel Grdpper Heinz Hanus Dietmar Jakubcik Alex Kurtze Wolfgang Levin Peter Muff Rolf Rehn Barbara Reinhard Dietmar Schmetzer Kari Stippich Michael Udubasa Georg Wagner Frank
Institut fur allgemeine und angewandte Geologie und Mineralogie der Universitat Munchen (Professor Dr. Albert Maucher)
Burchard U. Fleckenstein W. Gehrisch C. Haydn R. Kroll W. Lagally U. Quiel F. Schmid H. Spaeth V. Wagner H.
Mineralogisches Institut der Philipps-Universitat Marburg/Lahn (Professor Dr. Werner Tufar)
Hein Ulrich
Odsek za geologijo FNT, Univerza v Ljubljani (Professor dr. J. Duhovnik)
Anastasovski Vlado Bidovec Milan Lenarčič Terezija Nedanovski Mile Pečnik Miljan Skaberne Drago Veselič Miran Tomičevič Dragan Tomšič Janez
Fig. 2. Attending members before the opening session on the morning of
October 4, 1971 Photograph by Svetozar Busič
Fig. 3. View of the assembly at the opening session Photograph by Svetozar Busič
Welcome Addresses
Professor Matija Drovenik
President of the Organizing Committee
Most esteemed Guests and Participants of the Symposium.
Actual development of the geology, especially of the mining geology, demands not only intensive individual and team scientific research work, but also meetings of experts and scientists dealing with similar problems.
With the second Symposium on the Mineral Deposits of the Alps, the Slovene geologists realize the desire of Italian colleagues who have first organized the meeting of this kind. Let's hope that such meetings will become traditional. The Symposium wil be held under the patronage of Stane Kavčič, President of the Executive Council of the Socialist Re-public of Slovenia. I have great pleasure to welcome in the name of the Organizing Committee the attending honoured guests: Vice-president of the Executive Council of the Socialist Republic of Slovenia Tone T r i b u š o n , Member of the Executive Council of the Socialist Republic of Slovenia Ivan Zupan, President of the Radovljica County Council Stanko Kajdiž, President of the Association for Research in Science and Technology of Slovenia Professor Robert Blinc, Representative of the School of Science and Technology Professor Rudi Ahčan, General manager of Velenje Lignite Mine Ludvik Mali, General manager of Zasavje Collieries Albert Ivančič. Further I welcome cordially ali participants.
The subject of Symposium will cover some very interesting themes ranging from the origin of different mineral deposits in the Al^is to their mineral composition, geochemical characteristics, and methods of explo-ration.
Many of you will have opportunity to visit the Idrija Mercury mine, the Žirovski Vrh uranium deposit and the Mežica Lead-Zinc mine. You will get acquainted with the geological features of these deposits and the results of efforts of our geologists.
We wish that our common endeavours may considerably improve the knowledge on the mineral deposits of the Alps, as well as that aH participants remember our country with pleasure.
Eng. Tone Tribušon
Vice-President of the Executive Council of the Socialist Republic of Slovenia
Honourable Members of the Board, Members of the Symposium and dear Guests.
It is my special privilege and satisfaction to welcorne you on behalf of the President of the Executive Council of the Socialist Republic of Slovenia Stane Kavčič under whose auspicies this international meet is taking plače and to convey to you his best vvishes for much success in vour work. Due to his obhgations, which he is unablte to postpone, he regrets not having the opportunity to participate in this meeting per-sonally.
Each country, as well as ours, strives for a better knowledge of its natural resources by which I mean especiallv the mineral riches. The knowledge of natural resources is of great benefit in programming the economical and social development as well as in spacial planning and contributes thus to a more rapid economical and social progress of a country.
Slovenia has a significant mining tradition. In the Mežica mine lead and zink ore has been mined for over 300 years and the mercury ore in the Idria mine for nearly 500 years. The existence of these two very important ore deposits and the great quantity of the mined ore gives us hope that more so far unidentified ore deposits could be hidden in the Slovenian territory. The basic goal of our mining geologists is, if our expectations are realistic, to find these hidden deposits.
I am convinced that the Second International Symposium on Mineral Deposits in the Alps will result in a fruitful exchange of experiences by specialists and scientists dealing with similar problems. We hope that their existing contacts will become even better especially so among the specialists working on research of the deposits in the eastern Alps, where similar geological situations exist in the neigbouring countries.
The lectures and discussions of the symposium will result in new perceptions which will help you in your future work, and sooner or later bring apparent practical results to our countries.
I would like to express my best wishes for much success in your work and for a pleasant stay in the Socialist Republic of Slovenia.
Professor Robert Blinc
President of the Association for Research in Science and Technology of Slovenia
Dear Mr. Chairman, Ladies and Guests, and ali Participants.
I would like to greet you in the name of the Research Association of Slovenia and extend you my personal welcome and the welcome of, I would say, ali the scientific community of Slovenia. We wish you ali great success in the work which you are going to do here. I do not mean only in the work here, but also in the work which I think it is much more important, namely in the work which you will do later. And I am sure that the new knowledge which will arise as a result of the discussions
and lectures at this Symposium will greatly contribute to the development of the science in Slovenia and also to the development of science in ali other countries. I would particularly like to stress the fact I was told that there are representatives of 18 different countries here. I would like to welcome ali of them and wish you once more many great success in the work.
Stanko Kajdiž
President of the County Council of Radovljica
Honourable President, dear Members of the international Symposium.
It is my special privilege to welcome you on behalf of the County Council and on my own behalf.
We have been especially honoured by vour decision to meet here at Bled in order to discuss significant questions of this important field of science. Your proposed syllabus is extensive and it is your purpose to contribute with your work, knowledge and experience to make this symposium a success. The people of Bled are pleased to receive their guests with courtesy and hospitality. But their privilege is even greater when they have the opportunity to welcome such guests who come to Bled in order to meet and work.
I am convinced that you will have a niče and pleasant stay with us and that you will be able to do your work in the best conditions.
Let me wish you much success in your work and, which is equally important for a pleasant stay with us, a lot of sunshine in our beautiful Bled.
Ing. Marjan Dolenc
Prasident der Slowenischen Geologischen Gesellschaft
Meine Damen und Herren.
Vor fiinf Jahren tagte in Trento und Passo della Mendola das erste Internationale Symposium ilber die nutzbaren Lagerstatten der Alpen. Dieses Treffen wurde von der Region Trentino-Alto Adige zusammen mit den Behorden, der Wirtschaftskammer und dem Kulturzentrum der Katholischen Universitat von Milano angeregt und unter das Patronat des Nationalen Forschungsrates gestellt. Angesichts der gewonnenen Re-sultate wurde zum SchluB des Symposiums der Wunsch ausgesprochen, dafi ein neues Treffen die Ergebnisse des ersten Symposiums vertiefen und mit neuen Erfahrungen befruchten soli. So wurde Ende 1968 seitens des Sekretariats des Internationalen Symposiums iiber die nutzbaren Lagerstatten der Alpen die Organisation des zweiten Treffens in Jugo-slawien angeregt.
Die Untersuchungsarbeit wie auch die Ausnutzung der Lagerstatten, besonders noch in einem geologisch-tektonisch so komplizierten Gebiet, wie es die Alpen sind, bringen immer wieder neue Probleme mit. Die notwendigen Forschungsarbeiten geben neue Erkenntnisse, die um so groEer sind, je enger die Zusammenarbeit der fachlich verwandten Forscher
ist. Deswegen hoffen wir, daB diese Tagung uns allen viele neue Ideen, Vertiefung des Wissens und Nutzbarmachung der Erfahrungen geben wird.
Wir sind der Meinung, daB man den begonnenen Austausch von Erfahrungen und Forschungsergebnissen auch weiterhin praktizieren solite. Deswegen haben wir uns an die osterreichischen Kollegen gewandt mit dem Vorschlag, bei ihnen das dritte Symposium zu organisieren. Ich habe die Ehre Ihnen mitzuteilen, daB die Geologische Bundesanstalt in Wien zusammen mit der Montanistischen Hochschule in Leoben sich verpflichtet haben, die Organisation des dritten Symposiums, das im Jahre 1976 wahrscheinlich in Leoben stattfinden soli, zu ubernehmen. Diese Tagung soli besonders den Problemen der Spatvererzungen gewidmet sein.
Meine Damen und Herren! Im Namen der Slowenischen geologischen Gesellschaft heiBe ich Sie herzlichst willkommen mit dem Wunsch, daB diese Tagung uns allen das geben wird, was wir von ihr envarten. Gliickauf!
Professnre Giuliano Perna Jtalia
Signor Vicepresidente della Repubblica Slovena, Signor Presidente del Comitato Organizzatore, Signore, Signori.
Nel settembre 1966 si tenne al Passo della Mendola, presso Trento, il 1° Symposium Intemazionale sui Giacimenti Minerari delle Alpi, che organizzammo nel preciso intento di fare il punto sulle conoscenze delle mineralizzazioni della catena alpina.
Facendomi interprete delle richieste degli studiosi allora convenuti in Italia, ho chiesto agli amici sloveni di organizzare il II0 Symposium, ben conoscendo come in Jugoslavia siano sentiti i problemi minerari ed avendo piu volte avuto occasione di visitarne le belle e ricche miniere.
Al Symposium di Trento abbiamo risolto alcuni quesiti ma molti altri si sono posti e sopratutto abbiamo potuto constatare che le mineralizzazioni della catena alpina sono di tipo, eta, genesi estremamente varia e che nonostante sulle nostre montagne si coltivino miniere da oltre 2000 anni, rimane ancora qualcosa da scoprire e da studiare. I dati ottenuti da questi studi sono poi fondamentali per completare il complesso quadro geologico delle Alpi mentre d'altro canto i nuovi studi geologici ci consentono di meglio comprendere i complessi fenomeni minerogenetici.
I dati e le conoscenze acquisite ci consentiranno, lo spero vivamente, non solo di accrescere le nostre conoscenze scientifiche ma anche di con-tribuire, quale e nostro dovere, al progresso economico dei nostri Paesi, delle nostre genti e dei minatori e tecnici che con noi collaborano stretta-mente in questa opera.
Signori
io vi porgo, a nome del Comitato« Scientifico del 1° Symposium Intemazionale sui Giacimenti Minerari delle Alpi ed a nome del Consiglio Nazionale delle Ricerche, i migliori auguri per un proficuo lavoro e per una piena riuscita di questo convegno e vi auguro le migliori fortune per le ricerche che state conducendo nei vostri paesi.
Ho l'onore di consegnare al Presidente del Comitato Organizzatore una copia degli atti del nostro primo simposio e la medaglia rioardo che allara fu distribuita e che reca lo stemma della cita di Trento ed il suo motto: MONTES ARGENTUM MIHI DANT NOMENQUE TRIDENTUM a ricordo della antica civilta mineraria della nostra citta, che vanta con il CODEX WANGIANUS del 1215, il piu antico codice minerario del mondo.
Signori
voglio qui concludere con 1'antico augurio dei minatori: Buona fortuna, Gluckauf!
Professor Walther Petrascheck Osterreich
Verehrte Versammlung,
Als einer der Teilnehmer aus Osterreich erlaube ich mir, im Namen meiner Landsleute den slovvenischen Kollegen sehr herzlich fiir die Tagung, die sie veranstalten, zu danken. Die geologische Wissenschaft unserer beiden Lander hat eine gemeinsame lange Vergangenheit. Eine Vergangenheit, die heute riickblickend und historisch in einem freund-licheren Lichte gesehen wird als sie etwa vor 50 Jahren erschienen war. Aber dariiber hinaus hat die Lagerstattenforschung in ganz Jugoslawien ein solches Niveau erreicht, das fiir uns beispielgebend und vorbildlich ist, und diese groBe Entwicklung ist autonom in Jugoslawien seit dem Ende des II Weltkrieges entstanden. Sie hat vielleicht drei Ursachen. Erstens, im Staatsgebiet Jugoslawiens sind Bereiche vorhanden, wo die typischen sudostmediterranen metallogenetischen Verhaltnisse vorherrschen, in de-nen unverkennbar der zeitliche, raumliche und genetische Zusammenhang zwischen alpidischen Magmatismus und Lagerstatten erkennbar ist, neben anderen Gebieten, wie etwa in Bosnien und Slowenien, wo die Herkunft der Lagerstatten weitaus zweifelhafter und diskutabler ist. Und gerade aus dieser Zweiseitigkeit der Erfahrungen sind die jugoslawischen Kollegen immer auch zu breiteren Auffassungen gekommen und haben nie einseitig die eine oder die andere Moglichkeit der Lagerstattengenese aus-geklammert. Zweitens hat Jugoslawien dank seiner politischen Lage und dank seiner Sprache die Anregungen, die aus dem Osten kamen, zu-sammen mit den Anregungen, die aus dem Westen kamen, verarbeiten und eigenstandig weiterentwickeln konnen. Und drittens hat, das darf man wohl sagen, zufolge der sozialistischen Wirtschaftsstruktur dieses Landes, die hervorragend geeignet ist, in kapitalarmen Landern die Rohstoffpro-duktion und die mineralische Rohstoffsuche zu befruchten, sich eine lagerstattengeologische Forschung entwickelt, die wir vom Standpunkt nicht nur der Qualitat, sondern auch der Zahl der daran Beteiligten, vom Osterreich aus nur mit Bewunderung verfolgen konnen. Sie haben aber anders als in manchen anderen der sozialistischen Staaten sehr bald die Fenster und die Turen geoffnet und Einblick gegeben in ihre Arbeits-statten, und fiir diesen Einblick, den sie uns auch jetzt durch diese Tagung gewahren, danken wir Ihnen recht herzlich. Gluckauf!
Fig. 4. Chairmen of the opening session. From left to right: Professor Piero Zuffardi, Professor Christian G. Amstutz, Professor Jože Duhovnik, Professor Walther Petrascheck and Professor Mircea Socolescu Photograph by Svetozar Busič
Professor Albert Maucher B. R. Deutschland
Herr Vizeprasident der Slowenischen Republik, Herr Prasident Drovenik, hohes Prasidium, meine Damen und Herren!
Mir ist heute Morgen etwas unerwartet aber doch sehr erfreulich eine sehr komplexe Aufgabe zu Teil geworden. Sie ist fast so komplex, wie die Genesis einer Lagerstatte, aber sie ist sicher nicht so umstritten. Es ist die Aufgabe, erstens einmal fiir die Einladung zu danken, fiir die Organisation zu danken, und der Versammlung hier einen guten Verlauf zu. vvunschen. Hierzu bin ich beauftragt vom Vorstand der Gesellschaft fiir Lagerstattenforschung und ich bin beauftragt von den deutschen Teil-nehmern, das heiBt von den Universitaten in Berlin, Marburg, Mainz, Heidelberg, Stuttgart und Munchen. Wir alle freuen uns auBerordentlich, daB die nun beinahe schon Tradition gewordene Diskussion iiber die Lagerstatten der Alpen in einer so schonen Form, in einem so schonen Rahmen und mit einer so ausgezeichneten Vorbereitung hier ihre Fort-setzung findet. Die Zahl der deutschen Teilnehmer zeigt, daB groBes Interesse auf unserer Seite fiir diese Diskussion besteht. Sie finden zwar in der Teilnehmerlist nur 20 Namen, dariiber sind aber iiber 30 Studenten mit hier, die an der Tagung mit teilnehmen diirfen. Eine wissenschaftliche Diskussion, wie gerade die iiber die Genese von Lagerstatten, ist immer eine Diskussion von groBen Gegensatzen, und wir prallen meistens wie
sehr scharfe Gegner aufeinander. Aber das Schone an dieser Angelegenheit ist, daB anschlieBend sich herausstellt, daB wir durch diese Diskussion und durch diese Gegensatze alle sehr gute Freunde geworden sind. Und unsere scharfsten Gegner sind meistens privat unsere groBten Freunde. Und so hoffe ich, daB auch diese Tagung so verlaufen wird, daB wir uns zwar sehr heftig streiten werden, daB jeder seine Meinung so klar und so deutlich sagen wird, wie er nur irgendwie kann, daB wir aber anschlieBend als sehr gute Freunde und auch befruchtet durch die An-regungen der Gedanken der Anderen wieder nach Hause gehen. In diesem Sinne entbiete ich Ihnen, den Teilnehmem und den Veranstaltern, ein herzliches Gliickauf.
Professore Piero Zuffardi Italia
Honourable Authorities, Ladies and Gentlemen, dear friends!
It is my privilege and my pleasure, as Vice-President of the Society of Economic Geologists and as a member of the Secretariat of the International Association on the Genesis of Ore Deposits to give you ali the heartiest greetings on behalf of those two Societies, and to express to the Organizing Committee the deepest appreciation for the very big job carried on in order to render this meeting a perfect one. And I am sure it will be so, and very important scientific results will be reached here.
I am also' sure that everybody of us, when going back at home, will remember, for a long time, this wonderful land and the kindness and friendship of our Yugoslav hosts. Thank you!
Dr. Mircea Socolescu Roumanie
J'ai 1'honneur d'etre charge par les geologues de Roumanie, par la Commission republicaine des reserves geologiques de Roumanie et surtout par son president, le Professeur academicien Codarcea, de saluer le second Symposium international sur les gisements mineraux des Alpes. La Roumanie est tres interessee aux progres de la geologie des gisements alpins, vu qu'elle possede beaucoup de gisements en liaison avec l'oro-genese alpine. Je souhaite au 2®me Symposium le meilleur succes.
Ing. Slavko Papler
Direktor der Geologischen Anstalt Ljubljana
Sehr geehrte Gaste,
erlauben Sie mir, bitte, in einigen Worten iiber Entwicklung und Stand der Geologie in der Republik Slowenien, der Gastgeberin des heutigen Treffens der Alpengeologen, zu berichten und den Mineralreichtum unserer Republik zu bewerten.
Nach dem zweiten Weltkrieg hat unsere Volksgemeinschaft im BewuBt-sein der Bedeutung mineralischer Rohstoffe flir die Volkswirtschaft der Geologie groBeren Nachdruck gegeben. Dieses Bestreben zeigte sich erstens in einer starkeren Besetzung der Lehrstiihle an der Universitat und in einer Reorganisierung des Studiums der Geologie, und zweitens in
der Griindung einer selbstandigen Geologischen Anstalt, die den geologischen Problemen auch operativ nachgehen konnte. Damit wurde die Grundlage zur schnelleren Entwicklung der Geologie und ihrer Afirmie-rung gegeben, der Gemeinschaf t aber zur besseren Kenntnis der Rohstof f-basis verholfen. Kurz darauf entwickelten die Bergbau- und andere Wirt-schaftsbetriebe, die sich mit der Nutzbarmachung mineralischer Rohstoffe befassen, auch ihre eigenen geologischen Abteilungen. In letzter Zeit folgen diesem Beispiel auch andere Wirtschaftszweige, denen zu einem erfolg-reichen Wirken geologische Kenntnisse unbedingt notwendig sind. Es handelt sich um Unternehmen, Anstalten und Planungsorganisationen, die sich mit StraBen- und anderem Tiefbau befassen, ferner solche, die auf dem Gebiet der Ausbeutung der Trink-, Thermal- und Mineralwasser tatig sind. Man kann behaupten, daB die Geologie, die einst vorwiegend dem Bergbau gedient hat, in neuerer Zeit eine immer wichtigere Rolle imTiefbau und in der Nutzbarmachung der Wasser spielt. Auf diesem Gebiet gewinnt die Ingenieur- und Hydrogeologie immer mehr an Bedeutung.
Unsere Republik ist sich der Bedeutung geologischer Forschungen fiir eine zweekmaBige Rohstoff- und Raumwirtschaft bewuBt und unterstiitzt deswegen die geologischen Grundarbeiten aus dem republikanischen Fonds fiir wissenschaftliche Forschung »Boris Kidrič«. Aus diesem Fonds werden hauptsachlich Aufgaben fundamentalen Charakters und sogenannter regionalen Forschungen finanziert, die allgemeine Bedeutung fiir den groBten Teil der Volkswirtschaft, wie Bergbau, Forstwirtschaft, Land-wirtschaft, Hoch- und Tiefbau, Fremdenverkehr und Wasserversorgung haben. So finanziert man aus diesem Fonds auch die Grunduntersuchungs-arbeiten zur Erforschung der mineralischen Rohstoffe und Mineral-, Thermal- und Trinkwasser, um moglichst bald ihr okonomisches Potential festzustellen, sowie auch andere Angaben zur Festlegung eines zweck-maBigen Raumplans auf dem Gebiet der Republik zu liefern.
Erlauben Sie mir, bitte, Sie im folgenden mit der Arbeit und dem Stand regionaler geologischen Forschungen, sowie auch mit der Rohstoff-basis unserer Republik bekanntzumachen.
I. Regionale Forschungen
Im Rahmen regionaler Forschungen werden die geologische, geophysi-kalische, hydrogeologische und ingenieurgeologische Karte hergestellt.
Die geologische Karte wird nach einheitlichen MaBstaben und Normen, die fiir ganz Jugoslawien gelten, angefertigt. Im Gelande wird im MaB-stab 1: 25 000 kartiert, die Karte selbst stellt man jedoch im MaBstab 1: 100 000 her. Bis jetzt wurden 64 °/o der gesamten Flache der Republik kartiert. Wenn man im selben Tempo weiterarbeiten wird, kann die geologische Karte Sloweniens bis Ende 1979 fertiggestellt sein.
AuBer dieser Karte ist in der Endphase der Vorbereitung auch die geologische Karte Sloweniens im MaBstab 1: 200 000, die im Jahre 1972 druckfertig sein wird.
Die regionalen hydrogeologischen Forschungen umfassen die hydro-geologische Bearbeitung der Republik. Das Endziel dieser Arbeiten sind hydrogeologische Karte im MaBstab 1 : 200 000, 1 : 100 000 und fiir inter-
ressante Gebiete der Grundwasserreservoire in Schotterablagerungen im MaBstab 1 :25 000, sowie auch die Anfertigung der Wasserbilanz. Auf diese Weise wurden der slowenische Karst und die FluBgebiete der Drau und der Mur bearbeitet. Im Laufe sind hydrogeologische Untersuchungen im FluBgebiet der Savinja, wahrend die FluBgebiete der Sava und Soča in den Jahren 1972 bis 1975 bearbeitet werden sollen. Damit wird das gesamte Gebiet der Republik durch hydrogeologische Grunduntersuchun-gen erfaBt sein.
Die regionalen ingenieurgeologischen Forschungen sind nur fiir dicht-besiedelte Gebiete und entlang der bestehenden und geplanten wichti-geren Kommunikationen vorgesehen. Die ingenieurgeologische Bearbeitung dieser Flachen besteht in der Gliederung der Oberflachenschicht nach Stabilitatsstufen auf Grund der lithologischen Beschaffenheit im Natur-zustand wie auch unter dem EinfluB des menschlichen Schaffens. Geson-dert bearbeitet sind die Seismik und die wichtigeren Erscheinungen der Unstabilitat. Bis heute wurden 4500 km2 der weiteren Umgebung von Ljubljana erforscht. In den Jahren 1973 bis 1976 ist die diesbezugliche Bearbeitung Nordost- und Ostsloweniens auf 6000 km2 geplant. Dieses Gebiet besteht hauptsachlich aus tertiaren Ton- und Mergelsedimenten, die von machtigen lehmigen Verwitterungsprodukten bedeckt sind. Wegen der spezifischen Stabilitatsbedingungen sind hier alle groBeren Bau-projekte problematisch.
Regionale gravimetrische Vermessungen wurden zuerst in sedimentaren Becken auf der Suche nach Erdol unternommen, spater aber nach einem festgelegten System auch in anderen Gebieten der Republik. Die Arbeit wurde im Sinne der fiir ganz Jugoslawien vorgeschriebenen MaBstabe durchgefiihrt. Im Drucke ist die gravimetrische Karte der Bouguerschen Anomalien.
Fiir das Gebiet Sloweniens wurden auch regionale geomagnetische Vermessungen durchgefiihrt. Da in anderen Gebieten Jugoslawiens diese Arbeiten im Riickstand sind, wird eine einheitliche magnetische Karte der SFRJ erst im Jahr 1972 erscheinen konnen.
Die Republik Slowenien ist in Bezug auf ihre kleine Flache (20 251 km2) an Rohstoffen relativ reich. Die Produktion von wichtigeren Rohstoffen und einiger Erzeugnisse, deren Herstellung in erheblichem MaB auf Rohstoffen beruht, war im Jahr 1970 wie folgt:
II. Mineralische Rohstoffe
Rohol
Erdgas
Braunkohle
Lignit
Rohblei
Rohzink
Quecksilber
Kaolin-Illit
Keramische Tone
t
Nm5
t t t
t t t t
8 159	Quarzsand
6 971 000	Dekorative Steine
2	523 000	Tuffe
3	461 000	Zement
t	285 791
m3	4 900
t	220 000
t	564 763
t	15 000
t	120 451
t	41567
t	169 502
t	639 435
24 773 Quarzhornstein 16 473 Tonerde
510 Aluminium 24 263 Roheisen 20 000 Stahl
3 — Geologija 15
33
Mit Rucksicht darauf, daB Slowenien eine stark entwickelte Eisen- und andere verarbeitende Industrie, vor allem die Aluminium-Industrie, besitzt, kann man feststellen, daB die verfiigbare Rohstoffbasis weitgehend hinter den Bediirfnissen zuriickbleibt. Hinsichtlich der Energiequellen ist Slowenien defizitar. Die Reserven an Erdol und Erdgas sind gering und kommen als Energietrager kaum in Betracht. Ebenso verfiigt Slowenien auch nicht mehr iiber okonomisch verwertbare Wasserenergie fur die Bandbelastung. Der Bau von Wasserkraftwerken wird interessant nur zur Deckung von Spitzenbelastungen. Auch die Kohlenreserven sind be-schrankt und gentigen nur noch fiir zu errichtenden Kraftwerke von 450 MW beziehungsweise von hochstens 600 MW. Der langfristige Plan fur die Versorgung Sloweniens mit konstanter Energie sieht deswegen in weitgehendem Mafie die Kernenergie vor. AuBer des ersten Atomkraft-werkes von 600 MW wird Slowenien bis 1985 fiir eigenen Bedarf noch eine zweite Anlage von wenigstens 600 MW errichten miissen. Erfolgreiche Untersuchungen der Uranerzlagerstattte in Žirovski vrh zeigen schon die Moglichkeit der Lebensdauer von Kraftwerken von ca. 1000 MW auf 25 Jahre an. Weitere In vesti erungen in Untersuchungen von Kernroh-stofien konnen uns ermoglichen die Atomkraftwerke mit eigenen Roh-stoffen zu versorgen.
Fur die Bedtirfnisse der Eisen- und Aluminiumindustrie sind wir nach wie vor an den Import des Rohstoffes aus anderen Gebieten Jugoslawiens wie auch aus dem Ausland angevviesen. Slowenien verfiigt nahmlich iiber keine okonomisch verwertbaren Eisenerze. Die Untersuchung unserer Bauxite hat einen zu hohen Gehalt an Kieselsaure ervviesen, um nach dem Bayerschen Verfahren in den heutigen Verhaltnissen und bei heutiger Technologie okonomisch verarbeitbar zu sein.
Fiir Blei und Zink ist kennzeichnend, daB die Rohstoffbasis nicht zur Deckung der Bedtirfnisse der bestehenden Verarbeitungskapazitaten reicht. Es beitehen geologische Bedingungen die Reserven durch systematische Untersuchungen und Investierungen zu erweitern. Die spezifischen In-vestierungen pro Tonne sind in Bezug auf den Charakter des Auftretens unserer Blei- und Zinkerze ziemlich hoch. In Mežica haben die bisherigen Untersuchungen zwei neue Lagerstatten ergeben — Mučevo und Topla. Die Untersuchungen laufen weiter, jetzt hauptsachlich im Raum von Urši j a gora. Ferner wurde in Slowenien noch an anderen Stellen nach Blei und Zink gesucht, und zwar Bohor-Sevnica, in Puharje bei Velenje, in Galicija-Zavrh bei Žalec und in Knape in Selška dolina. Von den genannten Vorkommen ist Puharje das meistversprechende. Alle Bohr-locher haben Blei-Zinkerz gezeigt. Der Gehalt an Pb ist 1,4 bis 8,4 an Zink 1,0 bis 28,7 °/o. Im Jahre 1972 sollen in dieser Lagerstatte die bergmannischen Untersuchungsarbeiten beginnen.
Das Quecksilber wird in unserer Republik in dem weltbekannten Berg-werk Idrija gewonnen. Nach dem zweiten Weltkrieg verfiigte Idrija iiber sehr begrenzte Erzreserven. Durch systematisches Studium der Geologie der Erzlagerstatte sowie auch der naheren und weiteren Umgebung wurden bedeutende Resultate erzielt. Der weitaus groBte Erfolg war die
Aulfindung der Lagerstatte Ljubevč, die die Lebensdauer von Idrija min-destens um weitere 25 Jahre verlangert. In der Zeit giinstiger Konjunktur fiir das Quecksilber haben wir die verlassene Lagerstatte in Podljubelj genau untersucht, doch haben die Arbeiten gezeigt, daB im engeren Bereich des Vorkommens keine abbauwtirdigen Reserven bestehen. Durch Unter-suchungen in fernerer Umgebung von Idrija und Šebrelje wurden in der Umgebung der Eruptivgesteine von Ravne westlich von Cerkno fiir Hg giinstige geologische Strukturen festgestellt. Ziemlich starke geochemische Anomalien bei Stopnik wurden ausgesondert. Im Raum von Tržič-Jezersko und bei Maiija Reka wurden durch geologisches Prospektieren Cinnabarit-Vorkommen festgestellt. Nach allgemeiner Schatzung ist Slowenien hin-sichthch der Hg-Vorkommen sehr perspektivisch und die Gewinnung von Quecksilber soli fiir einige Jahrzehnte sichergestellt sein. Die Senkung der Quecksilberpreise hat zwar eine ungiinstige Ausvvirkung auf weitere Untersuchungen gehabt, doch wurde der groBte Teil der Arbeiten schon vorher durchgefiihrt.
Im letzten Jahrzehnt haben wir die Uranerzlagerstatte in Žirovski vrh gefunden. Sie ist an graue Grodener Standsteine des Perms gebunden. Die interessante Zone dieser Sandsteine ist hier 17 km lang. Fast auf ganzer Lange ist eine erhohte Radioaktivitat festgestellt worden.
AuBer des Gebietes von Žirovski vrh wurden in Slovvenien auch noch andere Gebiete des grauen Grodener-Sandsteines aeroradiometrisch und teilweise durch halbdetaillierte Prospektierung untersucht. Es wurden hunderte von radioaktiven Anomalien festgestellt. Unter diesen sind am interessantesten jene bei Knezdol bei Trbovlje, bei Tržič, bei Škofja Loka und Radeče. Bis jetzt sind Vorkommen mit Uranmineralisation auf einer Flache von insgesamt 120 km- festgestellt worden, naher untersucht wird aber nur ein Teil der Lagerstatte in Žirovski vrh, und zwar auf einer Flache von 2 km2. Das Ziel der naheren Untersuchungen ist 2000 t U3Os A + B + Cj Reserven zu beweisen, was fiir eine zehnjahrige Gewinnung geniigt. Die C2 Reserven genugen fiir weitere 15 Jahre. Im Laufe ist die Ausarbeitung einer technisch-okonomischen Studie fiir die Eroffnung des Bergwerkes. Die Untersuchungen sollen noch bis Ende 1972 dauem, im Jahre 1973 wiirden wir dann zum Ausbau des Bergwerkes iibergehen. Das Bergwerk mit einer Gewinnung von 2001 U3Os im »yellow cake« jahrlich soli dann in zweiter Halfte 1975 in Betrieb genommen werden.
Graue Grodener Sandsteine sind auch Kupfertrager. Nahere Untersuchungen der Erzlagerstatte bei Cerkno ergaben 1,1 Millionen Tonnen Erz mit 1 % Cu. Zurzeit ist die Lagerstatte nicht abbauwiirdig. Durch Untersuchungen im Raum Stopnik-Šebrelje, 10 km sudwestlich von Cerkno, versuchen wir groBere Reserven zu beweisen, damit eventuell die Aus-beutung dieser Lagerstatten ermoglicht ware. AuBer dieser Lokalitaten gibt es noch verheiBungsvolle Gebiete in der Umgebung von Radeče und Stegovnik in den westlichen Karawanken.
Die Lagerstatten von nichtmetallischen Rohstoffen in Slowenien sind nicht geniigend untersucht und auch die Rohstoffe, die bewiesen wurden, werden nicht optimal ausgebeutet. Die Griinde dafiir sind in ungeniigenden Investierungen in Untersuchungen, in gewerblicher Zersplitterung der
Gewinnung und in der unausgearbeiteten Technologie der Verarbeitung zu suchen. In der Zukunft soli den Untersuchungen und der Technologie mehr Aufmerksamkeit gewidmet werden, vor allem den Tonen, dem Kaolin fiir die Papier- und Gummiindustrie, dem Quarzsand, dekorativen Steinen, Quarziten, Pegmatiten und dem Talk. Einen Teil dieser Rohstoffe gewinnt man bereits, fur den anderen miissen aber vorerst die okono-mischen Reserven bewiesen werden.
III. Thermal- und Mineralwasser
Die Steigerung des Lebenstandards verlangt immer mehr Objekte fiir die Erholung des arbeitenden Menschen. Ebenso rasch entwickelt sich der Kurort-Tourismus. Die Mineral- und Thermalwasser stellen dessen Grund-lage dar. Slowenien ist reich an diesen Wassem, was die bisherigen Untersuchungen beweisen.
Im Kurort Radenci haben die Untersuchungen eine Steigerung der Gewinnung des bekannten »Tri srca« (Drei Herzen) Wassers von 18 Mil-lionen Liter im Jahr 1965 auf 185 Millionen Liter im Jahr 1970 gebracht. Die laufenden Untersuchungen lassen noch eine erhebliche Steigerung der Produktion zu. Aufierdem gibt es in naher und fernerer Umgebung Mineralwasserquellen, die nur registriert oder nur teilweise untersucht wurden. Diese befinden sich im Tal von Ščavnica und Pesnica und in Goričko.
In Rogaška Slatina wurde die Menge des Mineralwassers von 60 l/min auf 300 l/min erhoht, was die Steigerung der Produktion und den weiteren Ausbau des Kurortes ermoglicht hat.
Bei den Untersuchungen der Thermalwasser haben wir die tieferen Zonen der schon bekannten Gebiete erforscht. Alle Arbeiten waren erfolgreich, so daB praktisch allen Thermen die Weiterentwicklung hin-sichtlich der Mengen und Temperaturen gesichert ist.
In Laško wurden weitere 121/sec Thermalwasser gewonnen und die Temperatur von 34,3 auf 39,5° erhoht. Das Heilbad ist im Umbau und soli seine Kapazitat steigern.
In Dobrna ist der Teufenmechanismus des Thermalvvassers erforscht. Das Wasser ist in einer Teufe von 613 m angezapft und liefert 71/sec bei einer Temperatur von 36,5 °C.
In Šmarješke Toplice haben wir die Menge des Thermalwassers von 14 1/sec auf 23 1/sec gesteigert und der Kurort baut ein neues Schwimm-becken.
In Dolenjske Toplice wurde durch Untersuchungen die Menge von 12 l/'sec auf 201/sec gesteigert, was dem Kurort den Bau eines neuen Schwimmbecken und die Erweiterung der Hotelkapazitaten ermoglicht.
Bei Podčetrtek wurden den Thermen durch 15 1/sec Wasser von 35 °C die Grundlagen fiir den Ausbau des Heilbades gegeben.
AuBerordentliche Resultate wurden in Cateške Toplice erzielt. Es wurde die thermale Tiefzone entdeckt. Die Menge des Thermalwassers betragt jetzt 115 1/sec und die Temperatur 57 bis 60 °C. Die hohe Tem-
peratur ermoglicht die Beheizung von Treibhausern, die Ende 1971 eine Flache von 6 ha einehmen werden. Das um 20 °C abgekiihltes Wasser dient Kur- und touristischen Zwecken. Die bewiesenen Mengen ermogli-chen eine 4- bis 5fache Steigerung der Schwimmbeckenkapazitat.
Thermalwasser sind auch in der Umgebung von Ljubljana bekannt, und zwar bei Spodnje Pimiče, ferner bei Kostanjevica, in Tuhinjska dolina und bei Bušeča vas. Diese Gebiete sollen in den kommenden Jahren untersuchl werden.
Alle bisher beschriebenen Thermalquellen entspringen aus karbonati-schem Gestein. Die Quellen werden hauptsachlich von der Oberflache her gespeist und durch geothermische Anomalien erwarmt. Diese Anoma-lien sollen in kommender Phase der Untersuchungen naher erforscht werden.
Ein anderer Typus von Thermalwassern kommt in Prekmurje vor. Dort ist das Wasser in tertiaren porosen Sedimenten angesammelt. AnlaBlich der Bohrungen auf Erdol wurde in Teufen von 800 bis 2000 m hochminera-lisiertes Thermalwasser angetroffen. Des hohen geothermischen Gradientes wegen bewegt sich die Temperatur des Wassers zwischen 50 und 90 °C. Diese Thermalwasser werden nur in beschranktem MaB geniitzt (Mo-ravci und Petišovci). In der Zukunft soli auf diesem wirtschaftlich unterentwickeltem Territorium zu umfangreichen Untersuchungen dieser Thermalwasser kommen, um ihm zur Belebung der Landwirtschaft und des Fremdenverkehrs zu verhelfen.
Sehr geehrte Gaste! Durch diesen Beitrag vviinschte ich Sie kurz mit der Problematik der geologischen Forschungen und Untersuchungen. mit der mineralischen Rohstoffbasis und der Richtung der zukiinftigen Untersuchungen auf dem Gebiet der Republik Slovvenien bekannt zu machen.
Ich danke ftir die Aufmerksamkeit. Gliickauf!
SUMMAR Y
This is a review of the development and state of geology in the Slovenian Republic, with a special accent to the geological exploration of this north-western part of Yugoslavia.
The relatively short period after the Second World War is characterized by a wide expansion of geological activities. The mapping on the regional scale has been regularly carried out with ali accompanying research work (paleontological, petrological, tectonical etc. studies). Geophysics and other auxiliary branches contribute to a more integral treatment of problems. Engineering geology and hydrogeology are in full development.
The knowledge even of long existing and world known mineš, as Idrija and Mežica, has been insufficient. So in the mining geology field a number of mineral occurrences has been discovered, the most interesting among them the Zirovski vrh uranium deposit. Reserves of many metallic and non-metallic raw materials have been considerably increased.
Work is carried out at an always expanding scale, and its results contribute to the better knowledge of the geological framework of Slo-venia.
Terminal Discussion
During the final discussion in the afternoon of Oetober 6th some general organization questions were treated. The meeting was opened by the President of the Organizing Committee Matija Drovenik. Speakers at the meeting were: Christian G. Amstutz, Gabor Dessau, Jože Duhovnik, Andre Emberger, Jules Glagon, Albert Maucher, Mircea Socolescu, Maurizio Violo and Piero Zuffardi.
Official Ianguages. During the First Symposium in Trento four Lan-guages were used — English, Italian, French and German. The Yugoslav organizers of the Second Symposium at Bled retained these four Ianguages although they did not include their own language in order to render the maximum of communicativity. After a shorter discussion the majority of the members decided to use English as the main language at future symposia. The second official language should be decided by the organizing country. Recommendations were given to be lenient towards the usage of other Ianguages.
Topics of the papers. The decision was made that only geological themes should be treated on future meetings. Thus crystallographic, mineralogic, and petrologic themes not having a direct connection with mineral de-posits and those dealing with mining economy should not be included into the syllabus. Such themes are treated by international meetings of a different profile.
At Symposia on alpine mineral deposits only papers restricted to the alpine region should be considered. Some of the members were of the opinion that papers dealing with interesting problems of other alpide spheres could be taken into consideration as well.
It has been recommended that members should only read those papers containing new discoveries and which have not yet been published.
The question of selection or even refusal of unsuitable papers should be in the competence of the organizer of the symposium.
Organization of the lectures. The symposium should take plače in single session only i. e. not overlapping several sessions. Therefore it will be neseccary to limit the number of papers.
There was some difference in opinion regarding the time allowed for reading a paper. The majority agreed that equal time should be allotted to each paper.
Timing of symposia. It has been agreed that symposia should take plače every fourth year. Thus, having in mind the schedule of the international geological meetings the next symposium would take plače in 1975. It will be organized by the Austrian geologists.
During the discussions the members repeatedly pointed out that the given views should not be considered as obligatory rulings but only as recommendations to the organizers of the future meetings.
At the conclusion Professor Maucher expressed his compliments to the Organizing Committee and the President on the excellent organization of this international meeting.
Fig. 5. Excursion routes
EXCURSIONS October 7—8, 1971
Excursions A and B to the Idrija Mercury Mine and Žirovski Vrh Urariium Ore Deposit
Participants: 84 on the first day
78 on the second day
Guides: Ivan Mlakar and Zvonimir Jamšek
The participants went to the Kropač and Ziljska stopes of the Idrija Mine. There the syngenetic cinnabar occurs in Langobardian Skonca beds and tuff.
During the excursion, a short explanation was given by Ivan Mlakar, chief geologist of the Mine, concerning the structural and genetic par-ticularities of the Idrija ore deposit.
At Žirovski Vrh the underground exploration works on the level 430 meters were visited. In the main adit the sequence of Carboniferous and Middle Permian Groden beds overlying the Upper Triassic strata has been shown. The uranium ore is restricted to the grey sandy facies of the Groden strata and controlled by the stratification. But the bedding planeš are hardly distinguishable owing to the well developed cleavage planeš.
The necessary explanations have been given by geophysicist Zvonimir Jamšek.
Excursion C to the Mežica Mine
Participants: 82 on the first day
46 on the second day
Guides: Ivo Strucl and Milan Fabjančič
After an informative discussion opened by the chief geologist of the Mine Ivo Štrucl, the participants visited the Graben Section where they could see mineralized reef limestone, dolomitized limestone, brecciated ore and very interesting sphalerite-dolomite, and galena-dolomite rhithmites.
The diversity of ore-formations speaks for their different origin. Many ore bodies of the Graben Section appear to be of later age than the sediments in which they occur. Their shapes as well as the textural and structural features of ore-aggregates point to their epigenetic origin. It is suggested, however, that the majority of the Graben ore has been deposited at the same time as the associated ročk. Subsequently its original nature has been affected by diagenetic and later processes, but some ore bodies retained their syngenetic characteristics up to now.
Fig. 6. View of Idrija phot. Jeram
Fig. 7. Concentration and smelter plants of the Mežica Mine. In the background the western portion of the
Graben Section
Phot. R. Vončina
SECTIONAL MEETINGS
Section A
Mineral Composition and Origin of the Ore Deposits
Geologie und Vererzung der Quecksilberlagerstatte Idrija
Ivan Mlakar und Matija Drovenik
Zusammenfassung
Das geologische Profil des Idrija-Gebietes charakterisiert eine mehrere 1000 m machtige Serie karbonatischer und klastischer Gesteine des jiin-geren Palaozoikum, der Trias, der Kreide und des Eozan. Die mitteltrias-sischen radialen Verschiebungen der Blocke begleitete eine magmatische Tatigkeit; Diabase und Keratophyre, sowie ihre Tuffe werden als Produkt des initialen geosynklinal'en Vulkanismus betrachtet.
Eine viel intensivere und bedeutsamere alttertiare Tektonik hat einen Deckenbau zur Folge gehabt, welcher aus vier Decken besteht. Dieser Deckenbau stellt das Endstadium der Deformierung einer groBen liegenden Falte dar. Die Uberschiebungslange betragt 25 bis 30 km. Autochtone und allochthone Schichten wurden sehr wahrscheinlich im Pliozan mit einem System dinarisch gerichteter Verwerfungen mit horizontalen rechten Block-bewegungen bis 2,5 km durchgeschnitten.
Die Quecksilberlagerstatte Idrija befindet sich in der dritten Dečke. Im Hangenden und im Liegenden ist sie mit den Uberschiebungsflachen begrenzt; im Nordosten und im Siidwesten ist die Lagerstatte dagegen mit jiingeren dinarisch gerichteten Verwerfungen abgeschnitten. Den unteren Teil der Lagerstatte bilden jungpalaozoische sowie unter- und teilweise noch mitteltriassische Schichten, welche gewohnlich subvertikal oder invers liegen. Im oberen Teil finden wir aber anisische, cordevole und vor allem langobardische Gesteine. Beide Strukturen, die wir als unteren und oberen Bau der Lagerstatte bezeichnet haben, scheidet ein mitteltriassischer Bruch, welcher nach der Umdrehung der Schichten eine subhorizontale Lage eingenommen hat.
Systematische Grubenaufnahme und in den letzten Jahren durch-gefiihrte mikroskopische Untersuchungen haben unzweifelhaft das trias-sische Alter der Lagerstatte bewiesen. Es wurde sogar festgestellt, das die Vererzung im Ladin stattgefunden hat. Der mineralogische Bestand des Erzes ist sehr einfach. Das Haupterzmineral ist der Zinnober, welcher in kleinerer Menge von Pyrit und in einigen Erzkorpern auch von gedie-genem Quecksilber begleitet ist. Metacinnabarit, Markasit, Zinkblende und Auripigment sind nur sporadisch vertreten. Als Gangminerahen sollen Dolomit, Calcit, Quarz und Chalcedon erwahnt werden.
Die Erzkorper kommen in allen Horizonten vom Jungpalaozoikum bis zu dem oberen Teil der Mitteltrias vor. In den alteren Schichten, die vor-wiegend aus Perm-, Skyth- und Anisgesteinen bestehen, handelt es sich um epigenetische Vererzung. Fiir die Langobard-Schichten, insbesondere fiir Skonca-Schichten und fiir die jiingste wirtschaftlich vererzte strati-graphische Einheit, die aus Tuffit, Tuff und Radiolarit bestehen, ist hin-gegen die syngenetische Vererzung kennzeichnend.
Geologie
In der umfangreichen geologischen Literatur iiber die Lagerstatten-verhaltnisse des Bergbaues Idrija nehmen die Interpretationen von K o s s m a t (1899, 1911), K rop a č (1912) und Berce (1958) eine sichtliche Stelle ein. Die Angaben, gesammelt in den letzten Jahren, offnen aber neue Ansichten iiber den Aufbau und die Entstehung der Idrija-Lagerstatte (Mlakar, 1967, 1969).
Das geologische Profil des Idrija-Gebietes charakterisiert eine mehrere 1000 m machtige Serie karbonatischer und klastischer Gesteine des jiin-geren Palaozoikum, der Trias, der Kreide und des Eozan (Abb. 1). Jura-Schichten kommen erst in weiterer Umgebung von Idrija vor.
Der schwarze Tonschiefer ist zweifellos das alteste Gestein im Gebiete von Idrija. Nach der alten Auffassung solite er zu Karbon gehoren, es fehlen aber palaontologische Beweise.
Auch das Alter des grauen und roten Schiefers, der Sandsteine und Konglomerate ist palaontologisch nicht bewiesen. Diese Schichten von einer Machtigkeit bis 40 m reihen wir in die Sosio-Stufe des permischen System ein, die im Idrija-Gebiet in der Grodener Fazies entwickelt ist. Oberpermische Schichten sind dagegen der alteste palaontologisch be-wiesene stratigraphische Horizont. In diese Schichten reihen wir den grauen Dolomit und den schwarzen bituminosen Dolomit mit schiefrigen Einlagen ein. Die Gesamtmachtigkeit betragt hochstens 60 m.
Im unteren Teil der unterskythischen Schichten wechselt sandiger Dolomit mit Dolomit ab, im oberen Teil finden wir aber kalkglimmerige Schiefer und Aleurolith mit Linsen von Oolithkalk. Oberskythische Schichten sind im unteren Teil dolomitisch entwickelt, im oberen Teil aber kalkmergelig. Die Machtigkeit der Skyth-Schichten in der Lagerstatte betragt etwa 400 m.
Anisisches Alter hat der hellgraue Dolomit; seine Machtigkeit erreicht ungefahr 60 m.
Die Sedimente der Ladiner Stufe liegen auf dem anisischen Dolomit diskordant. Es fehlen nahmlich die Schichten der Fassaner Unterstufe. Langobardische Schichten beginnen mit basalem Sandstein, gewohnlich nur einige Meter machtig. Es folgt ein Konglomerat, vorwiegend aus Gerollen anisischen Dolomites, darauf schwarzer bituminoser Schiefer und Skonca-Sandstein. Langobardische Schichten enden mit graugriinem Tuffit, Tuff und Radiolarit mit Hornstein. Die Machtigkeit der langobardischen Schichten in der Lagerstatte betragt etwa 200 m. Die Cordevol Schichten
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100 200 300 400 500 m
iflHHH Epigenetischer Erzkorper | IHllIl Syngenetischer Erzkorper
*
Gediegenes Ouecksilber
E
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J
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t2 Ti Pz,
3
Eozan
Obere Kreide Untere Kreide Jura
Karn, Nor Anis, Ladin Skyth
Jungpalaozoikum
Vorladinische klastische Gesteine
Ladinische und postladinische klastische Gesteine
| Y • iv. ^."^] Langobardische Pyroklastite
Vorladinische Karbonatgesteine
h'-'I EH
AUT I - IV
Ladinische und postladinische Karbonatgesteine
Autochthon
Deckeneinheiten
Jungtertirire Verwerfung
Aittertiare Deckengrenze Aittertiare
Liberschiebungsflache Mitteltriadische Storung Tektonische Erosionsdiskordanz
Abb. 1. Schematisches Saulenprofil durch das Idrija Gebiet
stellen weiBer Dolomit und schwarzer Kalkstein mit Hornstein, in gesamter Machtigkeit von ungefahr 180 m vor.
Die Schichten der karnischen Stufe sind im Idrija-Gebiet vorwiegend klastisch entwickelt, die Gesteine der norischen und rhatischen Stufe aber karbonatisch. Die Schichten der Obertrias besitzen eine Machtigkeit von annahemd 1600 m.
Die Schichten der Jura und Kreide sind karbonatisch entwickelt in einer Gesamtmachtigkeit von etwa 2800 m.
Mit den Eozan-Schichten, die auf Senon-Kalken diskordant liegen, en det im Idrija-Gebiet die geosynklinale Sedimentation. Diese Schichten umfassen Flyschmergel, Sandsteine und Kalkbreccien; sie sind nur einige
4 — Geologija 15
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Hunderte Meter machtig. Die Gesamtmachtigkeit der gecsynklinalen Se-dimenten betragt aber ungefahr 5500 m.
Im Gebiete von Idrija ist eine intensive mitteltriassische Tektonik festgestellt, die der labinischen tektonischen Phase entspricht. An den Briichen entlang, mit Richtung Nord-Siid und vor allem Ost-West, haben sich die Blocke radial fiir mehrere Hunderte Meter verschoben. Langobar-dische Schichten liegen daher diskordant auf verschiedenen anisischen und skythischen stratigraphischen Gliedern. Vorlangobardische Gesteine sind gegen die mitteltriassische Diskordanzflache hochstens um 15° bis 20° geneigt. Faltungen die nur im unteren Teil der Struktur zum Ausdruck kamen, konnten wir bisher nicht feststellen.
Die radialen Verschiebungen der Blocke begleitete eine magmatische Tatigkeit. Diabase und Keratophyre, sowie ihre Tuffe, betrachten wir als Produkte des geosynklinalen initialen Vulkanismus. Magmatische Gesteine finden wir ungefahr 13 km nordwestlich von Idrija im Bereich von Stop-nik und Cerkno.
Nach bisher gesammelten Angaben haben die erwahnten mitteltrias-sischen tektonischen Linien die Quecksiibervererzung im Raum von Idrija kontrolliert.
Eine viel intensivere alttertiare Tektonik hat nachher die Folgen der mitteltriassischen tektonischen Phase verwischt und iiberpragt. In dieser Zeit entstand der Deckenbau, in welchem alle Schichten vom jiingeren Palaozoikum bis zum alteren Tertiar teilnehmen (Abb. 2).
Den alttertiaren Deckenbau des Idrija-Gebietes haben wir in vier Decken unterteilt (Mlakar, 1964, 1969). Die autochthone Unterlage bilden mesozoische und alttertiare Schichten in normaler Superposition. Die erste Dečke, die Koševnik Dečke genannt, die wir auch als parautoch-thon bezeichnen konnen, besteht aus Kreidegesteine in normaler Lage. Die Schichten der Obertrias und stellenweise noch Jura- und Kreide-schichten in inverser stratigraphischer Lage bilden die zweite, die Če-kovnik Dečke. Die dritte, die Idrija Dečke, besteht aus palaozoischen und triassischen Schichten in normaler und inverser stratigraphischen Reihen-iolge. Im Bau der vierten, Ziri-Trnovo Dečke, nehmen alle Schichten von jungerem Palaozoikum bis Eozan in normaler stratigraphischer Lage teil.
Der Deckenbau, enstanden unter dem Einflul3 tangentialer Krafte ge-richtet von Nord und Nordosten, ist das Endstadium der Deformierung einer groCen liegenden Falte. Die autochthone Unterlage, die Koševnik Dečke und ein Teil der Idrija Dečke mit normaler Schichtenfolge stellen den unteren Fliigel der liegenden Falte dar. Die Čekovnik Dečke und der inverse Teil der Idrija Dečke gehoren zum Mittelfliigel, der obere Teil der Falte ist aber in der Ziri-Trnovo Dečke erhalten. Alle Deckeneinheiten sind unten mit einem basalen und oben mit einem Hangendschragzuschnitt begrenzt.
Einzelne Decken haben gewohnlich eine Machtigkeit von einigen 100 m, nur die vierte ist bedeutend machtiger. Die Uberschiebungslange betx*agt 25 bis 30 km. Die mitteltriassische labile Zone ist eine embryonale Struktur des alttertiaren Deckenbaues. Das Alter des Deckenbaues konnen wir
nicht genauer feststellen, doch der groBere Teil der Deformationen ent-stammt der posteozanen Periode.
Im Endstadium der alpinen Orogenese war der Deckenbau noch mit einem System dinarisch gerichteter Verwerlungen mit horizontalen rechten Blockbewegungen bis 2,5 km durchschnitten (Mlakar, 1964). Der be-deutendste ist die Idrija Verwerfung, die steil gegen Nordost abfallt. Die Verwerfungen sind sehr wahrscheinlich pliozanen Alters.
Die Schichten der dritten Dečke wiederholen sich zweimal (Abb. 2). Die Deformation hat einen Schuppungscharakter. Die Idrija-Lagerstatte liegt im zweiten Teil der dritten Dečke. Im Liegenden ist sie mit einer Uberschiebungsflache des ersten Teiles der dritten Dečke begrenzt. Im Hangenden begrenzt sie die Uberschiebungsflache der vierten Dečke. Im Nordosten schneidet die Idrija-Verwerfung die Lagerstatte ab, und im Siidwesten die Verwerfung Zala. Die Briiche verlaufen subparallel. Die Idrija-Lagerstatte ist also ein Ausschnitt des Deckenbaues und hat sich im tektonischen Graben zwischen zwei jungtertiaren Briichen erhalten.
Den unteren Teil der Lagerstatte bilden jungpalaozoische so<wie unter-und teilweise noch mitteltriassische Schichten. Die Schichten liegen ge-vrohnlich subvertikal oder invers. Nur im Teil der Grube, welchen wir »Talnina« nennen, und im siidostlichen Teil der Lagerstatte, sind unter-und mitteltriassische Schichten in normaler stratigraphischer Lage erhalten. Von Nordosten gegen Siidwesten sind die Schichten immer jiinger.
Im oberen Teil der Grube finden wir anisische, cordevole und vor aliem langobardische Gesteine. Beide Strukturen, die wir als unteren und oberen Bau der Lagerstatte bezeichnet haben, scheidet ein mitteltrias-sischer, seinerzeit subvertikaler Bruch, welcher nach Umdrehung der Schichten im alteren Tertiar eine subhorizontale Lage eingenommen hat. Auch der Kontakt der oberpalaozoischen und langobardischen Schichten im Hangenden der Lagerstatte ist mitteltriassischen Alters. Der Block zwischen den Briichen ist in der Mitteltrias gesunken. Auf beiden Seiten der Bruche liegen die langobardischen Gesteine verschiedenen alteren stratigraphischen Gliedern an.
Vererzung
Im Laufe der bergmannischen Arbeiten und Tiefbohrungen wurde fest-gestellt, daB die Quecksilbervererzung in den Schichten des unteren Teiles der stratigraphischen Saule vorkommt, daher nur an die Horizonte zwischen Jungpalaozoikum und dem oberen Teil der Mitteltrias beschrankt ist. Die Obertrias- Jura-, Kreide- und Tertiar-Formationen sind durchaus erzleer. Diese Feststellung und die Tatsache, daB sich auch in anderen Lagerstatten und Vorkommen Sloweniens Quecksilber nie in Jura-, Kreide- und Tertiarschichten befindet, prajudiziert im gewissen Sinne das triassische Alter der Vererzung. Dieses Alter haben tatsachlich auch viele, in Idrija tatige Forscher vermutet (Groger, 1876; Schrauf, 1891; Kropač, 1912; Berce, 1958; Mlakar, 1967). Andere haben sich fiir das tertiare Alter der Vererzung ausgesprochen (L i p o 1 d , 1874; Nikitin, 1934; S c h n e i d e r h o h n , 1941; di Colbertaldo-S1 a vik , 1961).
Systematische Grubenaufnahmen und mikroskopische Untersuchungen sowohl des Erzes als auch des Nebengesteines, die in den Ietzten Jahren durchgefiihrt wurden, haben schlieBlich unzweifelhaft das triassische Alter d.ieser Lagerstatte bewiesen. Es wurde weiter festgestellt, dafi die Queck-silbervererzung in das Ladin, genauer noch in die langobardische Unter-stufe einzureihen ist (Mlakar, Drovenik, 1971).
Wie schon oben erwahnt, kommt die Vererzung in allen lithostrati-graphischen Horizonten vom Jungpalaozoikum bis zum oberen Teil der Mitteltrias vor. Sowohl die Intensitat der Vererzung als auch die Entste-hungsweise sind jedoch verschieden. Wir miissen hier auf die von M ei er bereits vor 100 Jahren (1868) geauBerte Ansicht aufmerksam machen, nach welcher der nordwestliche Teil der Lagerstatte (wo vorwiegend Ladin-Schichten mit bekanntem Skoncaschiefer vorkommen) als eine lagerartige, und der sudliche (mit alteren Schichten) hingegen als eine gangartige Vererzung zu bezeichnen sei. Derselben Meinung w*aren auch andere altere Forscher. Wir wollen nur die diesbeziigliche Meinung von Kropač (1912) zitieren: »Die Anreicherungen in den nicht machtigen Skonca-schiefern sind lagerartig, wahrend die Impragnationen in den Dolomiten, Breccien und Konglomeraten in Stockwerken oder in Kliiften vorkommen.« Unlangst hat man diesen Angaben nicht genugend Aufmerksamkeit ge-schenkt. Heutzutage wurde bestatigt, daB es sich in den alteren Schichten, die vorwiegend aus Perm-, Skyth- und Anis-Karbonatgesteinen bestehen, wirklich um epigenetische Vererzung handelt. Gleichzeitig wurde jedoch nachgewiesen, daB in den jiingeren, ladinischen Schichten auch die syn-genetische Vererzung vorkommt.
In den Jungpalaozoikum-, Skyth- und Anis-Schichten finden wir also einen Fall von typischer epigenetischer Vererzung. Klastische Sedimente haben in der Regel einen kleineren Vererzungskoeffizient als die karbo-natischen. AuBerdem befinden sich in den klastischen Sedimenten kleinere Erzkorper und auch armeres Erz, in den karbonatischen hingegen groBere Erzkorper und reicheres Erz. Die Erzkorper sind vor allem an die Kontakte zwischen einzelnen lithostratigraphischen Horizonten und an die mittel-triassische Erosionsdiskordanz gebunden. Sie befinden sich vorzugsweise dort, wo die mitteltriassischen Verwerfungen und Klufte wenig permeable Schichten durchgeschnitten haben. die zur Zeit der Erzbildung Barrieren darstellten. Eine plattenartige Gestalt vieler Erzkorper in den skythischen und anisischen Schichten wurde also durch lithologische Verschiedenheit verursacht. Wahrend der Aufschiebung der Lagerstatte auf die kretazische u.nd tertiare Grundlage sind viele ErzkSrper in vertikale und subvertikale Lage geraten.
In diesen Schichten ist Zinnober das dominierende und in vielen Erz-korpem sogar das einzige Erzmineral. Er hat nicht nur viele Risse und Klufte, sondern auch Poren ausgefiillt und das Nebengestein metasomatisch verdrangt. Bei der Metasomatose und der Vererzung muBten allerdings hydrothermale Losungen teilgenommen haben.
Die Skyth- und Anisschichten fuhren manchmal reiche Anhaufungen von Zinnober, die man der Farbe wegen als Stahlerz benannt hat. Diese Art des Zinnobererzes zeichnet sich durch hohe Quecksilbergehalte aus, die
70 °/o und dariiber erreichen konnen. Sie ist durch eine sehr intensive Verdrangung des Nebengesteines mit Zinnober, oder noch haufiger, durch eine Ausfiillung von Kluften mit diesem Mineral enstanden. Fiir das, in den Gangen vorkommende Stahlerz sind kolloidale Strukturen von nach-traglich sehr feinkornig auskristallisiertem Zinnober charakteristisch. Gewohnlich sind auch organische Verbindungen anwesend, von welchen jedoch nur Idrijahn mit Sicherheit festgestellt wurde.
Das gediegene Quecksilber ist zwar das zweithaufigste Quecksilber-mineral, tritt aber in relativ groBerer Menge nur im karbonischen Schiefer und in einigen reicheren Erzkorpern der triassischen Schichten auf. Seine Entstehung ist noch nicht hinreichend erklart. Es soli in einigen Erzkorpern den primaren, und in anderen den sekundaren Bestandteil darstellen. Im letzten Falle wird das gediegene Quecksilber wohl als Umsetzungsprodukt von Zinnober angesehen. Sehr sporadisch kommt auch Metacinnabarit vor, der sehr wahrscheinlich aus hydrothermalen Losungen kristallisierte. Das Erz enthalt gewohnlich 1—2 °/o Pyrit; er ist in der Regel als eine diagenetische Komponente zu bezeichnen. Ausnahmsweise hat sich Pyrit von den Erzlosungen ausgeschieden. Markasit, Zinkblende und Auri-pigment sind recht selten (d i Colbertaldo-Slavik, 1961).
Zinnober wird von wenigen Gangarten begleitet. Erwahnenswert sind nur Quarz, Dolomit und Calcit. Zuallererst soli auf die Tatsache hin-gewiesen werden, daB in den klastischen Sedimenten, wo der Quarz die haufigste Komponente ist, nur er als Gangmineral vorkommt. In Kar-bonatgesteinen hingegen ist Zinnober vorzugsweise mit Dolomit (in Dolo-miten) oder mit Calcit (in Kalksteinen) vergesellschaftet. Baryt stellt eine mineralogische Seltenheit dar. Kaolinit soli nach einigen Angaben sogar ein charakteristisches Mineral fiir Idrija sein; in den jungpalaozoischen, skythischen und anisischen Schichten kommt er jedoch als Gangart iiber-haupt nicht vor. Dasselbe gilt fiir Fluorit. Daraus folgt, daB in einzelnen Schichten Zinnober vorzugsweise von denjenigen Gangarten begleitet wird, die im Nebengestein die wichtigste Komponente darstellen. Diese Feststellung erlaubt zwei Erklarungen: nach der einen hatten die hydro-thermalen Losungen wahrend der Metasomatose und der Vererzung die Nebengesteinskomponenten ausgelaugt und gleich wieder ausgeschieden, nach der anderen konnte es sich um eine spatere Mobilisation (lateral-sekretionare Vorgange) von Nebengesteinsbestandtteilen, und natiirlich auch von Zinnober handeln. Mit Erzlosungen wurde sehr wahrscheinlich nur wenig Kieselsaure zugefiihrt.
Die Einwirkung der Erzlosungen auf das Nebengestein ist im allgemei-nen sehr gering. Sie auBert sich nur in schwacher Silifizierung der Kar-bonatgesteine, die stellenweise nachgewiesen wurde. Weiter soli betont werden, daB im mikroskopischen Bilde keine Sprossung von Calcitkor-nern in Kalksteinen erkennbar ist. Diese Gesteine sind also iiberhaupt nicht rekristallisiert. Daraus kann man auf eine Teilnahme der relativ tieftemperierten hydrothermalen Losungen schlieBen. Leider verfiigen wir mit keinen genaueren Angaben iiber die Bildungstemperatur der Erzmi-neralien in Idrija. Aus den neuesten Forschungsergebnissen der amerika-nischen (Tuneli, 1970) und sowjetischen Forscher (Fedorčuk und
andere, 1963; Merlič, 1963) betreffs der Bildungstemperatur von Zin-nober und Metacinnabarit kann man jedoch den SchluB ziehen, Idrija habe sich sehr vvahrscheinlich in einem Temperaturinterval von 100° bis 200° C gebildet.
Hydrothermale Losungen folgten den mitteltriassischen Verwerfungen und Kliiften, die als Aufstiegswege dienten. Beriicksichtigt man die ur-spriingliche Schichtfolge, dann lafit sich nachweisen, daB diese zuerst die karbonischen Schiefer mit Sandsteinlinsen erreicht haben. In diesen Schichten ist diagenetischer Pyrit eine relativ haufige Komponente. Er bildet entvveder kleine idiomorphe Kristalle und sogenannte »vererzte Bakterien« oder Knollen, wo er oft Pseudomorphosen nach den Pflanzen-resten bildet. Wahrend der Quecksilbervererzung kam es bei giinstigen physikalisch-chemischen Verhaltnissen zur Kristallisierung des Zinnobers. Er tritt in feinen Impragnationen auf, die oft parallel mit der Schichtung liegen, sowie in Aderchen zusammen mit Quarz. Es kam auch zu einer Verdrangung des Pyrits durch Zinnober. Sulfidische Knollen wurden sogar gefunden, die mehr Zinnober als Pyrit fiihren. Als nachsthaufiges Mineral ist das gediegene Quecksilber anzusehen; hie und da ist der Schiefer mit winzigen Quecksilberkugelchen stark impragniert.
Im mittelpermischen Grodener Sandstein befindet sich Zinnober vor allem in tektonisch durchbewegten Teilen. wo er in Rissen und Poren kristallisierte. Im reicheren Erze hat er auch den Zement verdrangt, wel-cher mehr karbonatischen Anteil aufweist als die oben erwahnte Varietat. AuBerdem wird unter dem Mikroskop intensive Korrosion der Quarzkomer beobachtet, was eine relativ groBere Aktivitat der Erzlosungen in tieferen Teilen der Lagerstatte zuzumuten gestattet. Vererzter Aleurolith fiihrt auch Zinnoberidioblasten. Es handelt sich keineswegs um Pseudomorphosen nach Calcit, der zwar sonst in diesem Gestein auch vorkommt, jedoch in viel kleineren Kornern und nie idiomorph.
Fiir den schwarzen bituminosen oberpermischen Dolomit ist ein groBer Vererzungskoeffizient kennzeichnend. Die Ursache fiir die intensive Ver-erzung soli zuerst in einer starkeren tektonischen Zerriitterung des Ge-steines gesucht werden. Sehr wahrscheinlich wirkte auBerdem die fein-verteilte organische Substanz als Katalysator. In den Rissen und Kliiften kristallisierten als Friihausscheidungen Dolomit und Calcit. ihnen folgten stellenweise Quarz und zuletzt Zinnober, welcher altere Gangmineralien und das Nebengestein verdrangte. Fiir das reiche Erz ist die Breccien-textur, fiir das arme hingegen die Netztextur und Impragnationstextur charakteristisch.
Der dariiberliegende unterskythische Dolomit war sehr wahrscheinlich so tektonisch beansprucht wie der oberpermische, trotzdem ist sein Vererzungskoeffizient kleiner. DaB kann man durch die Anwesenheit von klastischen Komponenten, vor allem von Quarz und Tonmineralien erkla-ren. welche die Metasomatose verhinderten. Die Schichten des sandigen Dolomits bildeten sogar Barrieren. Bemerkensvvert ist die Tatsache, daB sich die subvertikalen plattenformigen Erzkorper stets an der NE Seite der sandigen Dolomitschichten befinden, also unter den Schichten, welche offensichtlich wahrend der Vererzung als Aufstauhorizonte fiir die Erz-
losungen wirkten. Die Nebengesteinsveranderungen auBern sich durch schwache Silifizierung; der hydrothermale Quarz, in Form von winzigen Xeno- und Idioblasten, erscheint im Erz hochstens mit 15 %.
Mit scharfer Grenze foglt eine heterogene Serie, die aus Schiefer und Aleurolith besteht, in welcher konkordant eingelagerte Linsen des Oolith-kalksteines vorkommen. Die petrographische Zusammensetzung des Schie-fers und Aleurolithes erlaubte keine metasomatischen Verdrangungen, weswegen Zinnober nur als Ausfiillung von Rissen und Kliiften vorkommt. Intensive metasomatische Prozesse haben sich hingegen in den Linsen des Oolithkalksteines entwickelt, was zur Bildung des reichen Erzes l'iihrte. An mehreren Stellen ist sogar das Stahlerz mit wenigstens 70 °/o Hg entstanden. Bei der Metasomatose sind oft auch Zinnoberidioblasten ge-bildet worden, die Einschliisse von Karbonaten und Quarz aufweisen. Das reiche Ei*z enthalt in Kliiften und Rissen feine Tropfen von gediege-nem Quecksilber; in einigen Erzkorpern tritt auch Metacinnabarit auf.
In der Schichtfolge beobachten wir nacheinander oberskythischen Dolomit, oberskythischen mergeligen Kalkstein und anisischen Dolomit. In den Dolomiten herrschten wahrend der Vererzung gleich gunstige Bedin-gungen; beide haben namlich einen ziemlich hohen Vererzungskoeffizient. Der mergelige Kalkstein enthalt jedoch nur unbauwiirdige Impragnationen von HgS.
Zu der Zeit der mitteltriassischen tektonischen Bewegungen verhielt sich der oberskythische Dolomit sprode, und bildete Feinkliifte und Kliifte, die mit Zinnober ausgefullt wurden. Das Erz hat gewohnlich eine Breccientextur. Langst der Kliifte wurde Dolomit stark durch Zinnober verdrangt; im Quecksilbersulfid »schwimmen« korrodierte Dolomitkorner. Dann folgt eine Zone, in welcher der Zinnober Intergranularfilme bildet; abschlieBend sind nur noch sehr feine Zinnoberimpragnationen an den Grenzen einzelner Dolomitkorner zu finden. Einige Erzkorper fiihren auch Metacinnabarit. Zusammen mit Zinnober bildet er kleine halbkugelige und nierenartige Aggregate, die oft einen schaligen Aufbau aufweisen. Im Kern befindet sich gewohnlich Metacinnabarit, dann folgen abwech-selnd einige Schalen aus Zinnober und Metacinnabarit. Die auBere Schale gehort in der Regel dem Metacinnabarit. Beide Sulfide sind am wahr-scheinlichsten hypogen. Hie und da kann man auch gediegenes Quecksilber feststellen. Als mineralogische Seltenheiten sollen ferner noch hydrother-maler Pyrit und Baryt erwahnt werden.
Im anisischen Dolomit iiberwiegt armeres Erz mit Netz- und Impragna-tionstextur. Karbonatgangarten und Zinnober fiillen feine Risse und Kliift-chen, sowie auch Poren aus. Mikroskopisch wurde festgestellt, daB die Karbonate im Kontakt mit Zinnober ofters iiberhaupt keine Korosion auf-weisen, woraus man eine Kristallisation von Zinnober aus kalteren, wenig reaktiosfahigen Erzlosungen vermuten kann.
Die darauffolgenden Ladin-Schichten beginnen mit basalem langobar-dischen Sandstein. In diesem Gesteine bildet Kaolinit haufig den Haupt-gemengteil. Nebenbei treten sowohl andere klastische, wie auch pyro-klastische Komponenten auf. Kleine Erzkorper haben eine unregelmaBige oder linsenartige Form. Zinnober befindet sich fast ausnahmslos in den
veranderten Plagioklasen und Tuffkornern. Allem Anschein nach wurde vererzter Tuff oder vererzter Vulkanit mechanisch desintegriert. Zinnober-fiihrende Plagioklase und lithoide Korner sedimentierten zusammen mit tauben detritischen und pyroklastischen Komponenten. Seltene Zinnober-impragnationen, die im Zement vorkommen, sind sehr wahrscheinlich wahrend der spateren Mobilisation entstanden. Dieser ProzeB hat auch zur Bildung der Kaolinitaderchen gefuhrt. Plagioklase und Tuffkorner, die im basalen Sandstein vorkommen, sind als erster Beweis der mittel-triassischen vulkanischen Tatigkeit in diesem Raum anzusehen.
Hydrothermale Losungen haben zwar mit dem basalen Sandstein sehr wahrscheinlich iiberhaupt nicht reagiert, muBten aber entlang der Ver-werfungen und Kliiften in das hangende Konglomerat eingedrungen sein. Dieses Gestein besteht hauptsachlich aus Gerollen von anisisehem und oberskythischem Dolomit, sowie aus karbonatischem Bindemittel. Das Konglomerat war von zahlreichen Kliiften und Rissen durchgesetzt, welche manchmal die gesamte Machtigkeit erfaBt haben. Nachfolgende Erzlosun-gen konnten leichter zirkulieren und deswegen hat das Konglomerat einen hoheren Vererzungskoeffizient. Eine ganz besondere Bedeutung wird den reich vererzten Gerollen aus oberskythischen Dolomit beigemessen, die in fast taubem Konglomerat gefunden wurden. Nach der Art und Weise der Vererzung und nach ihrer Lage im Konglomerat konnte man entneh-men, daB bereits vererzte Dolomitgerolle sedimentierten. Wenn diese Vermutung stimmt, dann miiBen wir eine Vererzungsphase vor der Kon-glomeratbildung anerkennen.
Mit scharfer Grenze liegen iiber dem Konglomerat Skoncaschichten, die den groBten Vererzungskoeffizient aufweisen. Diese Schichten bestehen aus schwarzem bituminosen Tonschiefer, welcher ofters zahlreiche Ra-diolarien enthalt, so daB es sich manchmal um einen Ubergang zum Radiolarit handelt, und aus bituminosem Sandstein, der auch pyroklasti-sche Komponenten fuhrt. Allem Anschein nach wurden die Skoncaschichten syngenetisch vererzt. Die Zufuhr der Erzlosungen erfolgte durch starke, am Meeresboden austretende Thermalquellen. Nach epigenetischer Deutung miiBten die Zufuhrspalten wenigstens gelegentlich erhalten ge-blieben sein. Bei syngenetisch-sedimentarer Deutung werden die Zufuhr-kanale jedoch im weichen Schlamm des Meeresbodens zugedriickt. In Skoncaschichten konnte man sie tatsachlich nirgends nachweisen.
Die chemische Zusammensetzung der Erzthei'men war nicht immer die gleiche. Einige brachten in nennenswerten Mengen nur das Queck-silber, sehr wahrscheinlich in Form von Komplexion HgS,2-. Veranderte physikalisch-chemische Verhaltnisse fuhrten zur Bildung hochdisperser Losungen, die zinnoberreiche kolloidale Ausfallungen gefordert haben, welche oft zusammen mit Sapropel sedimentierten. Auf diese Weise sind konkordante Stahlerzlagen und Linsen enstanden. Reiche Stahlerzarten bestehen vorwiegend nur aus feinkornigem rekristallisierten Zinnober, der unter dem Mikroskop kolloidale Strukturen aufweist. Armere Arten fiihren nebst Sapropelit sehr feinkornigen Zinnober, klastische Komponenten, »vererzte Bakterien« und Reste von Lebewesen.
Andere Thermen haben auBer dem Komplexion HgS/- auch betracht-liche Mengen von Kieselsaure mitgebracht. Hochdisperse Zinnober- und Opalniederschlage sedimentierten auf dem Meeresboden; Opal wandelte sich spater in Chalcedon um. Auf diese Weise hat sich Hg-SiO,-reiches Erzsediment gebildet, das auch vererzte Radiolarien, sowie klastische und pyroklastische Komponenten enthielt. Es wird vermutet, daB eine gleichzeitige tektonisch-vulkanische Aktivitat Erdbebenunruhe verursachte und triibe Stromungen (turbidity currents) ausloste, die halbkonsolidiertes Erzsediment mechanisch desintegriert haben. Die Erzkorner wurden auf kleinere und groBere Distanzen transportiert. Nach ihrer Konzentration und Verteilung im bituminosen Tonschiefer oder bituminosen Radiolarit unterscheidet man mehrere Erzabarten.
Konkordante Erzlagen und Erzlinsen mit zahlreichen Erzkornern, die sich ofters beriihren, wurden wegen der roten Farbe Ziegelerz benannt. Unter dem Mikroskop sind gewohnlich 50 Mikronen bis 1 Millimeter groBe Chalcedonkorner erkennbar, die Zinnoberimpragnationen in GroBen von der Grenze der Aufloslichkeit bis zu 30 Mikronen aufweisen. Es ist zu betonen, daB die Quarz- und Plagioklaskorner iiberhaupt keine Zinnoberimpragnationen fiihren.
Eine sehr haufige Erzart kommt als Lebererz vor. Es handelt sich um bituminosen Tonschiefer oder bituminosen Radiolarit mit mehr oder weniger gleichmaBig verteilten Erzkornern. Wahrend der tektonischen Bewegungen entstandene glanzende Rutschflachen sind mit Bitumen und Zinnober iiberzogen, weshalb sie eine leberartige Farbung haben.
Wenn sich die Erzkomerkonzentration von Lage zu Lage andert, dann zeigen einzelne Lagen verschiedene graurotliche Abtonungen. Taube La-gen sind dagegen grau oder schwarz. Verschiedene Farbung verursachte gebanderte Textur, weswegen diese Erzart Banderz genannt wird. Hie und da kann man in einzelnen Erzlagen Seigerungsschichtung (graded bedding) und Schragschichtung (cross bedding) beobachten.
In den jiingsten langobardischen Schichten, die aus Tuffit, Tuff und Radiolarit bestehen, befindet sich das Zinnobererz in zwei konkordanten Horizonten. Der untere Horizont, dessen Machtigkeit bis 1,5 m betragt, liegt unmittelbar auf den Skoncaschichten; er ist aus reichem Banderz aufgebaut. Erzlagen zeigen sehr oft Seigerungsschichtung, manchmal auch Schweredeformationen, die ihrer Form wegen als »flammende« Texturen bezeichnet werden konnen. Ungefahr 1 m hoher befindet sich der zweite Erzhorizont, der eine Machtigkeit von 0,5 m erreicht und aus armerem Banderz zusammengesetzt ist. In beiden Erzhorizonten befindet sich Zinnober fast ausschlieBlich in Chalcedonkornern und in Radiolarien. In einigen Lagen sind vererzte Radiolarien sogar haufiger als Chalcedon-Zinnoberkorner. Eine starkere VergroBerung zeigt ofters, daB Zinnoberimpragnationen genau die Struktur der Radiolarien folgen. Es sei nicht unerwahnt, daB auch in diesem Erz die Plagioklas- und Quarzkorner frei von Zinnoberimpragnationen sind, obwohl diese Korner manchmal vom vererzten Chalcedon umgeben sind.
Wahrend der lateralsekretionaren Prozesse waren in den Tuffiten Zinnober und Kieselsaure, in den Skoncaschichten aber auch organische Verbindungen in den Rissen und Kliiften abgelagert.
SchlieBlich solite bemerkt werden, daB Zinnoberimpragnationen und Aderchen auch in Cordevolschichten vorkonimen, jedoch sehr untergeord-net und nie in abbauwiirdigen Mengen. Am wahrscheinlichsten sind sie wahrend der spateren Mobilisationsprozesse enstanden.
Zusammenfassend laBt sich uber die Vererzung der Lagerstatte Idrija folgendes sagen:
Das einzige bedeutende Quecksilbermineral ist Zinnober. Er hat sich in zwei Vererzungphasen gebildet. Die erste koinzidierte mit dem Beginn der mitteltriassischen vulkanischen Tatigkeit. Die Vererzung erfaBte kar-bonische, permische, skythische und anisische Schichten. In dieser Phase wurden auch langobardische Tuffe (Vulkanite?) vererzt, die nachher mechanisch desintegriert wurden, was zur Bildung von syngenetischen Erzkorpern in basalem langobardischen Sandstein gefiihrt hat. In der zweiten Phase ergossen sich Erzlosungen auch als Thermen in das Meer, wobei synsedimentare Erzkorper in Skoncaschichten und Tuffiten entstanden.
Literatur
Berce, B. 1958, Geologija živosrebrnega rudišča Idrija. Geologija 4. Ljubljana.
Di Colbertaldo D. — Slavik, S. 1961. II giacimento cinabrifero di Idria in Jugoslavia. Rendiconti Soc. Min. Ital. 17. Pavia.
Fedorčuk, V. P., Kostyjeva-Labuncova, E. E. in Maslova, I. N. 1963, K voprosu o genezise o rtutno-sur'mjanyh mestoroždenij. AN SSSR. Geologija rudnih mestoroždenij. Tom V, no. 2. Moskva.
G r o g e r , Fr. 1876. Zum Vorkomrnen des Quecksilbererzes. Verh. Geol. R. A. Wien.
K o s s m at, F. 1899, Uber die geologischen Verhaltnisse des Bergbaugebietes von Idria. Jb. Geol. R. A. Wien.
Kossmat, F. 1911, Geologie des idrianer Quecksilberbergbaues. Jb. Geol. R. A. Wien.
Kropač, J. 1912, Die Lagerstattenverhaltnisse des Bergbaugebietes Idrija. Wien.
L i p o 1 d , M. V. 1874, Erlauterungen zur geologischen Karte der Umgebung von Idrija in Krain. Jb. Geol. R. A. Wien.
M e i e r , R. 1868, Uber den Quecksilberbergbau zu Idria. Verh. Geol. R. A. Wien.
M e r 1 i č , B. V. 1963, O genezise metacinabarita iz Zakarpafja. AN SSSR. Geologija rudnih mestoroždenij. Tom. V, no. 5. Moskva.
Mlakar. I. 1964, Vloga postrudne tektonike pri iskanju novih orudenih con na območju Idrije. Rudarsko-metalurški zbornik. Ljubljana.
Mlakar, I. 1967, Primerjava spodnje in zgornje zgradbe idrijskega rudišča. Geologija 10. Ljubljana.
Mlakar, I. 1969. Krovna zgradba idrijsko žirovskega ozemlja. Geologija 12. Ljubljana.
Mlakar, I., Drovenik, M. 1971, Strukturne in genetske posebnosti idrijskega rudišča. Geologija 14. Ljubljana.
Nikitin, V. V. 1934, Nauk o nahajališčih koristnih izkopnin. Ljubljana.
Schrauf, A. 1891. Ueber Metacinnabarit von Idrija und dessen Para-genesis. Jb. Geol. R A. Wien.
Schneiderhohn, H. 1941, Lehrbuch der Erzlagerstattenkunde. Jena.
Tuneli, G. M. 1970. Mercury. Handbook of Geochemistry, II-2. Berlin.
Geological Structure and Mineralization of the Idrija Ore Deposit
Ivan Mlakar, and Matija Drovenik SUMM ARY
The geological cross section of the Idrija ore deposit is characterized by a sequence of carbonate and clastic sediments ranging from Upper Paleozoic to Eocene, with a thickness of 5500 meters. In the Middle Triassic intense tectonic activity with radial displacement of blocks took plače. The tectonic movements were accompanied by volcanic activity, which has produced diabase, keratophyre, porphyrite and correspondent pyroclastic rocks, as results of the initial geosyclinal volcanism.
The most important tectonic processes took plače during Lower Ter-tiary. A nappe structure of four nappes was formed due to tangential forces from the north or northeast, representing the final stage of de-formation of a large recumbent fold. The thrust distances range 25 to 30 km. The autochthonous and allochthonous beds were cut, probably in Pliocene, by a fault system of Dinaric direction. Along this faults right horizontal displacements up to 2,5 km occurred.
The Idrija ore deposit is situated in the third nappe, called Idrija nappe. On the top and on the bottom it is confined by thrust planeš, and on the NE and SW it is cut off by young Dinaric faults. The lower part of the deposit consists of the Paleozoic and Lower Triassic beds in inverse or subvertical position. In the upper part mainly Anisian and Langobardian beds are found. The sediments of the lower and the upper part of the deposit are divided by a subhorizontal fault which originated by a rotation of a Middle Triassic subvertical fault.
Systematic mapping of the underground working and the related microscopic examinations performed in recent years have confirmed the Triassic age of the ore deposit. It was even ascertained that the mineralization took plače during the Ladinian stage. The mineralogical composition of the ore is very simple. The main ore mineral in cinnabar, associated with less abundant pyrite, and in some ore bodies with native mercury. Metacinnabar, marcasite, sphalerite and orpiment are present only sporadically. The common gangue minerals are dolomite, calcite, quartz, and chalcedony.
Ore bodies occur in ali horizons from Upper Paleozoic to the upper part of Middle Triassic. In the Upper Paleozoic, Scythian, and Anisian beds the ore bodies were formed by epigenetic processes. The ore bodies are connected mainly with contacts between lithostratigraphic units and the Middle Triassic tectonic-erosional unconformity, appearing primarily at the intersections of the Middle Triassic fault and fissures with the impounding structures.
For the Langobardian beds, especially for the Skonca horizon and the overlying beds of tuffite, tuff, and radiolarite, the syngenetic mineralization is significant.
DISCUSSION
Petrascheck: Ist in Idria eine Mobilisierung des Zinnobers tiber die diagenetische, innerhalb des Ladins gezeigte bekannt, — etwa wahrend der tertiaren Orogenese?
Drovenik: Zinnober wurde sehr wahrscheinlich zur Zeit, als die Lagerstatte mit mehreren tausend Meter dicken Schichten von jiingeren Sedi-menten bedeckt war, mobilisiert. Wahrend der tertiaren Orogenese solite aber nur zu lateral-sekrationeren Vorgangen gekommen sein.
Uytenbogaardt: Ein Vergleich wird gemacht mit den vulkanischen Ablagerungen and der Ost-Kiiste der Nordinsel von Neuseeland. Die Tuffe mit Chalcedon (ganz rot gefarbt) und Zinnober sind sehr ahnlich dem, was jetzt gezeigt wurde (Die Zinnober-Chalcedon-Gesteine werden als Schmucksteine von den Maori geschliffen und beniitzt).
A. MauCher: Die schonen Untersuchungsergebnisse an dem interessan-ten Vorkommen von Idrija, die uns eben vorgetragen worden sind, zeigen wieder einmal sehr deutlich, daB man mit der Anwendung der Begriffe »syngenetisch« bzw. »epigenetisch« sehr vorsichtig sein muB. Sehr viele Lagerstatten verdanken die Stoffkonzentrationen nicht einem einzigen, sondern mehreren, oft zeitlich getrennten Vorgangen, wobei Teile der Erze epigenetisch, Teile syngenetisch zum Absatz kamen. Eine Metallzufuhr, die durch Hydrothermen in einen unverfestigten marinen Schlamm gelangt, innerhalb des Schlamms zum Absatz kommt und mit ihm diagenetisch zum Gestein verfestigt wird, konnte im Hinblick auf die hydrothermale Stoffzufuhr als epigenetisch bezeichnet werden, ist aber im Hinblick auf die Stoffkonzentration und die Bildung der Erzmineralien innerhalb des Begleitgesteins syngenetisch. Entscheidend ist nicht die Art der Zufuhr, sondem die Frage, ob der Stoffabsatz gleichartig und gleich-zeitig mit der Bildung des Begleitgesteins erfolgt ist. Da die Begriffe epigenetisch und syngenetisch leider sehr unprazise und miBverstandlich gebraucht werden, sollten wir sie bei den Diskussionen moglichst ver-meiden.
Ich habe folgende Fragen:
1.	Zu den skythischen Gerollen: Liegen im Skyth bereits Gerolle vor aus alteren vererzten Schichten oder handelt es sich um jiingere triassische Konglomerate, die erzfiihrende Gerolle aus dem Skyth enthalten?
2.	In den Zinnobererzen von Almaden kann man sehr gut sehen, daB gemeinsam mit dem Zinnober klastische gerundete Quarzkorner sedimen-tiert worden sind. Diese Quarzkorner wachsen bei der diagenetischen Verfestigung und schlieBen dabei Zinnober auf den Grenzflachen zwischen dem ehemaligen klastischen Korn und dem diagenetischen Quarz ein. Gibt es solche Erscheinungen auch in Idrija? Wenn ja, in welchem Erztyp?
3.	In den Zinnobererzen von Almaden gibt es Lagen von Gelpyrit, die zum Teil diagenetisch umkristallisiert sind und ebenfalls Zinnober-einschliisse enthalten. Spatere kataklastische Risse im Pyrit werden wieder von Zinnober verheilt. Man kann also' sehen, daB Zinnober teils mecha-nisch, teils durch Losungstransport in die kataklastischen Pyritsprunge eingewandert ist. Hier ist also primar »syngenetischer« Zinnober im Zen-
timeterbereich umgelagert und liegt nunmehr »epigenetisch« in den ka-taklastischen Pyriten. Trotzdem wiirde ich hier nicht von einer epigeneti-schen Lagerstattenbildung sprechen. Gibt es ahnliche Erscheinungen an Pyrit auch in Idria?
Drovenik: Ad. 1. Vererzte Gerolle aus oberskythischen Dolomit wurden im langobardischen Konglomerat gefunden. Wir vermuten, daB zur Zeit der ersten Vererzungsphase oberskythischer Dolomit vererzt war, nachher zum Teil erodiert und die Gerolle des vererzten Dolomites sind ins Konglomerat eingelangt.
Ad. 2. An die zweite Fi-age muB ich antworten, daB bis jetzt in langobardischen Schichten, wo die syngenetische Hg-Vererzung vorkommt, keine Quarzkorner mit Zinnober auf den Grenzflachen zwischen dem ehe-maligen klastischen Korn und dem authigenen Saum gefunden wurden. Diagenetisches Wachstum des Quarzes wurde in diesen Schichten iiber-haupt nicht nachgewiesen.
Ad. 3. Jawohl, in den Skcncaschichten haben wir im Banderz hie und da kataklastische Pyrite mit Zinnober in den Rissen gefunden. Wir meinen wohl, daB es sich um epigenetische Umlagerung des HgS handelt.
Klemm: Die geringe Mobilisation des HgS wahrend der alpinen Ge-birgsbildung zeigt das niedrige AusmaB an mobilen Thermallosungen wahrend dieser geologischen Epoche.
Drovenik: Einverstanden, wir miissen uns wohl vorstellen, daB die Lagerstatte Idrija in den wenig durchlassigen karbonischen Schichten eingewickelt war.
Klemm: Die FeS.,-Strukturen in der Abbildung mit den Pyriten weisen hochstens auf sehr geringe Transporte und vor allem auf eine spatere in situ Kataklase hin.
Drovenik: Pyrit mit eigenartigen diinnen Lamellen wurde nur in Skonca-schichten gefunden. Es handelt sich eigentlich um Pyritfragmente mit scharfen Kanten und Ecken, was an fiir sich fiir eine in situ Kataklase oder fiir einen geringen Transport der Fragmente spricht. Da aber in Pyritlagen gelegentlich »graded bedding« beobachtet wurde, meinen wir, daB bereits Pyritfragmente sedimentierten.
Socolescu: Frage nach dem Dach der Lagerstatte. Welche Sedimente nehmen Teil daran und wie wurde es gebildet?
Mlakar: Die heutige Dečke der Lagerstatte, aus Karbonschiefern be-stehend, stellt eigentlich die einstige subvertikale Wand des mitteltrias-sischen tektonischen Grabens dar. Sie wurde erst im Alttertiar in die subhorizontalle Lage umgedreht. Zur Zeit der Vererzung waren die cbersten Teile der Lagerstatte durch Skoncaschichten und langobardische Tuffen und Tuffiten vertreten. Auf diese syngenetisch vererzte Sedimente haben sich karbonatische cordevole Schichten abgelagert.
Zuffardi: Many ore shoots of HgS in Monte Amiata district are thought to have been generated by supergene reconcentration in karstic conditions. Is there any evidence of similar phenomena in the Idrija region?
Mlakar: By the exploration till now no ore bodies originated in karstic conditions have been found, although there are possibilites for such ore concentrations.
The Paleogeographical, Lithological and Structural Controls of Uranium Occurrences in the Alps
Mario Mittempergher Introduction
The prospecting work carried out on the Italian side of the Alpine Range during the last fifteen years have led to recognize a large number of uranium occurrences (Mittempergher, 1966). Other occurrences have been found in the French, Swiss, Austrian and Yugoslav Alps (H iigi and ot., 1962; H ii g i, 1967; Barreau, 1959). As a common feature, ali these occurrences are contained in rocks of late Paleozoic or Lower Triassic age.
A second group of uranium occurrences in fissures and in veinlets in the crystalline basement rocks is quite less interesting and important. Numerous studies have so far been performed about these mineral deposits, whose distinctive features are now fairly well known and described at sufficient extent (Fig. 1).
Some supplementary efforts, however, are necessary for better under-standing of the minerogenetic processes of uranium, which took plače, at a given geological moment, over a very large area, approximately 1000 by 400 kilometers wide. Some attempts in this direction have been made (Marin e 11 i and Mittempergher, 1962) but only recently the geological informations have been acquired for an overall study in order to obtain both, the outlines of the "regional" features of the minerogenetic processes of uranium and the correlations with the more general uranium ore genesis in Hercynian era of Europe (Mittempergher, 1970).
THE GEOLOGY OF URANIUM OCCURRENCES IN THE POST-HERCYNIAN BASIN
The uranium mineralizations occur in the volcanites and in the Continental or littoral deposits of Permian and Lower Triassic ages of the whole Alpine area.
These formations overlie unconformably the eroded crystalline basement and represent the magmatic and sedimentary products that affected a large subsiding basin of late and post-Hercynian ages.
The uranium mineralizations are divided in previous papers (D'A g n o -lo, 1966; Mittempergher, 1958) as follows:
—	hydrothermal mineralizations in the volcanic rocks of the Lower Permian (Fig. 2);
—	stratiform mineralizations in the Continental sandstones of the Permian;
—	stratiform or lenticular mineralizations in the littoral deposits of the Permo-Triassic.
Here I do not describe in detail the features of above-mentioned mineralizations that are pointed out in several specific works. I recall only that the study of these mineralizations has often required the reconstruction of the geological and minerogenetic conditions of ore deposits deformed and regenerated by Alpine metamorphism.
This is the čase of that part of the post-Hercynian basin subjected to the complex Pennidic tectonism in Alpine age.
It is very hard to assemble in an integrated picture a paleogeographie reconstruction, tending to comprise ali environmental and structural varieties of the Alpine zone during Permian and Triassic. This would require a prehminary reconstruction of the Hercynian land and of its structural changes over extremely large areas. On the other hand, the paleogeographie reconstruction is complicated not only by the difficulties of "spreading out" the Permian and Triassic formations ineorporated into the complicated movements of the folds during the Alpine orogenesis, but also by the difficulty in oorrelating the different areas of the zoning of
Reference to Fig. 1 TECTONIC UNITS OF THE ALPS

Helvetides
Pennides
Austrides ONorthern Limestone Alps
Prealps
Southern Alps
A Dinarides
Pre-Alpine crvstalline basements
I I130"'
I-1 basi
Molasse and Vienna ns
URANIFEROUS MINERALIZATIONS
Hydrothermal in permian volca nites
Epigenetic peneconeordant in O permian or lower-triassic con tinental sandstones
Symmetamorphic, remobilizated ^ in Alpine age,occurring in permian and permo-triassic sedi-ments
^ Hvdrothermal in veins, catacla sites and mylonites
♦ Pyrometasomatic
Granitic batholits

fyr
penian seg
Fig. 1. Uranium occurrences in the Alps
Alpine tectonic. Such zonning occurs not only lo>ngitudinally with respect to the axis of the orogen but, stili asymmetrically, also along that axis.
However, in view of the purpose of this study (drawing a picture of the general characters of the environment of uranium ore genesis in the late Paleozoic), a highly simplified description is deemed sufficient. For such purpose, I have utilized paleogeographical sections crossing the central and eastern parts of the Alps where it is easier to correlate the Permo-Triassic environment and the Alpine tectonic units.
The area at present tirne occupied by the Alpine Range corresponds roughly to one sector of the Hercynian foreland, the basement being iormed by me'„amorphites and Hercynian granites. This area has undergone an extended erosion process. Subsidence took plače by fracturing and displacement of the eroded massif, with the formation of two separated basins: a Southern one known as "alpine type" and a Northern one as "germanic type" (Fig. 3).
The two basins were separated by a structural "high" corresponding coarsely to the zone of the Pennide nappes. A sedimentation of Continental character began in both basins during the Lower Permian. A magmatism started simultaneously in both basins, first in the form of epigranites (average age 280 MY), later in the form of acid volcanism (indicative age 265 MY). In the "Alpine basin" the processes of Continental c.edimentation, with sediments predominantly of an alluvial nature, ended in the period ranging between the Upper Permian (Bellerophon zone) and the Lower Triassic (Werfenian), with marine and lagoon epicon-tinental sediments (Fig. 4). In the "Germanic basin" the marine ingression took plače in the Lower-Middle-Triassic (Muschelkalk).
In the transitional belt, the whole zone of the Pennide and "Brianpo-nian" nappes, the subsidence took plače very late: the Continental Permian is very weakly represented. The marine ingression of the Permo-Triassic took plače with recurrences and extreme elaboration of the sediments (formation of the Triassic quarzites). The Triassic facies are in part of the "alpine type" and in part of the "germanic type".
The whole Pennide and Southern Alps area then evolved into the Alpine geosyncline (Fig. 3). In this overall picture, the uranium deposits of the Alps are located partly in the original basin of the Southern Alps, partly in the area cf structural "high" of the Pennide nappes (De Si t ter, 1959).
In the thickest part of the Post-Hercynian continental series, sedi-mentary and volcanic, uranium occurs in the deeper levels and has an epigenetic character. In the Pennide zone, where the Permo-Triassic series is very reduced, uranium concentrations are partly syngenetic and are located in the upper parts of continental sediments at the transition to the epicontinental marine formations; partly they are epigenetic with the characters of the Southern Alps basin deposits.
Uranium cccurrences related with "germanic facies" of the Triassic are not known in Italy; sparse and poorly documented reports suggest that in this series uranium ore bodies occur, as i. e. those of the "Buntsandstein" at Kitzbuhel, Austria.
URAN/UM DEPOSIT IN VOLCAMCS
Stratigraphic series
« E
o-c _ _ . .Si* Sandstones
5 c
^9 Volcanic -
c 3 sedimentarv o * J series
Basal conglom.
c
15 Crfstatline S basement
Uranium mineralization (a)
URANIUM DEPOSIT IN SANDSTONES
Stratigraphic series y
-._ - i t UJ Sandstones, |-5 sJates and >- timestoneš
I
o S Red Sandstones
| ^ Grey Sandstones
t o Volcanic i E sedimentary ° » series
Basal conglom.
i S Cfrstalline
T
i £ basement
h" ~t Uranium occurrence (b)
URANIUM DEPOSIT IN METAMORPHIC ROCKS Stratigraphic series
I Qt
j^ So Limestones S ? and I *■anhydrites
ti m
| 8 Ouartzites
Chlorite and sericite schist
j S Crystaltine o. § basement <t
Uranium occurrence
fcj
Fig. 2. Uranium deposits in volcanic rocks (a), sandstones (b) and metamorphic rocks (c)
In Fig. 1 it is possible to note that the mineral occurrences related to the thickest Permian zones are the most numerous and important.
The general feature of the uranium province of the Permian and Permo-Triassic in the Alps is the fact of being located in a pregeosynclinal basin. This was a basin open southwards to> the Thetis Sea; the time of the sedimentation of the Continental facies is comparatively short. Accord-ing to the current information, setting the age of volcanites at around 265 MY and the Ladinian-Carnian limit at more than 230 MY, the Continental and littoral sedimentation lasted not more than some 30 MY. The pregeosynclinal character of the basin and the fact that the direction of the displacement has always remained downward (subsidence), have determined the nature and quality of the sedimentary uranium occurrences. These mineralizations are small, very numerous and are distributed in a number of levels, somewhat heterogeneous in geochemical paragenesis. On the whole it seems to be evident that the processes of ore-deposit re-constitution through remobilization and concentration of the ore bodies in subsequent stages and hydrogeological situation, didn't take plače. These processes often account for the economic importance of the uranium deposits in the intracratonic and intermountain basins.
A first general conclusion which is confirmed also in the čase of the Permian and Permo-Triassic of the Alpine area is that the pregeosynclinal basins are less important for the potential of uranium concentrations with regard to other types of basins (intracratonic, intermountain).
Distribution of uranium mineralizations in the Permian basin of the Southern Alps
In the preceding sections we have discussed the distribution of uranium ore bodies in the different "transversal" zones of the geosynclinal basin, i. e. in the "germanic facies" area of Triassic in the intermediate area of the Pennide nappes, and in the Southern "alpine facies" area of Triassic.
A better understanding of the minerogenetic processes derives from a study of the distribution of uranium occurrences within an invididual structural and paleogeographic area.
Such a study can well be carried out with respect to the Southern Alps area, characterized by the presence of both a considerable number of ore bodies and geologie and tectonic conditions which are comparatively easy to interpret. Among the different longitudinal zones of the pregeo-synclinal basin, that of the Southern Alps was the area of fastest subsidence, and the Permian and Triassic are largely represented in it. Now a stratigraphic reconstruction of the lithofacies and of their thickness has shown (Bosellini, 1965) that the Southern Alps area can be sub-divided into five sectors, in which the Permian and Triassic formations display widely different developments. The five sectors, perpendicular to the axis of the geosyncline and to the Hercynian direetions, are alter-nating areas of faster and slower subsidence (Fig. 5). Three of these areas are structural "highs", in which the thickness of the Permian and Triassic
OroA/c
|. j Thin (semi-) Continental facies	[ -I— |
Congtomeratic S volcanic facies	| • | ' 1
- | Initial ultrabasic facies	I" .* .* 1
[.*> . . | Flysch or Scaglia facies	\
Fig. 3. Schematic development of Alpine basin during the Mesozoic era (After de S i 11 e r , 1959)
series is relatively limited (1000 to 3000 meters). These three structural "highs" are those of platform of Lugano, Adige and Julian Alps. Between them are located twO' areas of structural trough, in which the Permian and Triassic series are as thick as 6000 to 8000 meters. The areas of structural "low" are the Lombard and the Veneto-Carnian basins. Ana-lysing the distribution of uranium occurrences with regard to these structural divisions of the Southern Alps (Fig. 5), we find that uranium is largely concentrated in the "structural low" of the Lombard Alps, where the Permian series is thickest. In particular, the uranium ore bodies are more frequent in the eastern slope of the Lombard basin, near the Adige structural "high". Generally, therefore, we may conclude that the uranium mineralizations contained in the Permian and Triassic of the Alps are typical for pregeosynclinal basins and that, within these basins, they are concentrated in the areas of fastest subsidence, where the lithologic series is thickest.
Epicontinental facies
Deep sea facies
Late tectonic Hercynian
granites Syntectonic Hercynian granites
J- Cr = Jurassic -Cretoceous
Tr P
- Triassic = Permian
The relationship betvveen uranium mineralizations in volcanites
and in sediments
Volcanites are a constant component of the Permian series of the Southern Alps. These volcanites, which are related to the oldest levels of the Post-Hercynian series, are present in the three westernmost structural zones, in the Lugano structural "high", in the Lombard struc-tural "Iow" and in the Adige structural "high". Volcanites often contain uranium ore bodies, as described above. If we compare the distributions of volcanites and uranium mineralizations contained in the Permian sandstone, we observe a close connection; this connection is obviously more evident between ore bodies in the volcanites and ore bodies in the sandstones (Fig. 6). Since the sandstones are younger than the volcanites and are made up in part of volcanite fragments, it is clear that the mineralizations in the sandstones are genetically related to the volcanites and, in part, to those contained in the latter ones.
Outside of Southern Alps it is not possible to localize the Permian volcanites owing to Alpine metamorphism. Nevertheless, in the Marittime Alps and in the Esterel, the correlation between volcanites and uranium mineralizations is very close.
Without entering upon the matter of minerogenetic models, a subject which lies outside the purpose of this paper, it would seem that the facts outlined above suggest that a remarkable importance for the occurrence of uranium may be attributed to the rocks of the late-Hercynian acid volcanism of the Alpine area. This importance indeed originates both from the uranium occurrences within the volcanic rocks themselves and from the mineral deposits in the sediments.
Two conclusions may be drawn up from this recognition. A first con-clusion concerns the problem of the areal distribution of uranium mineral deposits: carrying further the points raised above. we can say that uranium ore bodies tend to concentrate in the areas where volcanites occur. The greatest concentrations are found in the "structural lows", where volcanic rocks are extensively present. A second co-nclusion concerns the problem of the Hercynian uranium province of Central Europe — a province in which, as it is known uranium is particularly associated with the late-Hercvnian magmatic massifs. Also in the čase of the Alpine area the late-Hercvnian magmatism is clearlv uranium-bearmg. Whether this fact is attributable to magmatic and hydrothermal causes resulting there-from, or it is due to the particular geographic evolution of the pregeo-:;ynclinal basin, can be a matter of speculation.
The Alpine regeneration and redistribution of uranium occurrences
It has been recognized that uranium mineralizations are more numerous and important in the areas where the subsidence rate of the post-Hercy-nian basin is higher and in the areas with more intense volcanic activity. Furthermoire, it has been noted that the development of the post-
Berysch- Nondtiro/er
Drsuzug Fazieskcre/ch (Oailtaier A/pen ynd Lienzen Do/omitenJ
Sudtjro/er Dolomiten
Faziesbereich
Anis	r ..........
	
	---- v.'.-.-
Skyth	Ml
Perm	••••••••i
MjsMka/k
Werfener --Schichten und Hese/geoirge
-__Verrucano
Siratig. A/ter
Mende/doJom/i
MuscMka/k M. K. Konglomerat
CampUerSc/iMen Se/ser Schichten
~6elleropjionkBlk ~ '
nrrt &ps Groben Sandsie/ne
*,»*' Bsais Kongbmergt
Qijerzphyiht
Ser/es
Anis
Skyth
Perm
C/ay andmtr!
Bedded dolomite
Bedded Hmesione
Sandstone and oong/omerate
(Afier VsnBemmeJen, f9il)
OtT^cl Msssife doJo/nile
Bvaporites (Hafiigebirge)
Fig. 4. Schematic columnar sections of Northern Limestone Alps (left), the Drauzug (middle) and the Southern Alps (right)
Hercynian basin into a geosyncline has limited remarkably the importance of uranium ore genesis.
Actually it has conferred to the rocks a diagenetic feature and has determined therefore a different kind of deformation and of hydrological behaviour. In the area of Pennidic nappes and along the margins of the great austroalpine dislocations (Orobic line), the alpine stresses have differently metamorphosed the host rocks and have regenerated the ore deposits. The intensity of this action was different in the different areas of the Pennidic nappes. Where the metamorphism was slight the ore deposits maintained a stratiform or lens-shaped structure; on the contrary, where the metamorphism was of a higher grade, the mineralizations were even completely regenerated and assumed a typical synmetamorphic feature.
Similar examples of remobilizated and regenerated ore deposits have been recordared in relation to mylonite bands and thrust-zones. In any čase, the tectonic and metamorphic processes have been a further cause of dispersion of the uraniferous occurrences. In Fig. 1 are shown the Permian or Permo-Triassic uranium mineralizations regenerated in Alpine age.
PIA T TA FORMA	BACINO
LUGANESE	LOMBARDO
P/A T TA FOR M A	BAClNO PIATTAFOHMA
ATESINA CA RNICO BEL L UHESE GIUUA
Fig. 5. Sedimentary basin during the Permian and Triassic periods as re-presented in longitudinal stratigraphic sketches of the Southern Alpine Range
(After B o s e 11 i n i, 1965)
THE URANIUM OCCURRENCES IN THE CRYSTALLINE BASEMENT OF THE ALPS
Fig. 1 shows that few uranium occurrences are connected with the blocks of crystalline basement involved into Alpine nappes. Typical examples are represented by the Helvetidic blocks. For the description of these mineralizations I recall just published works. I remember only that
^^^ Areas with Permian volcanics • Uranium occurrence in Permian sandslones Uranium o ccurrence in Permian volcanics
Fig. 6. The main tectonic units in Southern Alpine Range during the Permian and Triassic periods
generally they represent mineralizations in fractures and mylonites of late or post-Hercynian age. Their paragenesis is typically epithermal. The are controlled by a late or post-Hercynian tectonism and were subjected tc remobilization processes in Alpine age. Therefore their age varies from 190 M.Y. (Gordolasque) to 90—80 M.Y. (Monte Bianco).
These mineralizations, the most typical of which are localized in the Monte Bianco Massif, may be related to a common genetic source, the same of the uranium occurrences of the Asturian-Vosgian phase of the French Central Massif. Contrary to the acid volcanites that represent the extrusive equivalents of such plutonics, these ones have no practical importance. On the whole, the Hercynian plutonics of the Alps are poor in uranium occurrences.
References
B a g g i o , P. 1963, II granito del Monte Bianco e le sue mineralizzazioni uranifere: Studi e Ricerche della Divisione Geomineraria del CNRN, v. I, parte I. Roma.
Barreau, J. 1959, L'uranium des Alpes Frangaises, Colloque de Grenoble, 11—20.
B o s e 11 i n i, A. 1965, Lineamenti strutturali delle Alpi Meridionali du-rante il Permo-Trias, Mem. del Museo di Storia Naturale della Venezia Triden-tina, v. XV, fasc. III. Trento.
D'A g n o 1 o , M. 1966, II giacimento uranifero di Novazza in Val Goglio (Bergamo), Atti del Symposium Inter. sui Giacimenti Minerari delle Alpi, v. 1—2. Trento.
De Sitter, L. U. 1959, Structural Geology, McGravv Hill Pub.
Hiigi, Th., De Quervain, F., Rickenbach, E., und Hofman-ner, F. 1962, Ubersichtskarte der Uran und Thorium Mineralisationen der Westalpen, Schweiz. Geotechnische Kommission, Kummerly und Frey, Bern.
H ii g i, Th. 1964, Uranprospektion in der Schweiz unter besonderer Beriick-sichtigung des alpinen Raumes, Beilage zum Buli. Nor 2. der Schvveiz. Vereini-gung fiir Atomenergie, S. 1—8.
Marinelli, G., Mittempergher, M. 1962, Provenienza e modalita di deposizione dell'uranio nei giacimenti italiani del Tardo Paleozoico, Notiziario CNEN, anno 8, n. 12. Roma.
Mittempergher, M. 1958, II giacimento uranifero della Val Rendena. Studi e Ricerche della Divisione Geominerario del CNRN, v. I, parte II.
Mittempergher, M. 1966, Le mineralizzazioni ad uranio delle Alpi Italiane, Atti del Symposium Int. sui Giacimenti Minerari delle Alpi, v. 1—2, Trento.
Mittempergher, M. 1970, Characteristics of uranium ore genesis in the Permian and Lower Triassic of the Italian Alps, Proceedings of a Panel on uranium exploration geology, IAEA, Vienna.
R u 11 e n , M. G. 1969, The Geology of Western Europe, Elsevier Publ. Com-pany, Amsterdam.
SUMMAKY
The uraniferous deposits discovered in the Alpine area can be sub-divided into two groups.
The first group, the most important for the number of occurrences as well as for their economic importance, includes mainly stratiform peneconcordant ore bodies, generated in the post-Hercynian volcano-sedi-
mentary basin during the Permian and the Lower Triassic periods. The distribution of these mineral deposits is connected with the features of the evolution of this basin. In the Southern Alps, where the Permian Continental and volcanic series has a remarkable development, the mineralizations are mainly localized in the volcanites of Lo<wer Permian and in the lower horizons of Middle Permian sandstones. In the northern areas of the Alps, where the Triassic sediments are as "germanic" facies, the few mineral occurrences discovered are localized in the sandy levels of Upper Permian and Lower Triassic.
In the Pennide Region, representing the primary transitional area from "germanic" to alpine facies of Triassic, the uranium occurrences are localized both in the Permian and in the Triassic formations.
The main mineral deposits occur in the Lombard basin, where the Permian series is thicker. Furthermore, it has been found that the most important and widespread mineral deposits are distributed in proximity of late Hercynian volcanic masses. The importance of late Hercynian magmatism for uranium in Europe is confirmed. During the Alpine dia-strophism ali these mineralizations were partially diagenized, meta-morphosed and regenerated. The uranium ore deposits of the Permian and Triassic in the Alps are of limited economic interest, since they took plače in a typical pregeosynclinal basin. Such basins are quite less suitable than the intermontane or intracratonic basins. Indeed, in the last ones most of the world uranium reserves occur.
In the second group of mineralizations, ali of no economic interest, the occurences connected with mylonites and post-Hercynian tectonic struc-tures in the blocks of crystalline basement occurring in the Alpine nappes are included.
DISCUSSION
Uytenbogaardt: Do you have any information about the absolute age determinations of the different uranium deposits?
Mittempergher: Yes, we have some age determinations of uranium in sedimentary deposits connected with the Upper Permian sandstones. The maximum age we found is 220 million years. In the čase of syn-meta-morphic regeneration of uranium deposits we have a clear younger age. Stili in one čase we found, if I well remember, about 90 million years.
Petrascheck: I may make a few remarks concerning the numerous new finding of uranium in the Austrian Permo-Triassic beds. I got the impression that your paleogeographical approach is the right one I think in the Austrian Alps even a more detailed paleogeographic conception vvould be possible separating the different Alpine troughs and uplifts as the so-called "unterostalpine Zentraltrias" and "mittelostalpine Zentral-trias", ali of them containing in several places uranium. As far as it concerns the connection with the Permian volcanism, it is probable. It is true that even in the metamorphic Permo-Triassic rocks we have clear evidences of Permian volcanism. But on the other hand — and Mr. S c h u 1 z may correct me — it seems that the uranium findings in the

Buntsandstein near Kitzbiihel and in other places of the Werfen shale and Buntsandstein are not at aH connected with volcanic phenomena. So I got the impression that the pa!eogeography is even more important than the volcanic activity, but as in many cases it may be the one and the other. I was very interested in this lecture you gave.
Mittempergher: Thank you very much, Professor Petrascheck. I quite agree with you that paleogeography is the most important condition for the uranium ore genesis in the Alpine Range. The lithological connection between uranium mineralizations and volcanic rocks of late Paleozoic is a conclusion of statistical calculations. I know very well the čase of Kitzbiihel connected with the Buntsandstein, where there are no volcanic rocks. Also in other parts there are no volcanic rocks. But by plotting ali the mineral deposits, the connection between the volcanic rocks and the mineralization in the sandstone becomes very clear. I don't believe also that in the Žirovski Vrh uranium deposit there is a close connection between the mineralization in sandstones and the volcanic rocks.
Terrigene Permablagerungen als uranfuhrende Sedimente
in Slowenien
Mirko Protič, Staniša Radoševič und Karel Grad Vorvvort
In letzten Jahren wurden in Slowenien Uranvorkommen in permischen terrigenen Sandsteinen festgestellt, die den Grodener Sandsteinen in Nord-italien ahnlich sind (arenarie di Val Gardena).
Die Kupfervorkommen in den hoheren Lagen derselben Sandsteine wurden schon friiher bekannt.
Die Autoren stellen in der vorliegenden Arbeit die Ergebnisse der Untersuchungen dieser Ablagerungen und die Kriterien ihrer Uran-fiihrung vor.
Es wurde festgestellt daB die Uranvererzung vom Wirtschaftswert nur in Gebieten der groBeren Machtigkeit und Ausdehnung der Grodener grauen und graugriinen Sandsteine zu erwarten ist. Eine solche Entwick-lung haben die Grodener Schichten in Zirovski vrh. Hier erreichen die grauen, ortlich pechblendehaltigen Sandsteine die hochste Machtigkeit von 350 m.
Geologie und Petrologie
Die Permablagerungen in Slowenien sind im Gebiet der Karawanken, in den Savafalten, in der Umgebung von Kočevje und in Pohorje ent-vvickelt. Die Verbreitung der Grodener Schichten in Slowenien ist in Tafel 1 zur Arbeit von F. Drovenik, M. Drovenik, K. Grad, >■ Kupferfiihrende Grodener Schichten Sloweniens« dargestellt. Stratigra-phisch am besten dokumentiert sind diese Sedimente in Karawanken, wo alle drei Abteilungen des Perms nachgewiesen sind.
In das untere Perm (Rattendorfer Stufe) wird der Oberschwagerinen-kalk eingereiht, entdecket nur im kleineren Umfang. Der Trogkofel Stufe (unterer Teil des Mittel-Perms) werden Riffkalk, der ortlich fossilienreich ist, und die Tarviser Breccie zugerechnet. Sehr verbreitet sind auch Kla-stite, als Auswechselung des dunkelgrauen Quarzsandsteins, Schiefer, Konglomerat, und fossilfuhrender Kalkstein. Kalkstein und Tarviser Breccie wurden nur in den Karawanken festgestellt. Trogkofeler Klastite wurden mit Fossilien in den Karawanken, in der Umgebung von Kočevje und teilweise in den Savafalten bewiesen.
In den Karawanken liegen entweder auf dem Trogkofelkalk und Breccie oder auf ihren klastischen Aequivalenten rote, seltener grauliche Sandsteine, Siltsteine, Schiefer und Konglomerate. Nach iiberwiegendem roten Sandstein werden diese Ablagerungen oft vereinfacht, schlechthin roter Sandstein genannt. Die Sedimente werden mit Grodener Sandsteinen aus norditalienischen Dolomiten verglichen.
In den Savafalten liberlagern ahnliche Ablagerungen die permokarbo-nischen Klastite, und in Pohorje die altpalaozoische Magdalensbergserie. In der Umgebung von Bohinjska Bela und im Bereich von Bled kommt gleichzeitig mit den Grodener Ablagerungen eine fossilreiche Rifkalk- und Kalkbreccienfazies vor (V. Kochansky-Devide & A. Ramovš, 1955).
Nachdem sich die Grodener Sandsteine als uranfiihrend erwiesen haben, wurden sie naher untersucht seitens des Belgrader »Institut za geološka istraživanja i spitivanja nuklearnih i drugih mineralnih sirovina« und des Geološki zavod Ljubljana.
Grodener Schichten enthalten praktisch keine Fossilienreste. Spo-radisch findet man nur schlecht erhaltene Pflanzenreste. Das Alter des Sandsteins wurde daher nach der stratigraphischen Zugehorigkeit des Liegenden und Hangenden erschlossen. In den Karawanken entsprechen diese Ablagerungen der Sosio Stufe. In den Savafalten ist jedoch die untere Grenze nicht zuverlassig festgestellt worden. Im Liegenden der Grodener Schichten sind Quarzsandsteine, Tonschiefer und Konglomerate entwickelt. Die sparlichen Fossilienreste weisen auf Perm und auf Ober-karbon hin. Diese Ablagerungen sind in der Vergangenheit mit den Hoch-wipfelschichten der Karnischen Alpen verglichen worden. In letzter Zeit wurde ihnen von A. Ramovš (1965) groBtenteils das permische trog-kofeler Alter zugeschrieben, mit moglicher Zulassung des Oberkarbon-alters fiir einen Teil der Schichten. Von uns werden diese Ablagerungen als permokarbonisch bezeichnet.
Die obere Grenze der Grodener Schichten ist in den Savafalten west-lich Ljubljana und in einigen Profilen bei Radeče mit zahlreichen ober-permischen Fossilien im Kalkstein und Dolomit bestimmt. Auf dem rest-lichen Verbreitungsgebiet, auf dem Fossilienbevveise fehlen, konnte eine Fortsetzung der Ablagerung auch ins obere Perm angenommen werden.
Der rote Sandstein von Pohorje gehort den Ostalpen an. Er wurde auf die altpalaozoische Magdalensbergserie (Ordovizium, Silur) transgressiv abgelagert. Das direkte Hangende des roten Sandsteines ist nicht erhalten. Sein Alter wurde nach Vergleichen mit ahnlichen Ablagerungen in Mag-dalensberg-, in Griffener und St. Pauler Bergen in benachbarten Osterreich angenommen. In Osterreich wurde dem Sandstein entweder parmisches (H. S e e 1 m e i e r , 1961) oder unterskythisches Alter (P. Beck-Man-n a g e 11 a , 1953) zugeschrieben.
Grodener Schichten sind selten gut geschichtet. Die Schichtung in den Karawanken und in Savafalten ist im groBen AusmaBe durch die Trans-versalschieferung maskiert. Die Schichtung kann daher als ein zuverlas-siges Kriterium zur Lagefeststellung nur im Falle granulometrischer Unterschiede in der Schichtenfolge dienen. Dabei kann auch die Abwech-
selung der graugriinen und roten Lagen behilflich sein. Am haufigsten lauft namlich die Farbenwechselung parallel der Schichtung. Schrag- und Kreuzschichtung sind sehr selten und vom beschrankten Umfang.
In einigen Profilen, besonders in Tiefbohrungen aus der Umgebung von Zirovski vrh und Sc voden j, teil'weise bei Škofje und Otalež, kann in Sandsteinen eine gewisse Rhythmik beobachtet werden. Die Machtigkeit der einzelnen Rhythmen schwankt von einigen Zentimetern bis zu mehreren Metern, und auch die Anzahl der betreffenden lithologischen Glieder ist verschieden. Im allgemeinen besteht eine Tendenz fiir die Verfeinerung des Materials in jedem Rhythmus aufwarts. Das ist ein Merkmal von alluvialen Sedimenten was wir in Betracht nehmen sollen wenn wir iiber den Sedimentationsraum der Grodener Sandsteinen sprechen.
Savafalten. Die groBte Ausdehnung der roten Permsandsteine in Slo-wenien ist an die Savafalten gebunden, an ein Gebiet von ungefahr 130 km Lange und bis 25 km Breite. Im Rahmen dieser Zone wurden die Grodener Sandsteine in einige Gebiete eingeteilt jedes mit seinen beson-deren strukturellen und lithologischen Merkmalen.
Im westlichen Teil der Savafalten (westlich von Ljubljana) sind die Grodener Sandsteine nur an zwei Gebiete beschrankt die selbststandige tektonische Einheiten darstellen (F. Kossmat, 1910): das Idrija-Ziri Gebiet und das Škof ja Loka-Polhov gradeč Gebiet. Den neueren Forschungs-ergebnissen nach (K. Grad, 1968) gehoren die beiden Gebiete der grofien Škofja Loka-Ziri Dečke an. Die im Osten der Savafalten weitverbreiteten permischen Sandsteine in Umgebung von Radeče gehoren dem sogenann-ten Litija Antiklinorium an.
Die Grodener Sandsteine in der Umgebung von Smrečje, Zirovski vrh und Sovodenj, im Idrija-Ziri Gebiet, sind in einer ununterbrochenen Ausdehnung entdeckt. Wie ervvahnt, befinden sich im ihren Liegenden die Tcnschiefer und Sandsteine Permokarbons und im Hangenden die ober-permischen Kalke und Dolomite. Die Gesamtmachtigkeit der Grodener Sandsteine in Zirovski vrh betragt rund 800 Meter, was die maximale bisher festgestellte Machtigkeit dieser Schichten in Slowenien darstellt.
Im Bereich Smrečje-Zirovski vrh konnen der untere Teil der Serie, vertreten mit grauem (grau-griinlichen) Sandstein als Hauptglied, und der obere Teil mit iiberwiegend rotem Sandstein, den grauen iiberlagernd, sehr klar unterschieden werden. Im hochsten Teil der Grodener Sandsteine im Raume Sovodenj-Cerkno ist haufig ein bis zu 20 Meter machti-ger Horizont von graugrunem Sandstein und Siltstein mit Einschaltungen von rotem Siltstein und seltener Sandstein zu beobachten. An diesen Horizont sind die Kupfervorkommen in Škofje, Otalež usw. gebunden.
Die Unterschiede zwischen dem oberen und unteren Teil der Grodener Sandsteine in Zirovski vrh sind auch durch geochemische Merkmale gekennzeichnet — mit dem Urangehalt und Verhaltnis Th/U. Auf Grund sehr zahlreicher systematischen Analysen wurde besonders in Hinsicht auf das Verhaltnis Th/U ein ausgepragter Unterschied zwischen dem grauen Sandstein des unteren Teils der Serie und dem roten Sandstein des oberen Teils ermittelt (M. Protič, S. G o j k o v i č , 1965).
In der Fazies des grauen Sandsteines kommen gleichnamige Ablage-rungen in Paketen vor, die etliche zehn Meter machtig sind, wechsel-gelagert mit diinnen Einschaltungen rotlichen Sandsteines und Siltsteines.
Grauen psammitischen Sandstein trifft man auch in Form diinner Lagen (1 bis 2 Meter) mit unregelmaBigen Grenzen im roten Sandstein und im Siltstein des oberen Teils der Grodener Schichten. Dieser grauer Sandstein unterscheidet sich jedoch nicht, im Gegensatz zu dem friiher erwahnten, in geochemischer Hinsicht von dem roten Sandstein, im welchen er als Zwischenlagen auftritt. Von diesem muB man aber auch noch den Fall der epigenetischen Ausbleichung des roten Sandsteines in den Ver-werfungszonen unterscheiden, die in der Gegend von Žirovski vrh beo-bachtet werden kann.
Der graue Sandstein des unteren Teiles der Serie hat die folgende Zusammensetzung (S. Radoševič, 1961): Quarz (vulkanogen und se-kundar), Quarzporphyr und Schiefer in Fragmenten, Plagioklas, Muskovit, Serizit. Der Zement ist mikrokristallin, von Kontakt- und Porentyp. Er besteht aus Quarz, Ton und Serizit, die z. T. durch Kalcit verdrangt sind. Im roten Sandstein des oberen Teiles ist der vulkanogene Anteil schwie-riger erkenntlich.
Im grauen Sandstein des Žirovski vrh sind zuweilen karbonatische Knollen anwesend (S. Radoševič, 1961, V. Omaljev, 1967). Die zwei Arten dieser Knollen, die erste bis zu zehn Zentimeter im Durch-messer, diskoid im Durchschnitt und streng an bestimmte Horizonte ge^ bunden, und die zweite, zentimetergroB und Trockenschlunde infolge Austrocknung der urspriinglich kollloidalen Materie zeigend, miissen unserer Meinung nach als diagenetische Bildungen gedeutet vverden.
Der Index des Vulkangesteinsanteils (Vulk. Fragmente/Quarz + Feldspat) in grauen Sandsteinen des unteren Teils der Serie im Raume Žirovski vrh-Sovodenj bewegt sich zwischen 0,2 und 0,9, selten iiber 1. Sein Wert in Konglomeraten und Breccien in der Nahe der Uranvererzung (Tiefbohrung B-ll) iibersteigt 1. Im Gegenteil zeigt konglomeratischer Sandstein von Žirovski vrh niedrige Werte (rund 0,3), und der rote Sandstein des oberen Teiles der Serie im allgemeinen ca. 0,1.
Es muB erwahnt werden, daB radioaktiver grauer Sandstein des unteren Teiles der Serie (Tiefbohrung B-ll) verhaltnismaBig niedrige Index-werte zeigt (unter 0,5), sowie auch radioaktiver Sandstein von der Ober-flache in Žirovski vrh (rund 0,3). Graue unmineralisierte Sandsteine aus anderen Lokalitaten zeigen gewohnlich Indexwerte iiber 0,4. Es scheint also, daB die Uranvererzung nicht mit relativ erhohtem vulkanogenen Anteil in Sandsteinen bedingt ist, so wie es man in einer Zeit ver-mutet hat.
Im Unterschied zur Gegend von Žirovski vrh sind die Grodener Sandsteine im weiten Škof j a Loka-Polhov gradeč Gebiet nicht in einer ununter-brochenen Einheit entbloBt, sondern kommen in einigen groBeren und kleineren Ausdehungen vor. In diesem Gebiet sind sie im betrachtlichen MaBe abgetragen worden. Die hauptsachlichen lithologischen Komponen-ten sind dieselben wie im obenbeschriebenen Gebiete. Charakteristisch
sind aber kleine Diabas- und Diabastuff-Linsen in der Umgebung von Mlaka.
Im Radeče Gebiet bilden die etliche Hundert Meter machtigen Gro-dener Sandsteine raumlich eine Einheit. In lithologischer Hinsicht konnte es hier den Ausbissen nach eine bessere Differenzierung der Grodener Abla-gerungen erlangt werden als im Idrija-Žiri Gebiet. Teile fast ausschlieB-lich Sandstein- oder Siltstein-Charakters sowie auch ausgesprochen kon-glomeratische Teile konnten hier im groBeren AusmaB festgestellt werden (Umgebung von Močilno, Radgonca).
In diesem Teil der Savafalten zeigt die groBte Verbreitung der rote Sandstein und Siltstein. Grauer Sandstein dagegen fehlt in einigen Pro-filen ganz oder ist nur sehr untergeordnet entwickelt.
Pohorje. Permische bzw. permoskythische Klastite sind in NW-Teil des Pohorje auf rund 20 km2 Oberfache entwickelt. GroBtenteils sind sie abgetragen oder durch Oberkreide- und Tertiarschichten iiberlagert worden. Ihre urspriingliche Machtigkeit wird auf einige Hundert Meter geschatzt. Obere Teile des roten Sandsteines und die Verbindung mit untertriadischen Ablagerungen sind nicht erhalten. Im Liegenden befinden sich altpalaozoische Phyllitschiefer in Abwechselung mit Sandsteinen, sel-tener Diabasen und ihren Pyroklastiten, sowie mit Ralkstein- und Fe-Dolomit-Linsen (Magdalensberg-Serie).
Meistens beginnen die Ablagerungen mit rotem Basalkonglomerat und Konglomeratsandstein, seltener mit grobkornigem Sandstein. Fragmente in den Basalschichten bestehen aus Quarz, Quarzporphyr und seltener aus Hornstein. Quarz aus Eruptivgesteinen und aus Kristallinschiefern ist fast im gleichen Anteil vertreten, was fiir den Anteil der vulkanogenen und metamorphen Fragmente im allgemeinen gilt.
Die Basalschichten sind mit 45 bis 60 Meter grauen Sandsteines tuffiti-schen Charakters und Tuffit mit Zwischenlagen roten Siltsteines iiberlagert. Die grauen Ablagerungen sind feinkorniger als die entsprechenden roten Lithotype, im Gegensatz zu Žirovski vrh. Sie sind fein- und mittel-kornig, psammitischer Struktur, mit groBem Anteil an Tuffmaterial (bis zu 65 °/o).
Die tuffitischen Schichten sind mit Konglomerat und Breccie wech-selnder Machtigkeit iiberdeckt. Das Gestein ist rotfarbig, mit bis zu 20 cm groBen, teilweise gerundeten Quarzporphyr- und Keratophyr-Fragmenten (bis zu 60% Gesamtinhaltes!). In Diinschliffen mit kleinerer Granulation wurden aber bis zu 35 %> Fragmente metamorpher Herkunft festgestellt.
Die groBte Verbreitung und Machtigkeit zeigt der dariiberfolgende rote grobkornige bis konglomeratische Sandstein mit diinneren Einschal-tungen des mittelkomigen und feinkornigen Sandsteines. Ortlich findet man sogar Einlagerungen von griinen Sandstein, die jedoch nur wenige Meter machtig sind.
Der obere Teil der Permschichten in Pohorje ist mit einer Abwech-selung der grobkornigen bis konglomeratischen und feinkornigen roten Sandsteine vertreten. Feldspate sind mit sauren Plagioklasen. Albit und Orthoklas vertreten. Im allgemeinen sind die Feldspate in Ablagerungen von Pohorje viel haufiger als in denen von Žirovski vrh und Škofja Loka.
6 — Geologija 15
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Karawanken. Permische Grodener Ablagerungen sind hier weniger ver-breitet als die Grodener Schichten in den Savafalten, und in geringerer Machtigkeit (bis zu 300 Meter). Sie kommen vor in schmalen langen Strecken von Savske jame bei Jesenice bis zu Jezersko. Im Liegenden befinden sich die Tarviser Breccie und Trogkofelkalk des mittleren Perms oder Klastite der Trogkofelstufe.
Im Profil von Tržiška Bistrica liegen die Grodener Schichten auf der Tarviser Breccie und rotlichen Kalkkonglomeraten. In Sandsteinen sind graue Teile und Linsen entwickelt, entstanden durch den ProzeB der Entfarbung. Dariiber folgen rote Breccienkonglomerate mit Quarzporphyr-und Quarzkeratophyrfragmenten. Im oberen Teil der Grodener Sandsteine nordlich von Tržič ist charakteristisch ein mindestens 20 Meter machtiger Horizont grauen Sandsteines in Abwechselung mit Dezimetereinschal-tungen eines Siltsteines, der sichtbare Beimischung von organischen Stoff enthalt und eine hohere Radioaktivitat aufweist.
100*/. 100'/. FELDSPAT	GESTEINS8RUCHSTUCKE
OUARZ 100 •/.
o	ZIROVSKI VRH
■	ŠKOFJA LOKA
O	RADEČE
•	KARAVANKE
^	POHORJE
Abb. 1. Modalzusammensetzung der Grodener Sandsteine aus verschiedenen
Gebieten Sloweniens
Die Entwickl'ung wird durch roten Sandstein mit seltenen diinnen Diabas- und Dolomiteinlagerungen beendet. Im Hangenden liegen die Dolomite und Rauhwacken des oberen Perms.
Im Bezug auf die Vertretung der Hauptgemengteile des grauen Sand-steines von Tržiška Bistrica ist zu bemerken ein niedriger (unter 10 °/o) Anteil von Feldspaten und auch von Glimmern (Fragmente von Quarz-porphyren manchmal dominieren).
Am Diagramm (Abb. 1) ist die Modalzusammensetzung der Grodener Sandsteine aus verschiedenen Gebieten Sloweniens dargestellt.
Geochemische Charakteristiken
Das Idrija-Žiri Gebiet. In den Grodener Sandsteinen sind im Bereich Smrečje-Zirovski vrh-Sovodenj unter anderem folgende charakteristische Spurenelemente vertreten: V, Cr, Ni, Cu, angefiihrt nach abfallendem Inhalt in Gesteinen. Der Anteil an V sinkt mitunter unter 60 ppm, wahrend sich die anderen nur ausnahmsweise diesem Werte nahern.
Es war nicht moglich eine Korrelation zwischen V und Cu fest-zustellen in den nicht mineralisierten Partien. Es besteht eine erhebliche Zunahme des Cu-Gehaltes in einigen Fallen (in den Vererzungspaketen bis auf 500 ppm).
Beziiglich der Ti- und Zr-Verteilung in Sandsteinen ist ein bezeichnen-der Parallelismus festgestellt worden; mit der Zunahme eines Elements wachst auch der Anteil des anderen.
Die roten und die grauen Grodener Sandsteine enthalten (46 Analysen) als Mittelwerte (Ma) mit entsprechenden Standardabweichungen (d):
Ma	a
ppm U	2,21 ± 0,21	1,44
ppm Th	7,66 ± 0,55	3,71
°/o K	1,30 ± 0,13	0,38
Th/U	4,01 ± 0,30	2,02
Die Korrelation zwischen U und Th ist mittelmaBig, r = 0,59. Aus-fuhrliche Angaben iiber den Inhalt radioaktiver Elemente in Grodener Sandsteinen von Žirovski vrh, und zvvar getrennt in grauen und roten Sandsteinen und in roten Zwischenlagen in den grauen Sandsteinen, sind in einer friiheren Arbeit dargestellt (M. Protič, S. Gojkovič, 1965).
Nach den erwahnten Ergebnissen enthalten die grauen Sandsteine des unteren Teils der Serie von Žirovski vrh (111 analysierte Proben):
Grauer Sandstein	Roter Sandstein
	Ma	d	Ma	d
ppm U	5,76 ± 0,26	2,91	2,26 ± 0,07	0,72
ppm Th	7,84 ± 0,29	3,12	12,42 ± 0,36	3,41
°/o K	1,61 ± 0,06	0,65	2,14 ± 0,08	0,83
Th/U	1,65 ± 0,07	0,76	5,82 ± 0,21	1,93
Diese Resultate zeigen klar auf Unterschiede im Inhalt und Verhaltnis von U und Th im grauen und roten Grodener Sandstein, was auf ver-schiedene Bedingungen wahrend der Genese dieser Sedimente hinweist.
Die roten Zwischenlagen im grauen Sandstein zeigen fast die gleichen U- und Th-Inhalte wie der rote Sandstein des oberen Teils der Serie. Im Vergleich zu dem grauen Sandstein konnte dieser Unterschied teihveise mit der etwas verschiedenen Zusammensetzung in Zusammenhang ge-bracht werden; die roten Einschaltungen sind nicht nur feinkorniger als der Sandstein, sondern enthalten auch einen erheblicheren Anteil der Tonmaterie.
Mit Untersuchungen der Uranloslichkeit gegenuber dem gemeinsamen Uran wurde folgendes festgestellt. Wahrend im grauen Sandstein das Prozent des loslichen U verhaltnismaBig hoch ist (uber 40 °/o), ist es im roten Sandstein sehr niedrig. Die Verteilungskurve des loslichen U im roten Sandstein zeigt ein regelmalSiges Fallen von den niedrigen (unter 10 Vo) zu den hohen Werten (bis zu 60 °/o).
Das Škofja Loka-Polhov gradeč Gebiet. Die Analyse der Resultate semiquantitativer Sprektralanalysen (39) der Sandsteine aus verschiedenen Niveaus weist auf Unterschiede gegenuber den Sedimenten aus dem oben behandelten Gebiet hin.
Als Beimischung sind hier dieselben Elemente wie in den Grodener Sandsteinen des Idrija-Ziri Gebietes vertreten. Wahrend aber bei den Ietzten die Verteilung der charakteristischen Elemente nach fallendem Inhalt die folgende war: V, Cr, Ni, Cu, so im unteren als auch im oberen Teil der Serie, ist hier dies der Fall iiberwiegend nur beim Sandsteir des oberen Teils der Serie (petrographisch unklar von unterem differen-ziert). Im unteren Teil der Serie wird aber Cu von V begleitet (anwesend mit unter 60 ppm).
In einer Reihe von Fallen konnte jedoch der Unterschied in Spuren-elementen zwischen rotem und grauem Sandstein, wenn beide im unmittel-baren Kontakt auftreten, nicht erortert werden.
Im einen Fall (Zminec) wurde die Anwesenheit Zn und Pb festgestellt. Im mikroskopischen Praparat des Sandsteines wurden isolierte Komer von Zinkblende und Bleiglanz beobachtet.
Die Grodener Sandsteine in diesem Gebiet enthalten (39 analysierte Proben) als Mittelwerte (Ma) mit entsprechenden Standardabweichun-gen ((5):
Ma	<5
ppm U	1,90 ± 0,14	0,91
ppm Th	9,24 ± 0,62	4,27
% K	1,86 ± 0,21	1,31
Th/U	5,05 ± 0,24	1,55
Im Unterschied zu den Sandsteinen von Zirovski vrh wurde hier eine sehr gute Korrelation zwischen U und Th festgestellt, und zwar r = 0,89. Die analysierten Sttickproben grauen und roten Sandsteines zeigen keine erkenntlichen Unterschiede im Inhalt und Verhaltnis von U und Th. Mit
Ausnahme von einigen grauen Sandsteinen ven Sv. Tomaž, unterseheiden sie sich also in dieser Hinsicht vom grauen Sandstein des unteren Teils der Serie von Žirovski vrh.
Das Radeče Gebiet. Aus der Analyse der Resultate semiquantitativer Spektralanalysen (19) der Sandsteine aus versehiedenen Niveaus tritt her-vor, daB der vorherrschende rote Sandstein niedrige Inhalte charakteri-stiseher Spurenelemente aufweist. Der graue Sandstein, iiberwiegend in Schichten von einigen Dezimetern bis zwei Metern Machtigkeit auftretend, zeigt (14 Analysen) in der Mehrzahl der Falle die Inhalte an V, Cu, Cr und Ni in Grenzen der Normalwerte, und zwar iibersteigt das erste nicht den Wert von 30 ppm. In zwei Fallen zog aber der erhohte Gehalt an V (100 und 110 ppm) auch den erhohten Inhalt an Cu nach sich, sowie auch meBbare Inhalte an Pb (im zweiten Fall 316 ppm Pb).
Der Inhalt an Ba ist im grauen Sandstein unter 300 ppm, im Gegensatz zu grauem Sandstein von Zirovski vrh und Škof j a Loka, wo der Ba-Gehalt gewohnlich iiber 400 ppm liegt, und wo in einer groBen Zahl der Proben Baryt auch unter Schwermineralien festgestellt worden ist.
Die Grodener Sandsteine des Radeče Gebietes (46 analysierte Proben) zeigen folgende Mittelwerte (Ma) mit entsprechenden Standardabweichun-gen (d):
Ma	d
ppm U	1,66 ± 0,12	0,82
ppm Th	7,50 + 0,43	0,92
°/o K	1,00 ± 0,11	0,73
Th/U	5,21 ± 0,31	2,12
Die Korrelation zwischen U und Th ist ziemlich gut, r = 0,73. Das Verhaltnis Th/U ist groBer als 2 und geht in einigen Fallen segar iiber 8. Die Mediane befindet sich bei 5.
Der graue Sandstein in Abwechselung mit dem roten zeigt in allen bisher erforsehten Fallen ahnliche Charakteristiken wie der letzterwahnte, das heiBt einen niedrigen Inhalt an U und ein Verhaltnis Th/U iiber 3. Es soli aber erwahnt werden. daB noter und dunkelroter Sandstein von Podkum im Verhaltnis Th/U und U-Gehalt Ahnlichkeit mit grauem Sandstein von Zirovski vrh aufweist.
Pohorje. Der Urangehalt in Ablagerungen von Pohorje bewegt sich zwischen 1 und 11 ppm, meistens um 2 ppm. In roten Lithotypen ist er ziemlich ausgeglichen, dagegen schwankt er in den grauen, besonders in den grauen limonitisierten Sandsteinen. Eine erhohte Radioaktivitat wurde im roten Konglomerat mit vulkanogenem Material festgestellt.
Der Thoriumgehalt erreicht bis rund 15 ppm. Es wurden aber weder Unterschiede im Thoriumgehalt versehiedener Lithotypen festgestellt, noch eine eventuelle Abhangigkeit vom Urangehalt. Im allgemeinen ist die Korrelation zwischen Uran und Thorium verhaltnismaBig schlecht ausgedruckt.
Th ppm
Abb. 2. Elektronisch verarbeitete Daten radiometrischer Analysen von Grodener Sandsteinen aus Žirovski vrh und von permischen roten Sandsteinen aus
Ostserbien
Karawanken. Es wurde eine gewisse Zunahme an Inhalt des V, Pb und Ba im grauen Sandstein und im unterliegenden roten tuffitischen Sandstein beobachtet. Dagegen ist der Kupfergehalt sehr niedrig.
In Hinsicht auf die Radioaktivitat ist der rote Sandstein im diesen Gebiet ziemlich ahnlich dem grauen. Auf Grund einer beschrankten Zahl der Proben konnte man Uranwerte von 1 bis 4 ppm feststellen. Dagegen ist aber der Thoriumgehalt groBeren Schwankungen unterworfen, von 5 bis 19 ppm. Der Korrelationskoeffizient zwischen Uran und Thorium ist ziemlich hoch (r = 0,71).
Am Diagramm (Abb. 2) sind die elektronisch verarbeitete Daten radiometrischer Analysen von Grodener Sandsteinen aus Žirovski vrh und von permischen roten Sandsteinen aus Ostserbien dargestellt.
SchluBbemerkungen
Die bedeutendsten Uranvorkommen in Permablagerungen Sloweniens sind an Grodener Sandsteine von Žirovski vrh gebunden. Die Uranverer-zung ist an gewisse Teile des grauen Grodener Sandsteines beschrankt, in Gesamtmachtigkeit von rund 150 Meter. Die vererzten Linsen enthalten einen ziemlich schwankenden, zuweilen aber sehr hohen Urangehalt.
Der Fall von Žirovski vrh wies auf die Moglichkeit hin, auch in anderen Gebieten der gleichen Fazialentwicklung und groBeren Machtigkeit der grauen Grodener Sandsteine ahnliche Uranvererzungen envarten zu kon-nen. Als Ausgangspunkt galt die Annahme, daB die syngenetisch-diagene-tischen Bedingungen als Primarfaktor die Urankonzentrationen an ge-wissen Stellen bedingt haben mogen.
Die Ergebnisse der lithofaziellen Forschungen zeigen, daB die grauen (graugrunen) Sandsteine nicht immer die Merkmale aufweisen, um als Fazies charakterisiert zu sein, und folglich auch nicht hoffnungsvoll als uranfuhrend sein konnen. So haben sich zum Beispiel die grauen Sandsteine als unperspektivisch ausgewiesen, die als wenig machtige Zwischen-lagen mit unregelmaBigen Grenzen in den roten Sandsteinen, mit denen sie aber kompositionsmaBig identisch sind, auftreten.
Im Falle des faziellen Auftretens des grauen Sandsteines ist die Annahme moglich, daB es sich um friihe diagenetische Entfarbung handelt, begleitet mit geochemischer Differentiation. Die Entfarbung der roten Ablagerungen in groBeren Ausmassen und die diagenetische Differentiation konnten in denjenigen Teilen des Sedimentationsraumes verlaufen. wo organischer Stoff anwesend w*ar. Unter dem EinfluB der organischen Materie konnte sich die Reduktion der urspriinglich roten losen sandigen und tonigen Partikeln vollziehen.
Literatur
Beck-Mannagetta, P. 1953, Zur Kenntnis der Trias der Griffener Berge. Kober-Festschrift, Wien.
Grad, K., Hinterlechner-Ravnik, A., Ramovš, A. 1962, Regionalna ispitivanja razvoja gredenskih slojeva u Sloveniji. Referati V. Save-tovanja geologa SFRJ, Beograd.
Grad, K. 1968, Tolmač k osnovni geološki karti, list Kranj, 1:100.000. Arhiv Geol. zavoda. Ljubljana.
Hinterlechner-Ravnik, A. 1965, Magmatske kamenine v grodenskih skladih v Sloveniji. Geologija, Razprave in poročila, 8. knj. Ljubljana.
Kochansky-Devide, V. & Ramovš, A. 1955, Neoschwagerinski skladi in njih fuzulinidna favna pri Bohinjski Beli in Bledu. Razprave Slov. akad. znan. in umet., razr. IV, 3, Ljubljana.
Kossmat, F. 1910, Erlauterungen zur geologischen Karte Bischoflack und Idria. Wien.
O m a 1 j e v , V. 1967, Razvoj gredenskih slojeva i uranove mineralizacije u ležištu Žirovski vrh. Radovi Instituta za geol.-rud. istraž. i ispit. nukl. i drugih mineralnih sirovina. Beograd.
P r o t i č , M. 1963, Izveštaj o proučavanju gredenskh peščara u Posavskim borama (litofacijalno razviče i geohemijska obeležja). Fond stručne dokumentacije Instituta za geol.-rud istraž. i ispit. nukl. i drugih mineralnih sirovina. Beograd.
Protič, M. i Gojkovič, S. 1965, Odnos Th/U u klastičnim stenama kao indikator geohemijskih facija. I. Simpozijum iz geohemije Srp. geol. društva. Beograd.
Radoševič, S. 1961, Petrografski sastav sedimenata Žirovskog vrha u Sloveniji. Fond stručne dokumentacije Instituta za geol.-rud. istraž. i ispit. nukl. i drugih mineralnih sirovina. Beograd.
Radoševič, S. 1969, Litofacijalne karakteristike permskih terigenih sedimenata Pohorja i njihovo uporedenje sa istim sedimentima Žirovskog vrha i
Škofje Loke u Sloveniji. Radovi Instituta za geol.-rud. istraž. i ispit. nukl. i drugih mineralnih sirovina. Beograd.
Ramovš, A. 1965, O »hochvvipfelskih skladih« v Posavskih gubah in o »karbonskih plasteh« v njihovi soseščini. Geol. vjesnik 18 2, Zagreb.
Seelmeier, H. 1961, Ein Beitrag zur Stratigraphie der St. Pauler Berge, Sitzber. d. Akad. Wis. Wien.
Terrigenous Permian Sediments as the Uranium-Bearing Formation in Slovenia
Mirko Protič, Staniša Radoševič, and Karel Grad S TJ M M A R Y
The Middle Permian formation in Slovenia is composed of different facies of Groden terrigenous sandstones. They are mainly confined to the Sava folds, although they occur also in the Karavanke area. Sandstones of Permo-Scythian age similarly developed are on Pohorje. In respect of uranium distribution, the most important are the Groden sandstones of Žirovski Vrh in the western part of the Sava folds.
The Groden sandstone has been studied from the point of view of mineral composition, with a particular regard to the presence of volcanic material, variations in colour and geochemical features.
The Groden sediments of the Sava folds are composed of sandstone, siltstone, shale and conglomerate of red and grey colour. Ali these sediments have undergone a mild alteration. The slight silicification and carbonatization in the Žirovski Vrh area could not be ascribed to hydro-thermal activity.
In the Žirovski Vrh area the lower part of the Groden beds consists of grey sandstone interbedded with red sandstone and siltstone. The red sandstone appears mainly in the upper part including intercalations of the grey sandstone.
Only the grey sediments are uranium-bearing. They are characterized by a high facial variation both in vertical and horizontal directions. The volcanic material (quartz of volcanic origin, pebbles of quartz-porphyry and keratophyre) gives the ročk a tuffaceous appearence.
The mineralization is conditioned by the dispersed organic matter in the sandstone cement.
The study of geochemical features included the investigation of trace elements. As to the uranium and thorium contents and their mutual ratios, there is a diference between the red and grey sandstone. Whereas most of the sandstones hawe highly contrasting Th/U ratios, pointing out to their continental or marine origin, these ratios in some parts of the sandstone are not clearly expressed.
The grey sandstone, similar to that of Žirovski Vrh, has not been found in the eastern part of the Sava folds. In the Karavanke mountains, however, the grey sandstone occurs in the upper part of Groden strata. A.ccording to geochemical and other investigations here, this sandstone cannot be considered as an uranium-bearing formation.
The sandstone in Pohorje is very similar to that of Žirovski Vrh, the percentage of volcanic material being higher in Pohorje.
Generally speaking, no relation between the uranium contents and the quantity of volcanic material in terrigenous sediments has been estab-lished, nor in Žirovski Vrh neither in other areas.
DISCUSSION
Socolescu: Welche sind die Hauptmineralien, Uraninit oder Pechblende?
Protič: Das werden Sie naher im nachsten Vortrag horen. Pechblende.
Socolescu: Mit was ist sie begleitet? Mit Karbonaten, mit Thucholith?
Protič: Im allgemeinen ist Uran mit Zement verkniipft und dispergiert in der organischen Substanz im Sandstein.
Socolescu: Kommt er zusammen mit Eisenoxyden, Sulfiden oder mit Karbonaten?
Protič: Nein, so eine Korrelation mit Eisenoxyd und Karbonaten ist nicht gefunden. Sulfiden sind gefunden, wo Pechblende anwesend ist, in sehr winzigen Prozenten als Begleiter, aber nur mikroskopisch. Nach-gewiesen wurden am meistens Pyrit, Markasit und auch andere.
Mittempergher: I have a very short question. You called this a terrigenous sandstone. Do you have some evidence about the environment of deposition of these sandstones? Is it an alluvial sandstone, a deltaic sandstone or a wind-deposited sandstone?
Protič: The sedimentological investigation is difficult, because the alpinotype tectonic is very complicated. We have only some exposures of cross-bedding in very restricted areas. It is difficult to decide upon the origin. The rhythmicity and the tendency for refining sediments upwards in the Žirovski Vrh area may be a proof of alluvial origin.
Mittempergher: It is the same in Italy. We studied the sandstones in the Southern Alps and we found that about to 90 °/o of the Groden sandstones, are of alluvial origin. But it is very difficult now, because of the diagenesis. to make the reconstruction of the direction of the stream deposition.
Protič: We need exposures and samples not so tectonically disturbed to make reliable observations.
Drovenik: Sie haben sehr viel geochemisch gearbeitet und Sie erwahn-ten mehrere Gebiete von permischen Sandsteinen. In einem solchen Gebiet befindet sich schon eine Lagerstatte. Es sind aber noch drei andere Gebiete. Kann man nach den geochemischen Angaben sagen, welches von diesen drei Gebieten am interessantesten ist fiir weitere Prospektions- und Untersuchungsarbeiten, und warum?
Protič: Nach bisherigen Resultaten konnen wir sagen, daB am interessantesten das Škofja Loka-Žiri Gebiet ist. Ich glaube, daB man nach weite-ren Untersuchungen vielleicht ahnliche Fazies wie am Žirovski vrh finden kann.
Drovenik: Und was meinen sie iiber Karawanken, Pohorje und Radeče?
Protič: Die Resultate aus diesen Gebieten sind nich sehr erfreulich, aber in Karawanken gibt es einige radioaktive Anomalien mit Sandsteinen verkniipft, und auch im Radeče Gebiet. Sie sollen weiter untersucht werden.
Duhovnik: Sie haben in Ihrem Vortrag erwahnt, daB das Verhaltnis zwischen Uranium und Thorium nich standig ist, so daB im Gebiete von Žirovski vrh Thorium zu Uran ziemlich niedrig steht. Nicht aber in Kara-wanken und anderen Gebieten, besonders in Suha planina. Ich mochte wissen, ob diese Differenziation schon primar ist und hangt sie von der Loslichkeit von Uran und Thorium ab, oder soli dieses Phanomen nur von diagenetischen Prozessen abhangig sein.
Protič: Ich bin nicht sicher, ob ich Sie ganz verstanden habe. Aber ich glaube, daB im Žirovski vrh Gebiet diagenetische Prozesse mehr entwickelt sind als in anderen Gebieten. Dort ist auch zu einer Anreicherung von Uran gekommen. Und mit dem Thorium ist vielleich das gleiche.
Duhovnik: Ich meine, es ware sehr schon, wenn wir auf Grund dieser Ergebnisse auch diese primare Lagerstatte finden konnen, von wo diese Uran- und Thoriumgehalte ausgelaugt worden sind. Aber in Osterreich hat man gefunden, daB dort Uranlagerstatten beziehungsweise -Vorkommen vie!1 reicher an Thorium sind als im unseren Lande. Und es ist auch moglich, daB beide diese Lagerstatten nicht von demselben primaren Batholit kommen. Ich mochte noch wissen, wie die Verhaltnisse zwischen diesen beiden zwei Elementen in unseren Lande stehen?
Protič: Es ist mir nicht moglich, alle Resultate hier anzugeben; einige sind schon publiziert worden. Uber die Herkunft von Uran im Žirovski vrh sprechen M. R i s t i č und C. Markov (1967).
The Uranium Deposit of Žirovski Vrh
Veselin Jokanovič, Staniša Radoševič, and Milan Ristič SUMMARY
The Žirovski Vrh uranium deposit is situated about 30 km west of Ljubljana. The ore bearing ročk is the grey Groden sandstone of the Middle Permian age. Its basement is represented by dark Permo-Carboni-feroius shale, whereas it is overlain by Middle Permian red Groden sandstone and Upper Permian limestone and dolomite.
The thickness of the grey sandstone is about 300 meters. The sequence of the red series is between 300 and 500 meters thick.
The grey sandstone has a variable grain size, from the very fine up to coarse ones. It is composed of sharp-edged quartz grains, K-feldspars and felsic plagioclases, and contains, as a rule, fragments and phenocrysts of volcanic quartz and feldspars, the fragments of usually recrystallized quartz-porphyry and keratophyre, the quartzite fragments and, less fre-quently, those of chert. The diabase fragments were also observed. The muscovite is frequent, and very frequent chlorite.
The cement of the uranium-bearing rocks is composed of quartz-clay-sericitic material, replaced partially by calcite. The calcite occurs in veinlets or it is dispersed thrcvughout the ročk. In addition to calcite, there are also small quantities of dolomite, ankerite and cerussite.
The uranium ore is confined to the zones in the grey series that contain the dispersed organic matter and anthracite aggregates.
As the most common uranium mineral pitchblende occurs, disseminated in the sandstone cement, or rarely associated with galena, pyrite, chalco-pyrite, and anthracite.
The mineralized zones contain also sphalerite, tetrahedrite, chalcocite, bornite, realgar, marcasite, arsenopyrite, covellite, ilmenite, chrome-spinel, and pyrrhotite. Among the secondary uranium minerals the presence of autunite, torbernite, metatorbemite, dumontite, the minerals of the pho-sphuranylite-renardite series, gummites, arsenolite and beta-uranotile has been established. Limonite, malachite and azurite are also present.
The strata-bound uranium ore constitutes numerous unregular lenses of highly variable dimensions. The surfaces of the ore bodies are of the order of several hundreds to thousand square meters. Their thickness vary from 0,5 to 1,5 meters, attaining in most favourable cases several
meters. The uranium contents varies most frequently in the interval of 0,05 to 0,23 °/o of U3Os. The ore itself is controlled by the stratification. The rocks, however, mostly do- not show a well marked bedding. The most developed structure of the Groden beds is the cleavage oriented at right angle to the bedding planeš,
DISCUSSION
Mittempergher: Nelle arenarie sono presenti in grande quantita detriti di porfidi e di keratofiri. La mia domanda e questa: queste formazioni affio-rano* nell'area di Zirovski vrh? Le arenarie di Zirovski vrh sono delle arcosi poco elaborate contenenti plagioclasi e ciuarzo non arrotondato', etc. Le rocce di origine vulcanica dovrebbero quindi affiorare a breve distanza, nelle vicinanze di Zirovski vrh.
Jokanovič: A Zirovski vrh et dans les environs il n'ya pas de roches volcaniques. Mais aux environs de Cerkno, a peu pres a 15 km du Zirovski vrh, affleurent les quartz-porphyres, ou 1'uranium a ete constate au cours de la prospection.
Mittempergher: La quantita di carbonati presente e tale da determinare un eccessivo consumo di acido' nella fase deli'«ore dressing» del minerario uranifero?
Ristič: Si j'ai bien compris, vous avez demande combien il y a de matiere carbonatee dans les gres. II y en a en moyenne 5,4 °/o.
Mittempergher: Cest beaucoup pour les gres.
Ristič: Cest vrai, mais elle varie. II n'y a pas de correlation entre la matiere carbonatee et le contenu de l'uranium. La matiere carbonatee est anterieure a la mineralisation, puis elle s'est remobilisee pendant le metamorphisme.
Amstutz: Je n'ai pas tres bien compris ou vous mettez la limite de ces lentilles. D'apres ce que j'ai compris, il y a la mineralisation plus ou moins comme un nuage. Je voudrais vous demander ou vous mettez la limite de votre ligne: est-ce en pourcentage, ou bien quel est le critere pour mettre la ligne qui limite la lentille?
Jokanovič: Cest une interpretation qui est assez complexe. Tous les niveaux et toutes les teneurs sont etablis sur la base de la radiometrie.
Petrascheck: Eine Frage bezieht sich auf die Dimensionen der erzfiih-renden Linsen, da wir einerseits auf den Bildern gesehen haben, daB sie etwa 10 m betragen, auf der anderen Seite war aber die Rede von einigen 1000 m2 Flache. Die zweite Frage ist, ob die Fazies der Grodener Schichten in Zirovski vrh vergleichbar mit jenen von Eisenkappel ist.
Jokanovič: En ce qui concerne la dimension des lentilles, c'est tres different. Les dimensions en direction sont assez elevees et elles peuvent atteindre jusqu'a 100 m. En pendage, les dimensions sont a peu pres de 20 a 30 m.
Petrascheck: Une petite interruption. Vous determinez peut-etre les dimensions par une manchette de plomb sur le tube du scintillometre? De quelle fagon determinez vous les limites du minerai radioactif?
Jokanovič: Cela depend de l'epaisseur et du terrain. Et il s'agit d'un calcul assez complique. Les lentilles sont notamment quelquefois tres minces et la mineralisation n'est pas visible. Dans la galerie vous ne pouvez presque rien voir. Nous avons aussi des problemes concernant le calcul des reserves.
Petrascheck: Und die zweite Frage, bitte, ist die Schichtfolge von Eisenkappel identisch mit der von Zirovski vrh?
Grad: The uranium-bearing beds of Žirovski Vrh and the beds of Eisenkappel are not identical. There are differences in age, lithological development and type of mineralization.
In spite of unsufficient research of the Eisenkappel terrain it has been ascertained that there Th is more abundant than U. Occurrences have been observed in the dark grey shale, quartz sandstone and conglomerate, more rarely in limestone and dolomitized limestone. The occurrences are in places certainly bound to the proximity of the organic matter. These sediments are of the Upper Carboniferous to Middle Permian age. Further investigation would be necessary to determine their ages more exactly. The Groden beds at Eisenkappel do not contain any uranium as in the čase of Zirovski Vrh.
Socolescu: N'y a-t-il pas un enrichissement en niobium et en zirconium?
Jokanovič: Non. Je pense que seulement en yttrium.
Kupferfiihrende Grodener Schichten Sloweniens
Franc Drovenik, Matija Drovenik und Karel Grad Vorvvort
In den Savafalten Zentralsloweniens kommen mehrere Lagerstatten vor. Wir miissen in der ersten Reihe die weltberiihmte Quecksilberlager-statte Idrija und die neuentdeckte Uranlagerstatte Žirovski vrh erwahnen. Kleinere Lagerstatten, wie zum Beispiel Litija (Pb, Zn), Pleše (Pb, Zn, Ba), Knape (Pb, Zn) und Knapovže (Pb, Zn, Hg) sind aufgelassen.
AuBerdem sind in den Savafalten schon langere Zeit auch Kupferlagerstatten bekannt, welche ausnahmslos in den Grodener Sedimenten vorkommen. In der Lagerstatte Škofje, die sich ungefahr 40 km WNW von Ljubljana befindet, wurde schon bereits vor 100 Jahren das Kupfererz abgebaut und verhiittet. Spater wurde der Kupferbergbau stillgelegt.
In den letzten Jahren hat man den Kupferlagerstatten in den Savafalten wieder mehr Aufmerksamkeit gewidmet. Die alte Lagerstatte Škofje bei Cerkno ist neu untersucht worden. Die Untersuchungsarbeiten wurden aber auch auf einige andere Kupferlagerstatten und Kupfervor-kommen ausgedehnt. Die vorliegende Arbeit hat zum Ziel, die wichtigsten
Resultate der neuen Untersuchungen vorzufuhren.
*
Die Entwickelung der Grodener Sedimente
Dem Alter und der lithologischen Entvvickelung nach entsprechen die Grodener Sedimente Sloweniens den klastischen permischen Sedimenten, die im Grodener Tal (Val Gardena) in den Dolomiten vorkommen.
Die Grodener Sedimente sind in groBter Machtigkeit und Ausdehnung in Zentralsl0'wcnien, in den sogenannten Savafalten aufgeschlossen (Ta-fel 1). Man kann sie mehr oder weniger kontinuierlich auf einer Lange von ungefahr 130 km und einer Breite von 25 km verfolgen. Eine etwas kleinere Verbreitung erreichen sie nordlich davon, in den Karawanken, zwischen Jesenice und Jezersko. Weiterhin kommen diese permischen Sedimente auch im Pohorje-Gebiet, das zu den Zentralalpen gehort, vor.
In den Savafalten ist der Anfang der Sedimentation der Grodener Schichten noch nicht genau bewiesen. Sie liegen auf einer iiber 1000 m machtigen Serie, die aus dunkelgrauen Schiefer, Quarzmuskovitsandstein, seltener auch aus Quarzkonglomerat besteht, und sparliche und unzuver-lassige Fossilien fiihrt. Einige Autoren (Ramovš, 1965) meinen, daB
diese Sedimente ein Aquivalent der Trogkofelstufe darstellen, andere (Buser, 1965; Grad, 1968) sind dagegen der Meinung, daB sie noch ins Karbon reichen konnen. Das Hangende der Grodener Schichten ist im westlichen Teil der Savafalten mit dunkelgrauen, unregelmaBig ge-schichteten oberpermischen Kalkstein und mit grauem Dolomit in einer Machtigkeit von 150 m vertreten. Der Kalkstein ist reich an Mikro- und Makrofossilien. Sehr haufig ist die Alge Vermiporella nipponica Endo, welche von Foraminiferen Agathammina sp., Globivalvulina sp. und He-migordiopsis sp. begleitet wird. In Gangen und Nestern sind Gips, Schwe-fel und seltener auch Fluorit gefunden worden.
In den Karawanken sind die Grodener Schichten zweifellos im Mittel-perm enstanden. Das Liegende wird durch eine Schichtenfolge von Kalkstein, Sandstein, Schiefer und Konglomerat reprasentiert; Fossilienreste beweisen den unteren Teil des mittleren Perms. Im Hangenden der Grodener Schichten tritt zuerst ein diinner Horizont von Rauhwacke und Breccie auf. Weiter folgt ein Dolomit, in welchem typische oberpermische Fossilien gefunden worden sind (Buser, 1969), z. B. Gymnocodium bellerophontis (Rothpl.), Velebitella triplicata Kochansky-Devide und andere.
Nach Angaben aus Osterreich wurden die roten klastischen Sedimente am Pohorje hauptsachlich im oberen Perm, nach einigen Autoren aber noch in der unteren Trias abgesetzt.
In den genannten Gebieten sind die Grodener Schichten vor allem durch Sandstein, Aleurolith und Schiefer, sporadisch aber auch durch Konglomerat vertreten. Die Machtigkeit und die Zusammensetzung ver-schiedener lithologischen Gliedern variieren in vertikaler und horizontaler Richtung, was eine linsenformige und verfingerte Struktur zur Folge hat. Sehr bemerkenswert ist schlieBlich die Rhythmik. Im allgemeinen sind die Rhythmen in feinkornigen Sedimenten kleiner als in grobkornigen, in welchen sie manchmal auch bis zu 10 m Machtigkeit erreichen.
Die Schichtung wird durch die auffallende.Schieferung stark verwischt. Sogar Konglomeratgerolle und Karbonateinschliisse sind durch sie um-orientiert worden, was besonders gut in der Lagerstatte Žirovski vrh in Erscheinung tritt.
Die Grodener Schichten sind im allgemeinen rot, einzelne Horizonte sind dagegen griin, grau und dunkelgrau. Die Farbengrenzen sind eher scharf als flieBend.
Allgemeine Charakteristiken der Vererzung
Im westlichen Teil der Savafalten fiihren die Grodener Schichten die Kupfervererzung im Gebiete von Cerkno (Škofje, Novine, Novaki), im Gebiete von Scvodenj (Koprivnik, Hobovše), sowie in der Umgebung von Otalež (Otalež, Masore), von Šebrelje und von Zadnja Smoleva bei Železniki (Tafel 1). Im ostlichen Teil der Savafalten sind auch mehrere Kupfervorkommen in der Umgebung von Radeče registriert worden, die aber noch nicht naher erschiirft sind. Bis jetzt wurde nur das Gebiet
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Gegenvvarfrge Untersuchungen Sedanje raziskave
Tonschiefer in VVechsellagerung mit Tuffit, Grauwacke und Kalkstein Glinasti skrilavec v menjavi s tufitom, z drobnikom in apnencem
Dunkelgrauer und schvvarzer Kalkstein mit Mikrofossilien, poroser dolomitisierter Kalkstein Temno sivi in Črni apnenec z mikrofosili, porozni dolomitizirani apnenec
Roter Schiefer, Aleurolith und Sandstein Rdeči skrilavec, meljevec in peščenjak
Grauer Sandstein mit Cu-Vererzung ( Z.T. schematisiert ) Sivi peščenjak s Cu- rudo ( delno shematizirano )
Tonschiefer, glimmeriger Aleurolith und Sandstein, Konglomerat Glinasti skrilavec, sljudnati meljevec in peščenjak, konglomerat
Uberschiebung Nariv
Verwerfung Prelom
Bohrloch, im Profil und proiziert Vrtina, v profilu in proicirana
von Cerkno, wo sich die Lagerstatte Škofje befindet, eingehender untersucht.
Meistenfalls tritt die Kupfervererzung schichtentreu im oberen Teil der Grodener Sedimente auf, in Sovodenj aber erscheint das Erz auch im mittleren Teil.
Die qualitative mineralogische Zusammensetzung des roten, erzleeren grauen und vererzten grauen Sandsteines ist sehr ahnlich. Alle drei Abarten bestehen ganz iiberwiegend aus Quarzkornern, die stellenweise so haufig sind, daB es sich schon um Protoquarzit handelt. Die Quarz-korner zeigen meist wellige Ausloschung und sehr feine Risse. Am wahr-scheinlichsten stammen diese Korner aus metamorphen Gesteinen. Trotz-dem wird magmatische Herkunft nicht vollig abgelehnt; im letzten Falle konnte man die Deformationen der Epigenese zuschreiben. Viele Quarz-korner zeigen authigene Saume oder nur ihre Reste. Feldspate sind immer vorhanden, obwohl sie keinen betrachtlichen Prozentsatz stellen. Diinn-lamellierte Plagioklase sind haufiger als Orthoklas; sie sind durch Albit, Oligoklas und Andesin vertreten. Plagioklase weisen sehr oft einen feinen authigenen Albitsaum auf, der im vererztem Sandstein am schonsten entwickelt ist. Lithoide Korner bestehen vor allem aus Quarzit und aus verschiedenen Schiefern, stellenweise treten aber auch die Korner von karbonatischen Peliten auf, und Korner mit einer mikrokristallinen Struktur, die den Tuff oder das rekristallisierte vulkanische Glas repra-sentiert. Sparlich sind noch Chalcedon, Rutil, Magnetit, Hamatit, Apatit, Turmalin und Zirkon erkennbar.
Das Bindemittel fiihrt neben Quarz auch Feldspate, Karbonate, Ton-mineralien, Muskovit und Sericit. Im roten Sandstein sollen noch sehr feinkomiger Hamatit und Eisenoxyde, im griinen, grauen und dunkel-grauen hingegen Chlorit, Anthrazit und Pyrit erwahnt werden.
Die chemische Zusammensetzung des roten Sandsteines zeigt ungefahr 70 °/o Kieselsaure und 22 °/o Karbonate. Der graue Sandstein, und zwar sowohl der taube als auch der vererzte, hat fast den gleichen Kiesel-sauregehalt wie der rote, fiihrt aber im Durchschnitt nur etwa 13 °/o von Karbonaten. Es soli weiter betont werden, daB die graue Varietat nor-malerweise mehr Tonerde und Alkalien enthalt als die rote.
Aus den mikroskopischen Befunden laBt sich nachweisen, daB die detritischen Plagioklaskorner im vererzten Sandstein gleich starke Kaoli-nisierung und Sericitisierung aufweisen als im erzleeren. Daraus wird der SchluB gezogen, die Plagioklase waren kaolinisiert und sericitisiert bevor sie sedimentierten. Der authigene Albitsaum ist vollig unverandert, obwohl er sich ofters sogar mit Kupfersulfiden im unmittelbaren Kontakt befindet. Das soli beweisen, daB vererzter Sandstein keine hydrothermale Verande-rungen erlitten hat.
Im Sandstein haben die epigenetischen Prozesse zur Mobilisation und teilweise auch zur geochemischen Differentiation gefiihrt. Bei diesen Prozessen entstanden in tektonisch zerriitteten Teilen Quarz-, Quarz-Karbonat- und Karbonatgange, stellenweise sogar Albitgangchen. Im Bindemittel sprossen gleichzeitig authigene Quarz-, Karbonat- und Albit-
7 — Geologija 15
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korner. Fur diese Albitkorner sind relativ breitere Zwillingslamellen charakteristisch.
Die Erzmineralien haben sich vorzugsweise in derjenen Varietat des grauen und des dunkelgrauen Sandsteines konzentriert, welche die Quarz-kornerdurchmesser von 0,2 bis 0,4 mm aufweist, und in welcher das Verhaltnis Korner/Bindemittel etwa 2,5:1 erreicht. Im diesem Sandstein ist oft, obwohl nur in kleinen Mengen, auch Anthrazit anwesend.
In den Erzanschliffen von verschiedenen Lagerstatten und Vorkommen wurden folgende primare Mineralien gefunden (Gantar, 1952; Grafe n a u e r , 1966; M. Drovenik, 1970): Pyrit, Linneit, Bornit, Kupfer-kies, Kupferglanz, Domeykit, Tennantit, Bleiglanz, Zinkblende und Enar-git (Abb. 1). Es soli bemerkt werden, daB in einzelnen Lagerstatten und Vorkommen, j a sogar in einzelnen Schichten und Lagen derselben Lagerstatte, praktisch nie alle primaren Erzmineralien auftreten. Bemerkens-wert ist auch die Tatsache, daB in den meisten Fallen Kupfersulfide viel haufiger sind als Pyrit.
Bornit ist in vielen Schichten und Lagen das dominierende Erzmineral. Er ist mit Kupferkies und Pyrit oder mit Kupferglanz und Tennantit vergesellschaftet. Linneit, Bleiglanz und Zinkblende sind untergeordnet oder in Spuren vorhanden; Domeykit und Enargit stellen wohl eine mineralogische Seltenheit dar. Oxydations~ und Zementationsprozesse fuhrten zur Bildung von Malachit, Azurit, Chrysokoll, Eisenoxyde, Co-vellin, Kupferglanz, Neodigenit, Kupferkies und Idait.
Im Sandstein sind die Erzmineralien auf verschiedene Art und Weise vorhanden:
Zuallererst sei erwahnt, daB die Sulfide iiberwiegend im Bindemittel erhalten sind, wo sie lmpragnationen in GroBen von der Grenze der Auflosbarkeit im Mikroskop bis zu einigen mm zeigen; diejenige mit dem Durchmesser von 60 bis 120 Mikronen sind am haufigsten. Kleinere lmpragnationen sind gewohnlich monomineralisch. GroBere bestehen hin-gegen oft aus zwei oder sogar drei Sulfiden. Es ist wohl kennzeichnend, daB die Altersfolge der Erzmineralien schwer bestimmbar ist, sowie, daB sie fiir ein gewisses Sulfidpaar nicht tiberall konstant ist. Beispiele sind bekannt, wo in demselben Anschliffe Bornit alter ist als Kupferglanz und umgekehrt. GroBere lmpragnationen liegen oft schichtungsparallel und sind von authigenen Quarz-, hie und da auch von Albitkomern umgeben.
Einen besonderen Fall der Vererzung stellen die konkordante Sulfid-lagen und Sulfidlinsen dar, in welchen einige Sulfide oft Pseudomorphosen nach Pflanzenresten bilden. Pseudomorphosen zeigen erzmikroskopisch die Einzelheiten der Pflanzenstrukturen in groBer Klarheit, wobei die Zellen stets undeformiert sind; ein Zeichen dafur, daB Pflanzenreste unmittelbar nach der Einbettung und vor einer starkeren Uberlagerung durch Sulfide verdrangt waren. In diesen Lagen und Linsen sind inkohlte Holzreste auch noch ofters, obwohl nur mikroskopisch nachweisbar, vorhanden.
Im tektonisch starker durchbewegten Erze kommen die Sulfide in Quarz-, Quarz-Karbonat- und Karbonatgangen und Gangchen vor, manch-mal sogar in schon entwickelten Kristallen. Es handelt sich um spatere
Haupt-komponente H Neben-® komponente
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Sekundžire Mineral ien	Kupferglanz														i i t	
	Kupferkies	—								i						
	Covellin															
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	Malachit											1				
	Asurit															
	Chrjrsokoll															
	Fe-Oxyde															
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Umlagerungen. In der Regel befinden sich in Gangen und Gangchen dieselbe Erzmineralien wie im umgebenden, vererzten Sandstein.
Das Vorkommen der konkordanten, vererzten Schichten und Lagen, die Art des Auftretens der Erzmineralien, sowie die Abwesenheit aller hydrothermalen Veranderungen beweisen, daB sich die Sulfide im Grodener Sandstein, Aleurolith und Schiefer wahrend der Diagenese gebildet haben. Sie kristallisierten bei der Anwesenheit der Metallionen und des Schwefelwasserstoffs, welcher als Resultat der bakteriellen Reduktion der Sulfate angesehen wird. Spater, zur Zeit der Epigenese und der retrograden Epigenese, haben sich wegen der veranderlichen physikalisch-chemischen Verhaltnisse mehrere Generationen von Erzmineralien sowie auch Gangmineralien gebildet.
Die Lagerstatte Škofje
Geologische Ubersicht
Regional betrachtet bildet die Struktur der Lagerstatte Škofje den Bestandteil einer Dečke viel groBeren Umfangs, die der sogenannten vierten Dečke von Idrijagebiet (Mlakar, 1969) zugehort.
In der Basis dieser Dečke sind mitteltriassische Sedimente festgestellt: schwarzer Tonschiefer, Grauwacke und Diabas-Tuff.
Die Dečke besteht aus den Sedimenten der unteren Trias, des oberen und mittleren Perms und des Permo-Karbons. Die Dečke entstand im Posteozan.
Das geologische Profil durch die Lagerstatte Škofje (Tafel 2) ist im ToBen und ganzen charakteristisch fiir dieses kupfererzfiihrendes Gebiet. Man kann es durch eine tiberkippte Falte erklaren, die mit ihrer Grund-liache gegen NW einfallt und die durch nachtragliche Verschiebung zer-rissen und im unteren Teil verschuppt worden war.
Die Kupfervererzung tritt konkordant in Grodener Schichten, und zwar im verschuppten Teile dort auf, wo die Schichtenfolge invers erscheint, d. h. wo die Grodener Schichten auf den oberpermischen karbo-natischen Sedimenten liegen. Diese inverse Lagerung kann man trotz starker Tektonik auf groBere Entfernung verfolgen.
AuBer tangentialer Tektonik sind im genannten Gebiet auch ziemlich steile Verwerfungen, die NW—SE, N—S und auch quer zu diesen Rich-tungen streichen. Die NW—SE orientierten Verwerfungen wurden auch in der Grube beobachtet. Jedoch konnte man auf keine Verbindung zwi-schen ihnen und der Vererzung schlieBen.
Um eine eingehendere Vorstellung von der Vererzung der Lagerstatte zu bekommen, fiihren wir ein, mit Bergbauarbeiten und Bohrungen, genau untersuchtes Profil an (Abb. 2). Das Profil ist z. T. schematisiert und verfolgt die Vererzung etwa 110 m im Fallen. Wir konnen es als Modeli fiir das ganze untersuchte Gebiet von Škofje annehmen.
Aus dem Profil ist ersichtlich, daB auf leicht welliger Unterlage von oberpermischen Karbonatgesteinen die graue Grodener Serie auftritt, welche z. T. vererzten Quarzsandstein und Aleurolith enthalt. Die Machtigkeit der grauen Serie ist im reehten Teil des Profils ca. 20 m, in der Mitte
ABB -SL.2
QUER PROFIL DURCH DIE GRUBENARBEITEN PREČNI PRESEK SKOZI JAMSKA DELA ŠKOFJE
mRote Grodener Schichten! Schiefer,Aleurokth, Sandstein ) Rdeče grodenske plasti (skrilavec, meljevec, peiienjak )
Graue GrOdener Schichten! ubcrwtegend Sandstein ) Sive grodenske plasti (pretežno peičenjak )
Kupfererz UHH Bakrova ruda
i ^ I Oberpermocher Kalkstein - Dolomit ■ T i Zgornjepermski apnenec - dolomit
Grubenbohangen BN*'6 Jamske vrt.ne
Abb. 2. Querschnitt durch die Grubenarbeiten im Bergbau Škofje SI. 2. Prečni presek skozi jamska dela Škofje
ca. 10 m. im linken Teil keilt sie aber allmahlich aus und wird durch rote Grodener Schichten, die auch das Hangende der Serie bilden, ver-drangt. Im beschriebenen Profil meldet sich das Kupfererz in zwei Sand-steinschichten, die etwa 10 m voneinander entfernt sind; jedoch ist die Grenze der vererzten Schichten nicht so viel lithologisch als durch die chemischen Analysen nachgewiesen worden. Im mittleren Teil der grauen Serie kommt eine Schicht vor, in welcher griiner und roter feinkorniger Sandstein — Aleurolith wechsellagern. Diese buntfarbige auffallige Schicht, jedoch viel diinner, ist sonst sehr typisch fiir den erzfiihrenden Horizont. Sie ist gewohnlich mit einigen Prozent von Pyrit gekennzeichnet (Kom-binationen von Pentagondodekaeder mit Wiirfel).
Dia Machtigkeiten und die Kupfergehalte im gezeigten Profil sind:
I. Schicht:	Machtigkeit m	°/o Cu
Bohrloch V12	4,0	2,04
Querschlag 11/16	1,7	1,53
Bohrloch V,5	1,3	0,74
Durchschnitt	2,3	1,68
II. Schicht:
Bohrloch V15	2,0	0,44
Bohrloch V17	0,4	0,52
Bohrloch Vlc	4,0	1,50
Durchschnitt	2,1	1,42
Solange unsere Untersuchungen nur mit Tiefbohrungen von der Ober-flache in Abstanden von 150—200 m ausgefiihrt wurden, haben wir die Vorstellung von nur einer kontinuierlichen Erzschicht gehabt. Mit detail-lierten Bergbauarbeiten sind wir aber zur Erkenntnis gekommen, daB es sich nicht um eine, sondern um mehrere, bis zu viermal sich wieder-holende linsenformige Schichten handelt. Um die Dimensionen dieser Schichten feststellen zu konnen, waren aber unsere Untersuchungsarbeiten noch immer zu sparlich. Wir vermuten jedoch, daB die Schichtenflache hochstens 50 X 50 m betragt.
In aderen, weniger untersuchten Profilen, werden ahnliche Verhalt-nisse festgestellt. Die graue Grodener Serie ist 18—20 m machtig, die Vererzung kann so im unteren, wie auch im mittleren oder im oberen Teil auftreten.
Die Kupfersulfide stellen die Vererzung in den erwahnten Schichten und Lagen dar. Das Verhaltnis zwischen ihnen ist aber sehr verander-lich, so daB man drei Haupterzsorten unterscheiden kann: Bornit-Kupferkieserz, Bornit-Kupferglanzerz und Kupferkies-Pyriterz. Die Ver-breitung der einzelnen Erzsorten innerhalb des erzfiihrenden Horizontes ist nicht regelmaBig. Es ist kennzeichnend, daB das Bornit-Kupferkieserz, vvelches neben den beiden Haupterzmineralien noch Pyrit, Kupferglanz und Tennantit, in Spuren aber auch Linneit sowie Zinkblende enthalt, vorherrscht. Einzelne Erzsorten treten in getrennten Schichten und Lagen auf, die aber manchmal dicht nebeneinander liegen. Verschiedene mine-
ralogische Zusammensetzung der benachbarten Schichten und Lagen be-weisen ungleichartige physikalisch-chemische Verhaltnisse wahrend der Diagenese: Eh und die ELS Konzentration sollten vor allem starker variieren.
Die Erzmineralien bilden in Erzschichten und Erzlagen feine Impragna-tionen, die aber eine GroBe von 1 mm im allgemeinen nicht iiberschreiten. AuBerdem treten im westlichen Teil der Lagerstatte, der durch die Tektonik starker beansprucht war, die Kupfersulfide auch in Quarz-Quarz-Karbonat- und Karbonatgangen und Gangchen vor. Stellenweise wurden auch dlinne Sulfidlagen und kleine Sulfidlinsen gefunden.
Schwefelisotopen-Untersuchungen der Sulfide haben als wichtigstes Merkmal (M. Drovenik et. al. 1970) eine Anreicherung des Isotopes 32 — des »leichteren« Schwefels — ergeben. Die (5S34-Werte schwanken namlich zwischen —8,79 %o und —37,93 %o, und zeigen eine Streuung von 30 %o. Eine so starke Streuung kann nur mit der Teilnahme des durch die sulfatreduzierenden Bakterien erzeugten H..S bei der Kristallisation der Sulfide erklart werden. Die gewonnenen Isotopen-MeBergebnisse be-statigen also die diagenetische Enstehung von Erzmineralien in der Lagerstatte Škofje.
Bergbauarbeiten
In der Lagerstatte Škofje wurde die Lage der vererzten Schichten aus den alten Grubenplanen bekannt. Weil aber die alten Stollen schon langst eingebrochen sind, hat man unterhalb d. h. auf der Kote 657 m, einen neuen Stollen im Streichen des vererzten Horizontes als Hauptunter-suchungstollen angesetzt. Nach einer Lange von 250 m steigt dieser mittels eines Aufbruchs auf die Kote 690 m; seine ganze Lange betragt ungefahr 800 m. In entsprechenden Entfernungen, meist alle 50 m, ist der Erzhori-zont querschlagig durchschnitten worden. Zwecks eines schnelleren Vor-triebs wurde der Stollen in rotem Grodener Schiefer angesetzt, weil sonst der Vortrieb im harten Quarzsandstein schvvieriger, d. h. langsamer und teuerer gewesen ware.
Diese Untersuchung wurde mit 33 Tiefbohrungen von der Oberflache (insgesamt 8600 m) und mit 17 Bohrungen (insgesamt 500 m) innerhalb der Grube erganzt. Somit ist eine genauere Vorstellung iiber das Auf-treten der Erzschichten und -Lagen und eine prazisere Probenahme ermoglicht worden. Nach Angaben der Grubenuntersuchungsarbeiten, Tiefbohrungen und Probenahmen hat man 1 270 000 t Erz mit 0,97 % Cu bzw. 12 300 t Kupfermetall festgestellt.
Geophysikalische und geochemische Untersuchung en
Hinsichtlich der ziemlichen Bedecktheit des untersuchten Gelandes wurde die engere und breitere Umgebung von Škofje auch mit geophysi-kalischen und geochemischen Methoden untersucht.
Die Bedingungen fiir erfolgreiche geophysikalische Untersuchungen sind nicht giinstig, deswegen wurden diese Untersuchungen spater voll-kommen aufgelassen. Das Kupfererz tritt namlich in linsenformig ent-
wickelten, verhaltnismaBig dunnen Schichten von grauem Sandstein auf und enthalt nur 1—2 °/o Sulfiden, die z. T. an der Oberflache ausgelaugt oder oxydiert sind. AuBerdem ist die geologische Lage der untersuchten Gebiete verwickelt und der erzfiihrende Horizont ist manchmal mit anderen Schichten bedeckt, d. h. an der Oberflache treten keine Aus-bisse auf.
Folgende geophysikalische Methoden wurden vervvendet: Eigenpoten-tial, scheinbarer spezifischer Widerstand und induzierte Polarisation.
In gegebenen Verhaltnissen hat sich die IP Methode als die wirkungs-vollste gezeigt, im groBen und ganzen genommen wurden aber mit erwahn-ten Methoden keine neuen Erzvorkommen entdeckt. Trotzdem sei hier ein Beispiel erwahnt, bei welchem, an einer geologisch giinstig bedingten Stelle, d. h. am Kontakt vom oberpermischen Kalk und Grodener Schichten, mit der IP Methode eine umfangreiche Anomalie festgestellt wurde (etwa 4,5 °/o IP). Ein Nachweis mit Bohrungen hat kein positives Resultat gegeben. Nachtraglich hat man diese Anomalie mit der Erscheinung einer elektrolytischen Polarisation erklart, die sehr wahrscheinlich von fein verteilen organischen Substanz und Tonmineralien verursacht wurde.
Mit der gegenseitigen Anwendung der erwahnten geophysikalischen Methoden hat man mehr Erfolg bei genauerer Ermittlung der bedeckten Kontakte von Karbonatgestein mit Schiefer und Sandstein gehabt.
Geochemische Untersuchungen wurden unter der Voraussetzung, daB die primare Streuung (Aureole) wenig oder uberhaupt nicht entwickelt ist, ausgefiihrt. Infolgedessen haben wir uns fiir die Probenahme der Schlammablagerung in Bachen und des Wassers in den Quellen entschlos-sen. Es sei hier erwahnt, daB das Gelande auBer klastischen Grodener Sedimenten auch von anderen Gesteinen, z. B. karbonatischen, und von schwarzem karbonischen Schiefer aufgebaut ist. Gewasser, die ihren Ursprung in karbonatischen Gesteinen haben, verursachen eine rasche Neutralisierung, und auf diese Weise vermindern sie die Beweglichkeit der Metallionen. Durch den schwarzen karbonischen Schiefer, welcher an sich schon einen angereicherten Metallinhalt aufweist, wird das Bild der Verteilung von Haupt- und Nebenelementen stark verzerrt. Gegenseitiger EinfluB mehrerer solcher Faktoren auBerhalb unserer Kontrolle be-reitete auf diese Weise bei geochemischen Untersuchungen ziemlich groBe Schwierigkeiten.
Im folgenden werden einige Angaben angefiihrt, die trotz der Unzu-langlichkeit beider Methoden, nach unserer Meinung, interessant er-scheinen:
Mit der Schlammniederschlagsprobenahme haben wir die nachste Umgebung der alten Bergbauarbeiten bei Škofje, welche als Modeli dienen soli, erfaBt, nebst der Umgebung von Sovodenj, die uns am Anfang als zweitaussichtsvollste erschien. In dem sehr stark entwickelten hydro-graphischen Netz dieses Gebietes (etwa 40 km2) hat man eine systematische Schlammprobenahme durchschnittlich auf alle 100 m ausgefiihrt, um mit der Siebung die Fraktion minus 80 mesh zu erreichen. Alle Proben sind auf Cu, Pb und Zn, eine Halfte auf Ni, Ag und Hg und in seltenen Fallen auch auf Co und V analysiert worden.
Die Resultate dieser umfangreichen Arbeit (etwa 5000 Analysen) sind bis jetzt noch nicht ganzlich interpretiert. Es ist aber vollkommen klar, daB man mit diesen Untersuchungen keine neuen Erzvorkommen entdeckt hat. Dagegen hat man stellenweise alte Bergarbeiten und Wege, die einst zum Transport der Kupfererze dienten oder die absichtlich mit Halden-material aufgeschuttet wurden, markiert.
Weiter hat man festgestellt, daB das Kupfererz ziemlich sicher von Zink und im bestimmten AusmaB auch von Ni und Hg als Indikatoren begleitet wird. Zink ist in erzftihrenden Schichten sehr selten in Mineral-form als Sphalerit in der Begleitung von Galenit gefunden worden, dagegen sind Ni- und Hg-Mineralien in der Lagerstatte nicht bekannt (Hg erscheint moglicherweise im Tennantit).
In der Nahe der anomalen Kupfervverte (400 bis 1000 ppm) erhoht sich der Zinkwert auf 150—200 ppm, Ni auf 40—50 ppm und Hg auf 0,75—1,0 ppm. Es muB betont werden, daB es sich bei den genannten Beispielen um Schlammproben handelt, welche bachabwarts von alten Halden und Wegen herstammen. Es ist fraglich, wie das Verhaltnis zwischen diesen Metallionen ware, wenn es sich etwa um Ausschwem-mungen aus Erzausbissen handeln wiirde.
Co gibt es normalerweise weniger als 10 ppm, inzwischen variiert V von 50 bis 125 ppm ohne Riicksicht auf eventuelle Kupferanomalien. Jedoch verfiigen wir iiber eine zu geringe Anzahl von Analysen, als daB man endgiiltige Schliisse daraus ziehen konnte.
Gleichzeitig mit der Schlammprobenuntersuchung hat man im erwahn-ten Gebiet auch das Wasser von Quellen (insgesamt 194 Proben) analy-siert. Hier wurden K. Na, Cl, S04, trockener Riickstand, pH-Wert, Pb, Zn, Cu, As, Hg und in einigen Fallen auch Ag, Bi, Mo, Ni, V, Al, Cr und Fe ermittelt.
In allen Fallen handelt es sich um Kontaktquellen, die an der Grenze zweier Schichten verschiedener Permeabilitat mit kurzerem und langsa-merem unterirdischen FluB auftreten.
Obwohl eine Menge von Proben den pH-Wert zwischen 5 und 6 gezeigt hat, ist der Kupfergehalt im Wasser fast unter dem Durchschnittsgehalt fiir normale SiiBwasser geblieben. Auch die iibrigen Metallionen wurden nicht in bemerkenswerten Mengen festgestellt, und auf diese Weise haben uns auch die hydrogeochemischen Untersuchungen zu keinen neuen Kupfervorkommen gefiihrt. Es ist interessant zu erwahnen, daB sogar Wasserproben aus den alten Stollen keinen erhohten Kupfergehalt auf-weisen, was mit der Anwesenheit der Karbonatgesteine, die Kupferausfall verursachen, erklart werden kann.
Mit den geophysikalischen und geochemischen Methoden hat man also keine neuen Erzausbisse gefunden. Die erfolgreichste Methode bleibt auch weiterhin die geologische Detailaufnahme, die berticksichtigen soli, daB sich die erzfiihrenden Schichten in der Regel' in grauen und griinen klastischen Sedimenten in der Nahe von hangendem oberpermischen Kar-bonatgestein befinden. Mit soleh genauer Arbeit wurden in entsprechen-den geologisehen Bedingungen in Šebrelje weitere Ausbisse von Kupfer-erzen entdeckt (Drovenik, F. et al., 1966—1970).
Literatur
B u s e r, S. 1965, Tolmač k osnovni geološki karti SFRJ, list Ribnica 1:100 000. Arhiv Geološkega zavoda. Ljubljana.
Buser, S. 1969, Razvoj triadnih plasti med Jezerskim in Jesenicami. 2. simpozij o geologiji Karavank 23. do 25. maja 1969. Ljubljana.
Drovenik, F. et al. 1966—1970, Raziskave bakra Cerkno. Letna poročila v arhivu Geološkega zavoda Ljubljana (neobjavljena).
Drovenik, M. 1970, Nastanek bakrovega rudišča Škofje. Prvi kolokvij o geologiji Dinaridov 2. del. Ljubljana.
Drovenik, M. et al. 1970, Izotopna sestava žvepla v sulfidih nekaterih jugoslovanskih rudišč. Rudarsko-metalurški zbornik 2-3. Ljubljana.
Gantar, I. 1952, Rudarsko-geološka študija rudišča Škofje. Diplomsko delo. Ljubljana.
Grad, K. 1968, Tolmač k osnovni geološki karti SFRJ, list Kranj 1:100 000. Arhiv Geološkega zavoda. Ljubljana.
Grafenauer, S. 1966. Metalogenija i mineraloške karakteristike bakar-nih pojava u Sloveniji. Referati VI. savetovanja, Savez geoloških društava SFRJ. Ohrid.
Mlakar, J. 1969, Krovna zgradba idrijsko-žirovskega ozemlja, Geologija 12. Ljubljana.
Ramovš, A. 1965, O »hochwipfelskih skladih« v posavskih gubah in o karbonskih plasteh v njihovi soseščini. Geološki vjesnik 18 2. Zagreb.
Copper-Bearing Groden Beds of Slovenia
Franc Drovenik, Matija Drovenik, and Karel Grad S U M M A R Y
In the Sava folds of central Slovenia many ore occurrences are found: Idrija (Hg), Škofje (Cu), Žirovski vrh (U), Knapovže (Hg), Pleše (Ba, Pb, Zn), Litija (Pb, Zn). Mineralized are Carboniferous and Permian strata and in some localities the Triassic beds as well. This paper will discuss the copper occurrences in Groden beds of Middle Permian.
The Groden beds are composed of quartz sandstone, conglomerate, siltstone and shale. The beds are red and grey coloured, but the grey beds include red intercalations and vice versa. Consequently they are characterized by the alternation of lithological development in the horizontal and vertical directions.
The copper sulfides are bound to the lenses of grey sandstone. The eommon primary ore minerals are bornite, chalcopyrite and chalcocite. No' hydrothermal alterations have been noted.
Up to now the best explored is the Škofje deposit in the western part of the Sava folds. In this area the exploration and mining works are at least 100 years old. From time to time the deposit was also mined but the total output has not exceded 500 1 of metallic copper. Recently (1966—1970) the explorations comprised detailed geological mapping, geophysical, geochemical, mining, drilling, and laboratory investigations. The results of these works are as follows:
The ore bearing horizon occurs close to the overlying Upper Permian limestone and dolomite. The strike of ore lenses is NE—SW and the dip
is 30° NW. The explorations show an irregular distribution of ore lenses in the length of 750 m and 200—300 m to the dip.
The geologic structure and the laboratory investigations of polished sections indicate a diagenetic origin of the ore deposit with concentration and redeposition during the epigenesis, which is proven by several generations of ore minerals. The biogenous origin of the sulphur is established by the ratio of isotopes S32/S34 measured on different sulfide minerals from Škofje.
In similar geologic conditions copper occurrences are found in some other localities of Sava folds and in the Karavanke range.
It is interesting to note that the uranium deposit at Žirovski Vrh occurs in the lower part, but the Škofje deposit in the upper part of Groden beds. In both ore deposits the alpine tectonic is reflected on their overthrust and imbricate structures. At Škofje the ore occurs in the imbricated part of Groden beds showing inverse position. The ore sheet is together with the hanging wall and footwall thrusted over the Middle Triassic strata, consisting of clay shale intercalated with diabase, tuf-faceous rocks, greywacke, and limestone. In the U-deposit of Žirovski Vrh, however, the Carboniferous and Permian beds were thrusted over the Upper Triassic beds.
universitA degli studi di milano
II Rettore della IJniversita degli Studi di Atilano, professor (»inseppe Schiavinato ed il Corpo accademico partecipano con profondo do-lore la morte del
Ch .1110 Prof.
DINO DI COLBERTALDO
ordinano di giacimenti minerari, maestro insi-gne venerato da collaboratori e discepoli.
Milano, 6 dicembre 1972
Un nuovo orizzonte metallifero nel Paleozoico delle Alpi Orientali
Luciano Brigo e Dino di Colbertaldo Premessa
La Catena Paleocarnica si sviluppa aH'incirca dal P.so M. Croce Comelicoi fino a Tarvisio', fra la linea del Gail a N e la congiungente Comeglions-Paularo a S. II nuovo orizzonte metallifero a Zn-Cu, barite, fluorite, quarzo, e situato al limite tra le serie carbonatiche devoniche e le formazioni trasgressive del Carbonifero essenzialmente argillitico-arena-cee. Esso e stato individuato nella fase preliminare di un vasto programma di ricerche, in corrispondenza delle maggiori masse silurico-devoniche tra Pontebba e Sappada (Fig. 1).
I primi affioramenti mineralizzati furono scoperti nel 1957 sul M. Mal-vueric da D. di Colbertaldo (1967), che promosse e diresse sotto gli auspici del1 CNR le prospezioni geominerarie e geochimiche, sostenute in seguito dalla Societa Monteponi/Montevecchio e poi dalla Mineraria Alpi Orientali (M. A. O.)*. Le ricerche, concentratesi inizialmente nella zona dei M.ti Malvueric e Cavallo, in conseguenza dei risultati positivi ottenuti con la prospezione geochimica, vennero di recente da noi estese a tutta la Catena Carnica, con lo scopo di definire la posizione e la continuita deirorizzonte mineralizzato, in rapporto alle caratteristiche paleogeogra-fiche e strutturali delle formazioni paleozoiche.
Le notizie bibliografiche sull'attivita mineraria in questa regione sono limitate alle miniere del M. Avanza e di Comeglians; solo brevi ed isolati cenni esistono per la zona del P.zo di Timau. Molto abbondante e invece la letteratura geologica e tra questa in particolare la sintesi schematica di R. Seli i (1963), che e servita di base per la fase iniziale delle nostre ricerche.
Cenni geologici
Nella Catena Paleocarnica affiorano in prevalenza le rocce del Paleozoico antico (Siluriano e Devoniano) e del Carbonifero.
* Gli AA. ringraziano la Monteponi/Montevecchio e la M. A. O. per aver permesso la divulgazione di questa nota, nonche il tecnico C. P o h a r per la sua valida collaborazione sia nelle ricerche di campagna che di laboratorio.
II Siluriano comprende le formazioni deli'Ordoviciano, costituite da argilliti, siltiti e arenarie quarzose, e del Goethlandiano in diverse facies prevalentemente calcaree.
Le serie carbonatiche del Devoniano affiorano, con spessori talora notevoli (circa 1000 m), lungo la fascia di confine italo-austriaco e costi-tuiscono il substrato della mineralizzazione. Le formazioni eo- mesodevo-niche sono formate in gran parte da calcari piu o meno stratificati in facies di scogliera e, localmente, da calcari nodulari e reticolati in facies pelagica, talora come passaggi laterali o come intercalazioni ai precedenti, piu di frequente costituenti una «serie comprensiva ridotta silurico-devo-nica». Seguono verso l'alto, tra M. Volaia e M. Zermula, calcari compatti ben stratificati con faune neodevoniche (Brachiopodi ed Ammonoidi) di mare aperto. A W della Val Bordaglia le rocce del Paleozoico antico ri-sultano debolmente metamorfosate; esse vengono riferite ad una unita strutturale che corrisponde alla parte settentrionale della Catena Carnica.
II Carbonifero comprende diverse formazioni e costituisce il periodo cui va riferito il processo mineralizzante della regione in esame. II Carbonifero inferiore e medio si sviluppa con continuita su una vasta area a S della catena devonica tra il M. Volaia ed il M. Zermula. Esso comprende due formazioni: la Formazione del Hochwipfel e la Formazione di Dimon. La prima e costituita da una alternanza di argilliti, siltiti, arenarie, con locali intercalazioni, specialmente alla base della formazione, di brecciole a lidite e liditi; sui versante orientale del Timau, sempre nella parte inferiore della formazione, affiorano livelli di materiale vulcanico (piro-clastiti) noti anche nella Valle del But (Selii R., 1963). La formazione, comprendente tutto il Namuriano ed una parte del Westfaliano, e trasgres-siva su un paleorilievo irregolare formatosi durante un periodo piu o meno lungo di emersione (Viseano) del substrato silurico-devonico, che e stato interessato anche dalle prime fasi delTorogenesi ercinica. Durante questa emersione un carsismo di vario grado ha agito sulle masse carbonatiche di diversa eta ed e osservabile attraverso fratture, cavita e solchi riempiti dal materiale trasgressivo. La Formazione di Dimon, riferita al Westfaliano C, si compone dei prodotti di un vulcanismo basieo — spiliti ± a pillows, keratofiri, tufi eterogenei —, cui fanno seguito verso l'alto argilliti, siltiti, arenarie, talora conglomerati, derivanti per lo piu dal disfacimento delle rocce precedenti. II Carbonifero superiore, che comprende le formazioni del Gruppo delTAuernig, affiora nella zona di confine a N e a E del M. Zermula. Esso e trasgressivo e discordante su tutte le formazioni piu antiche ed in particolare sui calcari mesodevonici di scogliera del M. Val Dolce, M. Cavallo, M. Malvueric. Nelle formazioni piu basse, tra loro vicarianti, prevalgono le siltiti e le arenarie, con intercalazioni di conglomerati quarzosi in banchi talora potenti, di calcari ben stratificati, e, nella zona di trasgressione, di calcari arenacei in strati sottili.
Per quanto riguarda la tettonica, il tratto della Catena Paleocarnica considerato puo essere suddiviso in due settori.
Un settore si estende a W della grande linea della Val Bordaglia e comprende il gruppo Avanza-Peralba, costituito da rocce silurico-devo-niche debolmente metamorfiche, con complesse strutture a pieghe anti-


Fig. 1. Schema topografico delle Alpi Orientali tra il P.so M. Croce Comelico e Tarvisio con le principali masse carbonatiche devoniche
Le aree inquadrate con tratto dlverso (A, B, C, D) corrispondono a quelle delle cartine geologico-mlnerarie (Figg. 2, 3, 4, 5); esse delimitano all'incirca U tratto della Catena Paleocarnica interessato dalla ricerca preliminare
clinali o a scaglie, interessate da faglie NE—SW; dette strutture vengono a contatto anomalo con le rocce ordoviciane (?) circostanti (Fig. 2). A que-sto settore, esteso verso W fino al P.so M. Croce Comelico, sarebbero riferibili anche i gruppi principali del Plenge e del Polinik.
L'altro settore si sviluppa a E della Val Bordaglia fino al Tarvisiano. Le masse devoniche presentano strutture a monoclinali, vergenti a W (M. Volaia), a S (M. Coglians, Fig. 3) e a NE (M. Zermula, dove la serie e probabilmente rovesciata), o ad anticlinali, fagliate in cerniera con fianco settentrionale abbassato (P.zo> di Timau; Fig. 4) o ± asimmetriche (M. Ca-vallo; Fig. 5). Tali strutture vengono complicate da numerosi sistemi di faglie (W.NW—E.SE, N—S, E—W, NE—SW) e da intensi fenomeni di tettonica passiva, che mascherano in parte i normali rapporti stratigrafici Devoniano-Carbonifero.
A grande scala si delinea ancora assai bene la evoluzione paleo-geografica di tutto questo' settore. Infatti, tra la linea della Val Bordaglia e quella del Cason di Lanza, si sviluppa 1'esteso bacino del Carbonifero inferiore e medio, i cui limiti (quello N rappresentato dalla catena de-vonica, quello S dal contatto per lo piu tettonico con le rocce permo-triassiche, dove localmente — Comeglians — affiora anche l!a «serie comprensiva silurico devonica«) si trovano in una posizione pressoche sim-metrica rispetto ad una zona assiale E—W, messa in evidenza dalla distribuzione delle rocce vulcaniche della Formazione di Dimon. La trasgressione del Carbonifero superiore direttamente sulle scogliere me-sodevoniche, piu 'intensamente carsificate, nella zona del M. Cavallo, definisce invece una originaria situazione di alto strutturale, limitato da due paleofaglie (W.NW—E.SE) identificabili a W nella linea del Cason di Lanza, a E in quella di Tropolach-Ugovizza. Nella parte piu orientale della Catena Carnica si ritorna ancora alla associazione di rocce calcaree devoniche (in limitate masse isolate tra i M.ti Poludnig, Osternig e Goriane) con quelle della Formazione del Hochwipfel.
L'orizzonte metallifero
Nelle cartine geologico-minerarie (Figg. 2, 3, 4, 5)* sono riportate, distinte nei tipi principali. gran parte delle manifestazioni mineralizzate. che sono state individuate nella fase preliminare delle ricerche. La loro distribuzione alla base dei versanti meridionali o nelle zone dei crinali delle masse devoniche, mette in evidenza la posizione stratigrafica della
* Comprendono l'area interessata dalla ricerca preliminare; la suddivisione in 4 zone e dovuta a motivi tecnici e rispecchia solo parzialmente la situazione paleogeografica e strutturale della catena.
Fig. 2. Cartina geologico-mineraria, con profilo schematico, del gruppo M. Peralba—M. Avanza (area A) 1 Quaternario; 2 Permo-Trias; 3 Carbonifero; 4a Devoniano debolmente metamorlico; ib Devoniano: 5 Gotlandiano; 6 Ordoviciano; 7 Linee tettoniche; S Mineralizzazione stra-tiforme; Sa Mineralizzazione stratiforme continua: 9 Mineralizzazione in vene e filoni: 10 Frammenti mineralizzati nel detrito; 11 Mineralizzazioni varie (nel profilo). (Secondo gli AA. suila base dei rilevamenti geologici di R. S e 11 i)
mineralizzazione, nonche i motivi strutturali relativamente costanti della catena.
Tra il M. Volaia ed il M. Zermula la mineralizzazione si trova alla base della trasgressione Hochwipfel e nella porzione piu alta del substrato devonico. Nella zona del M. Cavallo essa e situata invece sotto la trasgressione del Carbonifero superiore ed interessa il mesodevonico di scogliera per uno spessore di circa 50 m a partire dal paleorilievo. Si tratta di una tipica mineralizzazione «legata agli strati», in cui e rilevabile un legame spazio-temporale con la trasgressione del Hochvvipfel, e, in linea piu generale, un legame spaziale con il paleorilievo.
Concentrazioni ad alto tenore della mineralizzazione, che hanno per-messo una certa attivita estrattiva al M. Avanza ed a Comeglians, sono state trovate nei gruppi Pal Grande—P.zo di Timau e M. Val Dolce—M. Cavallo. La variabilita delle concentrazioni — localmente molto basse — e dovuta in parte a motivi paleogeografici. A fenomeni morfologici e tettonici sono attribuibili invece interruzioni loeali delTorizzonte minera-lizzato, relativamente continuo.
I corpi minerari hanno diverse forme, che dipendono fondamentalmente dalle caratteristiche del paleorihevo e che possono essere cosi classificati:
—	stratiformi; coincidono per lo piu con lo strato trasgressivo carbonifero sul paleorilievo devonico poco accidentato; lo spessore e dell'ordine di dm e talora di alcuni m; esempi si trovano nell gruppo P.zo di Timau-Pal Grande (Fig. 4), alla base del versante S del gruppo M. Coglians—Creta di Collinetta ed alla C.ma Ombladet (Fig. 3); riferibili a questo tipo sono pure le «incrostazioni», abbastanza frequenti ed estese arealmente, che rappresentano i relitti della mineralizzazione saldata al substrato ed asportata parzialmente per fenomeni di scorrimento e per erosione (M. Avanza, M. Coglians, P.zo di Timau, M.ga Val Dolce);
—	entro cavita paleocarsiche; hanno forme irregolari, con dimensioni variabili da alcuni m a decine di m, e si trovano in particolare nella zona, piu carsificata, del gruppo M. Val Dolce—M. Cavallo; il riempimento delle cavita carsiche e costituito da fluorite massiccia in strati sottili, talora dm- o cm-ritmiti (M. Val Dolce) o da una breccia della roccia incassante carbonatica cementata da fluorite e solfuri (versante N del M. Cavallo);
—	vene e filoni; interessano i primi 50 m circa del substrato carbona-lico; sono localmente molto frequenti e la loro diffusione in tutta la catena devonica rivela una notevole continuita areale della mineralizzazione «trasgressiva» in gran parte asportata; le dimensioni sono in genere limi-tate, con spessori delTordine da mm fino a dm, piu raramente ad alcuni m, e lunghezze fino ad un massimo di un centinaio di m; nel filone Creta di Pricot-Malvueric la potenza massima e di circa 10 m e 1'a lunghezza di alcuni km; le giaciture sono molto variabili e solo localmente (Creta di
Fig. 3. Cartina geologico-mineraria, con profilo schematico, del gruppo M. Volaia—M. Coglians (area B)
1 Quaternario; 2 Permo-Trias; 3 Carbonifero; i Devoniano; 5 Gotlandiano; 6 Ordoviciano; 7 Linee tettoniche; S Mineralizzazione stratiforme; 9 Mineralizzazione in vene e iiloni; 10 Frammenti mineralizzati nel detrito; 11 Mineralizzazioni varie (nel prolilo). (Secondo gli AA. sulla base dei rilevamenti geologici di R. Seli i e et, Tal)
Rio Secco, M. Cavallo) le fratture mineralizzate costituiscono deti sistemi con direzioni preferenziali, parallele a linee tettoniche pricipali per lo piu antiche.
In tutte le forme della mineralizzazione si trovano tessiture primarie di deposizione meccanica e chimica*. La compagine mineralizzata mostra talvolta la tipica tessitura parallela inomogenea, definita da una stratifica-zione + sottile (da mm a dm), che puo essere caratterizzata da alternanze di livelli piu ricchi di minerale (es. blenda) e di altri piu poveri (carbonati, quarzo), ed anche da alternanze ritmiche, per esempio di livelli di fluorite pura e di livelli di argilla o di fluorite + argilla. Mancano o sono rare, in seno alle singofe unita di stratificazione, le strutture gradate; una polarita di deposizione e messa talvolta in evidenza dalle deforma-zioni prodotte per risedimentazione di clastici piu grossolani, carbonatici o quarzosi, sull'originario materiale fangoso. Tra le strutture da sin- a tar-dodiagenetiche sono frequenti le stiloliti — lungo le quali si osservano' sottili concentrazioni di materiale argillcso-bituminoso, di blenda e di altri minerali —, e le sottili fessure irregolari con riempimento belteroporico da parte di minerali di diversa generazione. In prossimita delle concentrazioni maggiori della mineralizzazione si osserva spesso nelle rocce carbonatiche una «impregnazione» o« diffusione per esempio di blenda. Fre-quenti sono pure, nelle vene e nei filoni minori, le tessiture massicce (blenda o fluorite compatte) e a listata**. In linea generale i processi da sin- a tardodiagenetici di cristallizzazione, ricristallizzazione e sostituzione, nonche i movimenti tettonici postdiagenetici hanno' su vasta scala cancel-lato le tessiture e strutture di deposizione primaria.
Si tratta di una mineralizzazione relativamente uniforme, che si diffe-renzia da quelle finora note nelle Alpi Calcaree per la particolare associa-zione mineralogica. In questa, porta una impronta tipomorfa (ad eccezione dellia zona del M. Coglians) una blenda cristallina di colore giallo fino a bruno«, alla quale e riferibile un certo contenuto in Cd e Ge***. In particolare, da W verso E, si puo osservare una variazione della mineralizzazione riguardo i rapporti quantitativi dei solfuri e la prevalenza di singoli minerali non metallici.
Nella zona del M. Avanza la mineralizzazione cuprifera e costituita da tetraedrite e barite, subordinatamente da galena, blenda, pirite, calco-pirite, bournonite, quarzo e calcite (Gb. Feruglio, 1966).
* Le osservazioni seguenti relative a strutture, tessiture e composizione della mineralizzazione, si basano per ora su uno studio macro- e microscopico pre-liminare ed hanno quindi carattere orientativo.
** Queste ultime tessiture sono state anche illustrate dal Dr. P. Zuccato, nostro collaboratore, in un rapporto privato ali M. A. O.
*** Le analisi di diversi campioni mineralizzati sono state eseguite dal Centro Ricerche Metallurgiche di Torino.
Fig. 4. Cartina geologico-mineraria, con profili schematici, del gruppo P.za di Timau—Pal Grande (area C)
1 Quaternario; 2 Carbonilero; 3 Devoniano: i Gotlandiano; 5 Ordoviciano: 6 Linee tettoniche; 7 Mineralizzazione stratiforme; S Mineralizzazione in vene e filoni: 9 Mineralizzazioni varie (nei profili). (Secondo gli AA. sulla base dei rilevamenti geologici di R. Seli i)
Tra la Val Bordaglia ed il M. Zermula la mineralizzazione e ancora di lipo cuprifero; essa assume un carattere partieolare nella parte centrale (M. Coglians) dove e costituita da tetraedrite e calcopirite prevalenti entro 1'orizzonte trasgressivo quarzoso, mentre alle estremita occidentale (C. Ombladet, M. Canale; Fig. 3) ed orientaTe (Pal Grande, P.zo di Timau; Fig. 4) essa e caratterizzata da barite, blenda, calcopirite, tetraedrite, bour-nonite, con tracce di un minerale del gruppo Ni-Co e locali concentrazioni di galena. Simile a quest'ultima e la mineralizzazione a barite di Co-meglians, dove sono state trovate inoltre pirite bravoitica e tracce di fluorite (D. d i Colbertaldo-Gb. Feruglio, 1964).
In tutta la zona M. Val Dolce—M. Cavallo la mineralizzazione viene invece definita daH'associazione fluorite-solfuri. Tra i solfuri predomina la blenda, spesso del tipo giallo-arancione, cui sono associati tetraedrite, boumonite, boulangerite, nonche galena, pirite e marcasite in piccole quantdta; assieme all'abbondante fluorite si trova inoltre quarzo: e scarsa barite.
Questa variazione della composizione mineralogica, in stretto rapporto con quelle che sono le caratteristiche paleogeografiche e strutturali della Catena Paleocarnica, mette in evidenza uno «zoning distrettuale», che, da W a E, puo essere definito schematicamente come segue:
1.	zona M. Peralba—M. Avanza (Fig. 2), a barite, solfuri di Cu, scarsa blenda; occupa una piccola parte del settore a occidente della linea della Val Bordaglia, che costituisce una unita strutturale indipendente nella Catena Paleocarnica;
2.	zona M. Volaia—M. Coglians—P.zo di Timau—M. Zermula (Figg. 3, 4, 5), a quarzo e solfuri di Cu nella parte centrale, a barite, blenda e solfuri di Cu verso le estremita occidentale ed orientale; e compresa tra le llnee della Val Bordaglia e dal Cason di Lanza, che delimitano 1'esteso bacino del Carbonifero inferiore e medio;
3.	zona M. Val Dolce—M. Cavallo (Fig. 5), a fluorite, blenda e solfuri di Cu; fa parte deH'originario' alto strutturale delimitato tra le linee del Cason di Lanza e di Tropolach-Ugovizza.
Considerazioni conclusive
Le ricerche preliminari, estese a gran parte della Catena Paleocarn;ca, hanno messo in evidenza un orizzonte metallifero costituito da una tipica mineralizzazione a Zn-Cu, barite, fluorite, quarzo, legata agli strati («strata-bound»). I suoi caratteri principali, in relazione alPambiente di formazione, vengono stabiliti da una serie di dati di osservazione derivanti da evidenze geogiacimentologiche generali, che si riassumono: nellia posizione stratigrafica in relazione alle due successive trasgressioni del Car-
Fig. 5. Cartina geologico-mineraria, con profilo schematico, del gruppo M. Zermula—M. Cavallo (area D) 1 Quaternario; 2 Permo-Trias: 3 Carbonifero; 4 Devoniano; 5 Gotlandiano; 6 Ordoviciano; 7 Linee tettoniche; S Mineralizzazione stratiforme; 9 Mineralizzazione in vene e filoni; 9a Filoni continui; 10 Frammenti di minerale nel detrito; 11 Mineralizzazioni varie (nel profilo). (Secondo gli AA. sulla base dei rilevamenti geologici di R. S e 11 i)
bonifero su un paleorilievo + accidentato; nella estensione areale + con-tinua su tutto il tratto della Catena Camica esaminato (50 km circa); nelle tessiture sedimentarie primarie osservabili ancora in tutte le varie forme della mineralizzazione; nei rapporti con l'evoluzione paleogeografica deJTarea durante il Carbonifero (zonalita e forme prevalenti della mineralizzazione) .
Sullforigine delle soluzioni mineralizzanti invece, lo stato attuale delle conoscenze permette di formulare solo delle ipotesi, che comunque si basano ancora sulla stretta connessione tra evoluzione paleogeografica, tettonica, eruttiva e metallogenica durante il ciclo orogenetico ercinico. Alcune considerazioni a carattere molto generale rendono probabile infatti un legame temporale della mineralizzazione con determinate fasi del vulcanismo carbonifero, rappresentato nel suo momento parossistico, probabilmente sterile, dalle masse eruttive della Formazione di Dimon (Carbonifero medio). Tali considerazioni si riferiscono: alla presenza di materiale vulcanico nella parte inferiore della Formazione del HochwipfeI; alla possibilita di una fase terminale del vulcanismo verso la fine del Carbonifero medio, manifestatasi forse proprio attraverso' una mineralizzazione a carattere un po diverso (fluorite nel gruppo M. Val Dolce—M. Cavallo); alla affinita tra il chimismo (basico) delle vulcaniti ed il carattere geochimico specifico generale (Cu) della mineralizzazione. L'insieme dei dati di osservazione e delle considerazioni genetiche definisce abbastanza chiaramente una origine estrusivo-sedimentaria della mineralizzazione.
La presenza infine di forme filoniane della mineralizzazione, in fratture isolate lunghe anche alcuni km o in sciami di fratture parallele entro i calcari devonici, suggerisce 1'ipotesi delFesistenza di una tettonica sin-sedimentaria, determinata in parte da terremoti locali connessi al vulcanismo' del periodo'. Cio spiegherebbe la limitata profondita delle vene e dei filoni (50 m circa) e contemporaneamente indicherebbe in questi (al-meno in parte) la via di passaggio delle soluzioni: fenomeni che ben quadrano nel campo delle formazioni estrusivo-sedimentarie.
Bibliografia
Colbertaldo, D. di, 1960, Le risorse di minerali metallici in Friuli. Industria Mineraria, VIII.
Colbertaldo, D. di, 1967, Giacimenti Minerari — Volume primo. Giaci-mentologia generale e giacimenti di Pb-Zn (e Ag). CEDAM, Padova.
Colbertaldo, D. di, 1967, I giacimenti piombo-zinciferi nell'Anisico delle Alpi Bellunesi e la loro genesi alla luce delle piu recenti interpretazioni. Atti della «Giornata di Studi Geominerari» nel Centenario dell'Ist. Tec. Ind. Min. Stat. U. Follador, Agordo.
Colbertaldo, D. di, Feruglio, Gb. 1964, Le manifestazioni metallifere di Comeglians nella media Val Degano (Alpi Carniche). Atti d. S. It. di Sc. Nat. e del Museo Civ. di St. Nat., Milano, vol. CIII, Fasc. II; 165—196, Milano.
Coppadoro, A. 1902, Su le antiche miniere di Timau. Cronaca bime-strale della Societa Alpina Friulana, N. 5.
Feruglio, Gb. 1966, II giacimento cuprifero del M. Avanza in Carnia. Symp. Int. sui Giac. Min. d. Alpi, Vol. 1—2, Trento.
Gortani, M. 1957, Alpi Carniche e stili tettonici. Atti Acc. Sc. Bologna.
Gortani, M., Desio, A. 1927, Carta Geologica delle Tre Venezie. Foglio Pontebba. Scala 1 : 100 000. Uff. Idr. Mag. Acque, Venezia.
G o r t a n i, M., Detoni, A., Zenari, S. 1933, Carta Geologica delle Tre Venezie. Foglio Ampezzo. Scala 1 :100 000. Uff. Idr. Mag. Acque, Venezia, Firenze.
Heritsch, F. 1936, Die Karnischen Alpen. Monographie einer Gebirgs-gruppe der Ostalpen mit variszischem und alpidischem Bau. Vol. 8°, 205 S., 4 T., Graz.
L a g n y, P h. 1967, Sur quelques aspects sedimentologiques et litologiques d'une emersion recitale. C. R. Acad. Sc. Pariš, t. 265, pp. 858—861; Serie D. Pariš.
L a g n y , P h. 1969, Mineralisation Plombo-Zincifere Triasique Dans Un Paleokarst (Gisement De Salafossa, Province De Belluno, Italie). C. R. Acad. Sc. Pariš, t. 268, pp. 1178—1181. Pariš.
S e 11 i, R. 1946, Appunti geologici sul gruppo del M. Avanza (Carnia occi-dentale). Giorn. di Geol., s. 2a, 18, pp, 73—88, 1 Tav., Bologna.
S e 11 i, R. 1963, Schema geologico delle Alpi Carniche e Giulie occidentali. Giorn. di Geol., s. 2a — Vol. XXX, pp. 121, 7 tavv. 1 carta geol.
Selli, R. 1963, Carta geologica del Permo-Carbonifero Pontebbano. Scala 1 :20 000. Litografia Artistica Cartografica, Firenze.
Tornquist, A. 1928, Das System der Blei-Zinkerz-Pyrit-Vererzung im Grazer Gebirge. Sitzb. d. mathem.-naturw. KI., Abt. I, 137 Bd. 7. Hft, 2 Fig.
Vai, G b. 1963, Ricerche geologiche nel gruppo del M. Coglians e nella zona del Volaia. Giorn. Geol., s. 2a, XXX, Bologna.
A New Ore Horizon in the Paleozoic Rocks of the Eastern Alps
Luciano Brigo, and Dino di Colbertaldo S U M M A R Y
Geological and mining investigations have been preliminarily performed on a newly discovered Zn-Cu ore horizon with fluorite and barite located at the boundary between the Devonian limestone and dolomite, mostly of reef-like facies, and the Carboniferous shales and sandstones. This horizon stretches E—W from Pontebba to Sappada for about 50 km, ali along the Italian-Austrian border.
The ores crop out either at the top or at the foot of the southern slope of the Devonian range, its location being related to the structural setting of the Lower Paleozoic units. This setting consists essentially in south-plunging monoclines and in ± asymmetrical anticlines, put into plače during several phases of the Hercynian and Alpine orogeneses. Ores are almost always present, in various amounts, except where it became inter-rupted by erosion or masked by structural phenomena,. especially by gravitatio-n tectonic.
The mineralization is connected with the beginning of the Lower Carboniferous transgression on the westem side of the Cason di Lanza line, while on the eastern side it is situated underneath the Upper Carboniferous transgression; therefore the mineralization also involves the upper portion of the underl'ying Devonian rocks, of different ages and facies, which had been emerged and submitted to various degrees of karstification.
The form of this strata-bound ore deposits appears to depend upon the paleorelief. At the bottom of the Lower Carboniferous transgression
they are stratiform; in the upper portion of the Devonian limestones and dolomites they are either veins, single or forming parallel systems of vario-us settings and thickness, or fillings of paleokarst (laminated beds in rhythms, breccias, massive bodies).
Para- to post-diagenetic alterations mostly obliterated the original parallel fabric formed through mechanical and chemical deposition; how-ever it can stili be recognized at places in ali these deposits.
The mineralogical association eonsists of sphalerite, tetrahedrite, bour-nonite, boulangerite, chalcopyrite, galena, pyrite, fluorite, barite, quartz and calcite.
The different areal distributions of certain assembllages, particularly of some charasteristic non-metallic minerals, points out a marked zoning of the mineral deposit, its geochemical Zn-Cu type being however main-tained. From the West to the East, according to the paleogeographic and structural evolution of the Paleocarnic Range, the follovving zones can be distinguished:
—	M. Peralba—M. Avanza zone, with barite, Cu-minerals, sphalerite (westwards of Val: Bordaglia line);
—	M. Volaia—M. Coglians—P.zo di Timau—M. Zermula zone, with quartz and Cu-minerals in the central part (M. Coglians), with barite, sphalerite and Cu-minerals on both western and eastern sides;
—	M. Val Dolce—M. Cavallo zone, with fluorite, sphalerite and Cu-minerals.
The ore horizon is located (in the second zone) at the northern limb of a broad Carboniferous basin in the Italian slope of the Paleocarnic Range (locally, Comeglians, it crops out also in the southern limb). Vol-canites of the spilite-keratophyre association are widespread within the Carboniferous rocks of this basin, in its axial, E—W trending stretch. This paleogeographic situation, as well' as the affinity between the chemical composition of the volcanites and the geochemical character of the mineral occurrence, suggest that there is a genetical relationship between the volcanic activity and the likely extrusive-sedimentary formation of the ore horizon.
DISCUSSION
Ph. Lagny: La communication de L.Brigo et D. d i Colbertaldo m'a vivement interesse. II est en effet tout a fait logique de penser a une liaison entre le paleokarst dans le Devonien, connu depuis longtemps, la t.ransgression carbonifere et la mineralisation. Les descriptions dej a an-ciennes de G b. F er u g 1 i o a Comeglians sont tout a fait typiques d'un remplissage karstique mineralise, meme si 1'auteur n'a pas interprete ainsi les faits de terrain. La lecture de ce travail ainsi que la visite du Monte Avanza m'avaient dej a convaincu depuis quelques annees du bien fonde de l'idee, exprimee aujourd'hui, d'une mineralisation liee aux strates.
Je voudrais demander a present quelques details aux auteurs de la communication:
1.	Quelles sont les relations exactes entre les series transgressives, que l'on trouve egalement en remplissage des paleokarsts, et la mineralisation. Peut on effectivement considerer celle-ci comme anterieure aux sediments detritique transgressifs? Dans 1'affirmative, quels sont les criteres utilises (superposition; remaniement de la mineralisation dans les couches transgressives .. .) ?
2.	Vous mentionnez la presence d'un horizon siliceux transgressif dans la zone du Monte Coglians. S'agit-il effectivement d'un sediment transgressif, d'une concentration diagenetique au contact des sediments transgressifs et du substratum carbonate, ou d'une croute silicieuse attribuable a un phenomene d'alteration continentale (silicification climatique) identique a celle decrite par J. P. B en z (1964) a Arenas (Sardaigne).
En ce qui concerne le domaine des hypotheses, l'idee de relier les mineralisations au volcanisme carbonifere est seduisante et s'appuie effectivement sur un certain nombre de constatations II est cependant peut-etre premature, dans l'etat actuel des connaissances, de ne retenir que cette possibilite. Mais je ne crois pas pour autant qu'il soit utile de s'appesantir sur un debat maintes fois ouvert a propos d'autres types de mineralisation. II faut pourtant rappeler qu'il existe un grand nombre de gites karstiques a barytine, fluorine et quartz en l'absence de toute manifestation volcanique contemporaine ou penecontemporaine; que l'on connait d'autre part des zonalites mineralogiques dans le domaine stricte-ment sedimentaire (cf. par exemple les recherches de Y. Fuchs, 1969, dans le detroit de Rodez — Bordure Sud Ouest du Massif Central fran-<;ais). Dans le cas present, je voudrais simplement faire remarquer que si Je remplissage mineralise est effectivement anterieur aux sediments transgressifs, il devient assez difficile a mon avis de relier mineralisation et volcanisme dans les gisements de l'Est.
En effet, dans cette zone les terrains transgressifs du Carbonifere superieur sont depourvus d'intercalations volcaniques. On sait que le remplissage et la fossilisation d'un karst n'interviennent qu'en fin d'evolu-tion karstique (karst senile ou transgression). Ici cette evolution se termine au cours de la transgression du Carbonifere superieur, posterieurement done aux dernieres emissions volcaniques du Carbonifere moyen. II semble des lors difficile de relier, dans ce cas precis. mineralisation et volcanisme.
II est cependant possible de supposer, comme le font les auteurs, et comme on l'a fait pour de nombreux autres gisements lies aux strates carbonatees, que la mineralisation, portee par des fluides hydrothermaux, traverse les voies d'acces que constitueraient les fraetures des calcaires devoniens pour se fixer vers le sommet de la formation carbonatee. Alors se pose, comme toujours, le probleme de savoir pourquoi on ne trouve pas la moindre trace de minerai, au dessous d'une certaine profondeur. De toutes fagons le gisement ne peut plus etre alors considere comme striete-ment exhalatif-sedimentaire.
Mais une fois eneore je voudrais seulement exprimer l'opinion qu'il conviendrait de ne pas eliminer a priori les autres hypotheses, et en par-ticulier celle d'une concentration resultant des phenomenes d'alteration continentale. L'une et l'autre hypothese demandent il est vrai pour etre
verifiees une analyse stratigraphique et paleogeographique serree aussi bien qu'une etude geochimique detaillee des roches susceptibles d'etre a 1'origine de la concentration finale.
Di Colbertaldo: Noi abbiamo nella zona centrale della catena paleo-carnica mineralizzata manifestazioni effusive con rocce basiche. Quindi sembra abbastanza logico poter riferire a questo magmatismo le soluzioni apportatrici di un metallo come il rame che e risaputo esser legato a rocce preferenzialmente basiche. A conferma di cio dobbiamo anche dire che manca la galena, o quasi, nonche altri minerali tipici. La mineralizzazione e del tutto1 diversa da quelle che si conoscono nelle Alpi calcaree. Essa non ha assolutamente niente a che vedere ne con Raibl, ne con Salafossa: e un tipo a se stante. Non puo poi passare inosservato il fatto della pre-senza di uno «zoning» distrettuale che vede il rame nella parte centrale sotto forma di calcopirite mentre verso E e verso O e sotto forma di tetraedrite accompagnata da barite. Verso O ancora si passa poi a cinabro e verso E a fluorite, blenda, bournonite e boulangerite. II settore che va press'a poco dalla zona di Pontebba fino a Tarvisio non ha manifestazioni metallifere, come risulta dalle rečen ti ricerche condotte dal Brigo, ed e completamente sterile. Pero sottolineo che in questa zona manca pure il vulcanismo. In base a queste osservazioni abbiamo creduto oppor-tuno di riferire le manifestazioni metallifere situate nel Devonico/Carboni-fero al vulcanismo basico delPepoca. Questo e quanto si puo dire fino* ad ora e che corrisponde a dati di fatto riscontrabili «in loco», al di fuori di ogni ipotesi teorica.
Socolescu: Je voulais demander quelle est la relation entre le volca-nisme et les soTutions metalliferes? Y a-t-il une relation genetique?
Di Colbertaldo: Oui, nous pensons qu'il y a une relation genetique.
Socolescu: Dans 1'ensemble, la mineralisation ne sort pas des bassins magmatiques, c'est done une mineralisation secondaire?
Di Colbertaldo: Nous trouvons des filons avec les textures des filons hydrothermaux les plus caracteristiques.
Socolescu: Oui, bien sur, ce sont des filons et, disons, des solutions hydrothermales, mais les solutions hydrothermales derivent des eruptions des bassins magmatiques.
Di Colbertaldo: Je pense que oui.
Socolescu: Et d'ou peuvent-elles provenir? Je crois qu'elles proviennent d'un lithomagma qui est au-dessous des bassins magmatiques.
Mais les eruptions volcaniques peuvent provenir du meme bassin et suivre le meme chemin, en montant a la surface, que ces solutions.
Di Colbertaldo: Peut-etre.
Bibliographie
B e n z , J. P. 1964, T^e gisement plombo-zincifere dArenas (Sardaigne), these Docteur Ingenieur, Nancy, 1 vol, roneotype, 126 p.
Feruglio, Gb, tesi di laurea, Milano, inedit.
F u c h s , Y., 1969, Contribution a l'etude geologique, geochimique et metallo-genique du detroit de Rodež, these de Doctorat es Sciences, Nancy, 2 vol. roneo-types, 245 p.
Neuergebnisse uber die Entstehung palaozoischer Erzlagerstatten am Beispiel der Nordtiroler Grauwackenzone
Oskar Schulz
Zusammenfassung
Gefiigeanalytische Untersuchungen an Erzlagerstatten der Nordtiroler Grauwackenzone brachten Neuergebnisse uber ihre Entstehung in den alt- bis jungpalaozoischen Gesteinsserien. Eine auffallende raumliche Formationsgebundenheit syngenetischer und epigenetischer Erzkorper ist durch deren zeitliche Beziehungen zum Nebengestein bedingt. Die Neuergebnisse beziehen sich auf altpalaozoische Kupferkies-Pyrit- und Eisen-karbonat-Anreicherungen, auf Fahlerz- und Baryt-Konzentrationen in de-vonischen Dolomiten und auf wahrscheinlich permische Eisen-Kupfer-Uran-Ausfallungen.
1.	Ein Vererzungszyklus, der in Zusammenhang mit dem initialen Vulkanismus der altpalaozoischen Geosynklinale zu bringen ist, hat Mine-ralanreicherungen der Paragenese Kupferkies-Pyrit-Pistomesit-Ankerit-Quarz-(Fahlerz) gebracht. Stoffkonkordant im Nebengestein eingeschaltete Lager ist die dominierende Form der Erzkorper. Das Nebengestein besteht aus Serizit- und Chloritphylliten mit phyllonitischer Pragung. Als Leithori-zonte gelten Ti-reiche Phyllite. Es treten auch reine Eisenkarbonat-Quarz-Anreicherungen auf.
Fiir die Ausgestaltung des Gefiiges der Erzlager ist ebenso wie fiir das Nebengestein eine Reihe von zeitlich sich iiberlagernden Faktoren maB-gebend. Sie begannen sich bereits im Sedimentationsraum auszuwirken und haben dann im Zuge tektonischer Faltungen, Zerscherungen und schwacher epizonaler Metamorphose zu Umkristallisationen und Stoff-wanderungen gefiihrt.
Dieser Vererzungstyp ist in den Grauwackenschiefern der Kitzbiiheler Alpen vom PaB Thurn-Fieberbrunn iiber Kitzbiihel bis Alpbach nachgewie-sen. Wahrscheinlich gehort auch die »Ganglagerstatte« Rerobichl zu diesem genetischen Typ.
2.	Eine genetisch jiingere, namlich an unterdevonische Dolomitgesteine gebundene Mineralparagenese besteht hauptsachlich aus Fahlerz und Baryt, gelegentlich begleitet von etwas Kupferkies u. a. Cu-Sulfiden, Pyrit, Bleiglanz, Antimonit, Hamatit, Quarz, Anhydrit, Fluorit, Calcit,
Aragonit und Coelestin. Die Mineralisation folgt primar schichtdiskordan-ten Spaltensystemen, schlauchformigen Deformationsbreccien-Zonen und bildet unregelmaBige Nester und Putzen. Nur vereinzelt sind synsedimen-tare Barytausscheidungen nachweisbar.
Soweit kluftgebundene Vererzungen vorliegen, handelt es sich um aus-kristallisierte Zerrspalten, die zu vorpermischen tektonischen Formungen statistisch ac-Lagen aufweisen. Nach vorlaufigen Untersuchungen ist aber nicht auszuschliefien, daB es sich um formationsgebundene syndiagene-tische Spaltenbildungen handelt. Die primar aszendent-hydrothermale Mineralisation ist zwischen hoherem Unterdevon und vor dem Perm einzureihen. Ein GroBteil des Stoffbestandes wurde zumindest alpidisch deformiert und war Lieferant fiir dadurch ausgeloste jiingere Stoffmobili-sierungen. Hauptverbreitungsgebiete dieses Vererzungstyps sind Schwaz (Fahlerzgange vom »Typus Schwaz«) und Brixlegg, doch sind kleine Vorkommen auch in den devonischen Dolomitgesteinen zwischen Hoher Salve, Kitzbiihel und Fieberbrunn bekannt.
3. Synsedimentare chemische Erzanlagerungen haben sporadisch zu schichtparalleler, relativ schwacher Vererzung in permotriadischen (per-mischen?) feinklastischen Sedimenten gefiihrt. Die Metallzufuhr ist in die-sem Fall auf Verwitterungslosungen zuriickzufiihren. Lokal angereichert wurden Eisen, Kupfer, Uran, Barium und Magnesium.
Die in den palaozoischen bis permotriadischen Gesteinen primar ent-haltenen Erzmineralkonzentrationen bildeten den Stoffbestand fiir haufig nur lokale, in einigen Fallen aber bis in die mittlere Trias reichende Stoff-umlagerung alpidischen Alters.
Die dargelegten Ergebnisse iiber palaozoische (voralpidische) Erzlager-statten lassen auf analoge Beispiele in der gesamten Grauwackenzone schlieBen. Sie weisen zusammen mit schon veroffentlichten Neuergebnis-sen anderer Autoren tiber Siderit-, Magnesit-, Scheelit-, Antimonit- und Quecksilbervererzungen auf grundlegend neue Vorstellungen iiber die ost-alpine Metallogenese.
1. Einleitung
Beziiglich der Deutung ostalpiner Minerallagerstatten herrscht in den letzten Jahrzehnten ein groBes Angebot von Hypothesen. Nach den kon-ventionellen Ansichten iiber die Ostalpenvererzung stellen die meisten in den palaozoischen Gesteinsserien der Nordlichen Grauwackenzone ent-haltenen Mineralanreicherungen vor allem mit Eisen, Kupfer und Magnesium epigenetische Bildungen dar und werden zum alpidischen Verer-zungszyklus gerechnet. Die Meinungen iiber die zeitliche Einstufung dieser Vererzungen schwanken zwischen Tertiar und Pei-m: C 1 a r (1953, 1956), Friedrich (1953, 1962, 1968), Meixner (1953, 1970), W. Petrascheck (1926, 1945), W. E. Petrascheck (1952, 1966), Vo-h r y z k a (1968).
Davon abweichende Auffassungen mit palaozoischem Bildungsalter dieser Lagerstatten vertraten fiir Teilprobleme vor allem Angel-Weiss (1953), Angel'- Troj er (1955), Bernhard (1966), Kari (1953),
Leitmeier (1953), Leitmeier-Siegl (1954), Llarena (1953), Rohn (1950), Siegl (1955), und Wenger (1964).
Neuerdings treten Holl-Maucher (1967), Ma. ucher-Holl (1968) und Schulz (1968, 1971 a, b) fiir synsedimentare Mineralkonzen-trationen in palaozoischen Gesteinen ein und beziehen eine hydrother-male Stoffbelieferung vom nachweisbaren Geosynklinalvulkanismus.
Eine Arbeitsgruppe des Institutes fiir Mineralogie und Petrographie der Universitat Innsbruck versucht die in den palaozoischen Gesteinsserien der Tuxer und Kitzbiiheler Alpen bekannten Erzlagerstatten im Hin-blick auf ihre genetische Abstammung neu zu bearbeiten. Die bis jetzt vorliegenden Teilberichte stellen gegeniiber bisherigen Annahmen Neuergebnisse dar und werden hier bekanntgegeben.
Fiir die finanzielle Unterstiitzung des Forschungsprojektes wird dem osterreichischen FONDS ZUR FORDERUNG DER WISSENSCHAFTLI-CHEN FORSCHUNG gedankt.
2. Formationsgebundenheit der Erzkorper
Die Verteilung der Lagerstatten ist deutlich inhomogen. Betrachtet man hierzu die dazugehorigen Gesteinsserien, so wird eine Abhangigkeit der Mineralparagenesen von den Begleitgesteinen wahmehmbar.
Noch nicht abgeschlossen ist die Bearbeitung von Mineralvorkommen der zur Nordtiroler Grauwackenzone i. w. S. zu zahlenden Quarzphyllit-zone, iiber deren Altersstellung zwischen Altpalaozoikum und Prakam-brium Ungewifiheit herrscht. Dasselbe gilt fiir das Gebiet des Schivazer Augengneises, ein zvvischen Quarzphyllit und Wildschonauer Schiefern lokal eingelagerter Gesteinszug.
a) Tiefere »Wildschonauer Schiefer« = Grauvvackenschiefer (Ordovizium)
Im Raume PaB Thurn—Wildseeloder—Kitzbiihel—Spertental—Brixen-tal—Kelchsauer Tal—Alpbach ist in den Wildschonauer Schiefern eine Reihe von kleinen, derzeit nicht bauwiirdigen Lagerstatten und Vorkom-men bekannt, in welchen hauptsachlich teils Eisenkarbonate, teils Kupfer-und Eisensulfide dominieren. Einige Vorkommen fiihren neben Kupfer-kies auch Fahlerz. Die Minerale treten offenbar in mehreren stoffkonkor-danten Lagern auf. Soweit die Lokalitaten im Kitzbiiheler Raum liegen, ist die Erzmineralfiihrung — nach M o s 11 e r' s stratigraphischen Arbeiten (1968) — in tieferen Wildschonauer Schiefern enthalten, die er als ordovi-zisch einstuft. Kennzeichnende Begleitgesteine dieser sericitisch-chloriti-schen Phyllonitserie sind diabasische Einschaltungen als Zeugen eines submarinen Geosynklinalvulkanismus.
In dieser stratigraphischen Einheit liegt auch die einst beriihmte Lagerstatte Rerobichl (Rohrerbiihel) zvvischen Kitzbiihel und St. Johann.
b) Dolomite und Phyllite (»Tonschiefer«) (Obersilur-Unterdevon)
Die mit Phylliten und Metadiabasen vergesellschafteten Dolomitge-steine, welche bei Lanersbach im Zillertal die Magnesit- und Scheelit-Lagerstatte enthalten, werden zwischen oberstes Ludlow und Unter-Ems
eingestuft (Holl-Maucher, 1967). Diese Bearbeiter fassen den schichtig angeordneten Lagerstattenkorper beziiglich seines ersten stoff-lichen Auftretens als sedimentar bis paradiagenetisch entstanden auf und bringen die Lagerstattenbildung nach Befunden im Wangl-Lager und im Wanglhoehalm-Lager mit dem »unmittelbar vorausgegangenen unter -meerischen basischen Vulkanismus« in Zusammenhang; ein Befund, den auch Wenger (mlindl. Mitt.) bestatigt.
Altersverwandt im Sinne einer magmatogen-sedimentaren Herkunft sind die Magnesitlager von WeiI3enstein und Biirglkopf (SSW Hochfilzen), Inschlag Alpe (E Spielberg-Horn) und Entachen Alpe (E Saalfelden). Nach freundlicher Mitteilung von Herrn Doz. Dr. M o s 11 e r sind die dolomiti-schen Nebengesteine dieser Vorkommen Obersilur-Unterdevon.
c) »Schvvazer Dolomit« (Unterdevon)
Wenn als Titel des Kapitels »Formationsgebundenheit« gewahlt wurde, so deshalb, weil darunter nicht allein s-parallel angeordnete, horizontge-bundene Mineralkonzentrationen fallen. An den Schichtkomplex des Schwazer Dolomits sind z. B. s-diskordante Fahlerz-Baryt-Gange raumlich gebunden.
Schneiderhohn (1962, S. 128) widmet diesen Vererzungen einen eigenen Untertitel: »Fahlerzgange vom Typus Schwaz«. Charakteristische Vererzungen sind bekannt aus den nach Mostler (1968) unterdevoni-schen Dolomitgesteinen des Raumes Schwaz—Brixlegg. Als paragene-tische Fortsetzung nach Osten — soweit auf Tiroler Gebiet — konnte man betrachten ein Vorkommen NNW Brixen i. T. und eine Reihe von kleinen, erzarmen oder erzfreien Barytvorkommen S und WNW Kitz-biihel bis S Fieberbrunn, wenn auch hier wahrscheinlich nicht genaue altersmaBige Obereinstimmung herrscht: Die barytfiihrenden Gesteine werden nach Mostler (mundl. Mitt.) als mitteldevonisch bezeichnet. Eine synsedimentare Barytausscheidung mit, nach bisherigen Kennt-nissen nur geringer lokaler Verbreitung fand ich im Unterdevon-Dolomit am Stuckkogel E Kitzbiihel.
Damit ergibt sich eine Abnahme des Fahlerzes von Schwaz nach Osten zu. Brixlegg ist auch als Barytlagerstatte zeitweise von wirtschaft-lichem Interesse.
d) Buntsandstein (Perm bis Skyth)
Auf den palaozoischen Dolomitgesteinen der Grauwackenzone trans-gredieren grobklastische Basalbildungen und Sandsteine mit tonig-sericitischen Zwischenlagen. Deutlich schichtgebundene, aber nur spuren-hafte Erzfiihrung ist in den feinklastischen Sedimenten SW von St. Jo-hann, insbesondere WSW—S—SE Fieberbrunn bis S Hochfilzen bekannt-geworden. Die starke Vegetationsbedeckung erlaubt nicht die genaue Niveaubestandigkeit zu iiberprufen. Die synsedimentare Erzausfallung (Schulz-Lukas, 1970) tritt in mehreren petrographisch und chemo-faziell gekennzeichneten Zwischenschichten des Sandsteinkomplexes auf und enthalt eine Fe-Cu-U-Mineralparagenese. Ein offenbar ahnliches
Vorkommen, allerdings — soweit die bescheidenen Haldenbestande eine BeurteilUng erlauben — nur mit sehr geringem U-Gehalt, liegt bei Lehen NE Gratl-Spitze. Spurenhafte Uranfiihrung gibt es auch ganz lokal im Buntsandstein der Kundler Klamm.
Andere synsedimentare Mineralanreicherungen ebenfalls nur bescheidenen AusmaBes gibt es stidlich von Hochfilzen—Fieberbrunn—St. Jo-hann, so\vie auch am N-FuB des Kaisergebirges: Magnesit-Knollen sind in mehreren Sandsteinbanken schichtparallel angereichert. Deswei-teren fiihren siidlich des Kitzbiiheler Horns Breccien und rote Sandsteine lokal Baryt, der als mechanische und chemische Umlagerung aus alteren, unterlagernden Gesteinen aufgefaBt wird (Margaras, 1971).
3. Altpalaozoische Eisen-Kupfer-Mineralisationen in »Wildschonauer Schiefern« (Grauwackenschiefern)
Abgesehen vom Durchlaufer Pyrit treten vor allem karbonatische Eisenerze in Erscheinung, sei es als allein auftretende Paragenese oder als Gangart in den Kupferanreicherungen. Eigentlicher Siderit wurde nicht beobachtet, vielmehr liegen die FeC03/MgC03-Mischkristalle Pistomesit und Sideroplesit mit schwachem Mn-Gehalt vor, ferner An-kerit, Ferrocalcit, sowie Dolomit, Calcit und Quarz.
Das dominierende Kupfermineral ist Kupferkies. In einigen Fund-orten tritt daneben nur untergeordnet Fahlerz auf. Falls die derzeit nicht erforschbare alte Lagerstatte Rerobichl zu diesem genetischen Typ ge-zahlt wird, wofiir Argumente vorliegen, ist ein starkerer, bis zum Kupferkiesgehalt ansteigender Fahlerzgehalt gegeben. Einige der alten Erzlagerstatten enthalten anscheinend nur Eisenkarbonate und Pyrit, ohne Kupferkies und ohne Fahlerz: Lannern—Gobra—Foidling. Typische Lokalitaten mit Kupferkies sind die s-parallelen Erzziige Kelchalpe— Bachalpe—Wildalpe.
Die auffalligsten und fiir die genetische Klassifikation wichtigsten Befunde sind: der stoffkonkordante Verlauf der Erzlager im groBen und im kleinen zusammen mit kennzeichnenden Leitschichten in den Be-gleitgesteinen, die gemeinsamen tektonischen Verformungen von Erz-lagern und Htillgestein, nachvveisbar »jiingere« Stoffivanderungen und Kristallisationen und die »jiingsten« gemeinsamen Zerscherungen von Erzkorpern samt Nebengestein.
Der stoffkonkordante Verlauf der Metallisation zeigt sich bei einem GroBteil der Vorkommen dieses genetischen Typs an der »Lagergang«-Form. Es ist zwar keiner der besprochenen Grubenbaue befahrbar, doch besteht auf Grund von Beschreibungen, Grubenplanen, Skizzen von ehe-maligen Ortsbildern und durch Bezugnahme dieser Angaben auf das kartierbare geologisch-tektonische Bild kein Zweifel an der Richtigkeit. Zudem beweist das Haldenmaterial eine Wechsellagerung von Erzmine-ralen, Gangartmineralen und Begleitgestein, was auf primar inhomogenen Stoffbestand im Sinne einer sedimentaren Feinschichtung zuriickzufiih-ren ist (Abb. 1). Es fallt allgemein auf, daB falbgelbe Phyllonite haufig die Kupferkies- und Eisenkarbonatlager begleiten: es sind titanreiche,
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viel feinstkornigen Rutil fiihrende Phyllite und Chloritphyllite. Der Rutil stammt zum Teil von umgewandelten Ilmeniten oder Titanomagnetiten, die in seltenen Fallen als skelettformige Relikte zu finden sind. Die Ursache der schichtig bis feinschichtig wechselnden Titananhaufung ist in magmatischen Ereignissen zu suchen. Submariner basischer bis inter-mediarer Vulkanismus ist durch mehrere stoffkonkordante, deckenfor-mige Laven- und Tuff horizonte bekannt, teilweise scheinen aber auch i-diikordante stockformige Korper vorzuliegen. Chloritreiche Phyllite sind zumindest zum Teil von umgewandeltem pyroklastischen Material herzuleiten. Das Sedimentationsmilieu diirfte das tonig-sandiger Seicht-wasserbildungen gewesen sein, welche durch submarine vulkanische Ta-tigkeit in mehreren Zyklen beeinfluBt wurden. Dieser initiale Geosynkli-n al vulkanismus wird als mittelbarer Lieferant metallfuhrender Hydro-thermen angesehen.
Der phyllonitische Gesteinskomplex mit den Lagerstatten liegt in niedrigtemperierter Griinschieferfazies vor. Das gemeinsame Auftreten von Erzschichten, vulkanogenem und normalem detritischen Material im Sedimentationsraum bedingte gemeinsame Uberpragungen durch schwache, epizonale Metamorphose und tektonische Durchbewegungen
Abb. 1. Feinschichtige Abfolge von Quarzit (weiI3), Ti-reichem Phyllit (hell-grau), Chloritphyllit (dunkelgrau, nur oberer Bildrand) und Kupferkies (grauschwarz bis schwarz). GroBanschliff, Marke = 1 cm lang. Alter Bergbau
Kelchalpe
Abb. 2. Tektonische Verformung von »Siderit«-(Pistomesit)-Sericit-Chlorit-Feinschichten durch FSltelung und nachfolgende Rupturenbildung mit Pisto-mesit-Quarz-Kristallisation. GroGanschliff, Marke = 1 cm lang. (Pistomesit: grau bis dunkelgrau, Sericit mit Feinquarz: weiBgrau, Quarz: dunkelgrau).
Alter Bergbau Lannern-Gobra
(Abb. 1, 2, 3). Das festigkeitsanisotrope Verhalten, nicht nur von Erz-lagern und Nebengestein, sondern auch der Mineralaggregate innerhalb der Erzlager selbst, war die Ursache fur sehr ungleichformige stetige und rupturelle Formungen jeder GroBenordnung. Die selektive Durchbewe-gung ist an der Pragung von S- und B-Tektoniten mit linsigen, s-paralle-len und s-diskordanten Entmischungen, an Zerscherungen und Ver-schwenkungen von schollenformigen Gesteins- und Erzkorpern, sowie an Umkristallisations- und Ausheilungsprozessen auffallend. Weiters sind intragranulare Korndeformationen, wie Achsenverlagerungen bei den
Karbonaten und bei Quarz, Druckzwillingsbildungen und Auswalzung bzw. Kataklase an sulfidischen Eržen, ferner eine deutliche, wenn auch nicht scharfe Tektonitregelung z. B. an Eisenkarbonat (Schulz, 1971a) nachzuweisen.
Umkristallisationen und lokale Stoffverschiebungen durch isochemi-sche Losungsumlagerungen im Bereich der Erzlager sind durch rupturelle Unterbrechungen primarer, z. T. auch schon sekundarer Erzgefuge erkennbar, wobei in den ReiBfugen die Erz- und Gangartminerale als jiingere Generationen mit entsprechend abweichendem Gefiige abermals aufscheinen (Abb. 1). Diese Fugenkristallisate weisen teilweise Anzeichen von Deformationen auf.
Bezuglich der gemeinsamen Zerscherungen und Blockverschiebung von Nebengestein samt Erzkorper ist eine Trennung voralpidischer und alpidischer Ereignisse mangels mesozoischer Deckschichten nicht durch-fiihrbar.
4. Obersilurisch-unterdevonische Magnesit- und Scheelitvererzung
Zu den zuletzt erschienenen Deutungen (Angel-Weiss, 1953; Angel-Trojer, 1955; Wenger, 1964), die alle fiir einen ur-spriinglich palaozoischen Magnesitstoffbestand eintreten, insbesonders Holl-Maucher (1967) fiir synsedimentare bis paradiagenetische Metallzufuhr im Zusammenhang mit einem basischen Geosynklinalvul-kanismus, seien noch folgende Bemerkungen hinzugefiigt.
Die zweifellos dominierenden, metasomatischen Vererzungsbilder mit z. T. Wachstumsgefiigeregelung (Sander, 1948, 1950) werden von den Gegnern der sedimentaren Deutung als Beweis gegen eine syngenetische Magnesitanlagerung gewertet. Tektonitregelung in Magnesiten (Ladur-n e r, 1965) sowie Umkristallisationen mit Verwischung von Primar-gefiigen sind sicher nachgewiesen. Es muB aber meines Erachtens nicht jedes »metasomatische« Gefiige als umkristallisiert gelten. Die Magnesit-metasomatose kann das Kalk-Dolomitgestein in einem friihdiagenetischen Stadium erfaBt und zur Wachstumsgefugeregelung gefuhrt haben. Nach-folgende variszische und alpidische mechanische Beanspruchungen rniis-sen keineswegs durchgreifend markante Spuren der Durchbewegung, etwa Tektonitregelung (Sander, 1948, 1950) verursacht haben. Die Unempfindlichkeit von Magnesit und Siderit bei mechanischer Korn-deformation bezuglich Zwillingsbildungen, im Gegensatz zu Calcit und Dolomit muBte bei der Beurteilung passiver Gefiigeregelung bei Karbonaten mehr Beachtung finden. Wohl aber zeigen Eisenkarbonate und Magnesite oft betrachtliche intragranulare Beanspruchung durch Verlage-rung der Kristall-c-Achsen (undulos gefelderte Korner).
Wenn in Magnesit- und Sideriterzkorpern aufgrund fehlender passiver Gefiigeregelung, aber auffallender Wachstumsregelung, immer wieder an »jiingste« posttektonische Kristalhsationen gedacht wird, so ist dies nicht stichhaltig. SchheBlich kann ein derart »unbeschadigtes« Gefiige durch selektive Gesteinsumformung in GroBbereichen erhalten bleiben: Magnesit-, Dolomit- oder Sideritkorper konnen innerhalb hochteilbe-
Abb. 3. Teilfalte durch Biegegleitung im erzfiihrenden Quarzitlager. (Quarz: weiC, Ti-reicher Phyllit: grau, Kupferkies und Pyrit: grauschwarz — schwarz). GroBanschliff, Marke = 1 cm lang. Alter Bergbau Kelchalpe
weglicher phyllonitischer Gesteinsziige von mechanischen Einwirkungen weitgehend verschont geblieben und nur von Zerscherungen mit Block-bewegungen betroffen worden sein.
Die Beachtung dieser Mdglichkeiten wird den von Holl-Maucher (1967) vertretenen Standpunkt iiber synsedimentare bis paradiagenetische Magnesitbildungen noch glaubhafter machen.
5. Die Fahlerzgange vom Typus Schwaz und die Barytfiihrung im Schwazer Dolomit
Nach den von Schmidegg (1951, 1953), Pirkl (1961) und L u k a s (1971a, b) vorliegenden Berichten iiber die Fahlerzlagerstatte >;Schwaz« und die Fahlerz-Baryt-Lagerstatte »Brixlegg« folgt die Mine-ralisation grundsatzlich diskordant zur Schichtung verlaufenden Fugen und Zerriittungszonen. Der Schwerpunkt der bergmannischen Auf-schliefiungen liegt anscheinend im jiingeren Teil des unterdevonischen Schwazer Dolomit-Zuges. Eine genetische Klassifizierung der diskordan-ten Fugensysteme versuchte Luk a s (1971a, b) und fand einen GroB-teil von Erzgangen in ac-Stellung zu ein bis zwei vortriadischen, demnach variszisch angelegten Faltenachsen.
Einen wegen seines starken Fahlerz- bzw. Barytgehaltes wichtigen Typ von Lagerstattenkorpern stellen schlauchformige, zu s unregelmaBig diskordant verlaufende Breccienzonen dar. Uber diese max. 100 m breiten und mindestens 250 m tiefen Erzkorper liegen bis heute, vor allem wegen der Unzulanglichkeit der maBgeblichen Grubenbaue, keine konkreten genetischen Aussagen vor. Luk as (1971b) vertritt auch dafiir pratriadisches Alter. Obwohl es sich zweifellos um eine Deformations-breccie handelt, liegt auf Grund der z. T. polymikten Komponenten und des Gefiiges des Bindemittels keine tvpische tektonische Breccie vor (Abb. 4).
Meines Erachtens miiBte man bei diesen nachkristallin deformierten Fahlerz-Baryt-Breccienschlauchen auf die Moglichkeit intradevonischer Bildung achten. Das GroBgefiige, aber auch Probestiicke, zeigen gewisse Ahnlichkeit mit einem aus der Pb-Zn-Lagerstatte Mežica beschriebenen 550 m tiefen und mehrere Dekameter breiten, schrag zur Schichtung verlaufenden Breccienerzzug (Kostelka, 1965). Auch in Bleiberg gibt es vergleichbare s-diskordante Breccienerzgange im Wettersteinkalk (Schulz, 1960, 1966), wobei an diesen triadischen Beispielen horizont-gebundene, syndiagenetische Anlage bewiesen werden konnte.
Abb. 4. Fahlerz im Bindemittel von regional z. T. schlauchformig weit aus-gedehnten Deformationsbreccien. GroBanschliff. Marke = 1 cm breit. Alter
Bergbau Schwaz
Abb. 5. Sedimentare Barytanlagerung in unterdevonischem Dolomit. Baryt-linsen durch schwarze Umrandung deutlich gemacht. GroBanschliff ± s. Marke
1 cm lang. Stuckkogel
Man wird also vorlaufig, bis exakte Befunde vorliegen, die Fahlerz-Baryt-Vererzung im schwach epimetamorphen Schvvazer-Dolomit vor-sichtigerweise zwischen hoherem Unterdevon und einschliefilich Perm einstufen und konnte entfernte Beziehungen zu dem basischen Vulka-nismus im Unterdevon oder Obergotlandium (Holl-Maucher, 1967) und seinen sedimentaren bis syndiagenetischen Scheelit-Magnesit-Lager-statten vermuten, dies umsomehr, als auch baryt- und fahlerzfiihrenden Schwazer Dolomit (meines Wissens bisher nicht erwahnte) geringmach-tige schichtparallele tuffitische Einschaltungen vom Typ der »Falben-schiefer« vorliegen. Jiinger als die Breccienerzkorper und Erzgange mit valtem« Stoffbestand, erweisen sich nach L u k a s (1971a, b) Scherbewe-gungen alpidischen Alters, die relativ geringe mechanische Erztransporte sowie syn- oder posttektonische Losungstransporte ebenfalls nur geringen AusmaBes verursachten. Haditsch-Mostler (1969} halten als Ursache der Fahlerz-Barytfiihrungen der an den Schwazer Dolomit gren-zenden Trias eine Mobilisation alterer, namlich vermutlich »oberkarboni-scher bis oberpermischer Vererzung« fiir moglich. Zu einer analogen Erklarung kommt auch Luk as (1970b).
Bis jetzt nicht beschriebene, meines Erachtens synsedimentare Baryt-ausscheidungen gibt es am Stuckkogel ostlich von Kitzbiihel, und zwar in Quarz-, Sericit- und Hamatit-fiihrenden rotlichen Dolomitgesteinen (Abb. 5). Diese gehoren nach M o s 11 e r's mikropalaontologischen Untersuchungen (mundl. Mitteilung) in das Unterdevon. Die sehr schwache Barytfiihrung besteht aus linsenformigen, mit den Quarz- und Glimmer-lagen subparallel angeordneten grobtafeligen Aggregaten des Zentimeter-
bis Dezimeterbereiches. Es ergeben sich hiermit bemerkenswerte gene-tische Aspekte zum Baryt bzw. Fahlerz von Schwaz und Brixlegg sowie zu den anderen paragenetisch verwandten Mineralisationen in mittel-devonischen Dolomitgesteinen. Auch diskordante, das Primargefiige un-terbrechende Spaltenfiillungen liegen vor. Wahrend der iiberwiegende Dolomitspatit im Durchlicht nur teihveise Undulierung und selten Zwil-lingslamellierung zeigt, lassen die genannten, im Dolomitgestein sparlich vorhandenen »Fremdeinlagerungen« symmetriekonstante tjberpragung durch tektonische Faltelung im Zentimeter- bis Meterbereich erkennen. Analoge Deformationen und Rekristallisationen fand M ar garaš (1971) an den zahlreichen, in den mitteldevonischen Dolomiten diskordant auf-tretenden Barytvorkommen zwischen Kitzbiihel und Fieberbrunn. Die Barytplatznahme wird wahrend des Devons vermutet.
6. Fe-Cu-U-Erze im Buntsandstein
Die syndiagenetische Anlagerung der Erzparagenese wird begriindet durch ihre Gebundenheit an graue Zwischenschichten innerhalb machti-ger hamatitpigmentierter roter Sandsteine. Auf Grund reichlich vorhan-dener pyritvererzter Bakterien und bis zu Schungit inkohlten Pflanzen-resten, die zum GroBteil die Erze, besonders das Uran (Pechblende) binden, sowie aufgrund der in der Intergranularen der Sericit-Quarz-sandsteine auftretenden Fe-Cu-Erze (Pyrit, Markasit, Kupferkies, Fahlerz, Bornit u. a.) wird auf ein Seichtwassermilieu mit reduzierenden Bil-dungsbedingungen geschlossen (Schulz-Lukas, 1970). Die Her-kunft der Metalle aus Verwitterungslosungen wird fiir wahrscheinlich gehalten. Beziiglich Magnesit und Baryt siehe 2 d.
7. SchluBbemerkung
Mit den vorgelegten Teilergebnissen iiber lagerstattenbildende Vor-gange im Palaozoikum der Grauwackenzone wird ein Beitrag gegeben zum allgemein klassischen Streit: »Sedimentar-syndiagenetischer« oder »postdiagenetisch-tektonischer« VererzungsprozeB. Speziell aber geht es um die Frage: alpidische oder voralpidische, variszische oder vorvariszi-sche Lagerstattenbildung?
Wenn auch die Gefiigestudien noch nicht abgeschlossen sind und die Entstehung der Erzanreicherung in der Quarzphyllitzone und im Schwa-zer Augengneis noch offen ist, so stehen die bisherigen Neuergebnisse im Widerspruch zu den herkommlichen Hypothesen iiber die Ostalpen-vererzung. Sie decken sich aber mit den von Holl-Maucher (1967), Maucher-Holl (1968), Tu far (1968), und H o 11 (1970) veroffent-lichten Ansichten iiber z. T. andere als hier besprochene Mineralparage-nesen der Ostalpen.
Die genetische Beziehbarkeit von Lagerstatten unmittelbar auf ihre Begleitgesteine, bzw. mittelbar auf die weitere Gesteinsformation solite auch im iibrigen Raum palaozoischer Gesteine der Ostalpen iiberpruft werden.
Literatur
Angel, F., T r o j e r . F. 1955. Zur Frage des Alters und der Genesis alpiner Spatmagnesite. Radex-Rundschau, 2, 375—392.
Angel, F., Weiss, P. 1953, Die Tuxer Magnesitlagerstatten. Radex-Rundschau, 7/8, 335—352.
Bernhard, J. 1965, Die Mitterberger Kupferkieslagerstatte, Erzfuhrung und Tektonik. Jb. Geol. B. A.. 109, 3—90.
C 1 a r , E. 19.53, Uber die Herkunft der ostalpinen Vererzung. Geol. Rundschau, 42, 107—127.
C1 a r, E. 1956. Zur Entstehungsfrage der ostalpinen Spatmagnesite. Ca-rinthia II, 20. Sonderh.. 22—32. Klagenfurt.
Friedrich, O. M. 1953, Zur Erzlagerstattenkarte der Ostalpen. Radex-Rundschau, 7/8, 371—407.
Friedrich, O. M. 1962, Neue Betrachtungen zur ostalpinen Vererzung. Karinthin, 45/46, 210—228.
Friedrich, O. M. 1968, Die Vererzung der Ostalpen, gesehen als Glied des Gebirgsbaues. Arch. f. Lagerstattenforschung i. d. Ostalpen, 8, 1-136. Leoben.
Haditsch, J. G.. Mostler, H. 1969. Die Fahlerzlagerstatte auf der Gratlspitze (Thierberg bei Brixlegg). Arch. f. Lagerstattenforschung i. d. Ostalpen 9. 169—194.
H 611, R., Maucher, A. 1967. Genese und Alter der Scheelit-Magne-sit-Lagerstatte Tux. Bayer. Akad. Wiss., Math.-Naturw. Klasse, Sitzungsber. 1—11.
H o 11, R. 1970, Die Zinnobervorkommen im Gebiet der Turracher Hohe (Nock-Gebiet/Osterreich) und das Alter der Eisenhut-Schieferserie. N. Jb. Geol. Pal. Mh. 4, 201—224.
Kari, F. 1953, Anwendung gefugeanalytischer Arbeitsmethoden am Bei-spiel eines Bergbaues (Kupferbergbau Mitterberg, Salzburg). Neues Jb. Mineral., Abh. 85, 2, 203—246.
Kostelka, L. 1965. Eine genetische Gliederung der Blei-Zinkvererzun-gen siidlich der Drau. Carinthia II, 75. 29—38. Klagenfurt.
Ladurner, J. 1965, Uber ein geregeltes Magnesitgefiige. Tscherm. Min.-Petr. Mitt. 10, 430-^35.
Leitmeier, H. 1953. Die Entstehung der SDatmagnesite in den Ostalpen. Tscherm. Min.-Petr. Mitt. ITT. Folge 3. 302—351.
Leitmeier. H., Siegl, W. 1954. Untersuchungen an Masnesi+en am Nordrande der Grauwackenzone Salzburgs und ihre Bedeutuns? fiir die hung der Spatmagnesite der Ostalpen. Berg-u. Hiittenm. Mh. 99, 11'12. 201—235.
L 1 a r e n a , J. G. De 1953, Uber die sedimentare Entstehung des ostalpinen Magnesits, Typus Veitsch. Montanztg. 96, 55—62. Wien.
L u k a s , W. 1971a, Tektonisch-genetische Untersuchung der Fahlerz-La-gerstatte am Falkenstein bei Schwaz/Tirol. N. Jb. Geol. Palaont. Mh. 1, 47—63.
L u k a s , W. 1971b, Tektonisch-genetische Untersuchung der Lagerstatte GroBkogel-Kleinkogel. Verh. Geol. B. A. 1.
Margaras, S. 1971, Die Barytvorkommen im Palaozoikum der Nord-lichen Grauwackenzone zwischen Kitzbiihel und Fieberbrunn. Diss. Univ. Innsbruck (nicht veroffentlicht).
Maucher, A., H 611, R. 1968, Die Bedeutung geochemisnh-stratigranhi-scher Bezugshorizonte fiir die Altersstellung der AntimonitlaeerstMtte von Schlaining im Burgenland, Osterreich. Mineral. Deposita, 3, 272—285.
Meixner, H. 1953, Mineralogische Beziehungen zwischen Soatmagnesit-und Eisenspatlagerstatten der Ostalpen. Radex-Rundschau 7/8, 445—458.
Meixner, H. 1970. Anschliffbeobachtungen zu verschiedenen Metaso-matosen in osterreichischen Lagerstatten karbonatischer Eisenerze. Arch. f. Lagerstattenf. i. d. Ostalpen, 10, 61—74. Leoben.
Mostler, H. 1968. Das Silur im Westabschnitt der Nordlichen Grau-wackenzone. Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud. 18, 89—150. Wien.
Petrascheck, W. 1926, Metallogenetische Zonen in den Ostalpen. C. R. 14, Congr. Geol. Inst. Madrid, 108—110.
Petrascheck, W. 1945, Die alpine Metallogenese. Jb. Geol. B. A. 90, 129—149.
Petrascheck, W. E. 1952, Zu H. Schneiderhohns neuer Auffassung der alpinen Metallogenese. Berg- u. Hiittenm. Mh. 97, Wien.
Petrascheck, W. E. 1966, Die zeitliche Gliederung der ostalpinen Metallogenese. Osterr. Akad. Wiss. Math.-Naturw. Klasse, Sitzungsber. 175, 57—74.
P i r k 1, H. 1961, Geologie des Trias-Streifens und des Schwazer Dolomits siidlich des Inn zwischen Schwaz und Worgl (Tirol). Jb. Geol. B. A. 104, 1—150.
R o h n, Z. 1950, Zur Frage der Entstehung des kristallinen Magnesites, Montanzeitung 66, 1—5. Wien.
Sander, B. 1948, 1950, Einfuhrung in die Gefiigekunde der geologischen Korper, I und II, Springer. Wien.
Schmidegg, O. 1951, Die Erzlagerstatten des Schwazer Bergbaugebietes, besonders des Falkensteins. »Schwazer Buch« (Schlern-Schriften 85) 36—58. Wagner, Innsbruck.
Schmidegg, O. 1953, Die Erzlagerstatten am Reiter Kopf und am Reiter Kogel. Schlern-Schriften 101 (Jenbacher Buch) 17—25, Wagner, Innsbruck.
Schneiderhohn, H. 1962, Erzlagerstatten. Gustav Fischer. Stuttgart.
S c h u 1 z , O. 1960, Beispiele fiir synsedimentare Vererzungen und para-diagenetische Formungen im alteren Wettersteindolomit von Bleiberg-Kreuth. Berg- u. Hiittenm. Mh. 1, 1—11.
S c h u 1 z, O. 1966, Die diskordanten Erzgange vom »Typus Bleiberg« syndiagenetische Bildungen. Atti del Symp. Internazionale sui giacimenti minerari delle Alpi. Vol. 1, 149—161. Saturnia. Trento.
S c h u 1 z , O. 1968, Schicht- und zeitgebundene palaozoische Zinnober-Vererzung in Stockenboi (Karnten). Bayer. Akad. d. Wiss. Math.-Naturw. Klasse, Sonderdruck 9, 113—139.
S c h u 1 z , O. 1971a, Horizontgebundene altpalaozoische Eisenspatvererzung in der Nordtiroler Grauwackenzone, Osterreich. Tscherm. Min. Petr. Mitt. 15, 232—247.
S c h u 1 z , O. 1971b, Horizontgebundene altpalaozoische Kupferkiesverer-zung in der Nordtiroler Grauwackenzone, Osterreich. Tscherm. Min.-Petr. Mitt. 16.
S c h u 1 z , O., L u k a s , W. 1970, Eine Uranerzlagerstatte in permotriadi-schen Sedimenten Tirols. Tscherm. Min. Petr. Mitt. 14, 213—231.
S i e g 1, W. 1955, Zur Entstehung schichtiger und strahliger Spatmagnesite. Berg- u. Hiittenm. Mh. 1, 79—84.
T u f a r, W. 1968, Der Alpen-Ostrand und seine Erzparagenesen. Frei-berger Forschungshefte, 275—294, Leipzig.
Vohryzka, K. 1968, Die Erzlagerstatten von Nordtirol und ihr Ver-haltnis zur alpinen Tektonik. Jb. Geol. B. A. 111, 3—88.
W e n g e r, H. 1964, Die Scheelitlagerstatte Tux. Radex-Rundschau 2, 109—132.
New Results on the Origin of Paleozoic Ore Deposits from the Example of the North Tyrolean Greywacke Zone
Oskar Schulz SCMMARI
Petrofabric analysis investigations at ore deposits of the North Ty-ro-1'ean Greywacke Zone furnished new results on their origin in the early to late Paleozoic succession. The age relationship between syn-genetic and epigenetic ore bodies and their host ročk calls for a striking spatial relationship between these ore bodies and a certain part of the
succession. The new results refer to early Paleozoic chalcopyrite, pyrite and iron carbonate enrichments, to tetrahedrite and barite concentrations in Devonian dolomite and to iron-copper-uranium precipitates of pro-bably Permian age.
1.	A cycle of mineralization which can be connected with the initial volcanism of the early Paleozoic geosyncline has furnished mineral enrichment of the chalcopyrite-pyrite-pistomesite-ankerite^quartz-(tetra-hedrite) paragenesis. The prevailing form of the ore bodies is that of a seam which is conformable to the bedding of the host ročk. The host ročk consists of sericite and chlorite phyllites with a phyllonitic structure. Phyllites rich in Ti rank as markers. Enrichment of pure iron carbonate-quartz also occurs.
The development of the fabric of both, the ore deposit and the host ročk are controlled by a number of factors which overlap in time. They started to make themselves felt already in the sedimentation area and they led to recrystallization and redeposition as a consequence of tectonic folding, shearing and low grade epizonal metamorphism.
This type of mineralization can be proved in the Greywacke Zone of the Kitzbiiheler Alps from Pass Thurn-Fieberbrunn via Kitzbiihel to Alpbach. Probably, the "vein deposit" Rerobichl which, in addition, con-tains tetrahedrite belongs also to this genetic type.
2.	A genetically later mineral paragenesis, connected with early Devonian dolomite formations consists mainly of tetrahedrite and barite, occasionally accompanied by some chalcopyrite a. o. Cu-sulfides, pyrite, galena, antimonite. hematite, quartz, anhydrite, fluorite, calcite, aragonite and celestite. The mineralization follows primarily fissure systems which cut across the bedding, pipe shaped zones of tectonic breccia and also forms irregular nests and patches. Isolated syn-sedimentary deposits of barite are found.
Mineralization tied up to fissures occurs as vugs in tension cracks. These cracks were formed as a result of pre-Permian tectonic and they show, statistically, an ac-trend. Judging from preliminary investigations it cannot be excluded that these cracks are of syn-diagenetic origin and are confined to a narrow part of the succession.
The primary juvenile hydrothermal mineralization is from late early Devonian to Permian. Almost certainly a large part of the minerals was deformed during the Alpine folding and supplied material for the redeposition which was caused by this deformation.
Main areas of distribution of this type of mineralization are Schwaz (tetrahedrite veins of the "Schwaz" type) and Brixlegg, but smaller deposits are known also in the early Devonian dolomites between the Hohe Salve mountain, Kitzbiihel and Fieberbrunn.
3.	Syn-sedimentary chemical mineral accumulations have, spora-dically, led to comparaitively weak stratabound mineralization in Permo-Triassic (Permian?) fine grained clastic sediments. The mineral supply in this čase must be ascribed to leaching of weathered surface material. Iron, copper, uranium, barium and magnesium have been locally enriched in this way.
The primary mineral concentrations in the Paleozoic to> Permo-Triassic formations were the source for limited Alpine redepositions. However, in some cases these redepositions would extend into1 the Middle Triassic.
From the findings on Paleozoic (pre-Alpine) ore deposits set forth here, it can be concluded that similar examples will occur in the entire Greywacke Zone. Together vith previously published new results from other authors on magnesite, tungsten, mercury and antimonite mineralizations they point to fundamentaHy new conceptions about the origin of East Alpine ore deposits.
DISCUSSION
Petrascheck: Ich glaube, daB die Diskussion iiber die Grundfragen des Alters der Vererzung in den Ostalpen sehr gut fiir den Nachmittag vorzu-behalten ist, da ein groBes komplexes Gebiet ist. Da ich aber selbst da leider wohl nicht anwesend sein werde, mochte ich bloB bezogen auf den jetzigen Vortrag bemerken, daB die syngenetische Natur der. 1. Gruppe der Lagerstatten von Kupferkies und Siderit durch Herm S c h u 1 z ganz iiberzeugend bewiesen worden ist. Das ist dagegen schwerer bei einer Vererzung, die in diskordanten Breccien auftritt, die bis 200 Meter tief quer durch die Schichtfolge laufen. Es ist auBerdem nicht erwahnt worden, daB nach P i r k 1 solche Schwerspat-Fahlerzvererzung nicht nur in Devon, sondern auch in dariiberliegenden Triaskalken vorkommt. Wobei man es, wie ich in Manuskript sah, leichterhand mit der Remo-bilisierung abgetan hat. Hier scheint mir doch eine sorgfaltigere Argu-mentation notwendig, um eine palaozoische Vererzung dieser Fahlerz-Schwerspatgruppe zu beweisen.
Schulz: Die Auffassung vom regional verbreiteten und zeitlich an das Devon gebundenen Auftreten von Baryt und Fahlerz wurde hier nur kurz dargelegt. An ausfiihrlichen Hinweisen zur Stiitzung der Ansicht wird noch gearbeitet.
Fiir die schwache Fahlerz-Kupferkies-Mineralisation in Triaskalken und -dolomiten halten Haditsch und Mostler (1969) und Luka s (1971b) eine Mobilisierung eines palaozoischen Stoffbestandes fiir moglich. Eigene Arbeiten hieriiber sind noch nicht abgeschlossen.
Drovenik: Wir haben hier einen GroBanschliff mit Quarz und Siderit-gangchen gesehen und ich mochte gerne wissen: sind nebenbei auch Sulfide in diesem Erze oder nicht?
Schulz: In dem vorgefiihrten Bild sind keine Sulfide zu sehen. Es handelt sich also um reine Siderit-Quarz-Gangchen.
Drovenik: Aber wenn Sulfide mit in der Paragenese sind, sind sie dann auch in Gangchen anwesend?
Schulz: Ja. Bei Anwesenheit von Fe- und Cu-Sulfiden in der Primar-paragenese sind diese als jiingere Generation in Spalten zu finden. Diese Kluftfullungen sind haufig ebenfalls mechanisch durchbewegt. Man darf wohl annehmen, daB schon diagenetische Umkristallisationen und dann metamorphe Beeinflussung und mechanische tektonische Umformungen zu verschieden starken Stoffverschiebungen gefiihrt haben.
Die Kupfer- und Schwefelkies-Lagerstatten
(Alpine Kieslager) im Bereich der Nordlichen Grauwackenzone
Vorlaufige Ergebnisse und einige Deutungsversuche Heinz J. Unger
Zusammenfassung
Im Laufe der letzten Jahre wurde ein Grofiteil der Kupfer- und Schwe-felkies-Lagerstatten der Nordlichen Grauwackenzone geologisch unter-sucht.
Diese Untersuchungen beinhalten eine geologische Detailaufnahme der naheren Lagerstattenumgebung und der ehemaligen Bergbaue. Auf Grund dieser Aufnahmen konnten die Kupfer- und Schwefelkies-Lagerstatten der Nordlichen Grauwackenzone (Alpine Kieslager nach O. M. F r i e d -r i c h , 1953) als syngenetische Lager erkannt werden. Ihre Entstehung wurde durch das submarine Austreten von Hydrothermen (ev. in sog. Hydrothermallaugenbecken nach M. Hartmann, 1970) in das ganz junge Sediment bzw. auf den Meeresboden verbunden mit Ausfallung bzw. Sedimentation bewirkt. Diese Hydrothermen konnen im Zusammen-hang mit vulkanischen AuBerungen oder als Restlosungen juvenil-basalti-scher Magmenintrusionen aufgefaBt werden. Diese Restlosungen diirften, im Gegensatz zu Meggen und Rammelsberg, eine Ba-freie Zusammen-setzung gehabt haben. Ba tritt hochstens im letzten, ehemals siidlichsten »Becken« in sehr geringem MaBe in Erscheinung. Im Zuge der alpidischen Orogenese glitt das palaozoische Gesteinspaket mit den in s lagernden Erzlagern und den dariiber liegenden Nordlichen Kalkalpen nach N ab. Einzelne Fetzen des Gesteinsmaterials aus diesem palaozoischen Geosyn-klinaltrog blieben stidlich der heutigen Salzachtallinie auf den Hohen Tauem hangen.
1. Geographische Lage der Lagerstatten (Abbildung 1)
Im Bereich der Nordlichen Grauwackenzone der Ostalpen, zwischen Gloggnitz im Osten und dem Oberpinzgau im Westen treten zwischen dem Liesingtal (Steiermark) und Mittersill im Salzachtal eine Reihe von Kupfer- und Schwefelkies-Lagerstatten auf, die auf Grund ihrer
Genese und ihrer geographischen wie geologischen Lage einem einheit-lichen Vererzungstyp zugeordnet werden konnen.
Vom Osten (Liesingtal) bis westlich von Mittersill (Oberpinzgau) finden sich folgende groBere Kupfer- und Schwefelkies-Lagerstatten: Kallwang (wurde noch nicht bearbeitet) Niederoeblarn Walchen bei Oeblarn Mandling (wurde nicht untersucht) Limberg/Lienberg westlich Zeli am See Klucken, nordlich Piesendorf Rettenbach
Bernstein (in der Rechnitzer Schieferinsel gelegen) Diese Lagerstatten liegen mehr oder weniger knapp am siidlichen Rand der Grauwackenzone. Wie die Detailaufnahmen einiger groBerer Lagerstatten zeigten, trennt meistens nur ein sehr schmaler Streifen die Lagerstatten von den stidlich angrenzenden, z. T. hoher metamorphen Einheiten, oder sie liegen direkt in diesem Grenzstreifen (Walchen, Rettenbach).
Die meisten der hier besprochenen Lagerstatten wurden bereits zur Keltenzeit beschurft und erlebten sporadisch starkere Abbauperioden mit zum Teil groBen Forderraten.
In der Rechnitzer Schieferinsel (Burgenland), nordostlich von Graz, in einer wahrscheinlich ebenfalls palaozoischen Gesteinsabfolge wurde die Lagerstatte Bernstein bearbeitet, die genetisch in den hier zu bespre-chenden Rahmen paBt.
2. Geologische Ubersicht, Bemerkungen zur Tektonik
Die Kupfer- und Schwefelkies-Lagerstatte Bernstein liegt, abweichend von den anderen, oben angefiihrten Lagerstatten, in der sog. Rechnitzer Schieferinsel, die im wesentlichen aus Quarzphylliten, Quarzkieselschie-fern, Kalk-Serizit-Schiefern, Graphitphyliten, Rauhwacken und Serpentin besteht. Das Gesteinsmaterial ist epimetamorph tiberpragt und zeigt zahl-reiche Reliktstrukturen. Primarmaterial waren Tone, Mergel, Kalke und etwas Sand. In diese Serie intrudierte eine Folge von basischen Magma-titen, die heute als Ophiolite (Griinschiefer, Serpentin) vorliegen. Im gesamten kann der Geosynklinalcharakter der Gesteinsabfolge und der Erzlager als bewiesen betrachtet werden. Die nachfolgende Metamorphose ist hier im Osten geringer gewesen als z. B. im Pennin der Hohen Tauern. Alter der Gesteine: Unsicheres Palaozoikum im Liegenden mit Auflage-rungen von Permotrias. Die Lagerstatte Bernstein wurde auf Grund ihrer genetischen Ubereinstimmung zu den Kieslagern der Grauwackenzone hinzugezogen.
Die Lagerstatte Walchen bei Oeblarn liegt ca. 100 m im Hangenden der Grenze zwischen dem Komplex der Wolzer Glimmerschiefer im Siiden und der Serie der Ennstaler Phyllite im N. Sie liegt also knapp am siidlichen Rand der Grauwackenzone, in den Ennstaler Phylliten, die sich als Serie aus Serizitphylliten, quarzitischen Phylliten mit Einschaltungen
°Salzburg
NORDLICHE KALKALPEN
Mittersill HOHE TAUERN
Lagtrstatten (») ). Bernstein 2 Kaltwanq
3.	NiederoeDlarn
4.	Oeblarn - Walchen
5.	Limberg / Lienberg
6.	Kluckcn 7 Rettenbach
8.Achsel	-u.Ht Flecktrog-Alm
9.	Gries b. Saaltelden
MaOstab:
0 10 20 30 40 50 km
Leoben
Gloggnitz
RECHNITZER SCHIEFERINSEL
Rechnitz
OGraz
Abb. 1. Ubersichtskarte der syngenetischen Kupfer- und Schwefelkies-Lagerstatten der Grauwackenzone (nordl.),
(gez. H. J. U n g e r , 1971/160)
von Graphitphylliten, Graphitquarziten und Griingesteinen zusammensetzt. Im engeren Lagerstattenbereich treten gegen N zu machtige Griinschiefer-ztige auf. Die Serie der Ennstaler Phyllite fallt mit mittleren Neigungen nach N ein, sie ist anchi- bis epimetamorph iiberpragt.
Im Zuge der alpinen Orogenese wurden die urspriinglich getrennten Sedimentationseinheiten (Wolzer Glimmerschiefer und Ennstaler Phyllite) gegeneinander bewegt. Das bereits wahrscheinlich variszisch mesozonal eingeformte Kristallin (Wolzer Glimmerschiefer) wurde dadurch randhch einer Diaphthorese unterworfen und somit den Ennstaler Phylliten in Bezug auf den Metamorphosegrad stark angeglichen.
Die Pauschalzusammensetzung beider Gesteinsgruppen ist sehr ahnlich, auf j eden Fall waren fiir beide Gesteine tonige bis sandige Sedimente mit Mergel- und Tuffeinlagerungen die Ausgangssedimente (H. W i e -beneder, 1938; W. Fritsch, 1953).
Schon obertags ist eine deutliche Bruchtektonik zu erkennen, was die Grubenaufschliisse untertags auch voli bestatigen. Sie ist nicht nur auf den engeren Lagerstattenbereich beschrankt, sondern setzt sich auch siidlich davon fort. Es handelt sich im wesentlichen um SSW—NNE/ 70° NW bis seiger gerichtete Storungen. Alle groBeren Verwurfe versetzen den ostlichen Teil nach N, d. h. ins Hangende. Diese Hauptverwerfer wurden als Briiche mit Seitenverschiebung bezeichnet.
Es ist nicht zu erkennen, ob die Serie der Ennstaler Phyllite mit einer Transgressionsdiskordanz iiber den Wolzer Glimmerschiefern sedimentiert wurde, wie dies V a c e k (1893) annahm oder ob sie spater, vielleicht wahrend der variszischen Gebirgsbildung, auf die Granatglimmerschiefer aufgeschoben wurden.
Zwischen nachmaligen Ennstaler Phylliten und den spater zu Granat-glimmerschiefern gewordenen Gesteinsgruppen bestand eine primare, se-dimentar-stratigraphische und auch tektonische Grenze. Bei der alteren Internfaltungstektonik wurden beide Komplexe durch gemeinsame De-formation und Metamorphose einander genahert und verschweifit. Die Wolzer Glimmerschiefer wurden graduell starker deformiert und meta-morphosiert.
Die zu dieser Intemfaltung para- bis posttektonische Bildung von Horn-blende und Granat wie auch die Intemfaltung selbst klangen gegen N in den Ennstaler Phylliten allmahlich aus, so daB sich ein Ubergang, wenn auch nur sehr schwer faBbar, von Siiden nach Norden bildete.
Eine jiingere Umscherungstektonik (W. Fritsch, 1953) erzeugte in beiden Einheiten die heute meBbaren s-Flachen, die nicht immer stoff-konkordant sind. Die alter angelegte tektonische Grenzfuge zwischen beiden Gesteinsgruppen ervvies sich dabei als Schwachezone, wodurch es hier zu vermehrter Deformation, Verschuppung und auch Diaphthorese kam. Solcher Art wurde der erkennbare Grenzstreifen gebildet, an dem heute Gesteine mit starkerem Unterschied in der Metamorphose und auch des Internbaus nahe beieinander liegen.
Die Lagerstatte Limberg/Lienberg, westlich von Zeli am See liegt nahe dem siidlichen Rand der Grauwackenzone, in der Serie der Pinzgauer Phyllite. Es handelt sich bei der Serie der Pinzgauer Phyllite (in etwa ein
Aquivalent zur Serie der Ennstaler Phyllite) um eine Wechselfolge von Serizitphylliten und quarzitischen Phylliten mit s-parallelen Einlage-rungen linsen- bis lagenformiger Art von graphitischen Phylliten und Griingesteinen i. w. S. Sehr selten sind Kalklinsen zu beobachten. In den Serizitphylliten lagern die Erzlager in s der Gesteine.
Gefiigemerkmale: Falltenachsen, Lineare und s-Flachensysteme der Serie der Pinzgauer Phyllite. Sie sind z. T. schwach bis starker verfaltelt und zeigen steil nach N (teilweise nach S) fallende Schieferungs-Flachen mit EW-Linearen.
Klare tektonische Linien sind im Lagerstattenbereich obertags nicht erfaBbar. Im gesamten liefert die Grauwackenzone im hier betrachteten Bereich das Bild eines Mulden- und Sattelbaues. Der Schmittengraben (westlich Zeli am See) scheint die Muldenachse zu sein, wahrend die Lagerstatte selbst im Bereich des steil nach Norden fallenden siidlichen Sattelschenkels zu liegen scheint, der an der Salzachtallinie abgeschert sein diirfte.
Wie die untertagigen Aufschliisse zeigen, scheint ein NW—SE streichen-des Verwurfsystem im Bergbau die Lager zu zerlegen. Alte Berichte sprechen davon, daB der Limberger Bergbau in einem besonders stark zerklufteten Gebirge umging. Theoretisch ware eine starke Zerkluftung zu erwarten, da der Bergbau in einem geologischen Abschnitt steht, der knapp nordlich der Salzachtallinie, einem EW-streichenden, sehr mar-kant ausgepragten Lineament und W der sog. Zeller Linie, einem SN-streichenden, wahrscheinlich ebenfalls sehr markanten Lineament, an denen entlang die Gleitbewegungen der Grauwackenzone nach N vor sich gegangen sein diirften, liegt.
Die Lagerstatte Rettenbach als westlichster groBerer Kupfer- und Schwefelkiesbergbau im Bereich der Nordlichen Grauwackenzone, liegt westlich von Mittersill im Oberpinzgau (Salzbug). Geologisch betrachtet liegt sie an der Grenze zweier geologischer Einheiten und zwar der Grauwackenzone im Norden und der Quarzphyllitzone im Siiden. Die Serie der Pinzgauer Phyllite ist auch hier die am meisten verbreitete Gesteinsabfolge. Im groBen gesehen bildet sie eine einformige Gesteins-serie, die sich hauptsachlich aus Serizitschiefern bis Serizitquarziten und quarzitischen Phylliten mit einzelnen Zwischenlagen von Graphitphylliten und Griingesteinen i. w. S. zusammensetzt. Ebenfalls in den Bereich der Nordlichen Grauwackenzone sind Kalke bis dolomitische Kalke zu stellen, die im untersuchten Gebiet vereinzelt vorkommen.
Beim Quarzphyllit handelt es sich nach B. Sander (1921) um einen Phyllonit, in welchem neben Quarz und Serizit auch Turmalin, etwas Chlorit, Apatit und Leukoxen-artige Umwandlungsprodukte akzessorisch auftreten konnen.
Im untersuchten Gebiet kann innerhalb des Quarzphyllits kaum eine brauchbare Trennung einzelner Partien vorgenommen werden, hochstens das Auftreten von hellgrauen Quarzitpartien und teilweise eine starkere Fe-Farbung, was auf Pyrit bzw. dessen Verwitterungsprodukte deutet.
Der Quarzphyllit wird als das stratigraphisch unmittelbar Liegende der Nordlichen Grauwackenzone aufgefaBt, was eine zeitliche Einstufung
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von altpalaozoisch bis pracambrisch gestattet. Der Quarzphyllit diirfte einem selbstandigen palaozoischen Sedimentationsraum mit etwas abwei-chenden fazielien Verhaltnissen gegeniiber dem Sedimentationsraum der Gesteine der Nordlichen Grauwackenzone zuzuordnen sein. Die Quarz-phyllite weisen epizonale Metamorphose auf. In der Nordlichen Grau-wackenzone dagegen liegt der Metamorphosegrad bei anchi- bis epizonal, er nimmt im allgemeinen von Norden nach Stiden zu, so daB hier, am Ubergang von der Grauwackenzone zum Quarzphyllit in den Gesteinen der Grauwackenzone ebenfalls epizonale Uberpragung festzustellen ist, was eine scharfe Trennung beider Einheiten in diesem Bereich sehr erschwert, wenn nicht unmoglich macht.
Im Zuge der alpinen Orogenese sind die urspriinglich nebeneinander bzw. sogar iibereinander (transgressiv) lagernden Sedimentationseinheiten von »Quarzphyllit- und Grauwackenzone« nach N und ineinander bewegt worden. Der bereits variszisch epizonal geformte und durchbewegte Quarz-phyllit wurde steil gestellt (Einfallen 70—80° N), wahrend die Gesteine der Grauwackenzone demgegeniiber mit ca. 30—40° nach N einfallen. Es ergibt sich in diesem regionalen Abschnitt teil|weise eine Winkeldiskor-danz. Diese Winkeldiskordanz kann einer Orogenphase zugeordnet werden. Aufnahmetechnisch bietet dieser Umstand die einzige Handhabe einer befriedigenden Trennung beider Einheiten.
Ob man diese Winkeldiskordanz als Bewegungsbahn oder als Ttans-gressionskontakt bezeichnet, ist eine Frage der Interpretation. Vieles spricht fiir einen Transgressionskontakt, da im allgemeinen typische Merkmale einer starken Bewegung in diesem Abschnitt fehlen.
Die Lagerstatte Rettenbach liegt, orientiert an diesem Transgressionskontakt, ca. 100 m im Liegenden davon im Bereich des Quarzphyllits. Betrachtet man dagegen die Lagerstatte im Verbande mit ihrer naheren geologischen Umgebung, so muB man feststellen, daB sich die Schwefel-kiesvererzung in mehreren Lagern in den eindeutig zur Grauwackenzone gehorenden Gesteinen fortsetzt, was zu der Annahme berechtigt, daB wahrscheinlich ahnlich giinstige Forder- und Sedimentationsbedingungen liir eine Kupfer- und Schwefelkiesvererzung iiber einen geologisch lan-geren Zeitraum hinweg anhielten.
Nimmt man analoge Verhaltnisse wie im Bereich der Lagerstatte Walchen bei Oeblarn an, so konnte man von einem ca. 400 m machtigen Grenzstreifen zwischen Quarzphyllitzone und Nordlicher Grauwackenzone sprechen, in dem die synsedimentar entstandenen Schwefelkieslager mehr oder weniger stark zerlegt in konkordanter Form auftreten.
Das GroBlineament bildet hier ebenfalls die im Salzachtal laufende sog. Salzachtallinie, an der sowohl die Quarzphyllitzone wie auch die Nordliche Grauwackenzone nach N abgeghtten sind (als GroBeinheit). Im naheren Lagerstattenbereich sind keine klaren tektonischen Linien erfaBbar. Das einzige auskartierbare Storungssystem ist im Bergbau selbst aufgeschlossen. Mit N 15 E/70 NW diirfte es als Hauptrichtung der Ver-werfer in der Lagerstatte angesehen werden. Obertags ist davon nichts erkennbar.
3. Erzbestand
Der Erzbestand kann mehr oder minder mit ganz geringen Abweichun-gen fiir alle genannten Lagerstatten pauschal behandelt werden. Die vererzten Partien (Lager) bestehen aus hellem, teilweise murbem Se-rizitschiefer bis Serizitquarzit unterschiedlicher Machtigkeit mit den Erz-lagern in s. Bernstein weicht davon ab, das Erzlager liegt hier in Grunschiefern, die Einlagerungen von Quarz- und Schieferbandern, ent-sprechend den sedimentaren Rhythmen zeigen.
Das Erz tritt als 20—200 cm machtige Derberzlage mit randlich, han-gend und liegend, schwach mit Erz durchsetzten Serizitquarzitlagen, dem sog. Impragnationserz, auf.
Die Erzlager fiihren folgende Mineralien: Schwefelkies
Kupferkies in wechselndem Anteil, teilweise lagenweise angereichert Buntkupferkies vereinzelt
Ni-haltigen Magnetkies, in massigen Magnetkieslagen Gudmundit (FeSbS)
Arsenkies
Cubanit, Valleriit
Fahlerz, schwach silberhaltig
Bleiglanz und Zinkblende. In der Zinkblende tritt Zinnkies (Cu2FeSnS4) auf, sowohl als Entmischungskorperchen als auch in Lappen und klei-nen Nestern
Myrmekite aus Tetraedrit, Bournonit, Boulangerit und einzelnen Jamesonit-
kornern konnen in Magnetkieslagen auftreten Titanmineralien (Rutil TiO„, Ilmenit FeTi03, Titanit) Gangarten: Quarz, Kalkspat, ankeritisches Karbonat
Eine Vielzahl verschiedener Metallsulfide ist an der Zusammensetzung des sog. Derberzes beteiligt und sie bewirken die auBerordentlich komplexe Natur des Erzes. Sehr feinkornige Verwachsung des Erzes. Sehr scharfer Kontakt zwischen Derberz und Impragnationserz. Durch friihdiagenetische Bewegungen innerhalb der Sedimentationseinheit ist diese Randzone zwischen Derb- und Impragnationserz stellenweise zerlegt. In solchen Fallen kann es vorkommen, daB mobilisierende Losungen aus dem Erzlager eine Wanderung von Kupferkies, seltener Schwefelkies, am Aus-keilenden hauptsachlich von Bleiglanz und Zinkblende bewirken, die dann kleine, senkrecht zum eigentUchen Lager stehende Kliifte ausheilen. Hereingebrochene Nebengesteinsbruchstiicke im Derberzkorper sind auBerst selten.
Detaillierte Erzbeschreibungen konnen in den einzelnen Lagerstatten-bearbeitungen nachgelesen werden, sie sollen hier nicht wiederholt werden.
Der Vererzungszyklus diirfte mit der Ausscheidung von Bleiglanz und Zinkblende geendet haben. Durch die schwach epizonale Metamorphose wurden dann hauptsachlich Bleiglanz, Zinkblende und Kupferkies mobili-siert und zusatzlich zu den Ausfallungen am Auskeilenden noch in Storungsbereichen bzw. senkrecht zum Erzkorper verlaufenden Spaltchen abgesetzt, was friiher als eigene Vererzungsphase gedeutet wurde. Jeder Derberzkorper deutet auf eine einzige ununterbrochene Thermenzufuhr
und jedes Lager ist von anderen Lagern durch raumliche (Zwischenschiefer bzw. Impragnationszonen) und zeitliche (Machtigkeit der Phyllite zwischen den einzelnen Lagern) Dislokation getrennt.
Zusammenfassend kann iiber den Erzbestand der Kieslager im Bereich der Nordlichen Grauwackenzone gesagt werden:
Das Erz zeigt einen Lagenbau im mm- bis cm-Rhythmus (hauptsachlich an der wechselnden KorngroBe erfaBbar) mit eingelagerten Quarz-Glim-mer-Lagen. Die Erze sind nicht verschiefert, haben also ihr sedimentares Erzgefiige erhalten. Mylonitbildungen, Scherflachen und Ruschelzonen im Erzgefuge sind selten. Vor- bis friihdiagenetische Setzungs- und Gleit-erscheinungen konnen z. T. erkannt werden, ergeben aber keine groBere Bewegungsentfernungen. Die erfaBbare Metamorphose verlief rein sta-tisch, es diirfte sich in diesem FalI um die alpidische handeln. Die Erze sind mechanisch nicht verformt, obwohl sie eine sehr kraftige Metamorphose iiberstanden haben diirften. Die Erzlager verhielten sich gegen-tiber den tektonischen Bewegungen als starrer Block, eingeiagert in die leicht deformierbaren Phyllite. Damit diirfte auch ein en bloc-Abgleiten nach N zusammen mit den Nordl. Kalkalpen als wahrscheinlich angesehen werden. Ob die Erze im Zuge der variszischen Metamorphose iiberpragt wurden und nachfolgend von der alpidischen nochmals, ist aus den An-schliffen nich zu beantworten, ErfaBbar ist nur eine Metamorphose, die oben als statisch bezeichnete, die der alpidischen zuzurechnen sein diirfte.
4. Geochemische Bemerkungen
Geochemische Untersuchungen an einigen Kieslagern erbrachten bei folgender Problemstellung die unten angefiihrten Ergebnisse:
a)	LaBt sich irgendeine Zonalitat im Querschnitt der Erzlager feststel-len? Ist im Liegenden oder Hangenden der Lager eine Zunahme bzw. Abnahme des Fe- bzw. Cu-Gehaltes erkennbar?
b)	Sind irgendwelche Beweise fiir Losungs- bzw. Wiederausfallungs-vorgange im Liegenden oder Hangenden der Lager erfaBbar?
c)	Kann bei Erzlagern von Infiltrations- bzw. Impragnationszonen ge-sprochen werden?
Zu a) Im Liegenden der Lager, am Kontakt Erz zu Nebengestein, tritt jeweils eine deutliche Fe-Anreicherung auf. Im eigentlichen Lagerbereich zeigt sich ein um 5 % liegender Fe-Gehalt, also eine deutliche Fe-Abnahme. Eine charakteristiche Abfolge des Fe- und Cu-Gehaltes im Lagerbereich ist auBer den erwahnten Kupferkies-reicheren Lagen im Bereich mancher Lager nicht festzustellen.
Zu b) Im Hangenden der Lager tritt eine deutliche Abnahme des Fe-Gehaltes auf. Alle Lager werden im Hangenden von dem charakteri-stischen Serizitschiefer begleitet, was zu der Annahme berechtigt, daB durch den jungen Erzkorper in einem sehr friihdiagenetischen Stadium Losungsvorgange in Bezug auf SiO;, stattfanden. Die erzfiihrenden Schichten bestehen aus Serizitquarzit bis Serizitschiefer, die bis zu 25 m machtig \verden konnen. Nur der liegende Teil dieses Serizitgesteins ist in ver-schieden starkem MaBe vererzt, wobei kompaktes Derberz bzw. Impragna-
tionserz auftreten kann. Der dariiber liegende Serizitquarzit ist entweder noch in s vererzt oder er liegt in Serizitschieferausbildung vor.
Zu c) Impragnationszonen gibt es bei Lagem nicht. Als Infiltrations-zone konnte man die sehr charakteristische Fe-Zunahme im Liegenden der Lager bezeichnen, wobei allerdings die Frage offen bTeiben muB, ob mit dieser »Infiltration« nicht eher ein Absatz bei Losungsvorgangen be-zeichnet wird. Es muB also ungeklart bleiben, ob die hohen Fe-Spitzen im Liegenden primar sedimentarer Natur sind oder ob sie sekundar »losungsangereichert« entstanden sind. Zu erwahnen ist in diesem Zu-sammenhang noch die verstarkte Quarzfiihrung bei einigen Lagern im Liegenden.
5. Stellungnahme zur Genese der Kupfer- und Schwefelkieslager
(Abbildung 2)
Bei den Kupfer- und Schwefelkies-Lagerstatten am siidlichen Rand der Nordlichen Grauwackenzone (einschlieBlich der Lagerstatte Bernstein in der Rechnitzer Schieferinsel) handelt es sich um syngenetische Erz-lager unregelmaBiger Form (linsig, lagig) in sedimentarem, anchi- bis epimetamorphem Phyllitverband mit Anzeichen wechselnder sedimentarer Rhythmen im Erz und im Nebengestedn (im Makro- und im Mikrobereich). Die Erzlager sind im allgemeinen schwach metamorphosiert.
Fiir diese genetische Deutung sprechen folgende Uberlegungen:
1.	Ein stark gegliedertes Bodenrelief mit Rinnen. Untiefen und Sonder-mulden am Meeresboden mit kurzzeitiger Hydrothermen-Zufuhr erzeugte unregelmaBig geformte Derberzkorper. Stark reduzierendes Milieu, daher keine Einlagerung von Detritus. Schwache Streifung des Erzes durch Wechsel in der Mineralsedimentation.
2.	Das sog. Impragnationserz entspricht einer mengenmaBig geringeren Thermenzufuhr unter gleichzeitiger normaler Sedimentation der Gesteins-matrix.
3.	Keine Diskordanzerscheinungen. Die Erzlager bilden konkordante Einlagerungen im Gesteinsverband. Seitliches Auskeilen der Lager nach Osten und Westen mit Absatz von Bleiglanz und Zinkblende als kuhi-temperierten Modifikationen. Heutige Steilstellung der Erzlager wahr-scheinlich durch zweimalige orogenetische bzw. tektonische Vorgange.
4.	Diagenetische bzw. durch orogene Vorgange erzeugte Risse senkrecht zu den Lagem werden durch mobilisierte Mineralien (Bleiglanz und Zinkblende, Kupferkies) verheilt, stellten also in keiner Weise eine eigene Vererzungsphase dar.
5.	Andeutungsweise ist ein zonenweiser Absatz von Kupferkies und Zinkblende erkennbar. Kupferkies tritt dabei in den ersten, heiBeren Absatzen, Zinkblende in den spateren, kiihleren Absatzen auf. Es handelt sich um eine sedimentare Zonalitat.
6.	Keinerlei Nebengesteinsbeeinflussung, auBer einer starkeren »Ver-ouarzung« der liegenden Gesteinspartien ist erfaBbar. Dies ist zu erklaren: Als Vorphase der eigentlichen submarinen Hydrothermenzufuhr ist eine verstarkte Forderung von SiO,, verbunden mit einem erhohten Fe-Gehalt
anzunehmen. Diese Vorphase diirfte sich als schwachere Exhalatio>n ge-auBert haben. Der erhohte SiOo-Gehalt im Liegenden der Lager, der sich durch starke Verquarzung des Phyllits in Form von Quarzknauern und reinen Quarzlagen und auch in Form eines im Durchschnitt hoheren SiO.-Gehaltes des Phyllits auBert, diirfte die Erscheinungsform dieser Vorphase dokumentieren. Durch diese »prathermale Verquarzung« wird manchmal eine genaue Grenzziehung zwischen der Liegendzone und den Gesteinen der Grauwackenzone erschwert. Als klar erfaBbare Vorphase der eigentlichen Vererzungs-Phase kann eine derartige Erscheinung we-sentliche Hilfe leisten.
7. Im Hangenden treten meistens Anzeichen vulkanischen Geschehens auf. Somit konnte die sulfidische Hydrothermenzufuhr als pravulkanische, submarine AuBerung aufgefaBt werden. Die Erzlager sind eindeutig alter als die Griingesteine.
Zusammenfassender Uberblick der Genese der ostalpinen Kupfer- und Schwefelkieslagerstatten als Vererzungstypus:
1.	Die Kupfer- und Schwefelkies-Lagerstatten der Nordlichen Grau-wackenzone sind einem einzigen metallogenetischen Akt zuzuordnen, dessen Hauptaktivitat einerseits im Raume Kal'lwang-Oeblarn, anderer-seits im Westen zwischen dem GroBarltal—Zeli am See und Mittersill zu suchen ist.
Die Hydrothermenzufuhr geschah in allen Abschnitten in verschiedenen Schtiben, d. h. in verschiedenen Spezialbecken zeitlich und raumlicb aufeinanderfolgend, so daB es moglich ist, eine gewisse zeitliche und zonale Ubereinstimmung zwischen den Hauptvererzungsabfolgen zu er-kennen.
Die eintonige und schwer unterscheidbare Abfolge der Gesteine im Bereich der Kieslager deutet mit ihrem langsamen Fazieswechsel auf eine sich langsam vertiefende, relativ schmale Zone hin. (M. Hartmann, 1970: 244 nennt solche Bereiche: «Hydrothermallaugenbecken«). Hinweise auf starkere synsedimentare Bewegungen im Bereich der Schwefelkies-lager sind nicht erkennbar.
Naturlich wird auch ein gewisser Prozentsatz der Elemente, speziell der Schwefel, aus dem sedimentaren Kreislauf unter Mitwirkung sulfat-reduzierender, anaerober Bakterien stammen, doch diirfte dieser Anteil sehr gering sein.
2.	Demnach handelt es sich bei den hierher zu stellenden Kieslagern um syngenetische, horizontbestandige Lager mit temporar wechselnder Hydrothermenzufuhr.
3.	Ob und inwieweit diese Lagerstatten der variszisch angelegten Geo-synklinale an einen friihgeosynklinalen Magmatismus gekniipft sind, bleibt noch offen. Auf j eden Fall konnen die alpinen Kieslager der Nor dl. Grauwackenzone in gewissem Sinne als Vorlaufer einer vulkanischen Tatigkeit gewertet werden, wie es die im Hangenden auftretenden Griingesteine beweisen. Die Erzmineralien diirften in Losungen »hydrother-maler Provenienz« transportiert worden sein und im kiihleren Milieu submarin sedimentiert worden sein.
N
Bereits zu Beginn der Absenkung der W	Hydrothermen
variszischen Geosynklinale Hydrothermenaustritt
Mo = Meeresoberflache
B
lydrothermen
Absinkender Geosynklinaltrog (palaozoisch) ♦ Vulkanismus(V)
Hydrothermenaustritt jeweils wahrend	^j'
der tiefsten Absenkung e4nes„Faziesbeckens" y /* Hydrothermen
—j»Faziesbecken der
heutigen Habach-Serie
Weitere Absenkung, Sedimentation
Langsame Sedimentation der variszischen Geosynklinale. Orogenese.
Erneute Absenkung, Bildung der jungeren Sedimente, ZusammenschubjFaltungen, Abgleiten der palaozoischen und jungeren Einheiten nach N
Heutiges Bild (schematisiert)

Habach-Serie FRASL's mit Lagerstatten
^ HOHE TAUERN
/ Salzachtallinie / (Bewegungsbahn)
GRAUWACKEN20NE
Legende:
|---->I Sedimentation, heutiges s | — | Synsedimentare Lagerstatten
Bevvegungsrichtung	11-IV | „Faziesbecken"LHydrothermalbecken")
Abb. 2. Schematisierter geologischer Bildungs- und Bewegungsablauf im Ober-pinzgau (Salzburg), (gez. H. J. Unger, 1971/160)
4.	Fiir eine Herkunft des Erzbestandes der alpinen Kieslager aus submarin austretenden Hydrothermen spricht:
Eine oft zonare Abfolge vom Liegenden zum Hangenden mit erhohter Kicselsaurc-Forderung vor Beginn des eigentlichen Vererzungsvorganges, zonenweises Auftreten von Kupferkies-reicheren Lagen und als letzte bzw. den jeweiligen Hydroithermenschub abschlieBende AuBerung die Forderung von schwach thermalem Bleiglanz und Zinkblende.
G. Anger (1966: 55) schreibt den Erzinhalt der norwegischen und deutschen Schwefelkieslager gleicher bis ahnlicher Genese den Rest-iosungen juvenil-basaltischer Magmenintrusionen zu, wobei die Hydro-thermen submarin ausgeflossen sein sollen.
Die liegenden Partien (liegendes Nebengestein) der Kieslager zeigen Ausscheidungen, die noch pneumatolytischen bis katathermalen Charakter zeigen. Am haufigsten ist eine intensive Durchdringung der Liegend-partien mit Kieselsaure zu beobachten.
Mit sinkender Temperatur der hydrothermalen AuBerungen kamen vorherrschend Cu-arme Fe-Sulfide geringer Menge als eigentliche Vor-laufer der Hauptvererzungsphase (Impragnationen im Liegenden der Derberzkorper). Dies gilt fiir jedes Lager. Erst beim eigentlichen Ver-erzungsvorgang, der den Derberzkorper bildete, treten lagenweise Kupfer-kies-reichere Partien im mm-Bereich auf. Bleiglanz und Zinkblende sind AuBerungen der AbschluBphase der Vererzung und bilden meist im Aus-keilen und in senkrecht zu den Erzkorpem aufgerissenen Spaltchen die Fiillungen.
Im Gegensatz zu Meggen und Rammelsberg fehlt in den alpinen Kies-lagern Schwerspat vollkommen, was z. B. G. Anger fiir die norwegi-schen Lagerstatten dahingehend deutet, daB diese Kieslagerstatten aus hydrothermalen Restlosungen gebildet wurden, die vom Mutter-Magma her eine Ba-freie Zusammensetzung aufwiesen.
5.	Der teilweise im mm-Rhythmus auftretende Wechsel im Erzmineral-bestand, gebildet durch Wechsel in der KorngroBe einer Mineralart (z. B. des Schwefelkieses) oder durch Zwischenlagen anderer Erzmineralien spricht fiir sedimentare Bildung.
6.	Es herrscht eine absolute Konkordanz vom Liegenden zum Hangenden zwischen liegenden Gesteinspartien, liegender Impragnationszone, Derberzkorper, hangender Impragnationszone und hangenden Gesteinspartien.
Als Impragnationszonen werden die Abschnitte im Liegenden und Hangenden des Derberzkorpers bezeichnet, die bei zunehmender bzw. ab-nehmender Hydrothermentatigkeit eine geringe bis schwache Durch-setzung des Gesteins mit Erzmineralien aufweisen.
7.	Das pratektonische Alter der Kieslagerstatten der Nordl. Grau-wackenzone ist bewiesen. Ihre sehr schwach metamorphe Uberpragung entspricht dem Metamorphosegrad der sie umgebenden Gesteine. Die Uberpragungen diirften durch zwei, heute nicht mehr trennbare orogene-tische Phasen erfolgt sein.
Eine stellenweise festzustellende mm-weise Wechselfolge von Magnet-kies und Schwefelkies beruht wahrscheinlich auf wechselndem Schwefel-
angebot im Zuge der hydrothermalen Tatigkeit. »Das Auftreten von Magnetkies ist keineswegs immer ein Zeichen fiir eine metamorphe Uber-pragung« (G. Anger, 1966: 57).
8.	Stoffwanderungen von Erzmineralien durch mobilisierende Losun-gen sind nur auf engstem Raume erkennbar. Friih- oder spatdiagenetische Veranderungen an den Erzlagern und ihrer nachsten Umgebung sind nicht mehr erfaBbar. Meistens fiillen diese »Mobilisate« nur Kliifte in den Derberzkorpern bzw. in deren nachster Umgebung aus, die senkrecht zum Derberzkorper stehen.
Diese Kluftfiillungen sind auf jeden Fall jiinger als das Derberz und bestehen aus Erzmineralien des eigentlichen Derberzes bzw. der Spatphase (Bleiglanz und Zinkblende), sehr selten auch aus Quarz. Man kann in diesem Falle mit Vorbehalt von »Rekristallisationserscheinungen« sprechen.
9.	Uber die Mineralfiillung der einzelnen Troge von N nach S kann noch keine endgtiltige Aussage gemacht werden. Auf jeden Fall scheint in der Hydrothermenzusammensetzung weiter gegen S zu ein Wechsel eingetreten zu sein. Hohere Anteile von Ba und F scheinen den Sulfid-anteil z. T. verdrangt zu haben.
Im Zuge der alpidischen Orogenese glitt dann das ganze Schichtpaket einschlieBlich der uberlagernden Nordlichen Kalkalpen nach N ab, wobei es nicht ausgeschlossen werden kann, daB einzelne, weiter siidlich gelegene Teile samt ihren Lagerstatten noch auf ihrer urspriinglichen Unterlage bzw. nur etwas weiter nordlich hangen blieben. Ihre unterschiedliche Zusammensetzung diirfte auf ihren weiter siidlich gelegenen Faziesbereich z. Z. der Bildung zuriickzufuhren sein.
Schrifttum
Anger, G. 1966, Die genetischen Zusammenhange zwischen deutschen und norwegischen Schwefel.kies-Lagerstatten unter besonderer Beriicksichtigung der Ergebnisse von Schwefelisotopen-Untersuchungen. Clausthaler Hefte zur Lagerstattenkunde und Geochemie der Mineralischen Rohstoffe, 3, 1966, 115 S, Clausthal.
Carstens, C. W. 1935, Zur Genesis der Kiesvorkommen des Trondhjem-gebietes. p. f. the Department of Mineralogy and Geology, Technical Univ. Norway, 26, 1935, 1—40. Trondhjem.
Carstens, C. W. 1936, Zur Genesis der norwegischen Schwefelkiesvor-kommen. Zs. Deutsch. Geol. Ges., 88, 4: 257—268.
C i s s a r z , A. 1957, Lagerstatten des Geosynklinalvulkanismus in den Di-nariden und ihre Bedeutung fiir die geosynklinale Lagerstattenbildung. N. Jb. Min. Abh., 91, 1957: 485—540.
D e g e n s , E. T. 1968, Geochemie der Sedimente. 282 S, Ferd. Enke Verlag, Stuttgart.
Friedrich, O. M. 1953, Zur Erzlagerstattenkarte der Ostalpen. Radex-Rdsch., 7 8, 1953: 371—408.
Friedrich, O. M. 1968, Die Vererzung der Ostalpen, gesehen als Glied des Gebirgsbaus. Archiv f. Lagerstattenfg. i. d. Ostalpen, 8, 1968: 1—136.
Fritsch, W. 1953, Die Grenze zwischen den Ennstaler Phylliten und den Wolzer Glimmerschiefern. Mitt. d. Mus. f. Bergb., Geol. u. Technik am Landes-museum »Joanneum«, 10, 1953: 13—20, Graz.
Hartmann, M. 1970, Bericht uber geochemische Untersuchungen in den Hydrothermallaugenbecken am Boden des Roten Meeres. Geol. Rdsch., 60, 1970: 244—256.
H o 1 z e r , H. 1964, Erlauterungen zur Karte der Lagerstatten mineralischer Rohstoffe der Republik Osterreich, 3. Teil. Verh. Geol. B. A. Wien, 1964 : 29—64, Wien.
Korshinsky, D. S. 1950, AbriG der metasomatischen Prozesse. 1950, 827 S. Akademie-Verlag Berlin.
M e t z, K. 1937, Die Stellung des diaphthoritischen Altkristallins in der steierischen Grauwackenzone. Zbl. Min. Geol. Pal. B., 1937.
M e t z , K. 1952, Die stratigraphische und tektonische Baugeschichte der steirischen Grauwackenzone. Mitt. d. Geol. Ges. Wien.
M o s 11 e r , H. 1967, Das Silur im VVestabschnitt der Nordlichen Grau-wackenzone (Tirol und Salzburg). Mitt. Ges. Geol. Bergbaust., 18, 1967: 89—150, Wien.
Sander, B. 1920, Geologische Studien am Westende der Hohen Tauern, 2. Bericht. Jb. Geol. St. A., LXX, 1920, H 3/4. Wien.
Superceanu, C. I. 1967, Die Geosynklinal-Lagerstattenprovinzen Ru-maniens. Geol. Rdsch., 56, 1967: 949—972.
T a u p i t z , K. C. 1954, Uber Sedimentation, Diagenese, Metamorphose, Magmatismus und Entstehung der Erzlagerstatten. Chem. d. Erde, 17, 1954, 104—167.
U n g e r , H. J. 1968, Der Schwefel- und Kupferkiesbergbau in der Walchen bei Oeblarn im Ennstal. Archiv f. Lagerstattenfg. i. d. Ostalpen, 7, 1968, 2—52.
Unger, H. J. 1968, Geochemische Untersuchungen an Lagerstatten der Ostalpen. Archiv f. Lagerstattenfg. i. d. Ostalpen, 7, 1968, 102—111.
Unger, H. J. 1969, Die Schwefelkieslagerstatte Bernstein (Burgenland, Osterreich). Archiv f. Lagerstattenfg. i. d. Ostalpen, 9, 1969, 3—33.
Unger, H. J. 1969, Der Schwefelkiesbergbau Rettenbach (Oberpinzgau Salzburg). Archiv f. Lagerstattenfg. i. d. Ostalpen, 9, 1969, 35—64.
Unger, H. J. 1969, Detaillierte geologische Aufnahme des Walchengrabens bei Oeblarn (Ennstal) und des Niederoeblarner Grabens bis zum Ernestine-Stollen. Archiv f. Lagerstattenfg. i. d. Ostalpen, 9, 1969, 131—139.
Unger, H. J. Der Lagerstattenraum Zeli am See. Archiv f. Lagerstattenfg. i d. Ostalpen, im Druck.
Vacek, M. 1893, Uber die Schladminger Gneismasse und ihre Umgebung. Verh. Geol. R. A. Wien.
Chalcopyrite and Pyrite Ore Deposits (Alpine Pyrite Ore Deposits) in the Northern Alpine Greywacke Zone
Heinz J. Vnger S U M M A R Y
A large part of copper and pyrite ore deposits of the Northern Grey-wacke Zone in the Eastern Alps has been geologically examined during the last years. These examinations comprise a detailed geological mapping of the former mineš and their surroundings. The investigations proved the copper and pyrite ore deposits (O. M. F r i e d r i c h , 1953) to be of syngenetic origin. They originated by submarine exhalations of hydro-therms (perhaps "Hydrothermallaugenbecken" M. Hartmann, 1970) into the very young sediments respectively into the sea bottom. Sub-sequently there was sedimentation. The hydrotherms can be seen in connection with volcanism or as final solutions of juvenile basaltic magma
intrusicns. These final solutions may have had, contrarily to Meggen and Rammelsberg, a Ba-free composition. Ba may, if at ali, occur on a very small scale in the latest originally most southern basin. In the course of the Alpidic orogenetic process these Paleozoic rocks with the ore deposits and the overlaying Northern "Kalkalpen" slid northwards. Minor parts of that former Paleoaoic geosyncline basin were deposed on the Hohen Tauem.
DISCUSSION
Tufar: Haben Sie Graphit als Gemengteil der Vererzung gefunden?
Unger: Im Hangenden bzw. Liegenden der Lager gibt es, wie Sie in meinen Publikationen nachlesen konnen, graphitische Schiefer bzw. gra-phitische Lagen. Innerhalb der Erzkorper konnen vereinzelt Bruchstiicke von Graphitschiefermaterial vorkomrnen, doch tritt diesar Fall sehr selten auf.
Tufar: Liegt wirklich Valleriit vor oder handelt es sich nicht vielmehr um Mackinawit?
Unger: Valleriit und Cubanit sind Erzminerale, die heute, auf Grund der besseren Optik unserer Mikroskope, in jedem Erzlager vom Typus der >'Alpinen Kieslager« gefunden werden konnen. Nach meinen Bestimmun-gen handelt es sich um Valleriit.
Tufar: Paragenetische Vergleiche lassen in diesen Vererzungen auf ein Vorliegen von Mackinawit schlieBen. Hier muB erst durch eine exakte Untersuchung, z. B. mit der Elektronen-Mikrosonde nachgewiesen wer-den, daB nicht Mackinawit vorliegt.
Warum wurde eigentlich von Ihnen nicht darauf hingewiesen, daB schon vor Jahrzehnten Hegemann und andere Forscher diese Vererzungen als syngenetische Bildung erkannt haben?
Unger: Erstens handelt es sich hier um eine Zusammenfassung und einen vorlaufigen Uberblick iiber die bisherigen Ergebnisse und ich kann mich nicht entsinnen, daB Hegemann die Definition in der von mir vorgenommenen Weise bereits darlegte. Zweitens: Wenn Sie sich die Muhe gemacht hatten und meine Arbeiten gelesen hatten, hatten Sie fest-stellen konnen, daB ich mich bereits in der Arbeit iiber die Lagerstatte Walchen (1968) ausfiihrlichst mit Heg emann und seinen Ausfiihrun-gen beschaftigt habe. DaB ich ihn hier nicht nochmals zitierte, werte ich nicht als Versaumnis, da ich normalerweise bei Leuten, die Diskussions-fragen vorbringen, voraussetze, daB Sie meine Arbeiten gelesen haben. Ansonsten bin ich nicht dafiir bekannt, daB ich »Vorganger« nicht zitiere.
Beziiglich anderer Foi-scher, die die von mir untersuchten Lagerstatten als eindeutig syngenetisch bezeichnen, kann ich Ihnen im Moment keinen nennen, wiiBte auch keinen mehr.
Tufar: Wie haben Sie nachgewiesen, daB z. B. Bleiglanz und Zink-blende niedrigtemperierte Bildungen in diesen Vererzungen darstellen?
Unger: Wenn Sie eine Reihe von Erzlagern dieses Typs untersucht hatten, hatten Sie ebenso wie ich feststellen konnen, •— es handelt sich dabei um feldgeologische Ergebnisse, — daB die meisten Kieslager neben
einer linsigen Form mit seitlichem starken Ausdiinnen des Derberzkorpers in den Auskeilbereichen Bleiglanz und Zinkblende in verstarktem Masse zeigen bzw. fiihren. Zum Beispiel wurde in der Walchen bei Oeblarn ein Einbau im Auskeilenden der Lager, — als »Bleistollen« bekannt, — nur auf Bleiglanz und Zinkblende angesetzt.
Woher, frage ich Sie, soli dieser Bleiglanz und diese Zinkblende kommen, wenn nicht als letzter niedrigtemperierter Anteil aus den Hydro-thermen?
Maucher: Ich wiederholehier etwas, was Herr Tuf ar bereits gesagt hat. Ich wollte eigentlich meine Bemerkung damit eroffnen, daB ich Ihnen, Herr Unger, gratuliere, daB Sie das, was Hegemann schon bewiesen hat, wieder bewiesen haben. Damit brauchen wir nicht mehr auf Details einzugehen. Nebenbei bemerkt hat auch Hegemann Valleriit und Cubanit damals schon naehgewiesen, und unsere Mikroskope waren schon damals gut genug. Er hat allerdings Valleriit nachgewiesen, aber weil man den Mackinawit damals noch nicht kannte. Er wiirde heute auch sagen, es ist Mackinawit.
Dann eine ganz generelle Frage, die ich hier stellen mochte. Sie spre-chen dauernd won den alpinen Kieslagerstatten. Bitte, was heiBt »alpin«?
Unger: Die Bezeichnung »Alpine Kieslager« wurde, wenn ich mich richtig erinnere, von Herrn Prof. Friedrich (Leoben) speziell fiir den Typus der im Bereich der Nordl. Grauwackenzone auftretenden Kieslager eingefuhrt. Diese Bezeichnung habe ich iibernommen. Es handelt sich dabei nach meinem Dafiirhalten um eine Lagerstatten-Typus-Bezeichnung eben fiir die Kieslager der Nordl. Grauwackenzone als den typischen Vertretern.
Maucher: Also soli »alpin« heiBen eine Lagerstatte, die innerhalb der Alpen liegt?
Unger: Ja! Nur wiirde ich das Wortchen »alpin« im Zusammenhang mit Kieslager eben nur auf diesen speziellen Typus beziehen.
Maucher: Also ist auch Mitterberg eine alpine Kupferkieslagerstatte? Damit kann man nicht mehr generell sagen, daB alle alpinen Kieslagerstatten sedimentar sind.
Unger: Mitterberg ist zwar eine alpine Kupferkieslagerstatte, aber eben kein Kieslager, Herr Professor. Mitterberg ist eine reine Ganglagerstatte und niemand kame auf die Idee, diese Lagerstatte als »Alpines Kieslager« zu bezeichnen.
Maucher: Aber eine Kupfer- und Schwefelkieslagerstatte. Ich mochte mich namlich ganz generell gegen dieses Wort »alpin« wenden. Unter alpinen Bleizinkerzen verstehen die meisten Leute Mežica, Raibl und Blei-berg. Was sind nun die anderen Bleizinkerze, wie sie zum Beispiel Prof. di Colbertaldo heute beschrieben hat? Die sind doch auch alpin. Ich mochte mich gegen die falsche Verwendung des Begriffes »alpin« wenden. Wir werden im Laufe der Zeit hier noch einen Vortrag horen in dem das Wort »alpin« iiberhaupt nicht im Sinne von alpin sondern von »alpidisch« gebraucht ist, also als Zeitdefinition der alpidischen Orogenese. Es ware, glaube ich, ganz gliicklich, wenn wir uns einmal, wenn wir iiber alpine Lagerstatten im allgemeinen sprechen, dariiber klar waren, was
wir unter »alpin« verstehen, ob wir alpin geographisch begreifen, oder ob wir es in irgendeiner anderen Form definieren.
Dann wollte ich noch etwas sagen zu Ihrer Bemerkung iiber das Ba-rium. Sie sagten, daB Barium fehlte, weil wahrscheinlich im Stammagma kein Barium ist. Kurz anschlieBend darauf sprachen Sie dann, daB am anderen Ende das Barium und Fluor auftraten. Es ist doch wohl ein Irrtum zu sagen, weil in einer Lagerstatte kein Baryt ist, war in den Losungen kein Barium: Es war das Fallungsmilieu eben nicht so, daB geniigend Sauerstoff da war, um Bariumsulfat zu binden. Das Bariumsulfid ist sehr ieicht loslich, geht eben weg und wird nicht gefallt. Einen RiickschluB von dem Mangel an Barium auf die Zufurlosungen zu stellen ist doch nur im groBen Raum moglich. In dem Augenblick in dem Sie dann in diesem Raum an einer anderen Stelle das Barium haben, dann haben Sie eben dort nicht das stark reduzierende Milieu, sondern dort beginnt das oxydierende Milieu. Das ist doch eine reine Frage des Redox-Potentials, aber nicht eine Frage der Losungszufuhr.
Unger: Ja, es ist moglich.
Maucher: Haben Sie Untersuchungen iiber Schwefelisotopen gemacht?
Wenn Sie so schon eine moderne Lagerstattenbearbeitung iiber Kies-lagerstatten machen wollen. Wie ist es mit den Schwefelisotopen?
Unger: Es wurden keine gemacht.
Maucher: Und geochemische Untersuchungen auch nicht?
Unger: Doch, es wurden rdntgenfluoreszenzanalytische Untersuchugen gemacht.
Maucher: Was ist mit den Spurenelementen im Pyrit?
Unger: Untersuchungen in dieser Richtung sollen noch durchgefiihrt werden. Vorerst handelt es sich bei diesen Arbeiten um reine Bestands-aufnahmen feldgeologischer Art. Die Untersuchungen sind noch lange nicht abgeschlossen. Eine endgiiltige Stellungnahme soli noch nicht ge~ geben werden.
The Deposits of Argentiferous Galena within the Bellerophon Formation (Upper Permian) of the Southern Alps*
Carlo Brusca, Gabor Dessau, M. Leroy Jensen, and Giuliano Perna 1. Introduction
During the past several years we have been engaged in the study of the argentiferous galena deposits of the Bellerophon formation. Our main results are included in this paper, while a more detailed paper is in pre-paration.
There are two main hypotheses on the origin of these deposits: a magmatic-hydrothermal genesis, with metasomatic replacement of a sedimentary matrix (P o š e p n y , 1880; Andreatta, 1949; di C o 1 -bertaldo-Nardin, 1964; Morteani, 1965); and a sedimentary genesis, probably exhalative-sedimentary (Canaval, 1912; Trener, 1914; Tornquist, 1931; Munch, 1958; Maucher, 1959). For the diseussion of the literature we refer to a paper by Dessau and Perna (1968).
2. The geological background
In the Bolzano area the "Bozen porphyric platform", a complex series of acid extrusive rocks of Permian age**, rests on the crystalline basement and reaches a thickness of over 2000 metres. At increasing distances from the centre the thickness decreases, as it is evident from the isopach map (Baccos, Brondi, Perna, 1971; from this paper Fig. 1 is re^-produced).
The sedimentary series, which lies upon the "Bozen porphyric platform", begins with the "Grodener sandstone" (Middle Permian), which has a greater area and its maximum thickness in the Judicarian Alps to the SW, and in Carnia to the east. Another area where it attains a great thickness is at the centre of the Porphyric platform, where it is depressed because of volcano-tectonic collapse (Baccos, Brondi, Perna, 1971; Fig. 1).
* Research carried out with the financial assistance of the Italian Council of Scientific Research and of the Autonomous Region Trentino-Alto Adige, and of the Laboratory of Isotopic Geology, University of Utah, Salt Lake City, Utah.
** In the following, for the sake of brevity, often called "Porphyric platform", "porphyric rocks" or "Porphyries".
The Continental and deltaic surroundings, in which the Grodener sandstone was deposited, change to a partly lagoonal and partly shallow marine environment with the Bellerophon formation (Isopach and ore deposit map, Fig. 2). It reaches its greatest thickness in Carnia, where it is possible to distinguish (Selli, 1963) three complexes: the lower one composed of gypsum, argillite, marl, marly breccia, cellular dolomite; the middle one mainly of cellular marly breccia with dolomitic cement and of cellular dolomite with intercalated marly beds; and the upper one >of dark grey, slightly bituminous, well stratified limestone. The thickness decreases westward, where it changes to the so-called "Badiota facies" (Accordi, 1958, 1959), composed in its lower part of marl and gypsiferous sandstone, whereas its upper part is of neritic facies, with beds of bituminous limestone, marl, and dark grey limestone.
Towards its western end, where its thickness is decreasing gradually to nil, the Bellerophon formation is of "Fiemmazza facies": above the cellular dolomite and the gypsiferous sandstone of the lower complex, t here are thick layers of calcareous dolomite with beds of oolitic texture, deposited in a lagoonal-evaporitic environment, as confirmed by small lenses of gypsum and tiny idiomorphous quartz crystals.
This description, drawn mainly from the geological literature, is very much generalized. There are obviously varieties and exceptions, as can be expected in the čase of Continental, lagoonal and shallow sea sediments, transgressive over a continent of strong relief. In Chapter 4 we shall describe in detail a local series of reduced thickness, belonging to the "Fiemmazza facies".
3. The ore deposits
Within the boundaries of Italy, rare and insignificant mineral occurrences are known also1 in places where the Bellerophon formation has considerable thickness. But the two areas of main interest, as the seat of important mining in the past and of recent exploratory activity, are those north-east of Trento (Monte Calisio and Lavis) and of the upper Val di Non, near Proves and Marcena, where the Bellerophon formation, in "Fiemmazza facies", has a thickness of not more than 50 metres (Fig. 2). In Slovenia, mineralization is evident within the Bellerophon formation, and from the limited bibliography we had at our disposal, we estimate that the paleogeographic situation may be similar to that prevailing in the Trento area.
The Italian deposits have been exploited for argentiferous galena, which is accompanied by chalcopyrite, pyrite and marcasite, probably As-rich fahlerz, ali very scarce. The sphalerite is always anhedral and sometimes shows concretionary textures. It is characterized by a very low iron content, as revealed by the light-coloured internal reflexes and by the spectrographic analyses. A sulphosalt is found in trace amounts, most probably a lead sulphoantimonite, as confirmed by the optical characteristics and by the trace elements detected when analyzing the galena. Only at Transacqua is a sulphosalt important, which has been
Fig. 1. Isopachs of the "Grodener sandstone" and of its mineral deposits
tentatively classified by us (D e s s a u and P e r n a , 1968) as belonging to the Boulangerite-Falkmanite group.
Our spectrographic analyses for trace elements have shown that on the average the galenas contain 800 ppm of Ag, traces of Ni, a charac-teristic and always present percentage of antimony of about 3000 ppm, and As varying between traces and a few hundreds of ppm. Sn is present only in small traces, and Bi and Co are absent. Less meaningful are our few analyses of sphalerites; noteworthy is the low content of Cd, often below 1000 ppm.
We have not obtained the extremely high measurements in silver, up to 10 and even'19 kg in a metric ton of lead, mentioned in ali previous literature, and which certainly refer to local supergene enrichment. Neither are we able to specify which is the "silver bearer" in the galena we examined and which, as already stated, is not very high in silver.
The isotopic composition of the sulphur of galena, sphalerite and pyrite is normally characterized by low positive values of <5S84, averaging about + 2,5 %o, but with occasional aberrant values. Some peripheral deposits, however, exhibit negative and strongly variable values, between —0,10 and —13 %o. Barite and gypsum show strongly positive values, between + 9 and +14%o.
For the sake of comparison, isotopic analyses have been done on the sulphides of the hydrothermal ore veins within the Porphyric platform, and of the "Tregiovo slates". The latter are faintly mineralized with galena and sphalerite and represent a lacustrine episode interlayered with the Upper volcanic complex of the platform. The values of <5S34 for the sulphides of the ore veins of Quadrate and Nogare are very near to +5,5%o, whereas the sulphides of the Tregiovo slates are strongly variable.
The ores of the Bellerophon formation generally are devoid of any gangue, with the exception of barite, which is sometimes present. Only in the Monte Calisio area and at Transacqua is barite abundant and generally crystallized in great blades. It has been exploited in the past. At Transacqua siderite is abundant.
The sulphide^bearing ročk is a calcareous dolomite. In this section the more or less idiomorphic grains of dolomite vith the space between them occupied by calcite can be noticed. Ferriferous carbonates and sparse large oolites are present.
As far as the small-scale textures are concerned, the galena occurs in clouds of small grains disseminated in the calcareous-dolomitic ročk,
Fig. 2. Map of isopachs of the Bellerophon formation and of its ore deposits
Explanation of Figure 2
Val di Non: 1 Rio del Bavaro, 2 Marcena, 3 Proves and Lauregno, 4 Forcella di Brez
Lavis: 5 Maso Furli
Monte Corona: 6 Faedo, 7 Masen
Monte Calisio: S Agli Orti and Maso Saracino, 9 Doss delle Grave, Santa Colomba and Monte Piano
Other areas: 10 Roncogno, 11 Povo and Villazzano, 12 Transacqua and Valle Uneda, 13 Passo di Oeclini (?), 14 Ortisei (?), 15 Telpeit e Pieeolino, 16 Montauro, 17 Calalzo (?), 18 Passo Mauria, 19 Val Bartolo, 20 Passo del Zovo (?), 21 S. Lucia
and in tiny cross-cutting veins. Typical replacement textures are evident. Relatively big expanses of galena have completely replaced the host ročk, with the exception of small idiomorphic quartz grains, which are now completely surrounded by ore. Elsewhere some of the concentric layers of the oolites have been selectively replaced by sphalerite and galena (Fig. 3). Sometimes the sphalerite appears to be definitely subsequent to the galena. Supergene minerals are present in traces.
Microscopic studies on the ores of the Bellerophon formation have been published by Munch (1958), Maucher (1959) and d i Col-bertaldo> and Nardin (1964); according to the latter the sphalerite is of marmatitic type.
In the rare outcrops, almost always without economic interest, where the Bellerophon formation rests on the phvllites of the basement, copper ores seem comparatively more abundant.
4. The ore deposit of Lavis
A description of an area recently explored, near Lavis 9 km south of Trento, provides a better understanding of the characteristic features of the ore deposits within the Bellerophon formation. At Lavis, the Societa
Fig. 3. Maso Furli (Lavis) — Polished section, polarizer only, 100 X. Great area of galena (partly altered to cerussite) which replaces the carbonatic ročk. The galena is locally idiomorphic and rimmed by sphalerite. Carbonatic oolites are partly or wholly replaced by galena and sphalerite
Fig. 4. Monte Rosa — Conglomerate of porphyric gravel cemented by iron-bearing dolomite, and transgressive on the Bellerophon formation
Mineraria e Metallurgica di Pertusola has carried out, during the years 1967 and 1968, a detailed geological &urvey, followed by a drilling program (14 holes with continuous coring and 27 with recovery of the cuttings), and finally by an ore-dressing test on 200 tons of material. Unfortunately the low reserves have prevented further developments.
Attention had been drawn to this area by an outcrop of Bellerophon formation, carrying galena and sphalerite, on the eastern flank of the small hill of Maso Furli. This area corresponds to a paleogeographic high. disclosed by the thinning of ali Permo-Triassic sediments from the trans-gression surface upwards.
The leading hypothesis has indeed been that the metallic ions found in the Bellerophon formation originated from the degradation of the volcanics of the Porphyric platform; thus the area of Lawis, placed on the border of a buried hill of these volcanic rocks, should have been specially favourable to the deposition of ore-bodies of economic interest.
In this area the Bellerophon formation crops out along a belt striking NNE—SSW and dips in a WNW-direction belov the Werfenian strata, which are discontinuously covered by fluvioglacial deposits. Immediately to the east, the quartz porphyries crop out.
We consider of importance in regard to the genesis:
1. The absence of the Grodener sandstone.
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EvfffrJ 2a
Fig. 5. Geological sketch map of the Lavis area Explanation of Figures 5, 5a, and 5b
1	Werfenian
2	Bellerophon formation
2a Conglomerate of porphyry pebbles with fossiliferous dolomitic-ferruginous cement
3	"Grodener sandstone"
4	Quartz porphyries
5	Ore body
S Cored bore holes
2.	The local appearance of a conglomerate just below the Bellerophon formation, which in its proximity contains barite. The conglomerate is composed of coarse (1 -i- 50 cm) rounded porphyry gravel, cemented by an iron-bearing dolomite (Fig. 4) containing fragments of lamellibranchs*.
3.	The transgression of the Werfenian, immediately to the north, di-rectly over the Porphyries (Figs. 5, 5a and 5b.
4.	The presence, in the Maso^ Furli hill, of tabular blocks of porphyry buried in the Bellerophon formation (Fig. 6).
* Further to the north-east, on the western slope of Monte Rosa, there is another outcrop of porphyric conglomerate, which however must be of Wer-fenian age, on account of the presence in the cement of Holopella gracilior.
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Fig. 5a. Geological section NW—SE of the Lavfs area Please see the explanation on the opposite page
Fig. 5b. Geological section N—S of the Lavis area Please see the explanation on the opposite page
Ali these facts, together with the presence of NW—SE striking faults*, suggest a complex paleogeography formed by the interference of two structures, viz.:
1.	A main structure, striking NNE—SSW, has given rise, during the deposition of Bellerophon formation and Werfenian, to a cliff on the edge of the volcanic rocks to' the east. Blocks from this cliff, falling into' the sea, were then embedded in the Bellerophon formation.
2.	A secondary order of structures, striking NW—SE, manifests itself in the alternating raised and lowered blocks aligned transversaly to1 the cliff. In the trenches, the pebbles of Continental origin were collecting. The uplifts were covered only at a later time by the Werfenian deposits.
The many bore-holes have provided a very detailed reconstruction of the paleogeography and the clarification of the relationships between the latter and the ore bodies. A buried positive structure has been located, striking NW—SE and therefore parallel to the seco<ndary structures which the mapping had identified. With respect to this buried structure it is possible to distinguish three different facies in the Bellerophon formation (Figs. 7b and 8):
—	A barren carbonatic-arenaceous facies, thickness 0—15 metres.
—	A mainly carbonatic facies, ore-bearing, thickness 17—35 metres.
—	A mainly clayey-marly facies, with only traces of ore, thickness above 35 metres.
The mineral deposit, composed of galena, sphalerite, pyrite, chalco-pyrite and barite, either disseminated or in thin veinlets, is arranged on both flanks of the secondary positive structure striking NW—SE (Figs. 5b and 7); the mineral occurrence gro-ws richer in ESE direction, nearing the main structure corresponding to the land-surface to the east.
On the other hand, no correlation has been noticed between mineral deposit and buried hill below the drill-hole 68-3. Probably the buried hill was an isolated feature, and therefore wit.h a limited land-surface, as confirmed by the complete absence of detrital material. Indeed the Werfenian transgression takes plače here directly on the Porphyries, without even the weathering crust generally noticeable on the latter.
The analyses of the drilling cores have confirmed the strong fall of the silver assays \vith depth — 7 kg per t of lead at the outcrop of Maso Furli, and 1 kg per t of lead in drill-holes 67-1 and 68-7. This shows once again that the high silver assays are due to supergene enrichment.
5. The genesis of the ores
Replacement textures, as noticed in polished sections of Bellerophon ores, are normally quoted as evidence of hydrothermal origin. But we do not consider this texture to be a sufficient proof, both on account of the lack of other evidence, and primarily because it is probably the result of local1 migrations in the course of diagenesis.
* We recall that also the Montagiu ore vein, cutting through the porphyries near Faedo, follows nearly the same strike (D e s s a u and D u c h i, 1970).
Fig. 6. Maso Furli — Big tabular block of Porphyry embedded in the Bellerophon
formation
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Fig. 7. Isopach maps of "Grodener sandstone" (a) and Bellerophon formation (b)
in the Lavis area
Facies of Bellerophon formation as encountered by the bore-holes: A Carbonatic-sandy facies, barren B—C Mainly carbonatic facies, ore-bearing C Transitional facies, ore-bearing C Mainly marly-clayey facies, practically barren D Bellerophon formation missing
On the other hand, the regional spread and the stratigraphic persistence of the ore-bearing horizon are considered by us to be a control of a sedimentary deposition. In addition, the lagoonal, moderately euxinic environment, with precipitation of the first terms of the evaporitic series (dolomite, gypsum, anhydrite), seems favourable for the deposition of galena.
What has to be explained. are the sources both of the metallic ions and of the sulphur of the sulphides.
As far as the first are concerned, one can assume either a leaching of the rocks of the Porphyric platform and of their mineral deposits, or a supply by thermo-mineral springs issuing at the bottom of the sea.
In favour of the first hypothesis stands the fact, that there were por-phyric land-surfaces (Monte Rosa near Lavis and Monte Luco in the upper Val di Non) during the deposition of the Bellerophon formation, and near to the areas containing metal minerals. Moreover the trace--element content and the 5S34 composition of the sulphides of the Bellerophon formation show analogies with the corresponding values for the sulphides of the hydrothermal veins in the Porphyri.es. We, however, do not attribute too much probative value to this control,
because of the possibility of changes during solution transport and re-deposition.
In regard to the second hypothesis, there is an equal lack of direct evidence. But an exhalative-sedimentary origin, already suggested by several authors beginning with Trener (1914) and C a naval (1916), would be in agreement with the general characteristics of these deposits and especially with the isotopic composition of the sulphides. At any rate, such an important volcanic activity, as the Permian one in our area, may weTl have had a long hydrothermal "tail"; it may also be remembered, that in the neighbouring district of Predazzo there has been a resumption of volcanic activity during Triassic times.
For the greater part of the deposits of the Bellerophon formation examined, the dS34 of the ores is about + 2,5 %o, with small fluctuations of this average. This is strong evidence in favour of a direct magmatic origin, at least for the sulphur.
One has, however, stili to explain the values of <5S34 of the ores of the upper Val di Non and of S. Lucia, values which are almost entirely negative, and varying over a wide range. These two features are strongly suggestive of a microbiological origin, through reduction of sulphates by sulphate reducing bacteria. The environment where the last mentioned deposits were formed, some distance from the likely center of activity of the submarine sulphurous springs, was probably out of their reach, and more favourable to the thriving of the sulphate-reducing micro-organisms, on account of lower temperatures and diluted solutions.
Amongst the various hypotheses, while acknowledging the difficulty of a proper choice, we are in favour, as far as the metallic ions are con-cemed, of an origin by meteoric leaching of the volcanic rocks of the Bozen Porphyric platform. Even disregarding the circumstance, that no feeder channels of the supposed submarine thermo-mineral springs have been found, we consider circumstancial evidence that metallic sulphides appear, even if exceptionally, in the Werfenian where, as for instance to the north of Lavis, it is transgressive over the Porphyries and in the same facies as the ore-bearing horizons of the Bellerophon formation.
As far as the source of the sulphur of the ores is concerned, according to the present state of knowledge about sulphur isotopes, whereas in Val di Non and at S. Lucia it derived from biochemical processes, in the other areas it is of inorganic origin, and most probably supplied to the se-dimentary basins by sulphurous springs. It may be noted, that such springs are known in the district even to-day.
*
6. Acknovvledgments
We have made use of unpublished data from the archives of the Bureau of Mineš of Trento, and we thankfully acknowledge the permission granted by the Societa Mineraria e Metallurgica di Pertusola to discTose information about their exploration work at Lavis.
Explanation of Fig. 8
A Carbonatic-sandy facies, found near to the Permian
Quartz porphyry highs B Mainly carbonatic facies, bordering facies "A"
C Mainly marly-clayey facies, found in depressed or rapidly subsident areas A-l Werfenian
A-2 Bellerophon formation: Sandy limestone with detrital elements (quartz and
glauconite) and gypsum veins. Sparse nodules of barite A-3 Red dolomite with glauconite grains. Sparse gypsum nodules A-4 Cellular grey marly dolomite
A-5 Light grey dolomite containing thin detrital beds with clastic smoky quartz;
upwards the ročk gradually changes to red sandy marl A-6 "Grodener sandstone": Red sandy marl alternating with thin sandy layers, green at the bottom
A-7 White sandstone with clastic smoky quartz. This complex grows micaceous and
more grey downwards A-S Quartz porphyries
B-l Werfenian
B-2 Bellerophon formation: Grey dolomitic limestone with many thin black marly partings
B-3 Grey dolomite with very abundant grains and veinlets of galena, sphalerite,
pyrite and chaleopyrite B-4 Light grey cellular dolomite, with thin beds of microbreccia, containing small
vegetable fragments. These beds bear galena in scattered spots B-5 Arkose with light-coloured fragments of Porphyries. Downwards the arkose
gradually changes to a conglomerate of limestone pebbles B-6 Sandy altered porphyry B-7 Quartz porphyries
C-l Werfenian
C-2 Bellerophon formation: Alternations of intraformational glauconitic breccia and
of marl and marly dolomite C-3 Alternations of grey and pink marly, clayey and dolomitic beds, with nodules,
veins and thin strata of gypsum C-4 Grey, oolithic, <juartz- und fossil-bearing dolomite
C-5 Dolomitic breccia and grey olayey and marly beds alternating with a grey
arenaceous oolithic dolomite with rare spots of galena C-6 "Grodener sandstone": Fine-grained micaceous sandstone alternating with grey dolomitic beds; appearance of gypsum nodules and of thin fragmental layers. At the bottom grey marls C-7 Sandstone composed of porphyric material, with gypsum nodules C-S Sandy altered Porphyry C-9 Quartz porphyries
68-10	68-7
68-1
Fig. 8. Stratigraphic columns of the facies of the Bellerophon formation in the Lavis area
Main references
A c c o r d i, B. 1958, Contributo alla conoscenza del Permiano medio-su-periore della zona di Redagno (Bolzano). Annali Univ. Ferrara, n. s. sez. IX, Scienze Geolog, e Mineral., vol. 3, n. 2, pp. 37—47, fig. 2, pl. 2, Ferrara.
A c c o r d i, B. 1959, II Permiano superiore delle Dolomiti e le sue relazioni con, 1'orogenesi ercinica. Estudios Geologicos, vol. 15, pp. 1—17 (reprint), fig. 1, pl. 1, Madrid.
Andreatta, C. 1949, L'origine dei giacimenti nel Permiano superiore del Trentino e influenza del manganese sulla metallizzazione a galena argentifera. Mem. Ist. Geol. Padova, vol. 16, pp. 1—16, figg. 2. Padova.
Baccos, F., Brondi, A., Perna, G. 1971. L'eta delle mineralizzazioni nelle vulcaniti permiane del Trentino-Alto Adige (Nord Italia). Atti II Symp. Int. Giac. Alpi, preprint. Ljubljana.
Bosellini, A. 1964, Stratigrafia, petrografia e sedimentologia delle facies carbonatiche al limite Permiano-Trias nelle Alpi occidentali. Mem. Museo Storia Nat. Venezia Trid., year 27-28, vol. 15, pp. 1—106, figg. 57, pl. 1, Trento.
Bosellini, A. 1965, Lineamenti strutturali delle Alpi Meridionali durante il Permo-Trias e alcune considerazioni sui possibili rapporti con la tetto-nica alpidica. Mem. Museo Storia Nat. Venezia Trid., year 28, vol. 15, fasc. 3, pp. 1—72, figg. 21, pl. 1, Trento.
Canaval, R. 1916, Das Vorkommen silberhaltiger Bleierze am Calesberg (Monte Calisio) bei Trient. Zeit. prakt. Geol., Bd. 24, H. 1, pp. 18—25; H. 2, pp. 29—38, H. 3, pp. 85—100, figg. 3.
Dessau, G., Duchi, G. 1970, Mineralizzazioni a solfuri nelle vulcaniti del Montagiu (Trento). «LTndustria Mineraria nel Trentino-Alto Adige», Econo-mia Trentina, 1970, n. 2-3, pp. 115—123, pl. 4.
Dessau, G., Perna, G. 1968, Le mineralizzazioni a galena e blenda del Trentino-Alto Adige e loro contenuto in elementi accessori. Atti Symp. Int. Giac. Min. Alpi, vol. 3, pp. 587—787, figg. 20, pl. 1. Trento.
Di Colbertaldo, D., Nardin, M. 1964, Le manifestazioni piombi-fere del Doss le Grave. «L'Industria Mineraria nel Trent.-Alto Adige», Economia Trentina, 1964, nn. 1-2, 4-5, pp. 116—124, figg. 8. Trento.
Di Colbertaldo, D. 1967, La genese des gites mineraux a plomb-zinc dans les Alpes Centre-Orientales. Genesis of stratiform Lead-Zinc-Barite-Fluo-rite deposits, Econ. Geol. Monograph 3, pp. 308—312,
Giacomelli, F., Omenetto, P. 1969, Osservazioni preliminari sulle mineralizzazioni della zona Schio-Recoaro (Alpi Vicentine). Atti e Mem. Acc. Pat. Sci. Lett. Arti, vol. 82 (1969—1970), part 2, CI. Sci. Nat. Mat., pp. 129—149, figg. 3, pl. 1.
Leonardi, P. et alii. 1967, Le Dolomiti. Geologia dei Monti tra Isarco e Piave. 3 voli. in 8°, pp. 1019, figg. 519, pl. 74, 1968, Manfrini, Rovereto.
Maucher, A. 1959, Erzlagerstattenbildung und permischer Vulkanismus im Raume von Trient (Norditalien). Geologische Rundschau, Bd. 48, pp. 131—140, fig. 1, Stuttgart.
Morteani, G. 1965, Strontiumgehalte und Spurenelemente in Schwer-spatvererzungen des Bellerophonkalkes und des Bozner Quarzporphyrs nord-ostlich von Lavis (Provinz Trento, Norditalien). Bergbauwissenschaften, Bd. 12, n. 1-2, pp. 20—23, figg. 7.
M ti n c h , W. 1958, Die Lagerstatte der Grube Roncogno bei Trient und ihr geologischer Rahmen. Inaugural-Dissertation, op. in 16", pp. 90', VII, pl. 20, Miin-chen. — Reprinted in: Atti Symp. Int. Giac. Min. Alpi, Trento-Mendola 1966, supplement to Economia Trentina, pp. 355—411, figg. 32, pl. 1, 1968, Trento.
P o š e p n y, F. 1880, Ueber den alten Bergbau von Trient. Arch. prakt. Geol,, Bd. 1, pp. 519—528, pl. 1.
S e 11 i, R. 1963, Schema geologico delle Alpi Carniche e Giulie Occidentali. Giorn. Geol., vol. 30, pp. 1—121, pl. 7.
Tornquist, A. 1931, Die Vererzungsphasen der jungen ostalpinen Erz-iagerstatten. Sitz.-Ber. Ak. Wiss., Math.-naturw. KI., Bd. 140, pp. 219—229. Wien.
Trener, G. B. 1899, Le antiche miniere di Trento. XX Annuario Soc. Alpin. Trid., 1896—1898, pp. 27—90; reprinted in: Studi Trent. Sci. Nat., 34, vol. 1, pp. 1—57, fig. 1, 1957, Trento.
Trener, G. B. 1914, Le miniere argentifere di Trento. Reprinted in: Studi Trent. Sci. Nat., year 34, vol. 1, pp. 218—245, figg. 17, 1957, Trento.
V e n z o , G. A. 1962, Geologia della regione dalla confluenza Val di Cembra— Val d'Adige all'Altipiano di Lavaze (Trentino-Alto Adige). Stratigrafia, petro-grafia, sedimentologia, tettonica e geomorfologia. Mem. Museo Storia Nat. Ven. Trid., year 25-26, vol. 14, fasc. 1, pp. 7—228, figg. 74, pl. 1, 1 geol. map and sections 1:50.000, Trento.
SUMMARY
The Upper Permian Bellerophon formation, consisting of limestone, marly limestone, dolomite and gypsum, crops out extensively in the Italian Eastern Alps. In many places it contains deposits of argentiferous galena, which have been exploited in the past, specially in the Monte Calisio area to the NE of Trento.
Exploration and investigations during the past few years have improved our knowledge about these ore deposits, where argentiferous galena is often accompanied by barite; less frequent or rare are sphalerite, siderite, chalcopyrite, pyrite and marcasite, fahlerz and lead sulphoantimonites.
Our studies entailed stratigraphic and paleogeographic investigations, examination of polished sections, and analyses of trace elements and of the isotopic composition of sulphur, on the strength of which different Iheories on the origin of the ores are formulated.
The ore bodies are restricted to> the upper, lagoonal section of the Bellerophon formation, and for their greater part are found where the sedimentary series thin out above or in the vicinity of the volcanic rocks of the "Bozen porphyric platform". Microscopic examination reveals re-placement textures, which are, however, attributed to diagenetic phenomena. The stratigraphic persistence is considered evidence for a sedimentary deposition.
The metallic ions could have been derived either from the meteoric leaching of the volcanic rocks and of the ore veins which they contain, or from submarine thermo-mineral springs (exhalative-sedimentary origin); the authors incline toward the first of the two hypotheses.
The isotopic composition of the sulphur of the ores is suggestive of a magmatic source, it is thought, from submarine sulphurous springs; only in peripheral areas does the isotopic composition suggest a microbiological origin through reduction of sulphates.
RI ASSUNTO
La «Formazione a Bellerophon», del Permiano superiore, oompren-dente calcari, calcari marnosi, dolomie e gessi, affiora su vasta estensione nelle Alpi Orientali italiane. In molte localita essa risulta mineralizzata a galena argentifera, ed ha dato luogo in passato ad un'intensa attivita estrattiva, in particolare nella zona del Monte Calisio a NE di Trento.
Le ricerche minerarie e gli studi degli ultimi anni hanno permesso di perfezionare le conoscenze sulla mineralizzazione, che e a galena argenti-
fera prevalente, cui si accompagna spesso la barite; piu rare e sporadiche sono blenda, siderite, calcopirite, pirite e marcasite, tetraedrite e solfo-antimoniti di piombo.
Vengono esposti i risultati degli studi stratigrafici, paleogeografici, mi-nerografici e delle analisi degli elementi traccia dei solfuri ed isotopiche dello zolfo, che hanno portato a formulare differenti ipotesi sulla genesi delle mineralizzazioni.
Queste ultime sono confinate al livello superiore, lagunare, della For-mazione a Bellerophon, e sono in gran prevalenza concentrate dove la serie si assottiglia, al di sopra o in vicinanza delle vulcaniti della «Piatta-forma porfirica atesina». Per quanto studi minerografici rivelino strutture metasomatiche — attribuibili pero a fenomeni diagenetici —- la costanza stratigrafica viene considerata prova di deposizione sedimentaria.
Gli ioni metallici potrebbero provenire o da dilavamento meteorico delle vulcaniti e dei filoni che queste contenevano, oppure da sorgenti termo-minerali sottomarine (origine esalativo-sedimentaria); ma gli autori propendono' per la prima ipotesi.
La composizione isotopica dello* zolfo dei solfuri e generalmente a favore di una provenienza magmatica dello zolfo, da sorgenti solfidriche sottomarine; solo in zone periferiche la composizione isotopica suggerisce che lo zolfo dei solfuri abbia origine dalla riduzione microbiologica di solfati.
DISCUSSION
Di Colbertaldo: Se bene ho capito, dal punto di vista genetico, voi siete piu propensi a ritenere una origine di questi giacimenti, situati nel Per-miano superiore, da lisciviazione della piattaforma porfirica e dei filoni eventualmente presenti nella piattaforma porfirica. Pero desidero far osservare che il calcare a Bellerophon non e mineralizzato soltanto in Trentino, dove ha forse la maggiore estensione, ma anche nella Val Bar-tolo presso' Tarvisio. Nella Val Bartolo la manifestazione e a piombo, zinco e rame; in vicinanza si trovano anche masse di calcite bianca, spatica, molto fetida, molto> odorante di acido solfidrico. In questa zona non esiste alcuna manifestazione eruttiva a cui legare una mineralizzazione. Ora, come nelle Alpi noi abbiamo molti livelli mineralizzati che vanno dal Trentino al con-fine col Austria, Jugoslavia, e nell'interno di questi due Stati, vien di pensare che per uno stesso livello mineralizzato noi dovremo invocare uno stesso tipo di genesi. Ecco perche io mi trovo imbarazzato neH'accettare una origine per lisciviazione di mineralizzazioni preesistenti nella piattaforma porfirica Trentina, quando invece nel Tarvisiano mancano questi elementi a cui riferire un analogo tipo di mineralizzazione.
Dessau: I well understand what Professor di Colbertaldo wants to teli us. It is also shown on Fig. 2 of our paper that in Val Bartolo, in the vicinity of the boundaries with Austria and Yugoslavia, there is another small ore deposit within the Bellerophon formation; I believe I
also mentioned it during my talk. This small deposit is very far away from the Bozen porphyric platform or, more generally, it is far away from outcrops of eruptive rocks. As it is difficult to> admit a different origin for this deposit with respect to the other ones of the main area, this would be evidence in favour of the sedimentary origin of ali the deposits. My answer to Professor di Colbertaldo is that we really have not been able to make up finally our minds between the two possible origins. We have stressed in our paper that we are stili doubtful about this subject, although we give a slight preference to the hypothesis of the origin of the metallic ions from the weathering of the porphyric platform.
Maucher: Wenn ich Sie richtig verstanden habe, dann sind Sie der Ansicht, daB die Erze im Wesentlichen sedimentiert wurden, und daB der Erzbestand aus der Verwitterung der Quarzporphyre kommt. Fiir diese Hvpothese spricht jawohl auch die Zusammensetzung der Schwefelisotope, die auf der einen Seite in der Nahe von Quarzporphyren mehr den Cha-rakter von vulkanischem Schwefel, oder magmatischem Schwefel hat, und je weiter wir uns davon entfernen, um so> mehr veranderten S34 Gehalt zeigt. Wenn ich Herrn Professor di Colbertaldo richtig verstanden habe, so sagte er, die Erze konnten nicht von den Quarzporphyren stammen, da in diesem Gebiet bei Tarvis die Quarzporphyre fehlen. Nun, ich glaube, man kann folgendes sagen. Das Milieu des Bellerophonkalkes mit seiner salinaren Fazies ist ein Milieu, in dem Metallgehalte, wenn sie ins Meer gelangen, sedimentiert werden. Ob diese Metallgehalte aus der Vervvitte-rung von Quarzporphyren stammen oder aus der Abtragung der Erzgange im Quarzporphyr, oder ob die Verwitterungslosungen aus den karbonischen Erzgangen stammen, wie Sie ja gerade in den Karnischen Alpen gezeigt haben, ist dafiir vollkommen gleichgiiltig. Ich glaube, wir sollten uns zu-nachst einmal einfach dariiber unterhalten, daB das Sedimentationsmilieu, die Fazies des Bellerophons eine salinare Fazies ist, die gerade fiir solche Ausscheidungen von Metallen giinstig ist. Und zwar eine besondere karbo-natische Fazies, in der hauptsachlich das Blei fallt, sehr wenig das Kupfer und sehr wenig das Zink. Erst in dem Augenblick, so war wenigstens u.nsere Beobachtung, wenn die Kalke etwas mergeliger werden, wenn sie etwas toniger werden, wenn also das Sedimentationsmilieu sich andert, dann fallt auch mehr Kupfer. Es liegt also nicht nur am Angebot der Metallionen, sondern es liegt an der Fazies, in der sie ausgeschieden werden. Dafiir spricht auch Ihre Zinkblende, die kaum Cadmium enthalt, wahrend j a Zinkblenden in den Porphyrgangen noch hohe Cadmium-gehalte haben. Die entscheidende Frage ist doch einfach die nach dem Milieu. Der Nachweis, wo die Metallionen hergekommen sind, ob nun aus einer Verwitterung des Grodener Sandsteines, aus einer Venvitterung des Porphyrs, oder aus der des karnischen Gebietes, das, glaube ich, ist sehr schvver zu entscheiden. Das konnte man vielleicht mit Spurenelementen machen, aber auch da ist wieder die Schwierigkeit, daB auch die Spuren-elemente nicht nach dem Angebot fallen, sondern nach dem Milieu. Wir miissen uns immer dariiber klar sein, daB die Fallungsbedingungen das
12 — Geologija 15
177
Wesentliche sind und nicht das Losungsangebot allein. Es kann nattirlich nur das fallen, was in der Losung ist, aber es muB nicht fallen, was in der Losung ist. Insofern ist, glaube ich, die Frage, oh der Porphyr in der Nahe ist oder nicht in der Nahe ist, fiir die Erz-Ausscheidung als solche gar nicht so wesentlich.
Dessau: Wenn ich in Kiirze darf, mochte ich sagen, daB wir einfach mit dem, was Professor M a u c h e r gesagt hat, vollig einverstanden sind. Ich errinere mich an alte Arbeiten iiber Oberschlesien, wo es bewiesen ist, wie sehr eine Salzzirkulation fiir den Transport und die Fallung besonders von Bleiglanz wichtig ist. tiber den Ursprung der Metallionen sind wir eigentlich zu keinem sicheren SchluB gekommen. Wir haben aber in Betracht gezogen, daB die Zuhorer im allgemeinen doch am Ende wissen wollen »Was denkt Ihr eigentlich daruber?«. Auch fiir uns sind die Fal-lungsbedingungen viel wichtiger als die Herkunft. Was die Herkunft betrifft, ist es auch bemerkenswert, daB dort, wo die Porphyre: fehlen und die Bellerophon-Formation auf Altkrystallin zu liegen kommt, die Erze kupferreicher und weniger bleihaltig sind, also von dem anstehenden Ge-stein beeinfluBt worden sind.
Mittempergher: I quite agree with the explanation of Professor M a u -cher, that the Bellerophon beds may be very favourable host rocks; but we have also a lot of geochemical evidence about the backgroung of lead in the quartz porphyry and also in the Carboniferous beds. The Carboniferous beds in the eastern part are very rich in lead and zine, especially lead. There is a lot of smal1 mineralization, but also the back-ground is very high. At the other hand, in the Trento- and the Bo-zen areas, we have the quartz porphyry with very high backgroung of lead, and in the same area we have the lead mineralization not only in quartz porphyry, in the propylitic mineralizations of the Val Sarentino. Terlano, but also in the Tregiovo beds and in the upper part of the Groden sandstone. Here there are many places where we have syngenetic lead minerals. For this reason I believe that the Permian volcanics and the Carboniferous shales may be regarded partially as sources for the lead and zine contained in the Bellerophon mineralizations.
Emberger: Une question sur les isotopes de soufre. Dans votre texte vous avez mentionne comme valeurs du rapport isotopique du soufre pour la galene des groupes de chiffres, des valeurs positives faibles et quelques valeurs negatives fortes. Je voudrais savoir si ces valeurs ont ete mesurees sur des echantillons presentant des conditions de gisement ou un aspect morphologique identique ou different?
Dessau: Le collaborateur Professeur P e r n a confirme que les facies des echantillons sont exactement les memes; mais les echantillons avec les valeurs aberrantes viennent d'une region bien definie.
Emberger: Je vous pose cette question parce que j'ai eu 1'occasion de 1'aire des etudes de ce genre sur des gisements marocains qui appartiennent
en fait a la zone alpine et dans lesquelles j'ai constate que les variations importantes du rapport isotopique peuvent etre enregistrees la, ou il y avait des mineralisations voisines (a des distances de l'ordre du decimetre cu de la dizaine de metres), mais presentant des caracteristiques diffe-rentes (morphologie, roche encaissante, association minerale...). Les analyses ont parfois donne des resultats tres differents. Ainsi, de la galene dispersee en nuage dans le ciment d'un gres montre un ^S31 negatif tres faible tandis que de la galene en remplissage de fissure dans ce meme gres montre au contraire une valeur negative tres elevee. Cette difference de valeur traduit tres probablement des differences dans le mode de formation de ces deux types de galene.
The Age of Mineral Deposits in the Permian Volcanites of Trentino-Alto Adige (Northern Italy)
Francesco Bakos, Aldo Brondi, and Giuliano Perna Introduction
The Permian volcanites which constitute the porphyric platform of the Adige Valley*, about 4000 km2 wide, are cut by several hydrothermal veins**. These mineralizations are known from a minerogenetic and typo-logic standpoint through numerous and important studies carried out by several authors***. Only for some of these deposits the age has been ascertained. Chronologic attribution for many others is stili lacking.
The better knowledge finally acquired on the stratigraphy of the central part of the volcanic platform, where the most important mineral concentrations occur, allowed to obtain new data on the spatial and chro-nological relationship betvveen volcanites and the included mineral deposits.
Stratigraphy
The Permian volcanites of Trentino-Alto Adige overlie directly the metamorphic basement. Only locally a thin conglomeratic layer, made up mostly of metamorphic debris, separates the above mentioned formations. In the northern part the volcanites come in oontact with the Ivigna Paleozoic granite. In the southern part on the contrary a similar direct contact with the contemporaneous Cima d'Asta granite is lacking.
The volcanites may be subdivided in three main groups: a lower group (about 1000 m thick), very heterogeneous and mostly constituted by latite--andesitic and latitic lavas and tuffs, by rhyodacitic ignimbrites and lavas and by conglomerates, volcanic sandstones and siltstones (TQ in Fig. 1); a middle group, with an average thickness ranging from 500 to 900 m of wery large and homogeneous layers of rhyodacitic ignimbrites and of local and irregular intercalations of volcanic sandstones and siltstones (Q4—Qt in Fig. 1); an upper group, more than 1000 m thick, made of very
* The series of Permian volcanites of this region is widely illustrated in the legend of Fig. 1, to which M. N a r d i n contributed.
** It exists also, as it will appear later, a sedimentary mineral deposit in the "Scisti di Tregiovo" (Tregiovo Shales).
*** See in bibliography the most important works.
Explanation of Figure 1
8—9 Fifth group ol mineral deposits (type 2)
7 Ladinian dikes
Bell. Bellerophon Formation
AvG Val Gardena sandstones with local conglomeratic levels containing porphyry debris at their base
Rl Rhyolitic ignimbrites brlck-red in colour and with local vitrophyres at their base (V) T2 Rhyolltlc tuffaceous ignimbrites greenish-grey in colour, sometimes very compact in the basal or central portion and with sporadic ignimbritic debris of the R2 facies. Local intensive reworking traces at the top of the levels, sometimes with sandy or clayey beds
M Tregiovo shales, formation made of shales, partially calcareous, with frequent lacustrine carbonaceous facies mostly at the base of T2. They occur sometimes at the top of T3 and T4 or constitute local interbedding among the basal layers of some rhyolitic layers . 6 Fourth group of mineral deposits (type 1)
K2 Rhyolitic ignimbrites violet-red in colour with euhedral phenocrystals. They are mostly whitened because of hydrothermal-pneumatolitic autometamorphism. Sub-volcanic facies are frequent. Vitrophyric facies at their base (V) T, Tuffaceous rhyolitic ignimbrites. Mostly ignimbritic at their base with fragmental or spheroldic bodies of the same nature as the matrix. They are tuffaceous in the middle parts, and sandy-conglomeratic with Intensive reworking and with lacustrine beds in the upper parts R3D Rhyolitic domes with great pink feldspars with resorption borders. They are
genetically correlated with the rhyolitic eomplex R3 R3L Rhyolitic lavas R3
R3 Rhyolitic ignimbrites violet-pink in colour, highly whitened because of hydro-
thermal-pneumatolitic autometamorphism. Vitrophyric facies at their base (V) T4 Volcanic breccias, and conglomerates, sandstones and siltstones derived from erosion and reworking of underlying Q3, Q2, and chiefly Qt ignimbrites. At the basal part of the complex tuffaceous-conglomeratic levels frequently occur 5	Erosion
4 Third group of mineral deposits (type 1) 3 Volcano-tectonic rocks
Q1 Quartzlatitic and rhyodacitic ignimbrites dark-grey in colour with violescent or reddish shading
Ts Conglomeratic tuffs with both lava and tuff inclusions derived from the basal complex TQ. This level represents a contemporaneous phase of the basal volcanic system with the effusions of the <?,—Qt complex q2 Quartzlatitic ignimbrites violescent-red and brick-red in colour with a high content of biotite
Tc Rhyodacitic conglomeratic tuffs with local conglomeratic ignimbritic facies; the conglomeratic elements, often presenting remarkable sizes, are frequentiy of the same nature as the matrix. Phyllitic clasties are rare Q3D Rhyodacitic domes with great pink feldspars, contained or genetically correlated to
rhyodacitic complex Q3 Qs Rhyodacitic ignimbrites green or greyish green in colour; they are locally red because of superficial weathering or whitened because of hydrothermal-pneuma-tolitic weathering
T, Quartzlatitic conglomeratic and sandy tuffs red in colour and partially reworked;
they are genetically correlated with the ignimbritic complex Q4 Qt Rhyodacitic and quartzlatitic ignimbrites dark red in colour with a high content of biotite
2 First and second group of mineral deposits (type 1) TQ Trachiandesites and quartzlatites of the basal volcanic complex CB Phyllitic transgressive conglomerate sometimes at the base of the volcanic platform and locally (Mt. Rasciesa) interbedded between two quartzlatite ignimbritic layers
G Hercynian granites
1 First group of mineral deposits BC Metamorphic basement
1	Vignola, Valar veins
2	Nogare veins
3	Volcano-tectonic faults
4	Terlano veins
5	Erosion surface
6	Montagiu veins
7	Ladinian porphyritic dikes
8	S. Elena veins
9	Campegno, Vallarsa, Pozzi and Prestavel veins 182
Fig. 1. Stratigraphic schema of the Permian volcanites and correlated mineral deposits in the Alto Adige region
wide layers of rhyolitic ignimbrites, minor amounts of rhyolitic lavas, thick tuffaceous-ignimbritic and conglomeratic levels and discontinous, mostly lacustrine, sedimentary intercalations (R3—R, in Fig. 1).
The levels T7—T2 in Figure 1 represent the sedimentary-volcanic and sedimentary layers, interbedded with the proper volcanic layers. At the basis of each layer in the R;l—R, group vitrophyric lenses may occur (V).
Erosion processes, which accumulated thick sandy-conglomeratic deposits (T4), give evidence of a quite long interruption of volcanic activity. At the end of this rhyodacitic cycle, a volcanic-tectonic collapse took plače; in the resulting depressions, about 1000 m deep, the sedimentary Tregiovo formation and later the rhyolitic serie (R;1—R,) piled up.
In Figure 2 the extent and thickness of porphyries in the examined area are shown. The greatest thickness occurs between Bolzano' and Trento. During the Permian this area was a morphological "high" separating the Carnic basin to the NE from the Lombard basin to the SW. According to this paleogeographic situation the thickness of the Permian sandstones (Val Gardena sandstones), which accumulated after the end of the volcanic activity, became greatest in the above mentioned basins and smallest on the porphyry platform (Fig. 3).
In the central part of the volcanic platform a trough occurs near Bolzano in which the Permian sandstones reach a thickness of 200 m. The trough probably represents a collapse structure following the end of the volcanic activity.
The isopach map clearly shows that the thickness of the Upper Permian "Bellerophon formation", described by one of the present authors (Brusca, Dessau, Jensen, Perna, 1971), is quite different from that of the Permian sandstones. The greatest thickness stili cor-responds to' the Carnic basin in the NE region; this thickness progres-sively decreases westward to- become null in the Giudicarie area. The Triassic sedimentation then took plače, beginning with clays, silts and sandstones and then being characterized by calcareous and dolomitic precipitation. The thickness of the Permo-Triassic series averages about 1500 m, the whole thickness being about 4000 m.
The Mineral Deposits in the Volcanites
In a previous work (Dessau, Perna, 1966) the different mineral deposits have been separated taking into' account both geologic-strati-graphic and geochemical characters. This separation is confirmed and further proved.
According to their paragenetic associations these mineral deposits can be subdivided in two main types:
1.	Stockwork including veins of variable thickness. Galena and spha-lerite are associated with minor amounts of arsenopyrite and other sul-phides. The gangue is mostly formed of quartz. The wall rocks are highly fractured and propylitized.
2.	Veins sharply cutting fresh wall rocks. They are chiefly made ot fluorite, barite, quartz and carbonates with minor amounts of galena and sphalerite.
Fig. 2. Isopachs of the volcanic platform
OSTERREICH
OSTERREICH
SWITZERLAND
meran0/
CORTINA
O gj B0LZAN0)
O 3/	/
038	/
BELLUNO
UDINE
TRENTO
O U
* Cu.Pb.Zn.BaS04.CoF2
CONTOUR INTERVAL 100 m
Fig. 3. Isopachs of the Val Gardena Sandstones and mineral occurrences of uranium (O); lead, zine, copper, fluorite, barite (x)
Among the ore bodies of the metamorphic basement some discordant veins occur, for instance Valar, La Pamera, Cinquevalli, Vignola and Cima d'Orno (first group). According to some authors, chiefly Di Colber-taldo (1965b), Barillari, Jobstraibizer, Omenetto (1966), Omenettoi (1970), a genetic relationship exists between the above mentioned mineral deposits and those of Nogare, Quadrate, Palu del Fersina which occur in the basal levels of the Permian volcanites (TQ) (second group).
As demonstrated by Murara (1966) and Omenetto (1970), the mineral deposits of the basal volcanic series are strictly correlated witb the same volcanic effusions. Their age is therefore strictly subsequent to the eruptive phase. This is demonstrated by the high propylitization and by the K-feldspar deuteresis of the andesitic wall rocks; further studies by D'A m i c o , Venturelli (1968) added new evidence to this fact. These mineral deposits range from cata- to mesothermal.
Another group of mineral deposits occurs in the rhyodacitic-quartz-latitic complex (Q4—Q,) (third group). They include the mineral deposits of Terlano, Nalles, some mineral deposits of the Sarentino Valley of recent discovery and perhaps some occurrences of the Valsugana Valley. The best known mineral deposit of this type is that of Terlano (Q;i and Q:D). Barnaba (1961) classified this ore body as belonging to the vein type with several generations of arsenopyrite, pyrrhotyte, sphalerite, galena, chalcopyrite and pyrite. It ranges from cata-mesothermal to epithermal. This author ascribes this mineralization to the last phases of the Permian volcanism. The veins stop against a horizontal sedimentary leve!, which is considered as a blanket to the ascending solutions. The present know-ledge of the volcanic stratigraphy leads us to different conclusions. Here-after the synthesis of the geological history is reported:
Deposition of the volcanic basal complex (TQ); deposition of the rhyodacitic complex (Q4—Q,) with intrusion and extrusion of domes (Q.,D), followed by volcano-tectonic collapse; settlement of the mineral deposit of Terlano in the domes Q3D and in the ignimbrites Q:1. Erosion of the complex with filling of both erosional and volcano-tectonic depres-sion with sediments T4. These sediments correspond to the "tuffaceous horizon", which Barnaba describes in his paper. They also correspond to the "Scisti di Tregiovo" in which M o s 11 e r recognized mineralized ignimbritic clastics. The "Scisti di Tregiovo" represent a lacustrine episode within the volcanites. Near Bolzano is the eastem edge of the basin which becomes more deep near the Tregiovo village. More westward the Tregiovo basin passes into the Collio basin.
Near Tregiovo in Non Valley and at S. Giacomo (Nalles) and Nop (Renom) near Bolzano some galena and sphalerite sedimentary deposits occur. Mostler (1966) thinks that the metals of the occurrences of Tregiovo became from the leaching of the volcanites and of their vein deposits. Dessau and Perna (1966) think that an extrusive-sedimen-tary origin is more probable. Upon the erosion surface of the quartzlatite--rhyodacitic complex (Q4—Q,) and their mineral deposits and upon the
products of this erosion (T4), the rhyolitic volcanites are superimposed (R3, RJ. These volcanites widespread from Merano to Trento. The Terlano and co-genetic mineral occurrences belong to an intravolcanic phase. They are therefore of Hercynian age.
The middle rhyolitic horizon (R„) is cut by a vein of the first type (fourth group). This is the Montagiu old mine, which differs in many aspects, chiefly with regard to its paragenesis, from the more numerous veins of the central part of the volcanic platform. This epithermal deposit contains galena and quite frequent antimonial and arsenical tethrahedrites with abundant chalcopyrite (Dessau-Duchi, 1970). M a u c h e r (1955) found the Permian Val Gardena sandstones filling an erosional hole of the vein, whose age is therefore Hercynian.
Fluorite, barite, calcite and quartz veins, with minor amounts of galena and sphalerite, cut the R3 and R, levels (Fig. 1) of the rhyolitic complex (fifth. group). They belong to the mineral deposits of the 2nd type. Ali previous authors regard these mineral deposits as of Tertiary age or, at least, of post-Triassic age (Giussani-Leonardelli, 1966a and b; Fuganti-Morteani-Vuillermin, 1966; Vuillermin 1965 and 1966). Only Dessau-Perna (1966) refer these depositions to an Upper Permian or Lower Triassic age.
In some cases these bodies cut some mafic porphyritic Ladinian dikes*.
More detailed structural studies lead to the conclusion that these fluoritic veins are strongly correlated to the recent Labinian phase (Young Labinian phase).
The evidences are the following:
a)	The mineral deposits range from meso- to epithermal. Postulating a Tertiary age the superimposed pile of sediments (about 4 km) would have caused a higher and almost constant thermality among the different veins. As a matter of fact the Vallarsa and Prestave! veins are mesothermal, whereas the S. Elena vein, which is only 5 km far from Vallarsa Nord, is epithermal.
b)	A vertical zoning exists with increasing barite amounts in the upper part. This zoning is very clearly repeated also in the horizontal plane going far away from the center of the mineralized zone. From Figure 4, in fact, in the marginal portion of the platform calcite and barite veins are distributed, which result separated from the fluoritic ones by a ring of fluorite and barite veins. The composition of the galena (Dessau-Perna, 1966) also reveals a slight variation in the oligo-elements content as one passes from one vein to another one.
c)	Some veins, for instance the Moena, and specially S. Elena (as result of recent drilling), penetrate into the Permian sandstones (Val Gardena sandstones). They are therefore younger than Upper Permian.
* It was already known that the veins of Campegno mine (Bolzano) was included in a fracture together (in "composite association") with a porphyritic vein (Dessau-Perna, 1966).
d)	Some veins, for example Prestavel, Pozzi, S. Elena, cut the La-dinian porphyrites*; others (Campegno and Moena) are associated with them; the fluoritic veins are therefore of Ladinian age or slightly more recent.
e)	For the mineralized fractures some authors postulated a Tertiary age. Recent structural studies in this zone and in the near dolomitic mountains enabled to differentiate some complicated fields of forces, aged between the Werfenian-Anisian and Ladinian-Carnic. These fields don't occur in the Jurassic-Cretaceous sediments nearby**. In such fractures the veins of Prestavel, Pozzi and S. Elena are contained.
f)	In his paper M! a r t i n i (1964) reports a series of analysis of the fluorine content of the volcanites of Castelrotto. This author states that in the volcanites the fluorine content is about 345 ppm. Such a lbw content should be explained as an effect of the leaching of fluorine, which could have formed the fluorite veins. The high fluorine content of the stream water (DalPAglio, Mittempergher, Tedesco, 1966) indicates a strong present leaching of fluorine in the volcanic platform. The analysis were however performed only on a very limited portion of the volcanic series. According to the author himself the remobilized fluorine would have given an amount of fluorite 1000 times greater than that occurring in ali known veins.
Emiliani-Gandolfi (1964) showed that in the granite of Pre-dazzo, fluorite is the most abundant accessory mineral. It seems perhaps better to correlate the fluorite occurrence to the Monzoni intrusive body rather than with the Permian volcanites.
The following volcanic activity of Veneto region ranging from Eocene to Lower Oligocene, is quite displaced southwards and didn't give plače to known mineral deposits (Morandi-Perna, 1970). The same is verified in the čase of the Tertiary granites of Adamello and Vedrette di Ries, where nO' mineralization correlated with these intrusions occurs nearby.
g)	The gravimetric survey reveals some positive anomalies exactly in the central part of the platform near Bolzano where fluoritic mineraliza-tions occur. More southward and eastvvard a series of negative anomalies is known (Morelli-Dal Cin-Semenza, 1968). We think that these anomalies have to be correlated with a local deep magmatic body. The Triassic magmatic phenomena would represent a more eastward 1'eactivation of the Hercynian magmatism.
The different above mentioned arguments fit well with the correlation of the fluorite deposits with the Triassic granitic center of Predazzo-
* Some samples from porphyritic veins intersected by fluorine mineraliza-tions (Prestavel and Pozzi veins) have been analyzed after the presentation of this paper to the Symposium. The chemical analyses have shown that the porphyrites composition is rather close to that of alkali-rocks. This suggests the possibility of their correlation with the Ladinian volcanic activity since volcanites from South Tirol (ignimbrites s. 1.) are calc-alkali rocks.
** Clear traces of tectonic activities related with Montenegrino-Labinian phases.
Monzoni. Such conclusion wouldn't cut out the possibility of a different origin; such as that, not too probable in our opinion, of a lateral se-cretion of the fluorine from the volcanites or a descent* of mineralized water from overlaying sediments.
Conclusion
As shown in the most recent studies, the mineral deposits of the Southern Alps can't be correlated with a single metallogenic Tertiary period (Alpidic age); types, genesis, geologie features, ages, paragenesis and thermality are on the contrary very different.
With this contribution, in wich data are too much summarized, an attempt has been made to improve the classification of the volcanic mineral
* From synsedimentary reactivated faults.
Explanation of Figure 4 Type 1
(Pb, Zn, Fe, Cu disseminated veins in propylitized wall roeks)
a First group (mineral deposits in the metamorphic basement: they are not shown in the present map)
b Second group (mineral deposits in the basal volcanic series): Al Palu del Fersina; A2 S. Orsola; A3 Nogare, Quadrate; A4 Viarago; A5 Vallalta (mercury mine, may be remobilized or more recent); A6 Malga Baessa; A7 Monte Zaccon (in this group or in the fourth one); A8 Lavarost (Al, A2, A3, A4 are Pb, Zn, Cu mineral deposits with subordinated gangue. A6, A7, A8 are mainly fluorite, barite, quartz veins in pro-pylitized wall roeks)
c Third group (mineral deposits in the rhyodacitic-quartzlatitic series): BI Tires; B2 Terlano; B3 Nalles; B4 Rio Danza; B5 Palu di Tremole; B6 Val Rabiola; B7 Collalbo; B8 Paneveggio; B9 Darzo; B10 Rio Gris-siano; Bil Val Sarentina; B12 Rio di Nova; B13 Lago di Cece; B14 Pon-ticino; B15 Castel Vanga; B16 Rio del Passo; B17 Nop; B18 Passo di Valles; B19 Forte Buso; B20 Lago di Bocche
d Fourth group (mineral deposit in the rhyolitic series): C1 Montagiu (occurs also U)
Type 2
(F, Ba veins in sharp contact with fresh wall roeks)
e, f, g Fifth group (mineral deposits in the rhyolitic series): DI Castelvecchio; D2 Campegno; D3 Maso Gummer; D4 Čase a Prato; D5 Grotta; D6 Val-larsa Nord, Wolf; D7 Vallarsa Sud; D8 Aldino; D9 Masi Bianchi; D10 Moena; Dll Prestavel; D12 Pozzi; D13 Časa Bolenga; D14 Stue; D15 Cadino; D16 Laste; D17 Fontane Fredde; D18 La Cugola. (e prevailing barite; / fluorite and barite; g prevailing fluorite)
e',f',g' Mineralized belts of this group; e' prevailing barite (and sometimes calcite); f fluorite and barite; g' prevailing fluorite
h Uranium occurrences (epigenic hydrothermal-fumarolic deposits in the rhyolitic series): E1 Novazza; E2 Nalles; E3 Avelengo; E4 Maso Tinner; E5 S. Osvaldo; E6 Maso Ghelf; E7 Valle di S.Martino; E8 Montagiu; E9 Forcella di Bombasel
Fig, 4. Distribution of hydrothermal occurrences in the Permian volcanites of Trentino-Alto Adige
deposits: on the whole, five groups of mineral deposits occur with distinct characteristic and age. Particularly interesting is the chronologic attribu-tion of the fluoritic veins of the upper volcanic complex, which resulted of Triassic age.
The authors are carrying out more exhaustive studies to get a definitive conclusion.
Bibliography
Barillari, A., Jobstraibizer, P. G., Omenetto, P. 1966, II giacimento a piombo, zinco e rame di Cinque Valli in Valsugana (Trentino). Atti Symp. Int. Giac. Min. Alpi, vol. III, pp. 769—792, figg. 4, tavv. 4, 1968, Trento.
Barnaba, P. F. 1961, II giacimento piombo-zincifero di Terlano in Alto Adige (Studio Geominerario). Mem. Museo Stor. Nat. Ven. Trident., anno 23-24, vol. 13, ripubbl. in: L'Ind. Min. nel Trentino-Alto Adige, vol. I, Economia Tren-tina, 1964, n. 1—2, 4—5, pp. 133—158, figg. 8, tavv. 5 Trento.
Brondi, A., Ghezzo, G., Guasparri, G., Ricci, C. A., S a -b a t i n i, G. 1970, Le vulcaniti paleozoiche nell'area settentrionale del com-plesso effusivo atesino. Nota I. Successione stratigrafica, assetto strutturale e vulcanologico nella Val Sarentina. Atti Soc. Tosc. Sc. Nat., Mem., Ser. A, vol. 77, pp. 157—200, figg. 6, tavv. 1, Pisa.
Brondi, C., Polizzano, C., Anselmi, B., Benvegnu, F. 1970, Rivenimento di una mineralizzazione a galena nelle arenarie permiane di Nalles (Bolzano). L'Ind. Min. nel Trentino-Alto Adige, vol. III, Economia Trentina, 1970, pp. 171—182, figg. 19, Trento.
Brusca, C., Dessau, G., Jensen, M. L., Perna, G. 1971, Le mineralizzazioni a galena argentifera nella «Formazione a Bellerophon« (Per-miano superiore) delle Alpi meridionali. II. Symp. Int. Giac. Alpi, in print.
C a s a t i, P. 1969, Le fasi orogeniche nelle Alpi Meridionali. Arti Grafiche Artigianelli Pavoniani, op. in 8°, pp. 49, figg. 8, tav. 1, Monza.
D al P A gl i o, M., Mittempergher, M., Tedesco, C. 1966, Pro-spezione geochimica a scala regionale nel Trentino-Alto Adige. Atti Symp. Int. Giac. Min. Alpi, vol. III, pp. 567—586, figg. 8, tavv. 2, Trento.
D'Amico, C., Venturelli, G. 1968, Riodaciti e rioliti atesine in cupole e colate di Pine (Trento). Miner. Petrogr. Acta, vol. 14, pp. 143—170, Trento.
Dessau, G., Duchi, G. 1970, Mineralizzazioni a solfuri nelle vulcaniti del Montagiu (Trento). L'Ind. Min. nel Trentino-Alto Adige, vol. III, Economia Trentina, 1970, n. 2-3, pp. 115—123, tavv. 4, Trento.
Dessau, G., Perna, G. 1966, Le mineralizzazioni a galena e blenda del Trentino-Alto Adige e loro contenuto in elementi accessori. Atti Symp. Int. Giac. Min. Alpi, vol. III, pp. 587—687, figg. 20, tavv. 2, 1968, Trento.
Di Colbertaldo, D., 1965a, II giacimento a barite e fluorite di Zaccon in Valsugana (Trento). L'Ind. Min. nel Trentino-Alto Adige, vol. II, Economia Trentina, 1965, n. 5-6, pp. 119—126, figg. 3, tavv. 3, Trento.
Di Colbertaldo, D., 1965b, II giacimento a fluorite, blenda e galena di Vignola in Valsugana (Trento). L'Ind. Min. nel Trentino-Alto Adige, vol. II, Economia Trentina, 1965, n. 5-6, pp. 135—145, figg. 4, tavv. 7, Trento.
Di Colbertaldo, D., Murara, G. 1964, II giacimento piombifero di Valar. L'Ind. Min. nel Trentino-Alto Adige, vol. I, Economia Trentina, 1964, n. 1-2, 4-5, pp. 102—115, figg. 13, Trento.
E m i 1 i a n i, F., G a n d o 1 f i, G., 1964, The accessory minerals from Predazzo granite, Part. I. Miner. Petr. Acta, vol. 10, pp. 111—127, figg. 2, Bologna.
Fuganti, A., Morteani, G., Vuillermin, F. 1966, Tettonica e mineralizzazioni dei dintorni di Tires (Bolzano). Atti Symp. Int. Giac. Min. Alpi, vol. II, pp. 459—469, figg. 14, 1968, Trento.
Ghezzo, C., 1968, Le vulcaniti paleozoiche nell'area centro-orientale del complesso effusivo atesino. Miner. Petr. Acta, vol. 13, pp. 339—408, figg. 9, tavv. 6, Bologna.
Giussani, A., Leonardelli, A. 1966a, Le mineralizzazioni a fluorite della zona tra Cavalese e il Passo di Lavaze (Trento). Atti Symp. Int. Giac. Min. Alpi, vol. II, pp. 423—432, figg. 2, tavv. 7, 1968, Trento.
Giussani, A., Leonardelli, A. 1966b, Le direttrici tettoniche e le connesse manifestazioni a quarzo, fluorite, baritina e solfuri nei «porfidi quar-ziferi» della media Val d'Ega, in Alto Adige. Atti Symp. Int. Giac. Min. Alpi, vol. II, pp. 447—457, figg. 2, tavv. 2, 1968, Trento.
Martini, M. 1964, Contributo alla conoscenza della geochimica del fluoro: dosaggio nelle ignimbriti del Trentino-Alto Adige. Accad. Lincei, Rend. Cl. Sci. Fis., Mat., Nat., Ser. VIII, vol. 36, fasc. 3, pp. 400—417, figg. 3, Roma.
M a u c h e r , A., 1955, Erzmikroskopische Untersuchungen an Blei-Zink-Lagerstatten im Raume von Trento (Norditalien). Mitteil. Geol. Ges. Wien, Ed. 48, pp. 133—153, figg. 1, tavv. 4, Wien.
Morandi, N., Perna, G. 1970, II marmo grigio perla (marmo a brucite) nelle province di Trento, Vicenza e Verona. LTnd. Min. nel Trentino-Alto Adige, vol. III, Economia Trentina, 1970, n. 2-3, pp- 33—65, figg. 34, tavv. 4, Trento.
Morelli, G., Dal Cin, R., Semenza, E. 1968, Contributi geofisici con appendici geologiche. Leonardi P. in: Le Dolomiti, pp. 535—552, figg. 5, tavv. 5, R. Manfrini, Rovereto.
Morteani, G. 1966, Die Propylitisierung und die P.-T.-Bedingungen der Vererzung der »Griinen Porphyrite« der Valle del Fersina (Provinz Trient — Norditalien). Atti Symp. Int. Giac. Min. Alpi. vol. II, pp. 495—503, figg. 6, 1968, Trento.
M o s 11 e r , H. 1966, Zur Genese der schichtgebundenen Blei-Zink-Erze im stidalpinen Perm. Atti Symp. Int. Giac. Min. Alpi, vol. II, pp. 349—354, 1968, Trento.
M u r a r a, G. 1966, Le mineralizzazioni a solfuri misti nelle vulcaniti atesine, formazione andesitica, dell'alta Val Fersina (Trentino). Atti Symp. Int. Giac. Min. Alpi, vol. II, pp. 471—494, figg. 9, tavv. 3, 1968, Trento.
Omenetto, P. 1970, II giacimento ferrifero della Pamera presso Ron-cegno. LTnd. Min. nel Trentino-Alto Adige, vol. III, Economia Trentina, 1970, n. 2-3, pp. 67—98, figg. 10, tavv. 5, Trento.
Omenetto, P.. Detomaso, G. 1970, Le mineralizzazioni filoniane a solfuri misti nela zona di Pine. L'Ind. Min. nel Trentino-Alto Adige, vol. III, Economia Trentina, 1970, n. 2-3, pp. 143—170, figg. 8, tavv. 3, Trento.
Vuillermin, F., 1964, Nota preliminare su alcuni filoni quarzoso fluori-tici in Trentino-Alto Adige. LTnd. Min. nel Trentino-Alto Adige, Economia Trentina, 1964, n. 1-2, 4-5, pp. 305—321, figg. 8, Trento.
Vuillermin, F., 1965, Analisi tettonica sul giacimento fluoritico di Vignola (Trento). LTnd. Min. nel Trentino-Alto Adige, vol. II, Economia Trentina, 1965, n. 5-6, pp. 155—160, figg. 7, Trento.
Vuillermin, F., 1966, II giacimento fluoritico «Vallarsa Sud» nella Vallarsa di Laives (Bolzano). Atti Symp. Int. Giac. Min. Alpi, vol. II, pp. 505—525, figg. 13, tavv. 3, 1968, Trento.
S U M M A R Y
The Permian volcanites of Adige Valley are cut by several hydro-thermal veins. The mineralization involved also the upper portion of underlaying metamorphic basement (first group of mineral deposits). According to their paragenetic associations the mineral deposits of the Permian volcanites can be subdivided in two main types:
1. Stockwork including veins of variable thickness made of galena and sphalerite with minor amounts of arsenopyrite in quartz gangue permeat-ing higly fractured and propylitized wall rocks (second, third, fourth groups of mineral deposits).
13 — Geologija 15
193
2. Veins made of fluorite, barite, quartz, carbonates and small amounts of galena and sphalerite cutting regularly fresh rocks with sharp contacts (fifth group of mineral deposits).
The above mentioned mineral deposits are different even from the geological point of view. They can namely be related to different stages of volcanic activity. The Trentino-Alto Adige volcanites can be subdivided into a middle-lower complex and into an upper one. The former are represented by latitandesitic and rhyodacitic lavas and ignimbrites in the lower part, and by rhyodacitic ignimbrites in the upper part. The latter ones are mainly represented by rhyolitic ignimbrites.
At the end of the first volcanic stage a strong volcano-tectonic activity took plače, followed by thick conglomeratic-arenaceous deposition. Such sedimentation, separating the middle-lower volcanites from the upper ones, represents a quite long erosion phase coinciding with volcanic inactivity.
The mineral deposits of the first type, characterized by sulphide abun-dance, cut the middle-lower volcanites. They are in turn cut by the above mentioned erosion surface which separates the groups of volcanites. The vein mineralizations characterized by fluorite abundance cut, on the contrary, the whole volcanic series. Therefore the first type of mineral deposits is of the same Permian age as the earlier volcanic activity; the second one is clearly more recent and of Ladinian age.
DISCUSSION
Maucher: Ich habe das erste Diapositiv nicht ganz verstanden, diirfte ich es noch einmal sehen, mit dem Profil durch die Porphyrgange. In dem Schemaprofil sind die »ladinischen« Gange eingezeichnet von der tiefsten Stelle des Profils (Phyllite) bis durch den Bellerophon-Kalk. Ist eine Stelle im Gelande bekannt, wo die »ladinischen« Gange den Bellerophon-Kalk durchschneiden?
Bakos: I filoni mineralizzati a fluorite sono conosciuti sino alle «Arena-rie di Val Gardena». Cio si osserva, per esempio, a S. Elena (Nova Ponente) ed in agro di Moena (Val di Fassa). I filoni porfiritici ladinici sono noti nelle vulcaniti e soprattutto nella serie triassica. Recentemente sono stati individuati alcuni filoni porfiritici nella «Formazione a Bellerophon® della bassa Val di Fiemme (Monte Cucal).
Some Examples of Lead-Zinc-Barite Depositions in Karstic
Environments
Giorgio Padalino, Salvatore Prettl, Sandro Tocco, and Maurizio Violo
Forevvord
Many occurrences of lead-zinc-barile deposits in karstic environments have been described by several authors, ali over the world, during the last years; e. g. Lel eu , 1966b; Bernard and Leleu, 1967; C ros s and Lagny, 1969; Lagny, 1969. Many other authors are listed in the above mentioned papers; they podnt out the advancements in this subject.
Before starting to describe these occurrences we should like to point out that, in our opinion, ali the karst deposits are formed by similar genetic processes, although they display different characteristics in their texture, shape, mineral composition etc.
Italy (Sardinia)
The karstic ore deposits in South-Western Sardinia — described by several authors in these last years (Benz, 1964; Tamburrini and Violo, 1965; Tamburrini, 1966; Tamburrini and Zuf-f a r d i, 1967) — can be subdivided in three main types:
1. Thinly laminated beds, generally subhorizontal or slightly inclined along the crevice walls (Fig. 1), thus unconformably lying on the (Paleozoic) host roeks.
This occurrence shows many varieties in the association both of ore and of gangue minerals. The ore minerals, vvhich may occur, are: pyrite (framboids), galena, sphalerite, barite; the gangue minerals are: carbonates (calcite, dolomite, siderite), quartz, iron hydrated oxides, clays.
The types of deposits made by different associations of these minerals are mainly two:
— The first one shows mainly thin altemances of barite and dark quartz beds, with minor galena and framboidal pyrite; sometimes carbonates and minor limonite and clay, cemented by quartz, are present.
Not uncommonly, these deposits are covered by conglomerates and sandstones, whose cement, generally clayey and/or siliceous, is sometimes
Fig. 1. S. Giovanni mine. "Ricchi Ag" stope. Sardinia (Italy). It is visible from right to left:
—	crevice wall made up by Cambrian carbonatic ročk (dark grey)
—	a large band of spathic calcite (whitish)
—	thin beds of sulphides-clay-carbonates rhythmic depositions.
A gentle inclination of the beds is visible in this part of the karstic crevice.
partially made by barite (Brusca, Pretti and Tamburrini, 1967).
— The second one is characterized by the presence of sphalerite: the karst filling beds are thin, rather dark to black, made by sphalerite, galena, framboidal and euhedral pyrite, cemented by dolomite (Fig. 2).
The most common type of karstic deposits is the first one, which is characterized by barite, carbonates, iron hydrated oxides, that is an association related to oxidizing environments (L e 1 e u , 1966a); the occur-rence of galena in these deposits may be due to different processes: either syngenetic galena related to horizons deposited in favourable Eh—pH conditions (Garrels, 1954), or (minor) galena formed when dispersed lead into the oxidized filling sediments was placed under reducing conditions and sulphurated during the normal evolution of the karsts.
Only seldom the occurrence of other sulphides (second type) testifies the achievement of strong reducing conditions, which are typical of a late senility stage (Bernard and Leleu, 1967).
Notwithstanding these characters, normally the described karsts are completely fossilized, thus they can be called holokarsts (C v i j i č , 1925; Llopis-Llado, 1953).
Moreover the changing composition of the karst fillings testifies variable chemical-physical conditions, related to paleogeographical vari-ation during the deposition of residual materials.
These types of karstic deposition are well developed mainly in the Cambrian carbonatic formation, especially where it is completely flattened by the post-Hercynian erosion.
2. Galena-barite-calcite cockades and stalactites. This kind of struc-tures, particularly well developed in the San Giovanni mine (Cambrian limestones, Iglesiente — SW Sardinia), (B r u s c a and D e s s a u , 1968), is related to meteoric water percolating into karstic cavities and leaving there the carried ions, which form the above mentioned minerals. This type of karstic deposition is quite similar, almost regarding to the macro-scopic appearance of the ore, to that of Sidi Bou Aouane, which will be described later.
The cockades may have a Cambrian limestone fragment, as nucleus, surrounded by white calcite, silver-rich galena and quartz bands (Fig. 3); in other cases they are without any nucleus and included in large masses of spathic calcite (Fig. 4).
Fig. 2. Gutturu Pala mine. Sardinia (Italy). Thin beds of galena, sphalerite and pyrite (very often with framboidal structure) cemented by dolomite and calcite. The clearer beds are richer of carbonates than the others. Small quartz veins (white) cut the bedding. Polished hand-specimen. Natural light.
Fig. 3. S. Giovanni Mine. "Ricchi Ag" stope. Sardinia (Italy). Fragment of Cambrian carbonatic ročk surrounded by prevalent calcite (white) and quartz-
-galena (grey to black).
Fig. 4. S. Giovanni mine. "Ricchi Ag" stope. Sardinia (Italy). Cockades of galena (black), quartz and calcite included in spathic calcite (white).
Fig. 5. Orcel Bialy mine. Bytom district. Poland, Sketch showing a typical
mineralization in this mine. It is possible to observe from bottom to top:
1.	Barren "Gogolin" limestone.
2.	Fragments of "Gogolin" limestone included in "vitriol clay" passing to
3.	A large band of "vitriol clay" which is a residual deposit due to karstic solution.
4.	Bedded mineralization, where marcasite is prevalent in lower part and sphalerite content is gradually increasing upwards; small lenses of galena appear in the top part.
5.	Ore-bearing dolomite.
3. Collapse breccias, characterized by limestone and dolomite boulders (coming from the Middle Cambrian "Metallifero" member) cemented with barite, calcite and "terra rossa" with a strongly anomalous geochemical lead-zinc content (M a r c e 11 o , 1969). This type of karst, which is probably younger than the others, is rarely related to economic ore deposits, excepted some clastic barite deposits.
Pcland (Silesia — Cracovv)
The well known Silesia-Cracow ore deposits have been the topic of many genetic interpretations. Recently Bogacz, Džulynski, H a -r a h c z y k described some karstic features in the ore-bearing Triassic ročk of this area; these authors imputed the sulphide deposition and the karst itself to hydrothermal-type ascendant streams.
One of us had the possibility of studying the Bytom and Chanow mining districts, for some months, and the per descensum karstic deposition looked to play a main role in the sulphide genesis; in fact the ore-bearing horizon, which lies on the generally unmineralized G o gol in limestone, is made by an almost general sequence, which is, from bottom to top: vitriol clay, sphalerite-pyrite-marcasite beds (Fig. 5), which evolve upwards into collapse breccias made by boulders of ore-bearing dolomite cemented wit.h collophorm sphalerite or brunkite and galena veinlets (Fig. 6). In this čase, again, the karst evolved till reaching strong reducing conditions in its lower parts, while in the upper ones, where the reducing conditions were not so strong, large masses of "terra ros?a" with veinlets of rejuvenated galena are present, actually, in the ore-bearing horizon. This "terra rossa" and perhaps the galena are the recent weathering phenomena and they are mainly developed where the mineralizations are shallower (e. g., Matylda mine), nearer the surface.
Fig. 6. Trzebionka mine. Chanow district. Poland. Collapse breccia made up by ore-bearing dolomite fragments, cemented with calcite (white) and galena. Sphalerite is rather uncommon in this type of deposit.
Fig. 7. Sidi Bou Aouane mine. Tunisia. Cockades of galena, sphalerite and calcite. Galena may be present both in the core of the cockades and in the small veinlets and starlets in the cement. Sphalerite is present mainly in concentric bands with collophorm structure.
Tunisia
The important lead district of Djebel Hallouf-Sidi Bou Aouane, which is about 130 km NW of Tunis, holds, at least in some places, ore bodies of karstic origin.
The cre bearing horizons, which occur mostly in massive Upper Cretaceous limestones at Djebel Hallouf and in Eocene marls at Sidi Bou Aouane, exhibit clear karstic features in some places.
These karstic features may be grouped in two main types:
1.	Cockades (Fig. 7) and stalactites (Fig. 8) made up by galena-sphalerite--jordanite and calcite.
These structure are rather similar to those observed in S. Giovanni mine (Fig. 4).
2.	Thin marly-sandy beds, impregnated by galena (Fig. 9): these beds, sub-horizontal or slightly inclined along the crevice walls, look like the described features in S. Giovanni mine from Sardinia (Fig. 1).
Phenomena of this type, that is crevices filled by red clays, calcareous boulders and galena veinlets, have been observed also in other Tunisian mining districts (Djebel Hamra — Violo, 1965; Niccolini, 1970).
Fig. 8. Sidi Bou Aouane mine. Tunisia. Stalactites of galena (black) and calcite (white) collected in the same mine of the preceeding photograph.
Fig. 9. Sidi Bou Aouane mine. Tunisia. Thin marly beds impregnated by pre-valent galena. They show characters similar to those observed in S. Giovanni
mine (see Fig. 1).
England (Derbyshire)
An example of karstic deposition of lead-barite beds in Carboniferous limestone has been described recently by Ford and King (1965) in the Golconda mine, Derbyshire.
This occurrence, whose outcrops were visited by one of us, is very alike the first type of Sardinian ore bearing karsts, being made of thin galena-barite-dolomite beds which lie subhorizontally or slightly inclined near the walls of the karst cavity. The occurrence of collapse breccias confirms, once more, the supergenic, karstic nature of the cavities and their filling.
Conclusions
The few given examples show, even if roughly, the variety and spread of karstic mineral depositions; sometimes, e. g. in Sardinia and Silesia--Cracow, these karstic depositions may give rise, as regards both grades and tonnages, to exploitable ore accumulations.
The different structures, visible in the different ore districts, are con-trolled by several factors and namely: mineralogical compositions of the roeks subjeeted to karstic phenomena, mineralogical composition of the karst filling sediments, morphological evolution and chemical-physical environment during karst processes. These parameters should be carefully investigated when studying and researching ore depositions in karstic environments.
References
Benz, J. P. 1964, Le gisement plombo-zincifere d'Arenas (Sardaigne). These Doct. Ing. 126 p. Nancy.
Bernard, A.. Leleu, M. 1967, A propos de la concentration residuelle de la blende et de la galene. C. R. Acad. Sc. Pariš, t. 265, p. 729—732, Pariš.
B o g a c z, K., Džulynski, S., Haranczyk, C. 1970, Ore-filled hydrothermal karst features in the Triassic roeks of the Cracow-Silesian region. Acta Geologica Polonica, Vol. XX, n« 2, p. 247—267. Warsaw.
Brusca, C., Pretti, S., Tamburrini, D. 1967, Le mineralizzazioni baritose delle coperture di M.te Sa Bagattu (Iglesiente-Sardegna). Rend. Ass. Min. Sarda, n°. 7, p. 89—106.
Brusca, C., Dessau, G. 1968, I giacimenti piombo-zinciferi di S. Gio-vanni (Iglesias) nel quadro della geologia del Cambrico sardo. Industria Mine-raria — anno XIX.
Cross, P., Lagny, P h. 1969, Paleokarsts dans le Trias moyen et superieur des Dolomites et des Alpes Carniques occidentales. Importance strati-graphique et paleogeographique. Sc. de la Terre, t. XIV, n° 2, p. 139—195. Nancy.
C v i j i č , J. 1925, Types morphologiques des terrains calcaires. Le Holo-karst. Comptes rendus des S. de l'Ac. de Sciences. Tour. 180, p, 592—594, CLXXX.
Ford, T. D., King, R. J. 1965, Layered epigenetic galena-barite deposits in the Golconda Mine, Brassington, Derbyshire, England. Econ. Geol., vol. 60 n« 8.
Garrrels, R. M. 1954, Mineral species as funetions of pH and oxidation-reduetion potentials, with special reference to the zone of oxidation and secon-dary enrichment of sulphide ore deposits. Geochim. Cosmochimica Acta, 5, n« 4, pp. 153—168.
L a g n y , P h. 1969, Mineralisation plombo-zincifere triassique dans un paleokarst (gisement de Sala Fossa, province de Belluno, Italie). C. R. Acad. Sc. Pariš, t. 268, p. 1178—1181. Pariš.
L e 1 e u , M. G. 1966a, Le karst et ses incidences metallogeniques, Sc. de la Terre, t. XI, n«. 4, p. 385—413, Nancy.
Leleu, M. G. 1966b, Les gisements plombo-zinciferes du Laurium (Grece). Sc. de la Terre, t. XI, n« 3, pp. 293—343, Nancy.
Llopis-Llado, N. 1953, Karst holofossile et merofossile. 1° Congres International de Speleologie. Tome II, p. 11—50, Pariš.
M ar celi o, A. 1969, Deposition supergenique de galene: les examples de la Sardaigne. Meeting on Remobilization of Ores and Minerals. A. M. S., pp-293—303. Cagliari.
N i c o 1 i n i, P. 1970, Gitologie des concentrations minerales stratiformes. pp. 479. Gauthier — Villars, Pariš.
Tamburrini, D., Violo, M. 1965, Un esempio di deposizione super-genica di galena. Rend. Ass. Min. Sarda, n° 5, pp. 24—36.
Tamburrini, D. 1966, Un esempio di deposizione supergenica di baritina. Period, di Mineral, n« 2, pp. 403—418.
Tamburrini, D., Zuffardi, P. 1967, Ulteriori sviluppi delle cono-scenze e delle ipotesi sulla metallogenesi sarda. Giornata di studi geominerari. p. 19. Agordo.
Violo, M. 1965, I giacimenti piombo-zinciferi di Ain Nouba e Dyebel Hamra (Tunisia). Notizie geo-giacimentologiche. Res. Ass. Min. Sarda, n° 8, parte I, pp. 41—91.
SUMMARV
In this paper, which is a preliminary report, we shall attempt to illustirate some examples of sulphide and barite depositions in karstic environments, whose description was made either by us or by other authors, from different ore districts.
We describe briefly the shapes, the structures and the mineralogical associations of karstic ore deposits, trying to point out similarities and differences among some mining districts.
DISCUSSION
Emberger: D'une fagon generale, avez-vous des informations sur les teneurs en oligoelements des galenes encaissees dans des karsts? D'une fagon plus particuliere, quelles sont les teneurs en argent?
Violo: Cest une question a laquelle je ne peux pas repondre. En e-ffet il y a une tres riche bibliographie sur les mineralisations de la zone de Cracovie. En ce qui concerne les mineralisations en Sardaigne, nous avons des analyses de la galene de la mine de San Giovanni. Elle contient 2 ou 3 kg a 6 kg d'argent par tonne de Pb, avec une moyene de 2,5 kg/t d'argent. Certaines galenes des cavites karstiques dans le calcaire cambrien peuvent contenir jusqu'a 10 kg d'argent par tonne de plomb.
Lagny: Etes-vous certain que la terra rossa a veinules de galene que vous avez observe dans la breche d'effondrement soit contemporaine du remplissage sulfure de la base du gisement? II ne me semble pas que Bogacz, Džulynski et Haranczyk en fassent etat dans leur note. Si mes souvenirs sont bons, le remplissage de la breche d'effondre-ment est essentiellement constitue de sulfures a texture colloforme.
Violo: Je crois que le remplissage de terra rossa avec des veinules de galene est plus recent que la formation massive des sulfures. En effet, la terra rossa est plus repandue dans la partie du Bytom ou les affleure-ments du Trias metallises sont plus voisins a la surface, par exemple, dans la mine de Matylda. On pourrait dire que peut etre une elaboration des eaux superficielles plus recente que la formation des sulfures massifs. Mais a Fechelle du gite il me semble qu'il existe une variation dans la composition mineralogique des couches mineralisees (par exemple dans le gite de Trzebionka ou Smolarska*a decrit deux couches mineralisees), c'est a dire (a part la blende qui est repandue dans tous les gites), pyrite-marcasite dans la partie inferieure et galene dans la partie su-perieure de 1'horizon mineralise.
Amstutz: Regarding the breccia picture you sho<wed I should like to point to the fact that breccias are also abundant in normal sedimentary rocks and do not have to be connected with karst surfaces. In the Missis-sippi Valley-Bleiberg-Silesia deposits many breccia zones exist, either as seismic breccias or differential compression breccias. Since galena is always diagenetically late, it migrates, before consolidation, into spaces available to this "rest fluid" of sedimentary crystallization.
Violo: I am according to Prof. Amstutz that many types of breccia cannot be connected with karstic phenomena; in fact just in the Silesia ore deposits other types of breccia (as they have been described by Gruszczy k** and his coworkers) have been caused by diff erent phenomena. But the supergene origin by weathering activity of the showed breccias is testified, I suppose, by several factors; these are visible in many mining districts as in Sardinia and Tunisia.
* Smolarska I. — "Characteristic of the zine and lead ore deposit of the Trzebionka mine". Polska Akademia Nauk — Warszawa 1968.
**Gruszczyk N.: The genesis of the silesian — Cracow deposits of Lead-zinc ores. Econ. Geol. Monograph 3. 1967.
Observational Criteria for the Classification of Mississippi Valley-BIeiberg-SiIesia Type of Deposits
(An attempt at a brief summary) G. C. Amstutz
First, I would like to congratulate the organizing committee for pro-moting the discussion on mineral deposits in the Alps.
One of the groups of deposits are the Pb-Zn-fluorite deposits of the Mesozoic earbonate province. I thought, it might be of interest to point again to their great similarity with the Mississippi Valley deposits. Also, I feel an answer to the paper by B r o w n in the June 1970 issue of MINERALIUM DEPOSITA is needed. Yet, many papers so far presented at this meeting and many papers which appeared elsewhere (both, in the Joum. of Econ. Geol., and in MIN. DEP.), were actually direct answers to many negative points of B r o w n' s paper.
At first, it may perhaps seem redundant to write another summary on the Mississippi Valley-Bleiberg-Silesia- or M. B. S. type of ores. Yet, a close look at the New York Symposium (Brown, ed. 1967), and especially at the recent attempt of a summary by J. S. Brown (1970) shows that many misunderstandings are hard to die, and a separation between facts and interpretation appears to be most problematic. Indeed, it would be easy to get discouraged in view of the fact that observations of very simple sedimentary features are ignored and suggested inter-pretations are said to be based on no observations even though they are printed or pictured on the same pages. As pointed out elsewhere, it is disappointing indeed to see ho<w the genetic interpretation of ore deposits in some instances stili rests on pre-Darwinian patterns of thought. These are of course entirely subconscious. The best way to get out of them is probably a continued discussion of observations which illustrate the logic of geological relations, and not to ignore them. Because of this situation and for the reasons j ust given, a new attempt is made to summarize the essential characteristics of the so-called M. B. S.-type of mineral deposits.
The term Mississippi Valley-Bleiberg-Silesia (M. B. S.) is preferred to the restrictive term Mississippi Valley for various reasons. First, the environment in which stratabound Pb-Zn-barite-fluorite-(Cu-Co-Ni)-de-posits of sedimentary diagenetic traits are forming, are not restricted to Continental platforms. Second, they are not restricted to one geological
period or to one continent. Third, in certain environments, they grade into Kupferschiefer or red bed, or massive sulfide deposits. Fourth, they range ali the way from absent to positive volcanic-exhalative affiliation. They are observed in undisturbed as well as in metamorphosed and folded terrains.
Naturally the type name could include many more locality names in many continents, but this would not be convenient. The three names proposed here represent perhaps a "happy medium". Also, it is probably not very useful to apply only geotectonic differences for subdivisions in a classification of ore deposits.
B r o w n suggested, at the beginning of his paper, a wide and un-classified variety of criteria for classifying a deposit as of the Mississippi Valley type. At the end of his paper, he turns around and suggests to apply Pb-isotope ratios «nly. He wants to exclude ali deposits which do not have J-type lead.
With regard to the unclassified collection of criteria, I should like to suggest a simple, but systematic set of criteria. These criteria ought to be equally useful for exploration as for theoretical work on the genesis. I have described many of them previously and will therefore only repeat the most essential traits.
Despite the diversities between the Pb-Zn-deposits of the Alps and the Mississippi Valley deposit just mentioned, there are many common traits. These may be summarized as follows:
a)	Regional scale: An essential characteristic of most M. B. S. deposits is their "omnipresence" in carbonate provinces, both on continental plat-forms and along geosynclinal belts. As again shown by some authors of the New York Symposium on these deposits, the carbonate province extending from Alaska through Canada and the Middle West down to Texas and Mexico, contains hundreds of economic and non-economic deposits of this type. On the North American continent, this Paleozoic sedimentary province extends also to the West, for example the North of Washington State (Metalline District) and to the East (Appalachian equivalents, such as the Tennessee deposits in the same Paleozoic sedi-ments).
Identical descriptions from literally ali sedimentary carbonate provinces can be given with comparable, though not always equal quantities of the same stratabound base metal sulfide deposits. Consequently, this coin-cidence in space and time with a "host-rock" may be called large scale congruence. In the French terminology, these sedimentation environments are the regional1 or continental metallotect for the M. B. S. type of deposits. One of the best known areas is the Pb-Zn-Belt of the Alps.
b)	On the local i. e. mine and outcrop scale, the M. B. S. type deposits coincide with such paleogeographie features as coast lines, bottom highs ("haut fonds"), both with or without a clearly developed reef facies, or with other zones (displayed by rhythmic sedimentation).
Many of these congruencies have been listed and pietured in the summary of Nicolini (1970). These again may be called metallotects of a second type. Most papers on such deposits which pay more than a
passing attention to the wall roek, described such metallotects in many details and show an almost perfect degree of congruency between ore features and the named sedimentary structures. Again, the book by Nicolini is specifically strong in regard to features on this scale. With regard to the Triassic of the Alps Maucher & Schneider (1967) have presented many important observations.
c)	On the handspecimen scale a large number of typical sedimentary features have become known in M. B. S. ores during the past ten to fifteen years. Again, only some typical ones can be named, which are common to ali or most of the deposits of the M. B. S. type.
The simplest ones are bedding features, such as simple layering, cross-bedding, ripple marks, associated stylolites, stratigraphic pinch-outs, swells, slumpages, intraformational breccias, load casts, etc. (compare the frontispiece of Larsen&Chilingar, 1967, and several other ligures, e. g. figures 4, 6 and 7 in Amstutz et al., 1964, and figure 7 in Amstutz and Bubenicek, 1967).
More rarely, but statistically significant (because of a congruence of frequency of occurrences with and without ore), are such special features as sedimentary dykes with or without associated mud volcanoes, mud cracks, karst horizons, submarine erosion channels etc. (compare P a r k & Amstutz, 1968; A m s t u t z & P a r k , 1967; M a u c h e r & S c h n ei -der, 1967; Park, 1969; Zimmermann, 1969a & b; Zimmer-mann & Amstutz, 1971). A very neat fossil mud volcanoe in Cam-brian beds with sulfides in the Mississippi Valley province was described by this author for example in 1967 (figures 17 and 18).
Again, the congruencies on this level are astonishing and a most attractive field of research, which was neglected until about 12 years ago.
d)	The microscopic scale has played a special role in the recent re-interpretations, especially within the Mississippi Valley itself (compare the papers by Amstutz et al., 1964, and Amstutz & Bubenicek, 1967, Park , 1969). On this scale the diagenetic crystallization and recrystallization sequences showed with perplexing clarity that even on this small scale and even down to very delicate details, perfect congruencies exist between the normal common mineralogy and the same sediments containing ore minerals. In this connection, the reference to the papers quoted should suffice (compare also Park and Amstutz, 1968; and Amstutz and Park, 1967 and 1970/71).
After this very brief summary of criteria which may be of use in the classification of M. B. S.-deposits, I should like to underline some pre-requisits for a good hypothesis in ore genesis:
First, interpretations should not be made on evidence from one scale only; second, none of the congruencies are a priori more important than others; third, chemical or compositional evidence also works with congruencies (histograms, phase diagrams, etc.); fourth, the compositional (chemical, physicochemical) and the geometric (textural) evidence should be used "at par", i. e. none should be overrated; and finally, an inter-pretation or theory should be considered to be a working hypothesis, because our interpretations are ali subjective, i. e. full of cultural, which
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means historical and geographical relativity; and we need the next younger generation or colleagues with a different cultural background to tear us loose from our own idiosyncraces, our own subconscious ties to stiff dogmas. These bonds have a different character and lie in different fields in each generation.
Now with regard to the suggestion of B r o w n at the end of his paper, to classify the Mississippi Valley type of deposits only according to Pb-isotopes: It appears somewhat peculiar, in principle, to use a pro-perty of unknown nature as a criterion for classification. Why not use the known properties? Also, one should not be satisfied with the result of the "J-type pattern", i. e. with words such as "undatable, futuristically anomalous lead" (Brown, 1970, p. 117). We want to know the reason for the anomalous nature. This reason must lie in so far unknown factors of isotopic fractionation. Here is an interesting open field for investigation. On the ground of a perfect match of the textural evidence on ali four scales, we suspect that the fractionation factors are of diagenetic age. Whether the originally available lead was also different or not, in the three different areas, is equally unknown. Therefore, we are presently in-vestigating the isotopic ratios of lead with different diagenetic histories and from different facies paleogeographic environments. Combined with fluid inclusion data, we may perhaps obtain an answer and eliminate the enigma of the J-type lead.
At many places of B r o w n' s paper, one finds statements which, to an economic geologist trained before about 1960, sound like reasonable objections, but to a sedimentologist are not acceptable. This only illus-trates the enormous gap in the traditional education of the so-called "economic geologists". (After presenting the first paper on sedimentary features in sulfide deposits at the Annual Meeting of the SEPM in Dallas in 1958, one of the leading sedimentologists came to me and said: "Finally an economic geologist is getting interested in sedimentary textures. Please, let us have your paper for publication"). But this gap stili! has to be closed in some universities, despite the fact that by far the largest proportion of today's base metal deposits occurs in sediments.
Some of these statements in B r o w n' s paper are:
1. On replacement (p. 115—116): "... many European geologists simply cannot accept in the light of their conviction that no positive evidence has yet been developed to prove that the geopetal features on which so much stress is laid could not be merely pseudomorphs from later replacement, or results of solution and settlement in lithified rocks long after dia-genesis". In view of such statements, it is hard to refrain from saying: "please look closer". An old Missouri slogan says: "I'll believe it when I see it", and if you look close enough, what do you see? You see details which in part have been published — but obviously not often enough: one sees first of ali no textural evidence for postdiagenetic replacement. And if there is a replacement, it has been shown on the grounds of ample sedimentological evidence that it is of diagenetic age. Also, this replacement affects only specific crystal phases and not complete nodules. But
the positive evidence for a diagenetic age is abundant. In figures 4, 6, 7 and Plate II, and again in figure 9 in Amstutz et al. (1964) and figures 3, 4, 5, 7, 17, 18 and Plate II, and other figures from the Mississippi Valley or similar sedimentary provinces in Amstutz and Bubenicek (1967), the textures display an obvious diagenetic crystallization sequence. This is seen on the basis of many converging patterns, such as the de-creasing idiomorphism of later ("overgrown") phase, the fracturing of earlier phases (pyrite-rnarcasite); the filling of the breaks by later phase", (e. g. chalcopyrite or galena or late carbonates); the load east formation by the agglomerations of early phases (marcasite-pyrite nodules), which are obviously denser than their surrounding matrix rich in clay minerals and carbonate ooze.
If this evidence is not positive enough, one wonders how J. S. B r o w n would like to define the term positive. It is certainly very negative for any epigenetic mimetic replacement theory. In addition, other logic approaches (observations and analogies, compare Amstutz, 1967/69) make an epigenetic interpretation most improbable if not impossible.
The results of the fluid inclusion work are used as a strong hold of the epigeneticist. There is hardly any justification to this, because of the following reasons: The temperatures known to exist during diagenetic stages certainly approximate those found by the inclusion work. The difference between the average of these temperatures is not essential enough to east any serious doubt on a diagenetic age of the sulfide crystal-lization, inasmuch as the understanding of the process of inclusion formation is stili somewhat incomplete. The methods of fluid inclusion work and the detailed observations have reached a remarkably high level; but it is naive to1 believe that sophistications of interpretations always stay in pace with that of the observations. To mention only some questionable steps in the interpretations given in some papers; it is highly improbable that the voltime of fluid and gas is representative, if the co-ncentrations differ so strongly from those known from pore solutions during the early and medium periods of diageneses. Consequently, the heating temperatures may require certain corrections. It is hoped that the weight of ali the other eriteria speaking for a diagenetic age of sulfide crystallization will prompt more work on the unknown factors involved in the inclusions of trapped fluids. A detail to be investigated more closely is the surface chemical effects of the trapping of fluids. Obviously the concentrations present near the surface of a crystal and in slowly shut off cavities may be different from those in pores. Also the time of formation of the cavities (e. g. during the diagenetic crystallization or the recrystallization process) is important. Consequently, the textural position (paragenetic generation) of the sample is important and any fluid inclusion data without accom-panying petrographic information are not of much use.
Before closing, I should like to make a remark on the use of the terms syngenetic and epigenetic. Rather than to ban these terms, they ought to be used more carefully in the literature. Both terms are quite useful, if the reference in space and time is given. This means, these terms have to
be given in relation to something else. Also, we have to realize that petroleum geologists and sedimentologists use the term in a different way; for them, diagenesis is already epigenetic.
I simply propose and repeat here that the use of the two terms is perfectly in order, if and when the space and tirne relation is given. Let me illustrate this briefly with two examples:
—	The sulfidization of fossil plants is certainly epigenetic with regard to the tree growth; it may also be epigenetic with regard to the trans-portation and the beginning of the decay. However, it may be syngenetic in regard to the burial and diagenetic fossilization.
—	The same is true with regard to the sulfidization of mafic minerals in crystal sands around fumarolic activity.
The determination of "syn" versus "epi" is normally one of congruence versus non-congruence, as pointed out many times elsewhere.
In conclusion, and also in answer to the lengthy discussion by Brown, I would like to suggest the following:
Regional, paleogeographic, and local concordances or congruencies between the ore and the country ročk are not "minor facets of the evidence", as B r o w n states. They are rather the main criteria in exploration and even those vvhich have made the new lead belt in Missouri many times more important than before 1958. These regional and textural criteria also served as the best exploration guides in the Alps, as we have seen in many interesting papers in this Symposium.
Bibliography
A m s t u t z, G. C., Ram do hr, P., E1 Baz, F., and Park, W. C. 1964, Diagenetic behaviour of sulphides. In: Amstutz, G. C., ed.: Sedimen-tology and ore genesis. Development in sedimentology 2. 184 p. Elsevier, Amsterdam.	I
Amstutz, G. C., and Bubenicek, L. 1967, Diagenesis in sedimen-tary mineral deposits. In: Developments in sedimentology 8: Diagenesis in sediments, p. 417—475. Elsevier, Amsterdam-London-New York.
Amstutz, G. C. 1967/1969, The logic of some relations in ore genesis. In: Sedimentary Ores. Proc. 15*h Inter-University Congress, p. 13—26, Leicester, Dept. of Geology.
Amstutz, G. C., and Park, W. C. 1967, Stylolites of diagenetic age and their role in the interpretation of the Southern Illinois fluorspar deposits. Mineral. Deposita 2, p. 44—53. Berlin.
Amstutz, G. C., and Park, W. C. 1970/71, The Paragenetic Position of Sulfides in the Diagenetic Crystallization Sequence. In: Soc. Mining Geol. Japan, Spec. Issue 3, p. 280—282 (1971). Proc. IMA-IAGOD Meetings 1970, IAGOD Vol.
B r o w n , J. S., ed. 1967, Genesis of Stratiform Lead-Zinc-Barite-Fluorite Deposits. Econ. Geol. Pub. Co., Monograph 3.
B r o w n, J. S. 1970, Mississippi Valley Type Lead-Zinc Ores. Mineral. Deposita 5, p. 103—119. Berlin.
L a r s e n , G., and C h i 1 i n g a r , G. V., ed. 1967, Diagenesis in Sediments. Developments in Sedimentology 8. Elsevier, Amsterdam.
M a u c h e r , A., and Schneider, H. J. 1967, The Alpine Lead-Zinc Ores. In: Symposium: Genesis of Stratiform Lead-Zinc-Barite-Fluorite Deposits. Econ. Geol. Pub. Co., Monograph 3, p. 71—89.
Nicolini, P. 1970, Gitologie des concentrations minerales stratiformes. 792 p. Gauthier-Villars, Pariš.
Park, W. C. 1969, The genesis of the Southern Illinois fluorspar deposits. Ph. D. thesis, 226 + 153 p. Heidelberg.
Park, W. C., and Amstutz, G. C. 1968, Primary 'Cut-and-Fill' Channels and Gravitational Diagenetic Features. Their Role in the Interpretation of Southern Illinois Fluorspar Deposits. Mineral. Deposita 3, p. 66—80. Berlin.
Zimmermann, R. A. 1969a, Sediment-Ore-Structure Relations in Barite and Associated Ores and Sediments in the Upper Mississippi Valley Zinc-Lead District Near Shullsburg, Wisconsin. Min. Deposita 4, p. 248—259. Berlin.
Zimmermann, R. A. 1969b, Stratabound Barite Deposits in Nevada. Min. Deposita 4, p. 401—409. Berlin.
Zimmermann, R. A., and Amstutz, G. C. 1971, Intergrowth and crystallization features in the Cambrian mud volcanoes of Decaturville, Missouri, U. S. A. In: "Ores in Sediments". SGA Symposium at the VIIIth International Sedimentological Congress 1971. IUGS, Series A, no. 3 (in print).
SDMMARY
An attempt is made to give a systematic list of genetic criteria for a classification of Pb-Zn-Cu-(Ni-Co)-Ba-Deposits of the Mississippi Valley--Bleiberg-Silesia type of deposits.
Four classes of criteria are given starting with the regional scale and proceeding to the outcrop, handspecimen and microscopic scale.
DISCUSSION
Petrascheck: I'dont feel perfectly happy if the alpine lead-zinc deposits, alpine in the geographical sense, are parallelized with the epicontinental type of the Mississippi-Valley-Upper Silesia-Cevennes in Southern France. I think there is a fundamental difference. The alpine Pb and Zn deposits are Triassic and occur in a geosyncline. Maybe a miogeosyncline, but anyhow it is not epicontinental. We have a clear submarine volcanism, we have thick series, and so without any other conclusions I think it would be better to distinguish this paleogeographic environment.
Amstutz: Thank you for this interesting question. Professor Petrascheck has mentioned three terms. One, epicontinental versus geo-synclinal, two, the facies and three, the volcanism. I agree with the regard to the first point, the geotectonical difference. About the third one, we are not sure yet. In the Mississippi Valley, as a matter of fact, in the center of the Mississippi Valley mineralization, there is in the same age, in the Cambrian, a volcanic explosion crater and volcanic tuffs. This fact has been kept secret for about ten years by the St. Joseph Lead Company, but we now know that volcanism occurred. So this is not a real difference. Now with the regard to the second item, the facies, I don't think that we find big enough differences to> use it as a differentiation.
Uytenbogaardt: It does not completely belong to the lecture but can Prof. Amstutz teli us in a few minutes something about the lead and zine of the MBS type of deposits?
Amstutz: The first part of the answer is something which I always emphasized in Missouri to my students: that I believe that this is not the first question to ask. It is much more important to look first at the deposit and to develop the geometric and geochemical criteria for a mode
of deposition. This will help us then to answer the second question: Where did the metals come from? Now, in regard to Missouri, or rather ali the Mississippi Valley type deposits, we don't find any channel-ways. So this already points to other possibilities and it is also very likely impossible to have it form in a way in which B r o w n suggested in his book on ore genesis. The question, where did the lead came from, has to be answered in the next few years. I don't beheve it is such a terribly important question because if you make a geochemical balance over these huge provinces including, of course, the sandstones and the shales in them, the total Pb and Zn which you get is not higher than the average Pb and Zn which is reported as an average for sediments. Why is this so? The concentration of these elements follows similar lines as the concentration of Ca, Si and some other elements. The average sediment composition is much more differentiated, than that of the igneous rocks. If you take the average igneous ročk, you always have SiO, between 35 and 70 %>, or even narrower. But if you take the sediments, the concentration of the Si02 in the average limestone is very low, and in the average sandstones it is very high, and this we can say for practically ali! elements.
So I am not astonished that we also get very pure PbS beds, in the Lead Belt for example, or here in the Alps, or very pure ZnS beds. So I am not astonished at that, and I think we can derive in most places these metals as a product of erosion which travelled in suspension to the oceans. The next step we don't know yet, but there are five la-boratories at least working on a solution for it. What we would like to know during the next 5 or 10 years are the factors which lead to a concentration of the dissolved or adsorbed metals in preferred areas. And as soon as we know them, we may also be able to say more about the origin of the elements. I think they can be of an exhalative or a purely erosional origin. To me this question is not so important as to1 some other colleagues.
Maucher: Zu Ihrer letzten Frage nach der Herkunft der Erze mochte ich mich auf den Standpunkt von Herm A m s t u t z stellen. Es ist gar nicht so1 wesentlich, wo das Material herkommt, und ich glaube, daB man diese Frage gar nicht eindeutig beantworten kann. Es wird Lagerstatten geben im karbonatischen Milieu, bei denen die Metalle aus reinen Ver-witterungslosungen kommen, und es wird Lagerstatten geben, bei denen sie aus salinaren Losungen kommen, und es wird Lagerstatten geben, bei denen sie aus vulkanischen Losungen kommen. Hier wird wahrscheinlich der wesentliche Unterschied zwischen den epikontinentalen und den geosynklinalen Lagerstatten liegen. Man muB also ervvarten, daB die ganzen Untersuchungen iiber die Herkunft der Metalle sehr verschiedene Ergebnisse geben werden. Es ware vollig falsch, sich dariiber zu streiten. Das Wesentliche ist die Frage, was ich schon mehrfach gesagt habe, des Milieus, in dem die abgelagerten Erze angereichert werden. Dies ist die erste und wichtigste Frage. Die Frage, wo die Losungen her sind, ist in Wirklichkeit die sekundare Frage.
Wenn wir uns iiber eine Erzlagerstatte unterhalten und iiber ihre Genese, dann wollen wir j a wissen, durch welche Vorgange die erhohte
Stoffkonzentration an dieser Stelle entstanden ist. Der Vorgang der Konzentration ist das Wesentliche, nicht der Vorgang der Zufuhr, denn die Zufuhr allein bedeutet noch keine erhohte Konzentration. Wenn ich von einer Lagerstatte als »syngenetiseh« spreche, darf ich das nur tun, wenn der Konzentrationsvorgang syngenetisch, das heifit gleichzeitig und auf dieselbe genetische Art und Weise abgelaufen ist wie die Bildung des umgebenden Gesteins. Epigenetisch darf ich nur etwas nennen, dessen Konzentration nachtraglich, nach der Entstehung des Umgebungsgesteins erfolgt ist. In der Diskussion werden »syngenetisch« und »epiginetisch« meistens auf ganz verschiedene Dinge bezogen und gar nicht mehr auf den Vorgang der Stoffanreicherung in der Lagerstatte. Daher kommen die groBen MiBverstandnisse. Wenn wir immer nur vom Konzentrationsvorgang sprechen wiirden, dann ware der Fall der Syngenese oder Epigenese in seiner Definition sehr klar.
The Problem of the Ore-Mobilization and -Transport in the Lead-Zinc-Ore Deposits of the Ost-Alpine Middle Triassic Beds
Hans-Jochen Schneider SUMMARY
After twenty years of discussion on the genesis of the so-called Alpine lead-zinc-ores now the major part of our colleagues agree upon the syn-genetic (partly syn-sedimentary) origin of the ore matter. However, in the mest deposits there are dominating replacement struetures (chiefly the mineable ore bodies!) and unconformable ore veins, which we now must interprete as products of remobilization processes. The different stages of transformation and recrystallization are fixed in many figures, from the scale of thin sections up to outerops.
Graingrowth and replacement fabrics of ores as well as of carbonate host roeks show nearly the same stages, thus proving their interdependency with the diagenetic development. Whereas ore fabrics reveal an evident tendency to a more rapid graingrowth than the carbonate ročk. Inter-pretations of this well known behavior are presented by activity of formation water and specific physico'-chemical conditions during the diagenesis.
The most important groups of factors controlling the diagenetic transformation processes and remobilization of ore matter are:
1.	Solubility equilibria of primary sulfides.
2.	Facies of sedimentary host ročk and its paleogeographie patterns.
3.	Composition and phvsico-chemical conditions of pore solutions and their alteration (e. g. salinity, concentration, temperature, pressure).
4.	Permeability of host ročk, changing with diagenetic stages.
5.	Succession and intensity of ali processes depending on the geological history (e. g. geosyncline — orogenesis).
6.	Spatial trend (direetion) of the aeting fluids (solution — transport —• precipitation).
DISCUSSION
Amstutz: I simply would like to underline for my part, as an outsider, the importance of this very early work and it is certainly niče to 1'ook back now and see how important these observations have been. I would again
like to say how happy I was to visit Munich in 1958 and to see my observations in the Mississippi Valley confirmed. After 1958 I had an opportunity for frequent exchange. Now back to the subject: I am not sure whether I would agree with your term "early diagenetic". I suggest in turn to use the terminology of D a p p 1 e s and of some other sandstone and carbonate specialists who do not consider anything early any more when cementation has started. There are normaly three phases of diagenetic differentiation. What you consider here an early diagenetic re-mobilization in their terms would be called middle or late diagenetic re-working, because as soon as the cementation has started or is finished, this is already middle to late diagenetic. I am very concerned about this point because I think it is possible to date the sulfide crystallization during diagenesis. Many features, many texture patterns of PbS are only existing the way as we see them because PbS is distinctly late diagenetic. Sphalerite is normally middle diagenetic and pyrite is the so-called "Durchlaufer". Much of it is early, but some of it is occasionally also late. And to finish my point, here I think many geometric patterns we see in regard to the galena are due to its ability to migrate during the early and the middle diagenetic periods. And to migrate sometimes with the mud. So I think it is extremely important in the sedimentary sequence to find a ročk which has not been recrystallized so many times, in order to date and to observe the patterns there and to date also the sulfides. And then to go beyond and to look at the more recrystallized patterns. That is also the suggestion I make with regard to the metamorphic deposits. I myself don't dare to look at the metamorphic deposits without knowing the normal metamorphic sequence.
Schneider: The problem of calling this earl'y diagenetic or middle diagenetic processes, that's a problem very often discussed amongst ali sedimentologists especiallv those dealing with carbonate rocks. I showed you a slide of the so-called Wetterstein limestone with a special texture. We hawe small parts of two to three cms in diameter (they are stained by alizarine-S red as calcite) and outside you have a white or grey rim. They are formed by an early diagenetic dolomite. And this also has been accepted by Mr. Falk and Mr. Friedman, just in Heidelberg we had a discussion about it. I know or we ali know in Germany that a great part of sedimentologists, especially American colleagues, don't believe in this. But now they are changing their minds. You see, this rim of dolomite is formed during the resedimentation of the breccia. And this was proved for the early diagenesis. Because, this is only possible, this dolomite forming, at that period by short uplift at the supertidal level. And this is observed also today, recently. In the reefs of the Caribbean Sea and in the Persian Gulf have been observed these recent early diagenetic formings of dolomite. And also Miiller observed this and has published it, from the Teneriffa, I suppose. And if you have in the same part of where you have some brecciated parts of galena or sphalerite, then you must agree with the early diagenetic process.
Amstutz: I won't disagree with this, but what we actually have here is a misunderstanding. I entirely agree with you that you have two
periods of diagenesis, one first formed the zine layers which then were brecciated, and then followed the second period of diagenesis, this is, you have at the early stage of diagenesis the change around the rim. You have two periods of diagenesis, and one may speak of a rejuvenation of diagenetic crystallization.
Schroll: Die Lagerstatten der ostalpinen Mitteltrias haben ihre ther-misehe Geschichte. Dariiber, ob die syngenetische Ausscheidung bei hoher Temperatur erfolgt ist, kann man streiten. Aber die Annahme des zweiten thermisehen Ereignisses, das Sie in die Kreide oder in den Jura verlegen, moehte ich durch folgenden Gesichtspunkt unterstiitzen: Wir konnen die Existenz des blauen Anhydrites, der eine Spatbildung ist und nach den Isotopenuntersuchungen Meerwassersulfat enthalt, nur so erklaren, daB es primaren salinaren Gyps gegeben hat. Die unregelmaBigen Verdran-gungsmassen blauen Anhydrites miissen zu einem spateren Zeitpunkt unabhangig von der Vererzung gebildet worden sein.
Es wird noch folgende Frage gestellt: Sie haben mikroskopisehe Ein-schliisse von Erzmineralen erwahnt, die Sie in Bleiglianz und Zinkblende gefunden haben. Es hatte mich interessiert, ob Sie auch Thalliumminera-lien gefunden haben und welche?
Klemm: Tl-Gehalte lieBen sich in der Schalenblende lediglich auf diskreten Schalenpartien qualitativ mit der Ionenmikrosonde nachweisen. Ob das TI an submikroskopisehe Kristallite im Porenvolumen an das ZnS gebungen vorliegt, lieB sich nicht ermitteln.
Maucher: Vor nunmehr 20 Jahren hat Herr Schneider seine Arbeiten iiber die Blei-Zink-Lagerstatten in Karbonatgesteinen der alpinen Trias begonnen. Es soli hier betont werden, daB er der erste war, der die syn-sedimentaren Strukturen erkannt hat. Es ist sein Verdienst, die wertvolle Diskussion iiber die Blei-Zink-Lagerstattten in Karbonatgesteinen (z. T. gemeinsam mit Taupitz) ausgelost zu haben. Seine Ergebnisse wurden von mir in einer gemeinsamen Arbeit bereits 1956 beim Internationalen geologisehen Kongress in Mexiko- vorgetragen. Ich moehte hier auf die Prioritat von H. J. Schneider und auf seine Verdienste heute, nach 20 Jahren, betont hinweisen.
Neue Aspekte zum Problem der ostalpinen Spatlagerstatten am Beispiel einiger Paragenesen vom Ostrand der Alpen
Werner Tufar
Zusammenfassung
Bisher wurden die Eisenspat-Lagerstatten am Ostrand der Alpen als typisch »jung«, d. h. alpidisch und als tektonisch nicht beansprucht an-gesehen. Die Neuuntersuchung gewisser Siderit-Lagerstatten zeigte, daB diese Auffassung nicht weiter aufrechterhalten werden kann. Diese Siderit-Lagerstatten lassen ein praalpidisches Alter sowie starke tektonische Beanspruchung und Durchbevvegung erkennen. Sie liegen heute in um-gepragter, metamorpher Form vor. Zum gleichen Ergebnis fiihrte die Untersuchung einer in diesem Gebiet neu aufgefundenen Vererzung mit sideritischem Karbonat, welche als charakteristische Gemengeteile Granat, Graphit und Molybdanglanz enthalt.
Jene Paragenesen mit Siderit lassen ersehen, daB Siderit in genetisch unterschiedlichen Bildungen auftritt und ergeben ferner, daB Siderit und somit Spatlagerstatten in den Ostalpen auch in voralpidischer Zeit ge-bildet wurden.
Durch die Untersuchung dieser Eisenspat-Lagerstatten wird die Problematik der bisherigen Auffassung der ostalpinen Spatlagerstatten und damit der Metallogenese der Ostalpen veranschaulicht.
Experimentelle Untersuchungen widerlegen ebenfalls, daB die in den verschiedenen Stockwerken auftretenden ostalpinen Spatlagerstatten einer gemeinsamen Bildung angehoren.
Die ostalpinen Spatlagerstatten stellen keine zusammengehorige ein-heitliche Gruppe dar. Sie wurden, wie iiberhaupt die Lagerstatten der Ostalpen, sowohl in alpidischer wie in praalpidischer Zeit gebildet.
Die Spatlagerstatten der Ostalpen nehmen seit langem bei der Behand-lung des Problems der ostalpinen Metallogenese eine besondere Stellung ein. Der Mineralinhalt, die Entstehung und das Alter der Siderit- und Magnesitlagerstatten der Ostalpen wurde in einer groBen Anzahl von Veroffentlichungen untersucht.
Von den alteren Arbeiten sei besonders auf die Beitrage von K. A. Redlich (1903, 1907, 1909, 1914, 1931, 1934) und K. A. Redi ich und O. GroBpietsch (1913) zu diesem Thema verwiesen.
Das Fundament vieler Untersuchungen iiber die Vererzung der Ostalpen bilden die vergleichenden Lagerstattenstudien an Magnesiten und Sideriten der Alpen von W. Petrascheck (1932).
Darin folgert W. Petrascheck (1932), daB die Magnesite und Si-derite der Ostalpen eine einheitliche und genetisch zusammengehorige Gruppe darstellen, gleichgultig ob sie in Gestalt von metasomatischen oder gangformigen Lagerstatten auftreten. Dariiber hinaus waren die Magnesite und Siderite in den Alpen zonar angeordnet, wobei diese zonare Anordnung durch die Tiefenlage und nicht durch des stratigraphische Niveau bedingt werde. Selbst innerhalb des alpidischen Zyklus stuft er die Lagerstatten jung ein, da sie posttektonisch waren und nur Spuren germanotyper Tektonik erkennen lieBen. Eine Rekristallisation oder eine Metamorphose von Lagerstatten schlieBt W. Petrascheck (1932) aus, da nach seinen Untersuchungen die Lagerstatten noch ihr Pri-margefiige zeigen. Nur gelegentlich soli eine lokale Mylonitisierung auftreten.
E. Clar (1947, 1953) bestatigt in seinen zusammenfassenden Untersuchungen iiber die ostalpine Vererzung die Auffassung von W. Petrascheck (1926, 1932, 1947). Als Begriindung fiir eine einheitliche alpi-dische Vererzung der Ostalpen fiihrt E. Clar (1953) die raumliche Zo-nengliederung und das alpidische Alter an, d. h., die Lagerstatten waren jiinger als die Haupttektonik der Ostalpen.
Kiirzlich wurde von E. Clar (1965) eingehend das Bewegungsbild des Gebirgbaues der Ostalpen behandelt und bei dieser Gelegenheit unter-strichen, daB dieses Bewegungsbild die Zonenanordnung der alpidischen Metallogenese bestatige. Er verweist dabei auch auf die Eisenspat-Lagerstatten des Alpen-Ostrandes. Nach seinen Untersuchungen lage der Herd fiir den aszendent-epigenetischen Anteil der spatorogenen und in bezug auf die tektonischen Strukturen post- bis parakinematischen Vererzung im Mobilisationsbereich der metamorphen Tiefenachse des Gebir-ges. Die Mobilisation selbst hatte sich in der Oberkreide und im Alttertiar vollzogen. Das heutige Nebeneinander der metallogenetischen Zonen sei auf den Vorgang des Zergleitens in jiingerer Phase aus einer urspriinglich vertikalen Folge wahrend der Lage iiber dem Herdgebiet abzuleiten. Der bestechendste Hinweis auf diesen Vorgang ware nach E. Clar (1965) die schon von W. Petrascheck stark hervorgehobene Verdopplung der Sideritzonen: In Nordkarnten und im Wechselabschnitt stehe der reichen Sideritzone der nach Norden abgeglittenen Grauwackenzone parallel dazu eine siidlichere Sideritzone im tektonisch tieferliiegenden und zuruck-gebliebenen Kristallin (mit relativ autochthoner Sedimentdecke) ge-geniiber. Wenn man die beiden gedanklich iibereinander anordne, entspra-che dies im Mittelabschnitt auch einer Abfolge ihrer Bildungstemperatur.
Fiir die zu seiner westkarpathisch-alpinen Erzprovinz zahlenden Lagerstatten der Ostalpen unterstreicht W. E. Petrascheck (1955, 1963), einmal den groBzugigen Zonarbau mit symmetrisch abnehmender Bildungstemperatur. Dieser ware von einem Tiefenherdbereich unter den Zentralalpen ausgegangen. Das junge Bildungsalter der Lagerstatten, vor-wiegend tertiar, teilweise auch noch oberkretazisch, ware gesichert.
Vor kurzem ging W. Petrascheck (1966) von diesem Schema etwas ab. Er nimmt zwar weiterhin nur ein alpidisches Alter fiir die ost-alpine Vererzung an, verteilt diese aber zeitlich auf die gesamte Dauer der Evolution der Ostalpen vom alpidischen Geosynklinalstadium bis in das spatorogene tonalitische Intrusionsstadium. Was den bisher unter-strichenen Zonarbau anbelange, so hatten die mehrphasigen Deckenschtibe und die auf den periadriatischen Tonalitplutonismus zuruckgehende spatorogene Gold- und Sideritvererzung im zentralen Alpenkern das schein-bare Bild einer einheitlichen symmetrisch-zonaren Vererzung geschaffen.
In zahlreichen Arbeiten behandelt O. M. Friedrich (1942—1969) die Vererzung der Ostalpen und dabei besonders deren Siderit- und Magnesitlagerstatten. Auch er stuft die Lagerstatten der Ostalpen, von wenigen Ausnahmen abgesehen, als »jung«, d. h. alpidisch, ein. Die Lagerstatten des Alpen-Ostrandes werden von O. M. Friedrich (1968) in einer kiirzlich erschienenen zusammenfassenden Arbeit als einheitlich alpidisch eingestuft. Die zahlreichen altersmaBig und genetisch so unter-schiedlichen Lagerstatten dieses Gebietes wurden allerdings nicht naher untersucht. In einer friiheren Zusammenf assung hatte O. M. Friedrich (1962) als Beweis fiir ein alpidisches Alter angefiihrt, daB in Lagerstatten dieses Gebietes ».. . kein Siderit bekannt ist, der durchbewegt und nach-her rekristallisierte . . .«.
Wieweit die hier abriBhaft skizzierte bisherige Auf f assung eines jun-gen, d. h. alpidischen Alters der Vererzung der Ostalpen und somit deren Spatlagerstatten, zutreffend ist, laBt sich am Beispiel einiger Siderit-Lagerstatten des Alpen-Ostrandes uberpriifen.
Vorkomrnen von Eisenspat treten an mehreren Stellen im unterost-alpinen Semmering-Mesozoikum auf. Ihr Alter steht somit als alpidisch fest.
In der Grobgneisserie des unter ost alpinen Altkristallins, einer voralpi-dischen Kristallinserie mit alpidischer Diaphthorese, Uegt die Eisenspat-Lagerstatte von Pitten. Die Neuuntersuchung dieser Siderit-Lagergange durch W. Tufar (1970a, 1972) ergab ein praalpidisches Alter der Vererzung. Diese wurde stark tektonisch beansprucht und durchbewegt und hegt heute in umgepragter, metamorpher Form vor. Durchbewegter und nachher rekristallisierter Siderit laBt sich — entgegen der SchluBfolge-rung von O. M. Friedrich (1962) — in dieser und in anderen Siderit-Lagerstatten dieses Gebietes nachweisen. Eine Metamorphose des Vor-kommens fand bereits in voralpidischer Zeit statt und fiihrte zu der fiir Pitten typischen Magnetitsprossung in den Siderit-Lagergangen. Diese zeichnen sich durch einen mannigfaltigen Mineralinhalt aus, was sowohl Gangarten wie Erze anbelangt.
Im Altbestand dieser Lagerstatte laBt sich mit sideritischem Karbonat auch Hochtemperatur-Kupferkies nachweisen. Daraus ergeben sich Bil-dungstemperaturen, wie sie von alpidischen Paragenesen in diesem Gebiet nicht erreicht wurden (vergl. W. Tufar (1963, 1968a, 1969). Diese Temperaturen waren auBerdem um einiges hoher als jene, welche die bisherige Auffassung fiir die gegeniiber den Sideriten als hoher temperiert angesehenen Magnesite annimmt.
Charakteristisch sind fiir diese Vererzung auBerdem Magnetkies, Wis-mutglanz und Spuren von gediegenem Gold. Dies ist von Bedeutung, da H. Meixner (1953a) in einer zusammenfassenden Arbeit anfiihrt, daB ein bemerkenswertes Ergebnis das Fehlen von Bi-Mineralen im Eisenspat-lagerstattenzug vom Semmering iiber den steirischen Erzberg bis zur Teltschen bei Aussee sei. Wie die Untersuchungen von W. T u f a r (1972) zeigten, tritt in der Eisenspat-Lagerstatte von Pitten neben Wismutglanz noch Emplektit auf. AuBerdem finden sich nach W. Tuf ar (1965) gedie-genes Wismut, Wismutglanz, Emplektit und (?) Aikinit-Patrinit im Siderit der Knappenkeusche bei Steinhaus am Semmering.
Die ebenfalls im unterostalpinen Altkristallin gelegene Lagerstatte vom Buchwald ober Waldbach stellt nach W. Tuf ar (1968c) wieder eine praalpidische Bildung dar. Diese zeichnet sich durch die Paragenese Siderit-Granat aus und enthalt ebenfalls Hochtemperatur-Kupferkies. Granat verdrangt in dieser Vererzung Siderit und sprieBt sogar im Re-kristallisat von Siderit. Die Kristallisation von Granat geht auf eine vor-alpidische Regionalmetamorphose zuriick. Da dieses Mineral in alpidischer Zeit nicht in diesem Gebiet gebildet wurde, ermoglicht Granat durch sein Auftreten somit eine altersmaBige Einstufung dieser Siderit-Ver-erzung.
Eine von W. T u f a r (1970b) neu aufgefundene benachbarte Vererzung im Kristallin NW von Vorau in der Oststeiermark ist wieder durch die Paragenese sideritisches Karbonat-Granat gekennzeichnet, wobei auch hier das sideritische Karbonat von Granat verdrangt wird. Es liegt eine syngenetische, praalpidische Vererzung vor, in der als weitere charakte-ristische Erze Graphit und Molybdanglanz auftreten.
Die Paragenese Siderit-Granat stellt einen eigenen Typ ostalpiner Spatlagerstatten dar. Hier kommen noch Graphit und Molybdanglanz dazu.
Graphit und Molybdanglanz treten als charakteristische Gemengteile zusammen auch in sulfidischen Vererzungen dieses Gebietes auf. Beide Erze geben Hinweise auf euxinische Verhaltnisse im urspriinglichen Se-diment vor der praalpidischen Regionalmetamorphose. Sie lassen ferner erkennen, daB die Mitwirkung syngenetischer und sedimentarer sowie biogener Prozesse bei der ostalpinen Metallogenese, einschlieBlich der Bildung von Spatlagerstatten, doch nicht ganz von der Hand zu weisen ist.
Die kurze Besprechung dieser drei Eisenspat-Lagerstatten ergab die Tatsache, daB Siderit in den Ostalpen schon in voralpidischer Zeit gebildet wurde und laBt auBerdem ersehen, daB dieser in genetisch unter-schiedlichen Bildungen auftritt.
Die alpidische Orogenese und die damit verbundene Metamorphose, welche im Altkristallin zu einer Diaphthorese (Chloritisierung) fuhrte, fand die Lagerstatten schon fertig gebildet vor und fiihrte in diesen zu einer Chloritisierung.
Diese Eisenspat-Lagerstatten eignen sich durch ihre tektonische Stel-lung vorziiglich dazu, die auf W. Petrascheck (1926, 1932) zuriick-gehende Ansicht einer zonaren Anordnung und genetischen Verkniipfung der Siderit- und Magnesit-Lagerstatten naher zu untersuchen. Eine »Bluts-
verwandschaft« der ostalpinen Siderit- und Magnesit-Lagerstatten glaubt auch H. Meixner (1953b) bewiesen zu haben.
Geht man von einer Zusammengehorigkeit zwischen den als hoher temperiert (tektonisch tiefer) aufgefaBten Magnesit-Vorkommen und den dagegen als tiefer temperiert (tektonisch hoher) betrachteten Siderit-Lagerstatten aus, so zeigen diese in den beiden oberostalpinen Grau-wacken-Decken tatsachlich eine Niveaubestandigkeit bzw. Schichtgebun-denheit. Die Magnesit-Lagerstatten finden sich im Karbon der Unteren Grauwacken-Decke (Veitscher Dečke), wahrend die Siderite im kalkigen Altpalaozoikum der Oberen Grauwacken-Decke (Norische Dečke) auf-treten. Diese Niveaubestandigkeit laBt auch an die Moglichkeit von »schichtgebundenen« praalpidischen Mineralisationen denken.
In den tektonisch hoheren, ebenfalls oberostalpinen Nordlichen Kalk-alpen, somit oberhalb der Siderite der Oberen Grauwacken-Decke, wird die Trias sowohl von Siderit wie von Magnesit vererzt.
Unterhalb der Magnesite der Unteren Grauwacken-Decke, tektonisch tiefer und unter dem Oberostalpin, finden sich ebenfalls Siderit- und Magnesit-Lagerstatten. Sie treten sowohl im Mittelostalpin wie im Unter-ostalpin auf, auBerdem sind Karbonspate aus Lagerstatten im Pennin bekannt.
Wie diesem mehrmaligen Wechsel bzw. Nebeneinander und Ubereinan-der von Magnesit- und Siderit-Lagerstatten zu entnehmen ist, kann eine einheitliche Spatvererzung bzw. Spatmineralisation in den Ostalpen aus-geschlossen werden.
In diesem Zusammenhang muB aber unterstrichen werden, daB F. Angel und F. Trojer (1953, 1955) nach ihren Untersuchungen fiir einen Teil der Spatmagnesite der Ostalpen eine variszische Metasomatose von Kalksteinen des Silurs bis Karbon folgern.
O. M. Friedrich (1968) versucht durch Neueinfiihrung seiner »Lagerstatten des Geosynklinal'stadiums« des alpidischen Zyklus eine voralpidi-sche Anlage von u. a. Spatlagerstatten auszuschlieBen. Er fiihrt die »Geosynklinallagerstatten« auf unbewiesene bis in das Sima reichende Risse zuriick und laBt die Anlage dieser Lagerstattengruppe bereits im Perm beginnen.
Wie im ostlichen Mittelmeergebiet zu ersehen ist (vergl. R. B r i n k -m a n n (1966) kam es aber bereits im Oberkarbon zur Anlage der alpidischen Geosynklinale. Ohne hier naher darauf einzugehen, ob die welt-weit charakteristischen »Geosynklinallagerstatten« in den von O. M. Friedrich (1968) angeflihrten Vorkommen vorliegen, steht fest, daB jene Lagerstatten zu ihrer Entstehung eine Geosynklinale voraussetzen. Es erhebt sich daher die Frage, ob unbewiesene, hypothetische Risse bis in das Sima oder noch tiefer und »Geosynklinallagerstatten« in den Ostalpen sich zu einer Zeit bilden konnten, in der noch kein »Geosynklinalstadium« vorlag. Die Werfener Schichten schlieBen sich innig an die permischen Bildungen an. Von Absenkung geosynklinalen AusmaBes und geosynkli-naler Fazies kann bei ihnen noch nicht gesprochen werden; diese setzen er_t im Anis, ganz ausgepragt erst im Ladin ein.
15 — Geologija 15
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Die bekannte Erscheinung, daB die als alpidisch postulierten Lagerstatten der Grauwackenzone auf diese beschrankt bleiben und nicht in die uberlagernden Nordlichen Kalkalpen hineingehen, wird mit der abdich-tenden Wirkung der Werfener Schichten als Stauhorizont (Permeabilitats-grenze) erklart. Nimmt man somit eine Bildung von »Geosynklinallager-statten« im Sinne von O. M. Friedrich (1968) bereits im Perm an, so ergibt sich die Frage, mit welchem Reeht man die erst in der skythischen Stufe der Trias entstandenen Werfener Schichten zur Beweisfiihrung einer jungen Vererzung als abdichtenden Stauhorizont (Permeabilitats-grenze) heranzog.
Untersuchungen von E. Schroll (1961), W. Siegl (1964, 1969) und anderen zeigen, daB auch die Magnesite der Nordlichen Kalkalpen noch umstritten sind. Nach O. M. Friedrich (1963) allerdings waren diese Magnesite eindeutige Glieder der alpidischen Vererzung der Ostalpen und stiinden mit den Magnesiten sowie Eisenspaten in tieferen Stockwerken in Verbindung. Gegen eine mogliche salinare oder sedimentare Deutung dieser Magnesite und als Beweis fiir seine Auffassung weist O. M. Friedrich (1963) auf recht betrachtiiche Temperaturen bei dieser »Vererzung« hin. Diese folgert er aus Kupferkiesentmischung in Zinkblende und Kupferkiesentmischung in Bornit in der Lagerstatte Diegrub.
Diese SchluBfolgerungen sind aber nicht haltbar. Als geologisches Thermometer ist bekanntlich Kupferkiesentmischung in Zinkblende nicht zu verwenden. Wie aus Abb. 18 und Abb. 19 der Untersuchung von O. M. Friedrich (1963) zu ersehen ist, liegt keine Entmischung von Kupferkies in Bornit vor, sondern ein Zerfall von Bornit unter descenden-ten Einfliissen: Bornit zeigt in beiden Abbildungen deutlich die »Sprung-krankheit«, bzw. ein »Craquelee«, also das typische Merkmal des unter Verwitterungsbedingungen zerfallenden Bornits. Dariiber hinaus ist zu erkennen, daB jener Bornit nach {100} von einer »Vorstufe«, diese von Idait und dieser wieder von feinspindeligem Kupferkies verdrangt wurde. In seiner Arbeit iiber Idait publizierte G. Frenzel (1959) zahlreiche vergleichbare Abbildungen mit den entsprechenden Beschreibungen. Eine ausfiihrliche Darstellung dieser Umbildungsvorgange durch descedenten EinfluB auf Bornit mit den entsprechenden Abbildungen wurde von W. T u f a r (1967, 1968b) beim Nachweis einer »Vorstufe« von Idait bei dessen Bildung aus Bornit von der Kupferlagerstatte Trattenbach be-schrieben.
Zum Thema der Magnesit-Lagerstatten sei am Rande bemerkt, daB Bornit und andere Kupfererze nicht nur auf hydrothermale Bildungen beschrankt sind, sondern auch als sekundare Bildungen auftreten konnen.
Aus neuerer Zeit liegen experimentelle Untersuchungen vor, die eben-falls bei der Betrachtung der ostalpinen Siderit- und Magnesit-Lagerstatten zu beriicksichtigen sind. Mehrere Untersuchungen wurden von W. J o -h a n n e s (1966—1970) durchgefiihrt. Auf Grund seiner Ergebnisse glaubt W. Johannes (1970) die von W. Petrascheck (1926, 1932, 1947), H. Meixner (1953b) und anderen Forschern vertretenen genetischen Zusammenhange der ostalpinen Siderit- und Magnesit-Lagerstatten besta-tigen zu konnen.
Diese experimentellen Untersuchungen beweisen die Moglichkeit, daB bei der Metasomatose Siderit und Magnesit aus einer Losung bei einem Temperaturgefalle gebildet werden konnen. Gerade aber dadurch wider-legen diese Untersuchungen, daB, wie o. a., die in den Ostalpen in den verschiedenen tektonischen Stockwerken vorkommenden Siderit- und Magnesit-Lagerstatten einer gemeinsamen Bildung angehoren.
Erste Ergebnisse eigener Hydrothermalversuche lassen auBerdem als eine weitere Bildungsmoglichkeit von Magnesit- sowie von Siderit-Lager-statten auch an folgende Reaktion denken:
(Fe,Mg)2Al[(OH)2/AlSi3O10]. (Fe,Mg)3(OH)u + 2 C02^ Fe- bzw. Mg-Chlorit
^ (Fe,Mg)3Al„[Si04]3 + 2 (Fe,Mg)C03 + 4 HaO Granat	Siderit bzw.
Magnesit
Wie aus dieser Besprechung zu entnehmen ist, konnen die Ergebnisse der Neuuntersuchung von Eisenspat-Lagerstatten des Alpen-Ostrandes nicht mit der bisherigen Auffassung iiber die ostalpinen Spatlagerstatten und dariiber hinaus mit der bisherigen Ansicht iiber die Metallogenese der Ostalpen, wie sie z. B. in den Arbeiten von E. C 1 a r (1947, 1953, 1965), O. M. Friedrich (1962, 1968), H. Meixner (1953a, b), W. Petrascheck (1926, 1932, 1947), W. E. Petrascheck (1955, 1963, 1966) und anderen Forschern dargelegt wird, in Einklang gebracht werden.
In diesen Untersuchungen laBt man genetisch und altersmaBig unter-schiedliche Bildungen auBer acht. Anders ist nicht zu erklaren, daB bisher als Beispiele fiir junge, alpidische Vererzungen angefiihrte Lagerstatten bei naherer Untersuchung (vergl. W. Tufar, 1968a, 1969, 1970a, 1972) praalpidische Bildungen ergaben, die heute in umgepragter, metamorpher Form vorliegen.
Wie am Beispiel der ostalpinen Siderit- und Magnesit-Lagerstatten ersehen werden kann, ist von Bedeutung, ob die fiir Parallelisierungen ver-wendeten Karbonate in metasomatischen Stocken vorliegen, oder ob die Karbonate in bunt zusammengesetzten Ganglagerstatten auftreten.
Die bisherige Auffassung einer alpidischen Metallogenese der Ostalpen wird zwar gerne als gesichert dargestellt, die Problematik dieser Ansicht ist aber, wie schon die Besprechung einiger Eisenspat-Lagerstatten vom Alpen-Ostrand zeigt, nicht zu iibersehen.
Wenngleich zur Klarung der hier angeschnittenen Fragen noch ein-gehendere Untersuchungen notig sind, kann dennoch gesagt werden, daB die ostalpinen Spatlagerstatten keine zusammengehorige Gruppe dar-stellen. Sie vveisen, wie iiberhaupt die Lagerstatten der Ostalpen, unter-schiedliche Entstehung auf und wurden sowohl in alpidischer wie in pra-alpidischer Zeit gebildet.
Herrn Prof. Dr. E. Hellner (Marburg/Lahn) danke ich fiir sein In-teresse und die štete Forderung meiner Untersuchungen. Herrn Prof. Dr. F.
Angel (Graz) sei fiir manchen vvichtigen Hinvveis und fiir freundliche Diskussion gedankt. Herrn Prof. Dr. K. G r i p p (Liibeck) danke ich fiir wertvolle Anregungen. Der Deutschen Forschungsgemeinschaft gilt mein Dank fiir die Bereitstellung einer Sachbeihilfe.
Literatur
Angel, F., und T r o j e r , F. 1953, Der Ablauf der Spatmagnesit-Metaso-matose. Radex-Rdsch., H. 7/8, 315—334.
Angel, F., und Trojer, F. 1955, Zur Frage des Alters und der Genesis alpiner Spatmagnesite. Radex-Rdsch., H. 2, 374—392.
Brinkmann, R. 1966, Abrifi der Geologie, Bd. 2: Historische Geologie, Stuttgart.
C 1 a r, E. 1947, Ostalpine Vererzung und Metamorphose. Verh. Geol. Bun-desanst. Wien, Jg. 1945, H. 1-2, 29—37, Wien.
C 1 a r, E. 1953, Uber die Herkunft der ostalpinen Vererzung. Geol. Rdsch., Bd. 42, 107—127, Stuttgart.
Clar, E. 1965, Zum Bewegungsbild des Gebirgsbaues der Ostalpen. Verh. Geol. Bundesanst. Wien, Sonderheft G, 11—35, Wien. — Zeitschrift deutsch. geol. Ges., Jg. 1964, Bd. 116, 2. Teil, 267—291, Hannover.
F r e n z e 1, G. 1959, Idait und »blaubleibender Covellin«, N. Jb. Miner. Abh., Bd. 93, H. 1, 87—132, Stuttgart.
Friedrich, O. M. 1942, Tektonik und Erzlagerstatten in den Ostalpen. Berg- und Huttenmannische Monatshefte, Bd. 90, H. 9, 131—136, Wien.
Friedrich, O. M. 1948, Uberschiebungsbahnen als Vererzungsflachen. Berg- und Huttenmannische Monatshefte, Jg. 93, H. 1-3, 14—16, Wien.
Friedrich, O. M. 1951, Zur Genese ostalpiner Spatmagnesit- und Talk-lagerstatten. Radex-Rdsch., H. 7, 281—298.
Friedrich, O. M. 1953, Zur Erzlagerstattenkarte der Ostalpen. Radex-Rdsch., H. 7/8, 371—407.
Friedrich, O. M. 1958, Zur Genesis der ostalpinen Spatmagnesit-Lager-statten. Berg- und Huttenmanische Monatshefte, Jg. 103, H. 12, 244.
Friedrich, O. M. 1959, Zur Genesis der ostalpinen Spatmagnesit-Lager-statten. Radex-Rdsch., H. 1, 393—420.
Friedrich, O. M. 1962, Neue Betrachtungen zur ostalpinen Vererzung. Der Karinthin, Folge 45/46, 210—228.
Friedrich, O. M. 1963, Zur Genesis des Magnesites vom Kaswasser-graben und uber ein ahnliches Vorkommen (Diegrub) im Lammertal. Radex-Rdsch., H. 2, 421—432.
Friedrich, O. M. 1967, Die Genese des Magnesits — der heutige Stand der Erkenntnisse. Erzmetall, Bd. 20, H. 11, 538—540.
Friedrich, O. M., und Mitarbeiter 1968, Beitrage iiber das Gefiige von Spatlagerstatten. Radex-Rdsch., H. 2, 113—126.
Friedrich, O. M. 1968, Die Vererzung der Ostalpen, gesehen als Glied des Gebirgsbaues. Archiv fiir Lagerstattenforschung in den Ostalpen, Bd. 8, 1—136, Selbstverlag O. M. Friedrich, Leoben.
Friedrich, O. M. 1969, Beitrage uber das Gefiige von Spatlagerstatten, IV. Teil. Radex-Rdsch., H. 3, 550—562.
Johannes, W. 1966, Experimentelle Magnesitbildung aus Dolomit + MgCl2. Contr. Mineral, and Petrol., Bd. 13, 51—58.
Johannes, W. 1968, Experimentelle Sideritbildung aus Calcit + FeCl2. Contr. Mineral, and Ptetrol., Bd. 17, 155—164.
Johannes, W. 1969a, Siderit-Magnesit-Mischkristallbildung im System Mg2+ — Fe2+ — C032-— CI22-— H20. Contr. Mineral, and Petrol., Bd. 21, 311—318.
Johannes, W. 1969b, An experimental investigation of the system MgO —Si02 —H20 —C02. Amer. Journ. of Science, Bd. 267, 1083—1104.
Johannes, W. 1970, Zur Entstehung von Magnesitvorkommen. N. Jb. Miner. Abh., Bd. 113, H. 3, 274—325, Stuttgart.
M e i x n e r , H. 1953a, Mineralogisches zu Friedrichs Lagerstattenkarte der Ostalpen. Radex-Rdsch., H. 7/8, 434—444.
M e i x n e r , H. 1953b, Mineralogische Beziehungen zwischen Spatmagnesit-und Eisenspatlagerstatten der Ostalpen. Radex-Rdsch., H. 7/8, 445—458.
Petrascheck, W. 1926, Metallogenetische Zonen in den Ostalpen. C. R. 14. Congres Geol. Int. Madrid, 1—13, Madrid.
Petrascheck, W. 1932, Die Magnesite und Siderite der Alpen. Verglei-chende Lagerstattenstudien. Sitzungsber. Akad. Wiss. in Wien, Mathem.-natur-wiss. KL, Abt. I, Bd. 141, H. 3/4, 195—242, Wien.
Petrascheck, W. 1947, Die alpine Metallogenese. Jb. Geol. Bundes-anstalt Wien, Jg. 1945, Bd. 90, 129—149, Wien.
Petrascheck, W. E. 1955, GroBtektonik und Erzverteilung im mediter-ranen Kettensystem. Sitzungsber. Osterr. Akad. Wiss., Mathem.-naturwiss. KI., Abt. I, Bd. 164, H. 3, 109—130, Wien.
Petrascheck, W. E. 1963, Die alpin-mediterrane Metallogenese. Geol. Rdsch., Bd. 53, 376—389, Stuttgart.
Petrascheck, W. E. 1966, Die zeitliche Gliederung der ostalpinen Metallogenese. Sitzungsber. Osterr. Akad. Wiss., Mathem.-naturwiss. KI., Abt. I, Bd. 175, H. 1-3, 57—74, Wien.
R e d 1 i c h , K. A. 1903, Uber das Alter und die Entstehung einiger Erz- und Magnesitlagerstatten der steirischen Alpen. Jb. k. k. Geol. Reichsanstalt, Bd. 53, 285—294, Wien.
R e d 1 i c h , K. A. 1907, Die Genese der Pinolitmagnesite, Siderite und An-kerite der Ostalpen. Tschermaks min. u. petr. Mitt., Bd. 26, 499—505, Wien.
Redi ich, K. A. 1909, Die Typen der Magnesitlagerstatten. Zeitschrift f. prakt. Geologie, Jg. 17, 300—310.
R e d 1 i c h , K. A., und GroBpietsch, O. 1913, Die Genese der krystal-linen Magnesite und Siderite- Zeitschrift f. prakt. Geologie, Jg. 21, 90—101.
R e d 1 i c h , K. A. 1914, Die Bildung des Magnesits und sein natiirliches Vorkommen. Fortschr. Miner., Bd. 4, 9—42.
R e d 1 i c h , K. A. 1931, Die Geologie der innerosterreichischen Eisenerz-lagerstatten. Wien, Berlin und Diisseldorf.
R e d 1 i c h , K. A. 1934, Die Typen der Magnesitlagerstatten, ihre Bildung, geologische Stellung und Untersuchung. Zeitschrift f. prakt. Geologie, Jg. 42.
Schroll, E. 1961, Uber das Vorkommen von Magnesit in alpinen Salz-lagerstatten. Radex-Rdsch., H. 5, 704—707.
S i e g 1, W. 1964, Die Magnesite der Werfener Schichten im Raume Leogang bis Hochfilzen sowie Ellmau in Tirol. Radex-Rdsch„ H. 3, 178—191.
S i e g 1, W. 1969, Entwurf zu einer salinar-sedimentaren Entstehung der Magnesite vom Typ Entachen (Salzburg). Mineral. Deposita, Bd. 4, 225—233. Berlin.
T u f a r , W. 1963, Die Erzlagerstatten des Wechselgebietes. Joanneum, Mi-neralog. Mitteilungsblatt, H. 1, 1—60, Graz.
T u f a r , W. 1965, Neue Wismutmineralfunde und ein neuer Goldfund aus der Steiermark. Joanneum, Mineralog. Mitteilungsblatt. H. 2, 67—72, Graz.
Tu far, W. 1967, Der Bornit von Trattenbach (Niederosterreich). N. Jb. Miner. Abh., Bd. 106, H. 3, 334—351, Stuttgart.
Tu far, W. 1968a, Der Alpen-Ostrand und seine Erzparagenesen. Freiberger Forschungshefte, C 230 Mineralogie-Lagerstattenlehre: Probleme der Paragenese von Mineralen. Elementen und Isotopen, Teil I, Breithaupt-Kolloquium 1966 in Freiberg, 275—294, Leipzig.
T u f a r , W. 1968b, Die Kupferlagerstatte von Trattenbach (Niederosterreich). Tschermaks min. u. petr. Mitt., Bd. 12, H. 2/3, 140—181, Wien.
Tufar, W. 1968c, Die Eisenerzlagerstatte vom Buchwald ober Waldbach (Oststeiermark). Tschermaks min. u. petr. Mitt., Bd. 12, H. 4, 350—391, Wien.
Tufar, W. 1969, Das Problem der ostalpinen Metallogenese, beleuchtet am Beispiel einiger Erzparagenesen vom Alpenostrand. Sitzungsber. Osterr. Akad. Wiss., Mathem.-naturwiss. KI., Abt. I, Bd. 177, H. 1-3, 1—20, Wien.
Tufar, W. 1970a, Die Eisenspatlagerstatte von Pitten (Niederosterreich). Eine metamorphe Sideritlagerstatte aus den Ostalpen. Fortschr. Miner., Bd. 48, Beiheft 1, 95—96, Stuttgart.
Tufar, W. 1970b, Neue Vererzungen aus der Steiermark. Joanneum. Mi-neralog. Mitteilungsblatt, H. 1/2, 27—37 (201—211), Graz.
Tufar, W. 1972, Die Eisenlagerstatte von Pitten (Niederosterreich) — Ein Beitrag zum Problem der ostalpinen Spatlagerstatten. Joanneum, Mineralog. Mitteilungsblatt, H. 1, 1—54 (101—154), Graz.
New Views on the Problem of the Siderite-Magnesite Deposits of the Eastern Alps Shown by the Example of some Parageneses from the Eastern Border of the Alps
Werner Tufar S U M M A R Y
The siderite-magnesite deposits have been a special problem of the metallogenesis of the Eastern Alps for quite a long time. The mineral content, the genesis, and the age of these deposits have been examined in a large number of publications.
Without regard for their occurrence in different tectonic positions and host rocks, the siderite-magnesite deposits from crystalline series up to those of the Mesozoic of the Northern Calcareous Alps are stili considered to be associated. They are classified as typical members of the Alpine metallogenesis. Likewise the types of einplacement (metasomatic stocks or vein deposits) are not considered in these conclusions.
Moreover the association of the magnesite and siderite occurrences is emphasized. The magnesite deposits are interpreted to be formed under higher temperature conditions (tectonically deeper) than the siderite deposits.
Reinvestigation of some siderite deposits from the Eastern border of the Alps, which are regarded as typically "young", i. e. Alpine age, and without any marked evidence of tectonism, demonstrates that this opinion can no longer be accepted. These siderite deposits show in contrast marked effects of tectonism and are metamorphosed. An investigation of a newly discovered deposit of sideritic carbonate in this area leads to the same result.
The mineral1 parageneses of these siderite deposits indicate formation at high temperature; hence association with metallogenesis of Alpine age is excluded. From this it follows, firstly, that siderite in the Eastern Alps was also formed in pre-Alpine time, and seeondly, that siderite-magnesite mineralisation not only of Alpine age točk plače in the Eastern Alps.
The temperatures of formation inferred in this study for siderite deposits are somewhat higher than those assumed in the past for the formation of magnesite deposits.
These siderite deposits were metamorphosed by regional metamorphism during Alpine orogenesis.
A characteristic mineral of some of these deposits is garnet, which replaces the siderite. Garnet was not formed in this crystalline complex in Alpine tirne, but during pre-Alpine regional metamorphism. Hence it shows that these siderite deposits must also be pre-Alpine.
The distinctive siderite-garnet paragenesis of these deposits reflects a unique type of siderite deposit in the Eastem Alps.
A newly found deposit of pre-Alpine age, distinguished by paragenesis of sideritic carbonate with garnet, also contains graphite and molybdenite as characteristic components. Their presence indicates euxinic conditions for the original sediment.
Graphite and molybdenite also occur tcgether in other ore deposits in this region, and suggest that the interplay of syngenetic and sedimentary as well as biogenic processes in the metallogenesis of the Eastern Alps cannot be dismissed, even for the formation of siderite-magnesite deposits.
If one investigates the zoning of the magnesite-siderite deposits closely, it can be seen that, having regard for the tectonic position, the siderites of the "Obere Grauwacken-Deeke" do, indeed, overlie the magnesites of the "Untere Grauwacken-Decke". Magnesite and siderite are encountered again above the "Obere Grauwacken-Deeke" in the Northern Calcareous Alps. Likewise, they occur beneath the magnesites of the "Untere Grau-wacken-Decke". Thus it follows, that no zoning which can be related to a single magnesite-siderite mineralization, can be recognized in the Eastern Alps.
To prove the association of the controversial magnesites of the Northern Calcareous Alps with the magnesites in the deeper levels one requires as evidence rather high temperatures of formation. These were assumed to emanate from exsolutions of chalcopyrite in sphalerite, and from exsolutions of chalcopyrite in bornite from the Diegrub deposit. This evidence is not conclusive since exsolutions of chalcopyrite in sphalerite cannot be considered as a geothermometer, and the described exsolutions of chalcopyrite in bornite arise from transformation and replacement of bornite under conditions of weathering.
Experimental studies have demonstrated the possibility of meta-somatic formation of siderite and magnesite from solutions in a temperature gradient. On the other hand they discount the possibility that the siderite-magnesite deposits of the Eastern Alps, which occur in different levels, have a common origin.
The siderite-magnesite deposits of the Eastern Alps do not represent a single associated unit. They have different origins, as also do the ore deposits of the Eastem Alps, and were formed both in Alpine and pre-Alpine times.
DISCUSSION
Petrascheck: Ich mochte hier doch einige Worte zur Ehrenrettung der Unitaristen sagen. Der erste und alteste Unitarist, mein Vater, hat schon vor 50 Jahren gesagt, daB es neben der von ihm angenommenen tertiaren alpidischen Vererzung varistische und altalpine Lagerstatten gibt. Es
haben dann spater in sehr ernstlichem Bemiihen die unitaristischen und keineswegs immer doktrinar als Lehrer auftretenden Lagerstattenforscher ihre Meinungen vielfach geandert und es haben in ahnlicher Weise, belehrt durch viele Beobachtungen und Anregungen von auBen, F r i e -d r i c h und ich sich dazu bekannt, daB ein GroBteil der alpidischen Vererzung wahrend des gesamten Prozesses, wahrend der gesamten Evolution des alpidischen Orogens vom Geosynklinalstadium iiber die mittelkreta-zische bis in die tertiare Phase entstanden ist. Also ein einheitlicher Akt im Sinne des klassischen franzosischen Dramas wird auch von den Unita-risten in keiner Weise mehr angenommen. Ich habe die immer sehr sorg-faltigen mikroskopischen Beobachtungen und Feststellungen von Herrn T u f a r geschatzt und bewundert. Und ich glaube, daB mit seinen Beobachtungen weitere Schritte zur Herauslosung alterer Bestandteile der alpinen Lagerstatten gefunden werden. Ich halte es aber bedenklich, von Lagerstatten, denen kaum der Name Lagerstatte zugesprochen werden kann, die zum Teil als Rucksackvorkommen zu bezeichnen sind, von alten verfallenen Stollen, deren Untersuchung zweifellos wertvoll ist, also aus solchen Vorkommen heraus rings um den Hohen Wechsel, weitreichende extrapolierende Schliisse zu ziehen, die von Tirol bis in die Slowakei reichen.
Tufar: Die unitarische Auffassung wurde bereits in einer Arbeit von B. Granigg in den Grundziigen aufgestellt, die im Jahre 1912 unter dem Titel »Uber die Erzfiihrung der Ostalpen« in den Mitteilungen der Geologischen Gesellschaft in Wien, Band 5, Seite 345 bis 367, erschienen ist.
Wie die Literatur des letzten Jahrzehntes zeigt (vergl. z. B. E. C 1 a r , 1965, O. M. Friedrich, 1962, 1968, W. E. Petrascheck, 1963, 1966) sind noch immer zu viele ostalpine Lagerstatten, auch gerade Kleinstvorkommen, ungepruft als jung, d. h. dem alpidischen Zyklus zugehorig, eingestuft worden. Neben Vererzungen vom Alpen-Ostrand (Niederosterreich, Burgenland, Oststeiermark) konnte von mir bereits im ganzen Bereich des Altkristallins und des Palaozoikums der Ostalpen fiir zahlreiche Vorkommen der Nachweis erbracht werden, daB es sich um praalpidische Erzmineralisationen handelt, wie z. B. Moosburg/Karnten, Meiselding/Karnten, Ramingstein/Salzburg. Dies deckt sich auch mit den Blei-Blei-Modellaltern der Bleiglanze, die fiir Moosburg, Meiselding und andere Vorkommen bekannt sind.
Dabei handelt es sich — wie iiberhaupt fiir die Ostalpen charakte-ristisch — sowohl um Kleinstvorkommen, die man als »Rucksack-Lager-statten« bezeichnen konnte, wie auch um Vorkommen, die zwar heute nicht okonomisch zu verwerten sind, aber in der Vergangenheit eine be-deutende Bergbautatigkeit aufgewiesen haben.
Es erscheint mir daher notwendig zu fordern, daB man nur solche Erzmineralisationen dem alpidischen Zyklus zuordnet, fiir deren alpidi-sches Alter ein stichhaltiger Beweis erbracht wird.
Maucher: Ich mochte hier einen KompromiBvorschlag machen. Es wird, glaube ich, immer wieder vergessen, daB vor etwa 15 bis 20 Jahren der Terminus nicht »unitaristisch-alpidische« Metallogenese war, sondern uni-
taristische alpidisch-tertiare Metallogenese. Das Wort »tertiar« ist im Riickzugsgefecht ganz langsam, aber sicher verschwunden.
Wenn Sie dariiber sprechen, Herr T u f a r, rennen Sie offenen Turen ein. Ich halte Ihre Argumentierung, Ihre Befunde fiir durchaus richtig und wertvoll und habe also- nichts dagegen. Aber ich darf Sie noch auf etwas anderes aufmerksam machen. Wenn ich mich recht erinnnere, gibt es eine alte Arbeit, ich glaube von T u r n, der Sideritgerolle in den Werfener Schichten gefunden hat. Das heiBt also, man hat auch friiher schon sehr schone Befunde daftir gehabt, daB es ganz sicher Sideritlager-statten gibt, die mindestens alter sein miiBen als Werfen.
Tufar: Obwohl man in den letzten zehn Jahren d a von abgeruckt ist, Vererzungsvorgange in den Ostalpen ausschlieBlich in das Tertiar zu stel-len, haben dennoch E. Clar 1965, O. M. Friedrich, 1962, 1968, W. E. Petrascheck, 1963, 1966 und andere Forscher noch immer wesentliche Teile der ostalpinen Vererzung in den Zeitraum Kreide bis Tertiar verlegt.
Abgesehen davon ging es hier gar nicht darum, ostalpine Vorkommen innerhalb des alpidischen Zyklus umzugruppieren, sondern darum, daB bisher als Beweis fiir die Auffasung einer alpidischen Vererzung der Ostalpen angefiihrte Vorkommen eine praalpidische Anlage nachweisen lassen.
Die Frage lautet also, fiir welche bisher als alpidisch eingestuften Vorkommen sich wirklich eine alpidische Bildung nachweisen laBt.
Wie die Diskussion iiber die »Brunnsink-Breccie« zeigt, sind Berichte iiber Gerollfunde von Karbonspaten kritisch zu beurteilen und verlangen eine sorgf altige Untersuchung. Beispielsweise sind nach G. R i e h 1 -Herwirsch angebliche Siderite aus Gosau-Gerollen tatsachlich eisen-haltiger Dolomit.
Riehl-Herwirsch: Ich habe zwei Punkte anzufiihren:
1.	Wahrend der alpidischen Orogenese traten im Wechsel mehrere Phasen auf, welche die Lagerstatten dieses Gebietes dann ebenfalls mit-gemacht haben miissen. Kann die Bildung der Lagerstatten nicht wahrend einer der alpidischen Phasen erfolgt sein?
2.	Was die Diskussionsbemerkungen von Herrn Prof. M a u c h e r iiber Sideritgerolle anbelangt, kann ich zur Antwort von Kollegen Tufar nur unterstreichen: Die »Sideritgerolle« der Gosau erwiesen sich nach den chemischen Analysen als Eisendolomit. Ein Block, der etwa zur Halfte metasomatisch vererzt, in Eisendolomit umgewandelt ist, lieB auf Grund von Mikrofossilien als Alter Nor nachweisen. Diese Bestimmung wurde von H. Mostler in Innsbruck durchgefiihrt. Es liegt somit ein norischer Kalk vor, der dort metasomatisch in Eisendolomit umgewandelt wurde.
Tufar: Wie die Untersuchungen, z. B. in Pitten oder im Buchwald zeigen, sind in diesen alten, d. h. praalpidischen Lagerstatten oft mehrere Umbildungsphasen festzustellen, die man zeitlich in praalpidische und alpidische Phasen auftrennen kann.
Jaffe: Noch eine kleine Frage zu diesem anisotropen Magnetit von Pitten: Warum zeigt dort der Magnetit diese auffallende Anisotropie?
Tufar: Diese Erscheinung konnte auf Spurengehalte zuriickzufuhren sein, vielleicht auch auf den Einbau von Mangan. Diese Frage miiBte durch eine Spezialuntersuchung geklart werden.
Di Colbertaldo: Per quanto riguarda la magnetite anisotropa debbo dire che e stata pure da me osservata e descritta per il giacimento di Cogne in Val Aosta e che tanto piu essa e anisotropa tanto piu e magnetica.
Maucher: Wahrscheinlich geringer Gehalt an Titan. Wenn Magnetite etwas Titan haben, dann werden sie anisotrop. Ich habe aber auch eine Frage. Sind keine Titanmineralien vorhanden?
Tufar: Titanmineralien treten nur in Spuren auf. Ich nehme daher an, daB nicht Titan die Anisotropie des Magnetits von Pitten bewirkt; viel-mehr konnte diese auf den Mangangehalt zuriickzufuhren sein. Magnetit bildete sich in Pitten aus sideritischem Karbonat, das durch hohere Man-gangehalte ausgezeichnet ist. AuBerdem weist der Magnetit von Pitten eine sehr schone Spaltbarkeit auf. Die Spaltbarkeit von Magnetit fiihrt man in anderen Lagerstatten auf den Mangangehalt zuriick.
Klemm: Ich moehte die Frage zu dem Hochtemperatur-Kupferkies stellen.
Tufar: Die typischen oleanderblatt- bis lanzettformigen Umwandlungs-lamellen lassen erkennen, daB urspriinglich ein Hochtemperatur-Kupfer-kies vorlag.
In den Untersuchungen von J. E. H i 11 e r und K. Probsthain (Thermische und rontgenographische Untersuchungen am Kupferkies. — Zeitschrift f. Kristali., Bd. 108, 108—129, 1956) wird als Umwandlungs-temperatur von tetragonalem Kupferkies in eine Hochtemperatur-Misch-kristallphase 550° C angegeben. Der Umwandlungspunkt tetragonaler Kupferkies—kubiseher Hochtemperatur-Kupferkies betrug in den Experi-menten von R. A. Y u n d und G. Kullerud (The System Cu-Fe-S.— Camegie Inst. Wash., Year Book 60, 180—181, 1961; Thermal Stability of Assemblages in the Cu-Fe-S System.—Journal of Petrology, Bd. 7, Nr. 3, 454—488, Oktober 1966) fiir synthetischen Kupferkies 547° C ± 5° C, wah-rend sich synthetischer tetragonaler Kupferkies im Gleichgevvicht mit Cubanit bei annahernd 480° C in die kubisehe Modifikation umwandelte.
Klemm: Es gibt aber auch Oleanderblattstrukturen in Kupferkiesen, die diese Temperaturen bei weitem nicht erreicht haben, so daB Sie diese Temperaturangaben nur mit groBen Einschrankungen machen diirfen.
Tufar: Da Kupferkies in der Natur nicht ganz stochiometrisch zusam-mengesetzt ist, eine Beobachtung, welche auch die Untersuchung von E.-D. F r a n z (Stochiometrischer Kupferkies, stabilisiert durch Substitu-tion von Schwefel durch Selen. — N. Jb. Miner. Mh., Jg. 1971, H. 1, 11—18, Stuttgart, Januar 1971) bestatigte, liegt bei natiirlichen Hochtemperatur-Kupferkiesen ein Umwandlungsintervall vor, dessen untere Grenze aber noch als hoehtemperiert zu bezeichnen ist. Die von E.-D. F r a n z ermit-telte Werte 530° C bis 480° C fiir die Tief-Hochtemperaturinversion be-ziehen sich auf stochiometrischen Kupferkies, stabilisiert durch Ersatz von Schwefel durch Selen.
Klemm: Den gibt es aber selten in der Natur — wenn iiberhaupt — so nur sehr selten. Die Erzmikroskopiker sind im allgemeinen nicht ohne Grund sehr vorsichtig mit geothermometrischen AuBerungen im Zusam-menhang mit Oleanderstrukturen.
Tufar: Stochiometrischer Kupferkies ist bisher aus natiirlichen Vorkommen nicht bekannt geworden.
Bei tieferen Temperaturen, z. B. bei 300° C gebildete Kupferkiese wei-sen nicht mehr diese charakteristischen oleanderblatt- bis lanzettformigen Umvvandlungslamellen auf.
Klemm: Das habe ich auch nicht gesagt, sondern lediglich, daB ich mich weigern wiirde, aufgrund von Oleanderstrukturen irgendwelche Tem-peraturangaben zu machen.
Tufar: Sofern man am Kupferkies die charakteristischen oleanderblatt-bis lanzettformigen Umwandlungslamellen von Hochtemperatur-Kupfer-kies nachweisen kann, ergeben sich fiir diesen Kupferkies hochtemperierte Bildungsbedingungen.
Klemm: Granat im Siderit darf keineswegs als variskisches Indiz ge-deutet vverden, obwohl in Ihrem Falle die Deutung vermutlich richtig ist.
Tufar: Durch Vergleich von alpidischen und voralpidischen Paragene-sen ist am Alpen-Ostrand bekanntlich zu ersehen, daB die alpidische Metamorphose in diesem Gebiet nicht die zur Bildung von Granat notwendigen Bedingungen erreichte.
Was die Paragenesen aus Vorkommen vom Alpen-Ostrand anbelangt, so treten hier mehrere Mineralien auf, die hochtemperierte Mineralverge-sellschaftungen anzeigen, wie z. B. Granat (»Mischalmandin«), Dariiber hinaus kann im Altkristallin um Vorau Staurolith beobachtet werden.
Eigene experimentelle Untersuchungen werden unter anderem iiber die Stabilitat der hier besprochenen oststeirischen Siderit-Granat-Verer-zungen durchgefiihrt. Diese Hydrothermalversuche zeigen ebenfalls, daB jene Vererzungen Bildungstemperaturen aufweisen, die als hochtemperiert zu bezeichnen sind und von alpidischen Paragenesen in diesem Gebiet nicht erreicht wurden.
Klemm: Ich wollte nur davor warnen, daB man den Granat gewisser-maBen als Indiz fiir bestimmte geologische Bildungszeiten nimmt, wie ich es aus Ihren Ausfiihrungen entnommen habe.
Tufar: Beim Granat vom Buchwald handelt es sich nicht um Spessartin, sondern um einen komplexen »Mischalmandin«.
Die zeitliche Einstufung und das Verhaltnis zur alpidischen Orogenese bzw. Metamorphose ergibt sich durch das auflagernde Semmering-Mesozoi-kum, das die relativ autochthone Sedimentdecke des darunter liegenden Altkristallins darstellt.
Durch die alpidische Metamorphose kommt es, wie der einschlagigen Literatur zu entnehmen ist, als Charakteristikum in der Semmering-Trias zur Neubildung von Phengit, im darunterliegenden Altkristallin zur Dia-phthorese, die sich in einer Chloritisierung des voralpidischen Granats und Biotits auBert.
Strutture sedimentarie nel giacimento piombo-zincifero dell'Argentiera, Auronzo, provincia di Belluno
Giambattista Feruglio INTRODUZIONE
II giacimento dell'Argentiera e ubicato sulle falde occidentali del M. Rusiana, ad una quota di 1050 m circa, vicino Auronzo. Esso rientra fra i cosiddetti giacimenti «tipo Bleiberg» e fa parte del «distretto piombo-zmcifero di Auronzo». Esso e stato oggetto di varie indagini da parte di T. Taram elli (1883), A. Tornquist (1932), G. Ogniben (1951), D. di Colbertaldo (1952, 1957, 1966, 1967). G b. Feruglio (1969a, b, c). Da questi studi si ricava un quadro generale che puo cosi venir brevemente riassunto: in questa zona affiorano terreni del Trias medio, e principalmente la massicia Dolomia del Serla (considerata il «metalli-fero»), di eta anisica, solcata da varie faglie e diaclasi. La forma del corpo minerario e simile a quella di un fuso suborizzontale, diretto NE—SW, lungo circa 300 m, largo 60 m e alto 40 m; poiche verso il basso si rastrema, la sua sezione verticale e normale aH'allungamento mostra una forma a fungo. Esso si trova in corrispondenza di un sistema di faglie a direziome NE—SW ed e costituito da un insieme di blocchi, «bocce», frammenti eterodimensionali, di natura prevalentemente carbonatica e piu o meno mineralizzati. Secondo G. Ogniben si tratta di una potente frana di blocchi e materiale piu minutamente brecciato proveniente da un so-vrastante orizzonte mineralizzato, mentlre secondo T. Taramelli, A. Tornquist, D. di Colbertaldo, Gb. Feruglio si tratta di un giacimento in pošto, legato ai terreni anisici, fortemente disturbato.
II «minerale» consta di solfuri (blenda, galena, pirite, marcasite) piu o meno alterati (abbonda la smithsonite) accompagnati da dolomite, barite, quarzo e adularia.
Secondo D. di Colbertaldo (1967) si avrebbe per i giacimenti del distretto di Auronzo una mineralizzazione sinsedimentaria (Ia fase) rappre-sentata da una impregnazione di blenda finissima, microcristallina, in-colore, trasparente o nera per bitume, mentre la maggior parte del »minerale« sarebbe epigenetico (IIa fase).
Scopo del presente studio e la illustrazione* ed interpretazione di
* Le fotografie si riferiscono a superfici perpendicolari alla stratificazione. L'alto-basso dei campioni e stato dedotto dall'esame delle strutture presenti.
Fig. 1, 2, 3. Si tratta di sezioni ricavate da campioni analoghi. Le parti piu chiare (tranne DI e D2 a destra ed il settore in alto a destra in Fig. 2) indicano frazioni piu ricche in componenti litici (generalmente dolomia, calcare, marna) e quelle piu scure in solfuri (prevalgono blenda e galena). In dettaglio:
A,	struttura gradata ad elementi psammitici alla base e pelitici a tetto.
B,	alternanza di lamine chiare e scure (la grossa plaga bianca in Fig. 3 e una incavatura riempita da pasta abrasiva durante la lucidatura).
C,	si distinguono due episodi: uno gradato a letto ed uno laminato superiore; presenti rari granuletti di blenda.
D,	struttura laminata di tipo orizzontale alla base (DI), la quale in D2 risulta progressivamente piu irregolare fino a divenire disomogenea (strutture del tipo a «fiamme» da load casting).
E,	F, struttura gradata con ondulazioni imputabili in parte ad impronte di carico.
G,	struttura eterogenea, con diffusi granuli di galena e blenda.
H,	straterello mal classato, con clasti eterodimensionali sia litici che di solfuri.
Sopra la linea tratteggiata in Fig. 2 e 3 (indicante una superficie di erosione) si ha una brecciola composta da elementi litici (in genere di dolomia) e solfuri (monocristalli od aggregati vari).

strutture, da me ritenute di tipo schiettamente sedimentario, osservate in alcuni campioni mineralizzati raccolti nello scavo a giomo del1 giacimento deH'Argentiera. Va sottolineato trattarsi di motivi non comuni per questo giacimento e che, data la notevole caoticita del materiale, non e possibile fare una precisa correlazione di ordine stratigrafico fra i campioni stu-diati; nondimeno ritengo non siano pri vi di interesse, almeno sotto il profilo genetico.
Questo lavoro rientra nell'ambito dell'attivita del contratto di ricerca stipulato fra il CNR e la Cattedra di Giacimenti Minerari deirUniversita degli Studi di Milano. Mi e gradito ringraziare vivamente il Prof. A. Brambati dell'Istituto di Geologia delTUniversita di Trieste per le proficue discussioni sulle strutture sedimentarie studiate, ed il Prof. D. d i Colbertaldo delPUniversita degli Studi di Milano per gli utili con-sigli elargitimi e la lettura critica del testo.
LE STRUTTURE SEDIMENTARIE OSSERVATE Stratificazione
E' la struttura primaria di gran lunga piu comune ed evidente. I singoli strati hanno spessore che varia da alcuni millimetri a pochi centimetri* e struttura interna omogenea, gradata, laminata. La stratificazione e ccmunemente del tipo piano-parallela, sottile, continua, ritmica, indistur-bata, ben definita. Essa e manifesta soprattutto per cambiamenti nella composizione mineralogica, struttura interna, granulometria, forma e rapporti quantitativi fra i vari componenti. I piani di stratificazione possono essere a contatto piano, ondulato od anche irregolare.
Le superfici di stratificazione rappresentano generalmente un periodo di non deposizione di materiale, talora di erosione o cambiamenti nel tipo ed intensita degli apporti. Responsabile della formazione della maggior parte dei microstrati, siano essi riccamente mineralizzati o non, e una deposizione meccanica; rari i časi di deposizione chimica; mancano le biostrutture.
II contenuto in solfuri dei vari straterelli di uno stesso campione puo variare sensibilmente (ad es. fra B e C in Fig. 1, 2, 3 e fra B e C in Fig. 7, 8). Nessun microstrato e privo del tutto o costituito esclusivamente di minerali metallici. II solfuro piu abbondante e nel complesso la blenda, mentre la galena e quello piu irregolarmente distribuito.
Gradazione
E' presente in vari microstrati o lamine, sia ricchi che poveri di »minerale« (rispettivamente A e C in Fig. 1, 2, 3). Trattasi di norma di una gradazione a polarita normale, del tipo «sporco», semplice sfumata. I gra-nuli litici constano prevalentemente di dolosiltite e dololutite, mentre quelli metallici di blenda, galena, pirite, marcasite ed aggregati vari di
* Essi rientrano fra gli strati sottili (3—10 cm) e sottilissimi (< 3 cm) di F. R i c c i Lucchi (1970). Nella presente nota ž stato usato per semplicita il termine microstrato o straterello.
questi solfuri; s on o presenti anche grani «misti» (dolomia + solfuri). Le unita gradate mostrano un eontatto netto con lo strato sottostante. Sono state osservate anche ricorrenze di cicli gradati entro uno stesso micro-strato.
Alcune variazioni granulometriche dei grani di solfuri sono: galena: 0,15 mm a letto e 0,04 mm a tetto blenda: 0,08 mm a letto e 0,01 mm a tetto pirite: 0,40 mm a letto e 0,01 mm a tetto pirite: 0,50 mm a letto e 0,03 mm a tetto Straterelli gradati di blenda sono stati segnalati da D. d i Colbertaldo (1968) per i vicini giacimenti di Grigna e Val Marzon.
Fig. 4. In questo campione e particolarmente evidente la struttura mm-ritmica. Le lamine sono costituite da una dolosiltite o dolopelite a vario contenuto in solfuri (prevale la blenda). I sottili orizzonti neri sono di galena. In D, a sinistra, e presente una microbreccia ad elementi in gran parte «estranei» al campione, come clasti di blenda bruna, dolomia bianca, blenda -f galena.
Laminazione
E' la struttura interna piu comune nei microstrati (Fig. 2, 3, 4, 5, 8, 9). Si tratta di norma di una laminazione parallela, raramente ondulata, mai obliqua. Predominano le lamine, qualsiasi sia il loro contenuto qualitativo e quantitativo in minerali metallici, a granulometria psammitica e siltitica. Esse hanno uno spessore medio di circa 1 mm (max. 5 mm)* e si eviden-
* Rientrano nelle categorie delle lamine sottili (1—10 mm) e sottilissime (< 1 mm) di F. Ricci Lucchi (1970).
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Fig. 5. I vari microstrati appaiono tanto piu chiari quanto piu abbondante si fa la blenda. C e una dolosiltite con diffusa pigmentazione bituminosa e contiene granuletti di blenda e pirite. II bianco candido in A e B corrisponde a dolomite spatica. In E e manifesta la fagliatura penecontemporanea.
ziano per variazioni nella qualita e quantita dei componenti principali, granulometria e struttura interna (omogenea o gradata). Le lamine sono in gran prevalenza del tipo tabulare, continue e distinte, e non presentano-verticalmente o lateralmente sensibili variazioni mineralogiche.
Slumping
Ho interpretato quali strutture di scivolamento gravitativo di masse semisolide alcuni motivi (Fig. 6) con deformazioni, fratture e microfaglie di unita laminate mm-ritmiche piu o meno- ricche in solfuri. Ben raramente in queste strutture i microstrati mantengono la loro unita. Non si esclude che, data la spinta tettonizzazione subita dal1 giacimento (Gb. Feruglio, 1969c), tale struttura sia stata modificata da movimenti tettonici netta-mente posteriori al consolidamento. Strutture tipo slumping sono state osservate a Raibl da D. di Colbertaldo (1968) e a Bleiberg da H. Schneider (1964) e O. S c h u 1 z (1967).
Fig. 6. Frammenti di una mm-ritmite costituita da una dolosiltite o dolopelite piu (parti chiare) o meno (parti scure) ricche in blenda microgranulare. La caoticita della disposizione delle lamine e stata interpretata fondamentalmente come una struttura tipo slumping.
Strutture di carico
Sono presenti, seppur di tipo diverso e variamente manifeste, in quasi tutti i campioni esaminati. Ho distinto tre tipi principali:
a) sprofondamento di singoli granuli. Si tratta di spostamenti verticali (affondamenti) di clasti eterodimensionali litici (dolomia, calcare, mama), di solfuri (specie blenda e galena) e «misti» (materiale litico + solfuri) su materiale meno denso, fine, ancora idroplastieo. La misura di cui il granulo affonda e le deformazioni che esso produce sono varie. Un esempio e rappresentato dal granulo indicato con Z in Fig. 8, costituito da una dolosiltite contenente rari granuletti di blenda e pirite che costipa e deforma le lamine sottostanti, parimenti con blenda e pirite,
b)	affossamenti differenziali di materiale piu grossolano entro un substrato piu fine. So-no state osservate «passate» di elementi litici e di solfuri in monocristalli od aggregati, a granulometiia psammitica, piu o meno «affondate» su un fondo pelitico della stessa composizione. Gli affondamenti sono compensati nel sedimento sottostante o da migrazioni laterali o da migrazioni verso l'alto, talora con formazione di «lingue» o lobi (D2 in Fig. 1),
c)	strutture di esagerazione di precedenti superfici erosive. Alcune superfici di erosione (Fig. 1, 2, 7) sono state in parte deformate dal peso del sovrastante sedimento, con esagerazione delle depressioni iniziali. Questo> motivo si fa piu evidente quando il riempimento e costituito in prevalenza da granuli di pirite o galena.
Superfici di erosione
Sono diffuse, specie in alcuni campioni (Fig. 2, 3, 7, 9). Possono essere nette od appena riconoscibili. Alcune sono piane, altre piu o meno irre-golari, con «tasche» che penetrano» nel microstrato sottostante «troncan-do» strutture laminate (Fig. 9). In Fig. 3 si osserva una superficie di erosione piana che «interrompe» le lamine sottostanti lievemente arcuate. Sono stati osservati anche frammenti di «minerale» rimaneggiato (Fig. 10).
L'erosione si e manifestata piu volte anche nell'ambito' di uno stesso campione, entro intervalli relativamente brevi. Le superfici di erosione rappresentano talora un cambio netto nelle condizioni di deposizione del materiale, con passaggio ad esempio da una deposizione meccanica di granuletti prevalentemente di blenda e dolomia ad una deposizione chi-mica di blenda colloidale e galena cristallina.
Fagliatura penecontemporanea
I campioni esaminati non di rado sono solcati da faglie di modestissimo rigetto (qualche millimetro), dirette o inverse (Fig. 2, diverse microfaglie di tipo inverso interessanti i microstrati A, B, C e talora DI e D2; Fig. 5, microstrato E, con microfaglie di tipo diretto). Nei punti dove il rigetto e piu marcato i minerali, sia litici che metallici, denotano effetti di de-
Fig. 7, 8. Si tratta dello stesso campione sezionato in punti diversi. In particolare:
Al, dolomia grigia contenente rari granuletti di blenda e pirite.
A2, minuta brecciola composta da frammenti di dolomia biancastra, calcare marnoso, parti di Al, granuli tondeggianti (1—3 mm) di blenda (colore chiaro a sinistra in Fig. 7).
A3, alternanza di lamine millimetriche costituite da dolomite con associata, specie nelle lamine piu scure, blenda, pirite, marcasite.
B,	blenda in tessitura colloforme (con le convessita rivolte costantemente verso C) con subordinata pirite, marcasite, galena, quarzo, barite, adularia e dolomite. II contatto con A3 e pressoche rettilineo, mentre verso C si hanno numerose «protusioni». Le sottili venette nere trasversali in Fig. 8 sono di pirite.
C,	laminite marnosa a lamine variamente ondulate.
In Fig. 7 le linee tratteggiate tra Al e A2 e nella parte alta di A3 indicano la traccia di superfici di erosione.
formazione e fratlurazione. Le faglie possono essere limitate ad uno o pochi straterelli, qualsiasi sia il contenuto in minerali metallici. I processi di fagliatura penecontemporanea si sono manifestati piu volte ed hanno interessato microstrati gia fortemente compattizzati e differenti per tessi-tura, composizione, struttura, etc.
Stiloliti
Sono strutture sedimentarie secondarie abbastanza frequenti (Fig. 11), sia parallele che piu o meno trasversali alla stratificazione. II rilievo delle cosiddette «colonne stilolitiche» e di solito inferiore ai 2 mm. Esse con-stano principalmente di prodotti argillosi, granuletti di quarzo, blenda, pirite, marcasite e rarissima galena.
Fig. 9. Microstrati con struttura interna a laminazione mm-ritmica. In A, B, E prevalgono i costituenti litici (per lo piu dolomite). Nelle lamine piu chiare (specie in C) e diffusa la blenda. D, blenda colloforme con dolomite, pirite, marcasite, adularia e diffusi cristallini di galena (nero in figura), st, strutture stilolitiche.
II contatto fra B e C e una superficie di erosione.
Fig. 10. Frammenti eterodimensionali di blenda (in nero) disposti senza alcun ordine entro una matrice dolomitica (in chiaro). Esiste una stretta analogia mineralogica e tessiturale fra i clasti di blenda ed il microstrato, pure di blenda, indisturbato a letto. Cio dimostra che i primi provengono dal rimaneggiamento dello strato sottostante (brecciola blendosa intra-formazionale).
Sez. sottile, N//
CONSIDERAZIONI CONCLUSIVE
I campioni studiati mostrano distinte e tipiche strutture sedimentarie, le quali indicano chiaramente un'origine sinsedimentaria per i minerali metallici inclusi.
La Dolomia del Serla viene considerata un tipico biostroma; essa presenta nell'insieme caratteristiche di bio e litofacies sostanzialmente costanti sia orizzontalmente che verticalmente. Questa unita e pero «rotta»
qua e la, specie nella parte alta, da lenti piu o meno calcaree e marnose (presenti anche nel giacimento dell'Argentiera). A queste locali variazioni appaiono associate le strutture e mineralizzazione esaminate.
Queste strutture si sono presumibilmente formate in un mare poco profondo (ambiente epi-neritico), con acque da calme ad agitate, in condizioni debolmente ossidanti ma localmente anche riducenti (livelli piu o meno bituminosi), i cui fondali erano sottoposti a lievi movimenti (tettonica sinsedimentaria). Doveva trattarsi di un ambiente piuttosto instabile anche entro brevi intervalli di tempo e spazio, e dotato, almeno in certi momenti, di alta energia.
Si tratta di depositi che rientrano fra quelli definiti da H. J. S c h n e i -der (1964) come «special facies», caratterizzati appunto da particolari strutture di accumulo (con ritmiti, strutture geopetali, di risedimentazione, di corrente, etc.).
Va sottolineata la composizione quasi costantemente carbonatica della frazione litica. In tutti i campioni esaminati sono presenti, seppur in quantita ed in associazioni molto varie, dei solfuri. Nell'ambiente sopra tracciato, probabilmente in zona di back-reef, avveniva, contemporanea-mente alla deposizione del materiale litico, quella dei vari minerali metallici e di ganga, per via meccanica o chimica, in monocristalli od aggregati policristallini. La deposizione dei vari minerali avveniva in condizioni particolari, dipendenti dalle caratteristiche paleogeografiche della regione, in cui erano possibili, entro uno spazio relativamente mo-desto, anche notevoli variazioni di pH ed Eh.
Fig. 11. Nella parte mediana si osserva una stilolite. La roccia e un calcare debolmente marnoso. Si noti, in particolare Taddensarsi entro la stilolite di granuletti di blenda (punti chiari) mentre nella roccia questo solfuro e scarso. Nei vari campioni studiati la blenda e uno dei piu diffusi costituenti del residuo
insolubile delle stiloliti.
Sez. lucida, N//
Le modificazioni diagenetiche sono di vario ordine, e fin dalle prime fasi e iniziata tutta una serie di trasformazioni fisiche e chimiche che hanno «mascherato» in parte le caratteristiche primarie del sedimento.
Per quanto riguarda la provenienza dei componenti metallici, pro-babilmente essi sono stati introdotti nei bacini precedentemente descritti da apporti idrotermali legati al vulcanismo triassico (di cui esistono tracce evidenti nella zona) ed uscenti sul fondo del mare attraverso fratture.
Bibliografia
Amstutz, G. C. and Bubenicek, L. 1967, Diagenesis in sedimentary mineral deposits. Diagenesis in sediments, Ed. G. Larsen and G. V. Chilingar, p. 417—475. Elsevier, Amsterdam-London-New York.
Colbertaldo, D. di 1952, I giacimenti piombo-zinciferi di Grigna e Pian da Barco nelle Alpi Orientali. Raibl, Soc. Min. del Predil, XIX Sess. Congr. Geol. Inter., Algeri.
Colbertaldo, D. di 1957, Corso di Giacimenti Minerari. Vol. I. Cedam, Padova.
Colbertaldo, D. di 1966, Una nuova interpretazione del giacimento dell'Argentiera. Symp. Intern. Giac. Min. Alpi, Vol. I, p. 77—81), Trento.
Colbertaldo, D. di 1967, I giacimenti piombo-zinciferi dello Anisico delle Alpi Bellunesi e la loro genesi alla luce delle piu recenti interpretazioni. Giornata St. Geom., Agordo.
Colbertaldo, D. di 1968, Aspetti sedimentari in giacimenti epigenetici e loro interpretazione (Cambrico sardo e Trias alpino). Geol. Tecn., n° 2.
Feruglio, Gb. 1969a, Blenda stalattitica nel giacimento dellArgentiera (Auronzo). Museo Friul. di St. Nat., Pubbl. n° 13, Udine.
Feruglio, Gb. 1969b, Sulla presenza di galena dendritica nel giacimento dell'Argentiera (Auronzo). Museo Friul. di St. Nat., Pubbl. n° 14, Udine.
Feruglio, Gb. 1969c, Osservazioni sulle «bocce tettoniche» del giacimento dellArgentiera (Auronzo). Museo Friul. di St. Nat., Pubbl. n° 15, Udine.
Ogniben, G., I giacimenti piombo-zinciferi dell'Aiarnola e di M. Ru-siana nella regione di Auronzo. Mem. Ist. Geol. e Min. di Padova, Vol. XVII. Padova.
Ricci Lucchi, F. 1970, Sedimentografia. Ed. Zanichelli, Padova.
Schneider, H. J. 1964. Facies differentiation and controlling factors for the depositional lead-zinc concentration in the Ladinian geosyncline of the Eastern Alps. Sedimentology and ore genesis (Ed. G. C. Amstutz), p. 29—45. Elsevier Publ. Co., Amsterdam.
S c h u 1 z , O. 1964, Mechanische Erzanlagerungsgefiige in den Pb-Zn Lagerstatten Mežica—MieC (Jugoslawien) und Cave del Predil—Raibl (Italien): Berg-und Htitten. Monatshefte, Sonderdruck aus Heft 12.
S c h u 1 z , O. 1967, Die synsedimentare Mineralparagenese im oberen Wet-tersteinkalk der Pb-Zn Lagerstatte Bleiberg-Kreuth (Karnten). Tsch. min. und petr. Mitt., Sonderdruck aus Band XII, Heft 2-3. Wien.
T a r a m e 11 i, T. 1883, Note illustrative della Carta geologica della Pro-vincia di Belluno. Tip. Fratelli Fusi, Pavia.
Tornquist, A. 1932, Einige Erzlagerstatten vom Typus Raibl—Bleiberg in Dolomiten. Sitz. Akad. Wiss. Wien, Math.-nat. KI., 141. Wien.
Zuffardi, P. 1965, Strutture sedimentarie in talune mineralizzazioni paleozoiche sarde a solfuri. Res. Ass. Min. Sarda, LXX, n° 5.
Small Scale Sedimentary Features in the Argentiera Ore Deposit, Auronzo District, Province of Belluno
Giambattista Feruglio SUMMARY
Sedimentary features observed in some not oriented ore samples from the Argentiera Pb-Zn ore deposit are described. This ore deposit, of the so called "Bleiberg type", lies in a massive reef co-mplex of Anisian age. The ore body, approximately "mushroom-shaped", lies in a strongly tectonized area, and consists of a chaotic mass of fragments of marl, limestone, dolomite and ore (sphalerite, galena, pyrite, marcasite and their weathering products). These features appear to be of distinct genetic value and support a sedimentary origin.
The main sedimentary features observed are:
a)	Bedding. It is the most manifest primary structure (usually of the parallel type). The bed thickness varies from some millimetres to a few centimetres. It is revealed by changes of lithic composition, amount of sulphides, colour, internal structure, size and form of particles. Bedding surfaces are smooth, wavy or irregular. The internal structure may be structureless, graded or parallely laminated. Most of beds are formed by mechanical deposition and some by chemical deposition (of sulphides and lithic material). No bed is completely barren. The sulphide distribution is not homogeneous.
b)	Graded bedding. Polar depositions of sulphide and dolomite grains are present.
c)	Parallel lamination is mm-rhythmic and well preserved. The internal structure of laminae is structureless or graded. Dolomite-sphalerite mm-rhythmites are spread.
d)	Slumping is uncommon and characterized by contorted, overfolded, disrupted thin beds (mineralized or not).
e)	Load čast consists of: 1) mineralized mm-rhythmic laminae depressed by loading of overlying lithic or ore fragments; 2) inequal sinking of coarser material (commonly psammitic) into finer, stili hydroplastic aggregate (usually pelitic); 3) load-deformed channels.
f)	Cut and fill. The erosion surfaces may be smooth, irregular, with "pockets" or V-shaped channels, on millimetre scale, which penetrate into the underlying bed. Resedimented ore fragments were observed. Sometimes the erosion surfaces represent a clear change in the deposition conditions (for instance from a mechanical deposition of fine-grained pyrite and dolomite to chemical deposition of sphalerite and galena).
g)	Penecontemporaneous faulting. It consists of small normal or re-verse faults cutting one or only a few beds, mineralized or not. Faulting
took plače at different times. Along fault planeš fractured and deformed ore was observed.
h) Stylolites. Stylolitic columns are usually lower than 3 mm. The insoluble residual products consist of clay minerals, quartz, sphalerite, pyrite, marcasite and very rare galena.
Ali these features point out a syn-sedimentary mineralization in the Argentiera ore deposit. The environment leading to sulphide deposition is bound to "special facies" of the Anisian reef complex. They suggest also frequent and short intervals of eventful changes of the sedimentary conditions ("quiet water" stages, turbidity currents, soft-sediment de-formations, penecontemporaneous phases of resedimentation, etc.).
DISCUSSION
Bakos: Nel 1966-1967 ebbi 1'occasione d'effettuare uno studio geologico nel settore minerario del Monte Rusiana (Miniera deirArgentiera) onde poter precisare la posizione stratigrafica di certi orizzonti dell'Anisico medio-superiore e del Ladinico inferiore e medio. Conosco pertanto suffi-cientemente, da un punto da vista geologico, la zona in argomento.
Le chiedo: queste strutture sedimentarie del giacimento piombo-zinci-fero dell'Argentiera sono state da Lei osservate dove esiste una importante lacuna stratigrafica oppure lontano da questa?
Feruglio: Noi. Dall'esame di pochi campioni e senza uno studio geologico dettagliato della zona non ritengo di aver elementi validi per convalidare od escludere questa importante discordanza stratigrafica di cui Lei parla.
Bakos: Lei sa benissimo che nella regione del Monte Rusiana esiste una lacuna anisico-ladinica corrispondente a quella riscontrata da Salafossa a Sappada. Desidero sapere in altri termini se la mineralizzazione a solfuri, loealizzata a mio avviso spesso lungo questa superficie, manifesta dette strutture laddove si osservano tasche, imbuti e fratture piu o meno riempite da brecce, conglomerati e suoli fossili?
Queste strutture si riscontrano dunque al di fuori o nel karst?
Feruglio: Tutti i campioni che ho esaminato provengono- dal giacimento vero e proprio. II! giacimento e coltivato a giorno, e durante numerose visite protrattesi per vari anni ho avuto occasione di raccogliere questo materiale in diversi livelli. Questi campioni fanno parte dei clasti di tipo variabilissimo che si trovano nel corpo minerario dell'Argentiera. Queste sono strutture non comuni, bensi rare per questo giacimento.
Bakos: E' cio che propriamente volevo sapere! Se ho ben compreso la mineralizzazione da Lei studiata proviene dalle brecce che, immerse in un materiale marnoso e marnoso-dolomitico, costituiscono le masse subsfe-riche che ricolmano il «karst», della dolomia anisica.
Feruglio: Si. Tutti i campioni provengono dalTinterno del giacimento.
Bakos: Concludendo.- durante la fase d'emersione la dolomia anisica ha subito intensi processi di «weathering» che sono stati pro parte fossilizzati dalla trasgressione ladinica.
II c on tat to sarebbe marcato da evidenti, diverse forme carsiche e la mineralizzazione piombo-zincifera si ubicherebbe lungo questa superficie.
Ha anche Lei osservato a Sud dell'Ansiei chiari fenomeni di emersione? Ha rilevato anche Lei, un po ovunque sui versanti sudoccidentali del Monte Rusiana processi di dolomitizzazione, silicizzazione e presenza di paleosuoli?
Feruglio: Non ho finora osservato strutture del tipo a cui Lei si ri-ferisce. E' questo in un problema che mi sono pošto anch'io e che sara oggetto di indagini in un prossimo futuro.
Situazione, problemi e prospettive dell'industria mineraria nella regione autonoma Friuli-Venezia Giulia
Sergio Brunetta e Alberto Pastorini Premessa
Questo 2° Simposio Internazionale sui depositi minerari delle Alpi che si tiene nella Repubblica Socialista di Slovenia, offre, ad avviso deH'Ammi-nistrazione regionale del Friuli-Venezia Giulia, un'occasione preziosa sia per sentire dalla viva voce dei qualificati studiosi che danno vita al Convegno, i risultati dei loro studi piu recenti in merito alle possibilita e potenzialita minerarie della catena alpina, che tanta parte copre di entrambi i territori regionali, sia per aprire un dialogo in materia con la Repubblica Socialista di Slovenia, confrontando le situazioni, i problemi e le prospettive dei rispettivi settori minerari.
I	problemi infatti che caratterizzano il settore minerario nelle due Regioni non dovrebbero presentare sensibili differenze: accanto alla mi-niera piombo-zincifera di Mežica abbiamo infatti il giacimento analogo di Cave del Predil; ottime acque minerali, idornei materiali di cava come marmo, carbonato di calcio ecc. sono presenti in entrambi i territori.
II	rilancio delle attivita legate all'estrazione, alla lavorazione ed alla commercializzazione delle sostanze minerali e evidentemente un'esigenza comune ed uno scambio di esperienze e conoscenze puo essere uno stru-mento prezioso sia per la valorizzazione delle rispettive risorse sia per la copertura di quel margine di complementarieta che necessariamente esiste fra le singole produzioni.
E' con questi intenti che l'Amministrazione regionale del Friuli-Venezia Giulia partecipa al presente Convegno con una comunicazione che vuole essere una informazione sulla situazione, sui problemi e sulle prospettive dell'industria mineraria regionale, auspicando la nascita di un dialogo proficuo in materia con la Repubblica Socialista Slovena.
Situazione e problemi alla costituzione della Regione
Al momento della costituzione della Regione Autonoma Friuli-Venezia Giulia (legge costituzionale 31 gennaio 1963 n. 1) la situazione dell'in-dustria mineraria nel territorio regionale si presentava sotto un profilo tutfaltro che promettente, notevoli essendo i problemi e pooo chiare le
prospettive (con la espressione «industria mineraria* ci si intende riferire a tutte le attivita concretantisi nella ricerca e coltivazione di tutte le sostanze minerali nonche nella lavorazione e commercializzazione delle medesime).
Infatti, erano cessate certe attivita di notevole importanza (miniera, essenzialmente cuprifera, di Monte Avanza nella fascia nord-occidentale della Regione, che sospese i lavori alla fine della seconda guerra mon-diale, dopo aver occupato negli ultimi tempi fino a 300 operai; giacimenti carboniferi specie nella Val Degano decaduti definitivamente alla fine del secondo conflitto per il noto declino del valore economico di tali com-bustibili sotto la spinta del crescente interesse per altre fonti di energia).
Altre risultavano inattive o quasi (miniera di fluorite di Val d'Aupa che, iniziata una promettente attivita nel 1954 con 1'occupazione di oltre 30 dipendenti e stata da pochi anni trascurata dal concessionario per motivi specialmente finanziari e organizzativi; concessioni di ottime acque minerah ad uso terapeutico ultimamente trascurate per impossibilita di concretare gh strumenti necessari per valorizzarle con soddisfacenti risultati economici).
Altre ancora (quelle relative ai materiali di cava) o erano ancora nella fase iniziale e necessitavano di maggiori investimenti per crearsi un mer-cato (marmi e pietre ornamentali della Carnia e del Friuli, gesso) o erano c?.ratterizzate da una produzione stazionaria contro le reali possibilita di sviluppo (sabbia ed arenarie silicee) o avevano visto diminuire sensibil-mente la propria produzione dopo aver conosciuto tempi felici (industria dei laterizi connessa con lo sfruttamento delle argille).
Si aggiunga la situazione critica delle Miniere piombo-zincifere di Raibl, dovuta a vari fattori:
Per di piu l'attivita di ricerca nel territorio regionale era praticamente inesistente in tutti i campi e da anni non veniva rilasciato un permesso di ricerca.
La situazione che si presentava nel campo deH'industria mineraria era quindi tale da imporre aH'Amministrazione regionale un impegno non indifferente per tentarne il rilancio.
Un primo, necessariamente incompleto esame di tale situazione, nonche dei problemi della medesima, consentiva aH'Amministrazione regionale di soffermare la propria attenzione su alcune considerazioni di particolare importanza sulle quali impostare una traccia provvisoria di interventi diretti a creare le condizioni per un rilancio delTindustria mineraria regionale, colmandone le lacune conoscitive e permettendo conseguentemente la formulazione di una organica e definitiva politica mineraria.
Tali considerazioni discesero dalla rilevazione delle seguenti esigenze prioritarie:
1.	Ripresa delle ricerche «in grande» nell'area adiacente alla Miniera piombo-zincifera di Raibl. ultimamente piuttosto trascurate, e ricerca sistematica degli orizzonti indiziati per le manifestazioni piombo-zincifere, cuprifere e mercurifere in tutto il territorio regionale.
2.	Censimento e studio approfondito delle acque minerali e termali presenti nella Regione nonche dei minerali non metalliferi (marna di
cemento, fluorite e barite) e dei prodotti di cava (marmo, marmorino, dolomia, sabbie silicee, argilla, gesso); contemporanee indagini giacimento-logiche, mineralogiche, tecnologiche ed economico-commerciali dirette ad evidenziare e colmare le carenze tecnico-organizzative delle attivita con-nesse con lo sfruttamento e la lavorazione di tali sostanze.
3.	Esame approfondito sulla giustificazione economica di eventuali insediamenti industriali per la lavorazione e la trasformazione di sostanze minerali.
4.	Accertamento dell'esistenza o meno di possibilita petrolifere nel territorio regionale mediante completa prospezione delle aree struttural-mente promettenti.
Azione dell'Amministrazione regionale e situazione attuale
Alla luce di tali considerazioni in ordine alle prioritarie esigenze co-noscitive e riorganizzative dell'industria mineraria regionale nella pro-spettiva di un'azione diretta al decollo di certi sottosettori della medesima e al rilancio e consolidamento di altri, l'Amministrazione regionale ha concretato il suo intervento in materia, sia sul piano amministrativo che su quello legislativo, mediante delle iniziative che hanno modificato la situazione dell'attivita mineraria nel territorio regionale nel modo e nella misura che sotto si riassumono per settori.
a) Minerali metalliferi. E' stato fatto il possibile per definire nei tempi piu brevi la convenzione con l'AMMI per la gestione delle Miniere di Raibl: il contratto, stipulato alTinizio del 1968, ha reso possibile da un lato la ripresa sistematica delle ricerche piombo-zincifere nell'area adia-cente alla Miniera (la Societa sta investigando un'area di circa 6000 ettari coperti da permesso di ricerca al di fuori dei limiti della concessione nel-1'ambito della quale ha peraltro ripreso le ricerche; in un permesso sono stati raggiunti dei risultati discreti sicche e stato trasformato in concessione), dalPaltro ha aperto la prospettiva delTinsediamento di uno stabilimento industriale per la trasformazione del rame nel territorio regionale, per la cui realizzazione l'AMMI si e appunto impegnata nella convenzione.
A proposito della Miniera di Raibl aggiungeremo ancora alcune considerazioni informative. Le incertezze sul reperimento di minatori (vi sono occupate circa una ottantina di maestranze slovene che svolgono un ottimo lavoro ma che si dubita siano suscettibili di aumento data la pratica eliminazione della disoccupazione nella vicina Repubblica) e sul ritrova-mento di colonne ricche, rendono piuttosto difficili le previsioni sul 1'uturo della miniera. Si nota pertanto, negli ultimi 10 anni, una continua discesa della curva dell'impiego di maestranze (da 574 nel 1961 a 510 nel 1970).
Infine, 1'aumento sensibilissimo dei costi di produzione accanto ad una stazionarieta della produzione (sulle 50.000 tonn/anno di concentrati blenda e galena) e del prezzo di mercato del prodotto, nonche gli insoddi — sfacenti tenori delle scorte ricostituite, sono altrettanti elementi suscettibili forse di rendere economicamente improduttiva la miniera.
Sara pertanto necessario un poderoso sforzo sia nelle ricerche che nella riorganizzazione; sara parimenti opportuno' studiare le eventuali possibilita di rilanciare la produzione dei giacimenti piombo-zinciferi delle Alpi Orientali, esaminando la convenienza o meno di sostenere la medesima con un comune stabilimento di trasformazione.
E' stata inoltre promossa la costituzione della «Societa Mineraria Alpi Orientali S. p. A.», con il duplice intento di poter contare su una Societa che fosse in grado di recepire ogni possibilita di sfruttamento delle risorse minerarie «in loco» e di favorire la concentrazione degli sforzi, in materia, del capitale pubblico e privato1 (il capitale sociale e infatti stato sotto-scritto per il 40 °/o dall'AMMI, per un ulteriore 40 dalla Monteponi e Montevecchio, per il 20 °/o dalla Friulia — finanziaria regionale). Tale Societa, costituitasi alla fine del 1968, sta gia compiendo ricerche minerarie su oltre 3000 ettari coperti da permesso di ricerca.
Interesse per le richerche mercurifere ha altresi dimostrato una impor-tante Societa Mineraria alla quale e stato recentemente accordato permesso di ricerca su un'area di circa 2000 ettari.
Sul piano legislativo la Regione, con Legge regionale n. 28 del 24 otto-bre 1966, ha impegnato 650 milioni in 5 anni per finanziare «in toto» provvedimenti per favorire la ricerca e la valorizzazione delle sostanze minerali e di altre risorse naturali nel territorio regionale. Tale legge ha rsso possibile la stipulazione (inizio 1968) di una convenzione con il Consiglio Nazionale delle Ricerche per un piano sistematico quinquennale di ricerche minerarie, nell'ambito della quale sono state svolte le prime campagne geochimiche e geologico-petrografiche — ad opera di ricer-catori e studiosi del C. N. R., del C. N. E. N., dell'Istituto di Mineralogia e Petrografia dell'Universita di Trieste e di altre Universita Italiane — indirizzate soprattutto a indagare le manifestazioni di Pb, Zn, Cu, Ge, Hg.
L'elaborazione statistica dei primi risultati ha gia consentito di im-postare scientificamente le successive ricerche di dettagliO', geofisiche e tradizionali, sulle aree presentanti anomalie apprezzabili e indicazioni promettenti; per lo svolgimento di tale campagna si conta precipuamente sul contributo tecnico-scientifico ed organizzativo della Cattedra di Giacimenti Minerari dell'Universita di Milano e dell'Istituto di Mineralogia e Petrografia dell'Universita di Trieste.
E' evidente lo stimolo che i risultati definitivi potranno dare agli investimenti diretti ad approfondire le precise indicazioni che emergeran-no, al fine di tradurre in termini economici le risultanze delle indagini tecnico-scientifiche.
b) Fonti di energia. Sono stati accordati alla SNIA Viscosa, e successi-vamente la titolarita e stata estesa anche alla GULF ITALIA, tre permessi esclusivi di ricerca per idrocarburi liquidi e gassosi su un'area di oltre 160.000 ettari: i risultati di tale ricerca, unitamente a quelli delle ricerche dell'ENI nella fascia costiera al medesimo riservata con legge, daranno una risposta definitiva al quesito piu volte ventilato se esistano o meno nel territorio regionale adunamenti di idrocarburi suscettibili di sfruttamento economico.
In caso di risposta positiva, il vantaggio sia econamico che occupa-zionale, per la Regione, e di immediata valutazione.
c)	Minerali non metalliferi. Questo gruppo merceologico sembra ri-vestire un certo interesse per la Regione solo limitatamente alla mama da cemento, alla fluorite e, forse, alla barite.
Purtroppo 1'unica miniera di fluorite esistente nel territorio regionale (Val d'Aupa) e inattiva gia da diversi anni a causa di varie vicende, soprattutto organizzative, del concessionario.
Peraltro la purezza del minerale, la mancata esecuzione, fino a questo momento, di ricerche sistematiche nonche la mancata adozione di nuove tecnologie per la separazione del minerale (per 1'innanzi separato mecca-nicamente sui pošto), sono altrettanti elementi che giustificano un impegno per la riapertura della miniera.
E' attualmente in corso la pratica per il trasferimento della concessione ad un importante gruppo, seriamente intenzionato a riattivarla.
Per quanto riguarda la mama da cemento, i quasi tremila ettari di permessi di ricerca accordati hanno portato a risultati quanto mai proficui in quanto> le disponibilita di calcare ed argilla, se non sempre di marna de camento, che sono state scoperte in localita particolarmente favorevoli per quanto riguarda la posizione geografica, hanno fatto si che due opera-tori economici preventivassero 1'insediamento di due cementifici, uno dei quali e ultimamente entrato in produzione e che occuperanno alcune cen-tinaia di unita lavorative.
d)	Materiali di cava. In considerazione delle lacune conoscitive e delle carenze tecnico-organizzative che caratterizzavano le attivita connesse con 1'estrazione e la lavorazione dei materiali di questo settore merceologico al momento della costituzione della Regione, 1'Amministrazione regionale ha ritenuto necessario, come prima cosa, affidare ad Istituti specializzati (SORIS, ENAPI) incarichi per 1'effettuazione di studi sulla situazione e sulte prospettive di rilancio di certe attivita (marmo, laterizi, ceramiche). Tali studi hanno permesso di mettere a fuoco i punti di forza e quelli critici nella dinamica dei singoli sottosettori e conseguentemente di postu-lare agli Uffici regionali delle ipotesi operative di intervento pubblico a sostegno dei medesimi.
Nel sottosettore del marmo e delle pietre ornamentali e stato dato inoltre incarico alFIstituto di Mineralogia e Petrografia deH'Universita di Trieste di affiancare l'opera dei cavatori provvedendo contemporanea-mente alla determinazione delle caratteristiche chimico-fisiche dei marmi, di modo che, al momento attuale, e disponibile la carta d'identita prati-camente di tutta la vasta gamma di marmi regionali (grazie alle pubblica-zioni: «1 marmi del Friuli», «1 marmi del Carso», «La pietra piasentina») alla cui conoscenza e propaganda e stato dato un ulteriore contributo mediante concorso nelle spese per esposizioni e mostre talvolta organizzate direttamente dall'Amministrazione regionale.
Per quanto' riguarda poi le industrie legate alla lavorazione del marmo e delle argille, gli studi predisposti ad opera di Istituti di rilevazione hanno
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consentito, sulla base di una esatta conoscenza economica, organizzativa e commerciale dei settori, di postulare la necessita, per un piu vivo inserimento dei prodotti relativi nel mercato nazionale ed estero, di una indispensabile ristrutturazione suscettibile di favorire l'integrazione verticale delle lavorazioni e di aumentare gli standards produttivi in modo da allinearli alle moderne esigenze economiche e di mercato.
Analoghi sembrano anche i problemi che caratterizzano le attivita, ancora disorganizzate e di molto al di sotto delle possibilita che il mercato e la bonta dei materiali offrono, legate all'escavazione e lavorazione del gesso, del carbonato di calcio, delle sabbie silicee.
Ci sono pure delle notizie sulla presenza di una dolomia ad alto contenuto in magnesio1.
Studi giacimentologici e tecnico-organizzativi su tali materiali, o sono gia in corso (sabbie silicee, gesso) o stanno per essere affidati.
e) Acque minerali e termali. Ricercatori privati stanno investigando oltre 7000 ettari; la ricerca ha avuto esito- positivo per tre ricercatori, ai quali sono state conferite altrettante concessioni per lo- sfruttamento di acque minerali.
L'importanza di tali iniziative, sollecitate e favorite dalTAmministra-zione regionale, e di immediata valutazione sia sul piano economico — se si pensa che la Regicne Friuli-Venezia Giulia, nonostante si sapesse da tempo dell'esistenza di ottime acque minerali, e sempre stata totalmente tributaria di altre regioni per quanto riguarda il consumo di tale pro-dottosia sul1 piano sociale, dato che sara in tal modo assicurata una occu-pazione di unita lavorative veramente notevole per un'area montana e da sempre soggetta all'emigrazione come quella in cui sorgeranno gli stabili-menti.
Al centro di vivo interesse sono pure le acque solfato-alcalino-terrose e solfo-ferruginose, piuttosto trascurate per il passato. Sono infatti in atto ricerche specifiche dirette a studiare le caratteristiche terapeutiche nonche le possibilita economiche delle sorgenti esistenti per una lbro utilizzazione sul piano turistico-terapeutico.
Anche qui e evidente 1'impulso all'economia di zone montane depresse che potra venire dai risultati positivi di tali ricerche.
Per il momento va segnalato il discreto impulso che hanno dato al-1'economia della vallata del But gli investimenti diretti a ristrutturare e valorizzare il complesso terapeutico delle Terme di Arta.
Per quanto riguarda le acque termali e da ricordare come, non lontano da Trieste, sorga uno stabilimento termale attualmente abbandonato ma utilizzato- fino a non molto tempo fa sin dalTepoca romana, come ne testimonia il nome: «Terme Romane«,
II grande interesse turistico-sanitario- che potrebbe revestire una ripresa della loro attivita ha suggerito all'Amministrazione regionale 1'opportunita di procedere a uno studio geologico-geofisico completo della zona per accertare, sulla base della potenzialita delle sorgenti e della costanza della
Fig. 1. Depositi minerari della regione Friuli-Venezia Giulia 1 Miniera di rame, 2 Miniera di carbone, 3 Miniera di fluorite, 4 Acque minerali, 5 Acque termali, 6 Cava di marmo, 7 Cava di gesso, 8 Cava di sabbie silicee, 9 Cava di argilla, 10 Cava di carbonato di calcio, 11 Miniera di zinco e piombo
temperatura, le possibilita di un loro ripristino preferibilmente al di fuori della zona industriale di Monfalcone in mezzo alla quale attualmente sorgono.
I risultati di tale studio sono ora alTesame dei competenti Uffici.
Bilancio dell'azione svolta dalFAmministrazione regionale
L'analisi sopra illustrata della situazione dell'industria mineraria regionale risultante alla data attuale alla luce dei risultati delTazione svolta dalla Regione, permette di soffermarsi su due considerazioni fondamentali:
1.	L'attivita di ricerca finanziata direttamente dalla Regione o in-coraggiata e favorita dalla medesima presso gli operatori privati e stata intensissima, al punto che sono state investigate o sono in fase di investi-gazione aree che coprono praticamente tutto il territorio regionale interes-sante dal punto di vista minerario, con il risultato che nel giro di pochi anni sara possibile disporre di un soddisfacente inventario delle risorse del sottosuolo regionale. Tale possibilita rappresentera un incentivo per un maggior approfondimento della validita economica delto sfruttamento di certe sostanze e fornira la necessaria oonoscenza di base.
2.	L'interesse fin qui dimostrato1 dalla Regione e dagli operatori privati per il settore minerario ha determinato il sorgere di iniziative di notevole importanza che in breve tempo saranno concretate nel territorio' regionale: ci si riferisce al progettato sfruttamento di acque minerali da tavola (pre-visto un investimento' totale di un miliardo e mezzo e 1'occupazione di oltre 200 unita lavorative) e di marna da cemento (previsto un investimento totale delTordine dei 10 miliardi e l'occupazione di alcune centinaia di unita lavorative). Si e potuto notare altresi un incremento della produzione nel settore del gesso (da 8800 tonn. nel 1964 a 60.000 tonn. nel 1968) e in quello; lapideo.
(Ci si limita a ricordare le sole attivita gia esistenti o progettate e di sicura e immediata attuazione senza soffermarsi su quelle che non po-tranno' non coronare gli sforzi in un futuro molto prossimo, vale a dire le attivita legate a eventuali esiti positivi delle ricerche in atto.)
Politica mineraria regionale: situazione e ipotesi per 1'azione futura
Accanto alla L. R. n. 28/1966 prima ricordata, recante provvidenze per la ricerca e la valorizzazione delle sostanze minerarie nel territorio regionale, si e ultimamente provveduto- (L. R. n. 38/1971) a porre in essere un ulteriore provvedimento che rispondesse ad alcune esigenze che non avevano potuto essere sodisfatte dal precedente provvedimento'.
Mentre infatti la L. R. n. 28/1966 si preoccupava di fornire all'Ammi-nistrazione regionale i mezzi necessari per finanziare in proprio ricerche minerarie nell"intentO' di ovviare alla scarsa conoscenza del settore ed al poco interesse per il medesimo dimostrato dall'operatore privato, il provvedimento ultimamente approvato ha inteso mobilitare la maggior quantita possibile di risorse finanziarie e di capacita imprenditoriali di ricercatori privati nel campo1 della ricerca e della lavorazione delle sostanze minerali.
Si e cosi deliberato di venire incontro alle spese relative in conside-razione dell'entita e deH'aleatorieta delle medesime, gli investimenti re-iativi potendo essere ammortizzati solo in caso di esito positivo delle richerche. Si e altresi tenuto conto della tormentata. morfologia delle zone montane, la quale rende quanto mai gravosa la costruzione di piazzali, strade, allacciamenti idrici ed elettrici, alloggiamenti, servizi, ecc., in-dispensabili alla ricerca, prevedendo adeguati contributi percentuali sulla spesa relativa.
E' stata contestualmente data attuazione ad un'esigenza, che si era avuto piu volte occasione di rilevare, in ordine alla necessita di poter
disporre di un organo consultivo in materia mineraria, che possa dare il proprio qualificato parere ogni qualvolta la legge lo richieda, esprimere voti sulle misure ritenute necessarie per il superamento di particolari problemi che si pongano in certi settori dell'attivita mineraria, seguire con cognizione di causa la proficua attuazione dei provvedimenti varati dalla Regione in materia mineraria.
E' stato pertanto costituito un Comitato regionale delle Miniere che si confida possa essere un prezioso strumento per 1'esplicazione di una com-piuta e tecnicamente valida autonomia regionale in materia mineraria.
Fra le altre esigenze ricorderemo ancora la necessita di favorire al massimo la lavorazione «in loco» delle sostanze minerali mediante un incentivo all'associazionismo degli operatori che sfruttano certi materiali al disotto delle possibilita offerte dal mercato e dalla bonta dei materiali stessi, vuoi per non sufficientemente affinato spirito imprenditoriale do-vuto alla tradizione troppo recente di certe attivita, vuoi per non suffi-cienti disponibilita finanziarie.
E' necessario' inoltre che tutti i dati emergenti dalle ricerche pubbliche e private in atto nel territorio regionale, vengano coordinati, elaborati e recepiti in una carta geomineraria della Regione nonche in monografie ed inventari che costituiscono uno strumento' utilissimo per indirizzare i lavori futuri (non solo strettamente minerari) fornendo un'informazione immediata sull'ubicazione, estensione e potenzialita delle formazioni in-teressanti, nonche sulle caratteristiche chimico-fisico-petrografiche delle medesime.
E' al proposito da tener presente la disponibilita che la Regione avra fra pochi anni della carta al 10.000.
Un'ultima considerazione sul regime giuridico delle miniere e delle cave e sull'incidenza delle attivita minerarie ed estrattive sull'assetto territoriale e suH'equilibrio ecologico-paesaggistico-ambientale.
Mentre per le miniere si richiede il necessario permesso dell'autorita regionale per le ricerche e le concessioni di coltivazione, i materiali di cava sono lasciati in disponibilita del proprietario del fondo; da qui difficolta di ordine economico< e programmatico per i coltivatori, derivanti dal fatto che i proprietario del suolo O' chi per lui puo talvolta avvelenare il mercato immettendovi prodotti scadenti a basso prezzo, oppure puo artata-mente elevare il costo dei terreni qualora siano appetiti per rifornirsi di particolari materiali.
Si ritiene che tali inconvenienti possano essere ovviati modificando il regime giuridico delle cave in maniera da assimilarle alle miniere; in tal modo sarebbe altresi possibile subordinare ogni permesso a una forma di autorizzazione che tenesse conto delle implicazioni ecologiche-ambien-tali di ogni modifizacione paesaggistica legata allo sfruttamento minerario.
Lungo queste linee si e mossa e si sta muovendo l'azione dell'Ammi-nistrazione regionale del Friuli-Venezia Giulia nel settore minerario. Si confida che dal presente Simposio possano venire delle indicazioni utili per confermare la validita della stessa o per fornire eventuali suggerimenti.
Situation, Problems and Prospects of Mining Industry in the Region Friuli-Venetia Julia (Italy)
Sergio Brunetta, and Alberto Pastorini SUMMARY
In a brief introduction we express our best wishes for an opening of a dialogue on mining subject between the two bordering regions. We come, thereafter, to explain the 'Situation and Problems at the Time of Region's Establishment (1963) in the Mining Field'. We deal with mining activities which were at that time active, inactive or ceased. We mention those activities which are characterized by an unsatisfactory production as to the actual possibilities offered by the quality of materials and by the market conditions. Through a careful examination of the situation the regional management could take into consideration some priority requirements in order to carry out an appropriate action. We explain, then, the action carried out by the regional management and the present situation. We subdivide the treatment of the matter into the following groups pertaining to the technology of marketable goods: metal minerals, energy sources, non-metal minerals, quarry materials, mineral and thermal waters. Now we try to strike the balance of the action carried out by the regional management. We mention the positive achievements and the future results of the present researches. In the last chapter 'Mining Policy of the Region: Situation and Hypotheses for the Future Action', you are informed about the regional legislation on mining matters and about the eonstitution of a consultation committee whose main purpose is to achieve a technically well-grounded autonomy of the Region in the mining field. At last, but not least, other prospects are mentioned (i. e. geo-mining map of the Region, adaption of the productive requirements to those of the landscape.
DISCUSSION
Jaffe: II nuovo provvedimento della regione comprende anche delle misure fiscali?
Pastorini: No. La regione non puo stabilire agevolazioni fiscali, che sono di competenza del governo centrale.
Jaffe: Si ricorda sempre la situazione dellTrlanda che con un nuovo sistema discale piu favorevole per 1'industria mineraria e passata da un paese essenzialmente agricolo a un paese industriale con miniere impor-tanti nel giro di dieci anni.
Caratteri lito-mineralogici e genetici dei giacimenti di talco della Val Germanasca nelle Alpi Occidentali (Italia)
Stefano Zucchetti Introduzione
Oggetto della presente nota sono i giacimenti di talco della Val Germanasca, nelle Alpi Occidentali, in provincia di Torino (fig. 1), i piu importanti dTtalia per produzione e qualita del materiale: da essi si estrae un talco in massima parte bianco e di elevato pregio, che rappresenta, se raffrontato alla produzione annua nazionale, la quasi totalita del minerale pregiato e circa la meta dei materiali talcosi di ogni tipo.
Ampia e la letteratura passata e recente, intesa soprattutto ad illustrare i lineamenti geologici e strutturali della zona oppure i caratteri mineralo-gici, geo-litologici e tecnici di questi adunamenti: nella bibliografia al termine della nota sono riportate le pivi significative pubblicazioni in proposito.
In questi ulitimi anni ho svolto una serie di ricerche giacimentologiche, specialmente nelle tre miniere principali (quelle di Fontane, Crosetto e Maniglia), dove ho avuto cura, fra l'altro, di effettuare sistematiche osser-vazioni in pressoche tutti i cantieri di coltivazione e di raccogliere pa-recchie centinaia di campioni significativi per le indagini di laboratorio.
Ho cosi acquisito, insieme ad una chiara visione dei caratteri geologici locali, precise indicazioni sulla natura delle rocce in cui ricorrono i corpi mineralizzati utili e sulle loro reciproche relazioni, sulla esatta costituzione si a del talco (inteso in senso minerario) nelle varie zone dei diversi giacimenti, sia dei numerosi tipi mineralogici e litologici ad esso associati, la cui presenza e conoscenza si e rivelata di notevole interesse per far luce sui dibattuto problema del processo genetico dei giacimenti stessi.
Gia una prima serie di osservazioni effettuate in miniera, di risultati ottenuti in laboratorio e di considerazioni conseguenti sull'argomento sono stati da me esposti in una nota preliminare (Zucchetti, 1969). Succes-sive indagini, specie in laboratorio, anche su nuovi materiali, mi hanno consentito di confermare quanto stabilito in precedenza, di rendere piu sicure le considerazioni aventi soltanto carattere provvisorio, di eliminare alcuni dubbi e di conseguire in definitiva una compiuta conoscenza giaci-mentolbgica di questi importanti e significativi adunamenti. Qui appunto voglio esporre in sintesi i principali risultati di questi miei studi.
Desidero, anche in questa sede, esprimere un vivissimo1 ringraziamento alla Presidenza, ai Dirigenti ed ai Tecnici della Societa Talco' e Grafite Val Chisone, per la cordiale ospitalita sempre riservatami e per 1'appoggio sostanziale, le notizie ed i dati utili forniti.
Generalita sui giacimenti e sull'ambiente geologico
I giacimenti in oggetto sono costituiti, nel loro insieme ed a grande scala, da un ben definito orizzonte a talco, interstratificato nei terreni cristallini delle assise superiori del «massicciO' Dora-Maira», in prossimita (a poche centinaia di metri) della sovrastante formazione dei calcesciti con rocce ofiolitiche («Mesozoico a facies piemontese»).
L'orizzonte a talco noto ed in parte coltivato si sviluppa su una superficie di oltre 2 km2, con morfologia stratiforme anche se irregolare, giacitura variabife, da pianeggiante fino talora a raddrizzata, per locali pieghe (mediamente la direzione e NNW, 1'immersione ad WSW, la pen-denza sui 20°—25°) e con potenze utili solitamente comprese fra 1 e 3 m, talvolta anche superiori ai 10 metri.
Le diverse formazioni del «massiccio Dora-Maira» vengono oggi — alla luce dei piu recenti studi e delle piu moderne interpretazioni (vedasi ad esempio (V i a 1 o n , 1966) — schematicamente raggruppate nei seguenti «complessi», in base a criteri di analogia di facies, di paragenesi, di grado di metamorfismo subito dai vari tipi litologici:
—	«complesso» degli «gneiss ghiandolari», con significato di «zoccolo» pre-carbonifero, a prevalenti gneiss di vario tipo (occhiadini omogenei, dioritici, amigdalari, granitoidi), migmatiti eterogenee, micasoisti e gneiss minuti, ecc.;
—	«complesso» grafitico detto »di Pinerolo», riferito al Carbonifero, a prevalenti gneiss minuti e micascisti con pigmento grafitico, passanti a scisti grafitici veri e propri; a quarziti, conglomerati, ecc.;
—	«complesso» detto «di Dronero«, riferito al Permo-Carbonifero, a prevalenti gneiss e micascisti di vario tipo, sovente lucenti, passanti in-feriormente a facies con pigmento carbonioso; a porfiroidi arcosici e granofirici, ecc.;
—	«complesso» detto «di Sampeyre», riferito al Permo-Trias, a prevalenti quarziti micacee, talora conglomeratiche, a micascisti quarzitici.
Localmente, nell'alta Val Germanasca, le formazioni superiori del mas-siccio Dora-Maira — riferibili a tipi del complesso «di Dronero» — sono costituite da alternanze di micascisti di vario tipo (granatiferi, cloritici, a cloritoide, epidoto', albite), intercalati a gneiss minuti, a gneiss porfiroidi («arcosici», tipo Luserna), a scisti cloritici, anfibolici, prasinitici, a calcari marmorei e calcefiri a tremolite, epidoto, ecc.
Le rocce incassanti del talco
Le rocce incassanti del talco sono di vario tipo, talvolta anche con notevoli differenze fra rocce di letto e di tetto in uno stesso cantiere.
Trattasi piu frequentemente ed in generale di micascisti di varia com-posizione, di mica-cloritescisti, di cloritescisti, di scisti prasinitici o di
Fig. 1. Cartina dei principali giacimenti di talco della Val Germanasca 1 Maniglia, 2 Fontane, 3 Crosetto, 4 Envie
rocce consimili, talvolta di gneiss porfiroidi, di scisti ad albite e piu miche, di calcefiri, fra loro variamente associati.
In parecchi cantieri, sovente a causa della potenza notevole del banco di talco, mi e stato possibile osservare e campionare la sola roccia di letto oppure quella di tetto<: i tipi litologici sono sempre quelli sopra citati.
Fra i moltissimi časi rilevati in miniera, ne riporto alcuni particolar-mente significativi.
—	Banco di talco<, potente m 1,20—1,30, interstratificato fra micascisti (fig- 2);
roccia di letto: micascisto a piu miche (muscovite, fengite, senčite), contenente scarse albite e calcite; passante, verso il contatto col talco, a mica-cloritescisto (muscovitico), con subordinata albite e frequente rutilo;
roccia di tetto: micascisto riccamente granatifero (fig. 10), con frequenti clorite, albite, cloritoide, titanite; passante, verso il contatto col talco, ad un termine con abbondanti clorite e rutilo;
nel talco, misto a scarse clorite e zoisite, sono inclusi «rognoni» car-bonatici a tessitura spatica, costituiti da prevalente magnesite, mista a talco, clorite e pigmento grafitico.
—	Banco di talco, potente intorno ai 9—10 m, compreso fra mica-clori-tescisti (fig. 3);
roccia di letto: un termine ad abbondanti clorite e rutilo, con scarse albite e titanite (a letto del quale e uno gneiss porfiroide ad albite e microclino);
roccia di tetto: un termine ad abbondanti clorite e talco, con subordinati cloritoide ed epidoto;
nel talco sono inclusi individui di pirite, noduli di quarzo e di carbonati misti e fasce di talcoi misto a clorite e titanite.
—	Banco' di talco, potente circa 50 cm: caso quasi analogo al precedente, con la sola differenza che il talco passa al mica-cloritescisto di tetto attra-verso una fascia di 20—30 cm di scisto cloritico (privo> di quarzo), con-tenente, oltre a clinocloro prevalente, anche frequenti talco e rutilo.
—	Banco- di talco, potente circa 1 m, interstratificato fra uno gneiss a letto' ed un mica-cloritescisto a tetto (fig. 4);
roccia di letto: gneiss a quarzo, albite, muscovite (di spessore sui 30 cm), passante, verso il contatto col talco, a scisto1 a quarzo, muscovite e talco (fig. 11); a letto dello> gneiss e una fascia di 50 cm di un'anfibolite ad attinoto, con frequenti muscovite, biotite ed epidoto, a letto della quale sta a sua volta un tipico gneiss porfiroide a quarzo-microclino, con subordinati ortoclasio, albite, muscovite, sericite, epidoto, ecc.;
roccia di tetto: mica-cloritescisto, con subordinati cloritoide, granato, albite e scarsi rutilo>, ilmenite, zoisite;
il talco contiene subordinata clorite ed inclusi di quarzo.
—	Banco di talco, potente circa 50 cm, interstratificato fra uno scisto prasinitico a letto ed un calcefiro a tetto;
roccia di letto: scisto prasinitico, di tipo ovarditico (fig. 12), molto ricco in titanite (fig. 13), con accessori rutilo, muscovite, epidoto;
roccia di tetto: calcefiro ad abbondante tremolite, con subordinate albite, muscovite, titanite, clorite;
nel talco sono incluse frequente tremolite ed accessorie clorite, albite, calcite, titanite.
—	Banco di talco, potente poco meno di 50 cm: caso quasi analogo al precedente, con la differenza che la roccia di tetto e un calcefiro a molto abbondante epidoto (quasi un epidotte) (fig., 14), con accessori quarzo, tremolite-attinoto, pennina, albite, titanite, pirite.
Nella miniera di Maniglia ho rilevato un caso che mi pare particolar-mente interessante e ne riferisco brevemente. Tre modesti strati di talco, spessi ciascuno 20—30 cm e eoncordanti con le formazioni incassanti, gia-ciono alla distanza di alcuni metri l'uno dall'altro.
II primo strato (andando dal letto verso il tetto della serie), costituito da talco misto a subordinate clorite e magnesite, e compreso fra mica-clori-tescisti ricchi in rutilo e con accessori epidoti e cloritoide (fig. 15); il se-condo strato, a talco* con frequenti, minuti individui di pirite e scarsa zoisite, e compreso fra uno scisto ovarditico molto ricco in clorite e con subordinati muscovite e rutilo (a letto) (figg. 16, 17) ed un micascisto con accessorie albite, clorite, calcite (a tetto); il terzo strato, costituitoi da talco e clinocloro fra loro intimamente assoeiati, con molto subordinati rutilo e zoisite, poggia su di uno scisto ad albite, miche biotite e muscovite, clorite, con accessori attinoto, rutilo e titanite ed ha al tetto* una fascia di magnesite mista a talco e clorite, cui seguono un sottile strato di scisto cloritico (a solo clinocloro e privo di quarzo), ricchissimo in rutilo e con
accessorio talco, e quindi un micascisto ricco in clorite, con subordinati granato, rutilo, epidoto.
Le rocce che ricorrono fra i tre straterelli di talco, raccolte alPincirca nelle zone mediane, sono rispettivamente un cloritescisto, con accessori albite, rutilo e titanite (fra il primo ed il secondo) ed un micascisto a piu miche, con accessori albite, clorite ed epidoto (fra il secondo ed il terzo).
E' ancora da sottolineare un motivo ricorrente con una certa frequenza nella miniera di Fontana, rilevato in parecchi cantieri dei vari livelli: subito a letto del talco ricorre uno strato, delloi spessore da poehi decimetri ad 1 m, di un micascisto di varia composizione (a piu miche, a clorite, eventualmente con granato e cloritoide, a talco, ecc.) o- di un mica-clorite-scisto, a lettoi del quale sta a sua volta uno- gneiss del tipo di quelli gia segnalati in precedenza (porfiroide a microclino o ad albite).
Nei giacimenti in oggetto, infine, si e rilevato che rocce calcaree, a tipo di calcefiri e marmi bianchi veri e propri (fig. 5), ricorrono per lo piu non gia quali rocce incassanti a contatto del talco, ma a letto di esso, a distanza solitamente di molti metri, con rinterposizione di micascisti, mica-cloritescisti, scisti prasinitici, gneiss e di altre rocce del tipo di quelle segnalate in precedenza.
Analisi condote su alcuni campioni di queste rocce marmoree, raccolti in varie zone sia in miniera che all'esterno, hanno permesso di rilevare che trattasi in genere di termini debolmente magnesiaci. A titolo di esempio, si riportano i valori relativi al calcio ed al magnesio di sette campioni, caratterizzati da un molto esiguo contenuto di minerali accessori (quali anfiboli, cloriti, muscovite, granati, ecc.)
CaO °/o = 51,81; 50,48; 52,66; 53,73; 54,08; 49,56; 50,93;
MgO % = 0,97; 1,80; 1,54; 2,21; 1,60; 2,02; 1,95.
I corpi mineralizzati a talco
II corpo mineralizzato a talco e in genere costituito, nei giacimenti in oggetto, da un solo banco-, di potenza molto variabile, interstratificato e concordante con le rocce incassanti; ma in alcuni časi, come gia indicato in precedenza, ricorrono due od anche piu banchi fra loro ben distinti, a distanze anche di alcuni metri l'uno dall'altro, separati da interstrati di rocce rappresentate in genere da cloritescisti, scisti anfibolici o prasinitici, micascisti a clorite-epidoto od a piu miche, mica-cloritescisti.
Nel talco sono inclusi svariati minerali accessori, talVolta in individui isolati od in aggregati di individui ben visibili ad occhio, sovente invece ad esso intimamente frammisti e riscontrabili soltanto al microscopio.
Nelle fronti mineralizzate esaminate in miniera, nei campioni raccolti e soprattutto nelle molte sezioni sottili di «talco» studiate, ho potuto osservare i seguenti minerali: con una certa frequenza, cloriti (clinocloro-proclorite, pennina) (fig. 18), carbonati (in prevalenza magnesite e dolomite, molto meno spesso calcite e siderite), zoisite (fig. 19), clinozoisite ed epidoto ferrifero, rutilo (fig. 20) e titanite (fig. 21), anfibolo del tipo tremo-lite-attinoto (figg. 22, 23), quarzo, pirite: molto meno frequenti, o
Figg. 2—5. Fotografie eseguite in miniera
3. Talco con ineluse lenti di clorite mista a talco; a tetto un mica-cloritescisto talcoso
4. Talco (T) interstratificato fra uno gneiss a quarzo, albite, muscovite (G) a letto ed un mica-cloritescisto a tetto; A anfibolite ad attinotto; P gneiss «porfiroide» a microclino
5. Calcefiro a granato-epidoto (chiaro) sotto a micascisto granatifero alternato a mica-cloritescisto; il talco e parecchi metri a tetto del contatto
Figg. 6—9. Fotografie eseguite in miniera. Inclusi nel talco
6. Rognoni carbonatici (grigi) a magnesite con subordinati dolomite e talco, nel talco
7. Lente di scisto ovarditico (scuro) nel talco frammisto a clorite e passante a mica-cloritescisto; in basso, talco bianco
9. Mica-cloritescisto ad epidoti cloritoide, granato (scuro) nel talco
Figg. 10—17. Microfotografie di sezioni sottili di rocce incassanti del talco
11 e 16. Nicols incrociati; le altre: solo polarizzatore
15 e 17. Ingr. 65 X ; le altre: ingr. 26 X
10.	Micascisto riccamente granatifero, a tetto del talco (v. fig. 2)
11.	Scisto a quarzo (q), muscovite (m), talco (t), a contatto di letto del talco (v. fig. 4)
12.	Scisto prasinitico ricco in titanite, a letto del talco: albite occellare e calcite in clorite
13.	Idem: titanite disseminata in clorite
14.	Calcefiro (epidotite) a tetto del talco: epidoto (grigio scuro), quarzo e calcite
15.	Mica-cloritescisto a epidoto-cloritoide a tetto del talco: cloritoide (grigio scuro) e rutilo (cristallini neri) inclusi in muscovite mista a clorite
16.	Scisto ovarditico a letto del talco: albite pecilitica (fondo grigio) zeppa di lamelle di muscovite
17.	Idem: individui di rutilo (neri) isorientati in muscovite
Figg. 18—25. Microfotografie di sezioni sottili di talco con minerali inclusi
18.	Nicols incrociati; le altre: solo polarizzatore
18	e 20. ingr. 26 X; 24: ingr. 410 X; le altre: ingr. 65 X
18.	Lamelle di clorite (parte centrale) in talco
19.	Minuti individui di zoisite in talco
20.	Mucchio di cristallini di rutilo (neri) in talco misto a clorite
21.	Titanite in talco; nell'individuo a sinistra e incluso del rutilo (nero)
22.	Gruppo di individui prismatici di tremolite in talco
23.	Tremolite idiomorfa e rutilo (minuti cristallini neri) in talco
24.	Tormalina in talco
25.	Ilmenite (nera) associata a tremolite in talco
Figg. 26—33. Microfotografie di sezioni sottili di inclusi nel talco
29, 30 e 31. Nicols incrociati; le altre: solo polarizzatore
27, 29 e 33. ingr. 65 X ; le altre: ingr. 26 X
26.	«Rognone» carbonatico: magnesite contenente lamelle di talco a struttura feltrata
27.	Idem: magnesite contenente rutilo (nero), anche geminato
28.	Idem: magnesite contenente tremolite
29.	«Rognone» quarzoso: quarzo a struttura pavimentosa contenente anfibolo in parte cloritizzato
30.	Calcefiro incluso nel talco: clinozoisite in cristalli idiomorfi associata a quarzo
31.	Scisto ad albite, talco, clorite muscovite, incluso nel talco: albite (bianca) contenente tremolite e titanite; talco in aggregato lamellare
32.	Mica-cloritescisto ad epidoti, cloritoide, granato, incluso nel talco: individui di cloritoide isorientati in muscovite
33.	Idem: clinozoisite con nucleo allanitico (piu scuro); l'individuo nero e rutilo, la lamella alla sua destra cloritoide
addirittura rare, albite, apatite, tormalina (fig. 24), grafite, pirrotina, calco-pirite, ilmenite (fig. 25).
Nei corpi mineralizzati a talco ricorrono inoltre, irregolarmente distri-buiti, inclusi di vario volume (fino ad alcuni metri cubi) e di varia forma (ellissoidica o lenticolare, a superficie lisce — i cosiddetti «rognoni» — oppure irregolare, od anche a fasce o a tipo di interstrati, talora ripetuti, ecc.), costituiti da aggregati di due o piu minerali di varia natura od anche da tipi litologici ben definiti e classificabili (figg. 3, 6, 7, 8, 9).
Ho compiuto indagini sistematiche su questi inclusi, stante 1'indubbio, importante loro significato sotto il profilo genetico, studiando' molte decine di esemplari dei piu svariati tipi, raccolti nei diversi giacimenti: di alcuni gia si e fatto cenno nelle pagine precedenti.
Qui riassumo i caratteri di composizione di quelli che ricorrono con maggior frequenza:
—	magnesite, particolarmente pura o intimamente frammista a molto subordinati talco, clorite (fig. 26), talora con rutilo incluso (fig. 27); analisi chimiche eseguite su due diversi campioni hanno fornito rispettivamente i seguenti risultati: CaO = 0,84 e 0,97 %>; MgO = 41,08 e 40,63 %>;
—	magnesite, intimamente frammista a subordinati dolomite e talco (fig. 6); un'analisi chimica ha dato: CaO = 9,04 °/o; MgO = 34,43 %;
—	dolomite particolarmente pura; un'analisi chimica ha fornito i seguenti valori: CaO = 29,12 °/o; MgO = 20,72 %>;
—	dolomite, associata a magnesite mista a tremolite, quarzo e talco (fig. 28);
—	dolomite e magnesite, intimamente frammiste fra loro e con talco e clorite, con molto subordinati rutilo e zoisite; analisi eseguite su due diversi campioni hanno fornito rispettivamente i seguenti valori: CaO = = 19,54 e 18,37 °/o; MgO = 20,24 e 23,53 %;
—	quarzo microgranulare, con subordinati talco (contenente abbon-dante rutilo e raro zircone) e dolomite, od anche con anfibolo e clorite (fig. 29);
—	calcefiro a tremolite e quarzo, con subordinati talco e pirite, od anche a clinozoisite e quarzo, con subordinate muscovite, albite (fig. 30);
—	roccia debolmente scistosa, od anche non scistosa, a clorite e talco, fra loro intimamente associati, con tessitura feltrata (fig. 3);
—	anfibolite massiccia o con scistosita poco evidente, a prevalente attinoto-tremolite, con accessori miche e titanite;
—	scisto prasinitico, spesso di tipo ovarditico, ad abbondante clorite, con accessori vari (titanite, rutilo, muscovite, clinozoisite, zoisite, quarzo) (fig- 7);
—	scisto ad albite, talco, clorite, muscovite, con abbondanti titanite e rutilo1, ed accessori tremolite, zoisite, calcite (figg. 8, 31);
—	scisto ad albite, clorite, muscovite, fengite, biotite, con accessorie calcite, zoisite, pirite, titanite, rutilo;
—	cloritescisto, con frequente rutilo ed accessorie calcite, clinozoisite, muscovite, pirite;
—	mica-cloritescisto, ad epidoto, anche allanitico, cloritoide, granato, con accessorio rutilo e rara pirite (figg. 9, 32, 33);
—	micascisti di vario tipo: a clorite, con accessori epidoto, rutilo, pir-rotina e rara pirite; ad abbondante zoisite, con tremolite, clorite ed acces-sorie caltite, titanite; a granato ed epidoto, con accessori clorite, albite, titanite, minerali opachi (ilmenite, pirrotina, pirite).
Considerazioni genetiche e conclusive
Le osservazioni effettuate sui giacimenti di talco della Val Germanasca ed i risultati degli studi compiuti in laboratorio — specie per quanto concerne la natura delle rocce in cui sono incassati i corpi mineralizzati a talco e la costituzione lito-mineralogica di questi ultimi — consentono di trarre alcune conclusioni interessanti sotto il profilo giacimentologico, utili in particolare per chiarire la genesi degli adunamenti stessi.
I piu significativi dati di fatto e di osservazione rilevati si possono cosi riassumere:
—	i corpi mineralizzati a talco ricorrono talvolta in corrispondenza di rocce carbonatiche (calcefiri, spesso ricchi di anfiboli, epidoti, quarzo), ma piu sovente sono incassati in rocce a tipo di micascisti di varia composi-zione (a piu o meno frequenti albite, cloritoide, granato, epidoto, titanite, anche a piu miche), di mica-cloritescisti, di cloritescisti veri e propri, di scisti prasinitici, ecc.;
—	queste rocce sono gia di per sš piu o meno ricche in silicati femici, ma la quantita di tali costituenti (specie di cloriti ed anche di talco) cresce percentualmente in prossimita del banco di talco vero e proprio, verso cui sfumano gradualmente, attraverso termini a tipo di scisti ovar-ditici, di cloritescisti via via piu ricchi in clorite e talvolta contenenti talco, di scisti a sola clorite (privi di quarzo), di scisti a clorite mista a talco;
—	rocce consimili, talora ricche in talco, ricorrono incluse nei corpi mineralizzati, in forma di lenti, di fasce interstratificate;
—	il «talco» stesso contiene sovente, intimamente frammisti, silicati femici (cloriti di varia natura, anfiboli del tipo tremolite-attinoto', epidoto ferrifero) ed altri minerali accessori (ad esempio rutilo, titanite, zoisite, ecc.) uguali a quelli presenti nelle rocce predette;
—	i «rognoni» carbonatici, cosi frequenti nel talco, sono in prevalenza costituiti da magnesite e da dolomite, talora abbastanza pure, ma ben sovente intimamente frammiste fra loro e con talco e quindi da conside-rarsi con esso singenetiche.
Tutto cio testimonia quindi a favore di strette relazioni di parentela genetica fra talco e rocce a silicati femici.
Sono infatti, quelli illustrati, tipi lito-mineralogici propri di un contesto metamorfico di basso grado a «greenschist facies» (T u r n e r , and V e r -h o o g e n , 1960; W i n k 1 e r , 1965), dove, com'e noto, le associazioni fra talco-, silicati femici e carbonati magnesiaci («scisti magnesiaci») sono caratteristiche in generale ed anche, piu in particolare, per ognuna delle subfacies in cui vi ene abitualmente suddivisa la facies stessa: cosi, nella letteratura, vengono indicate tipiche associazioni a talco-tremolite con clorite e quarzo, a talco-serpentino-tremolite, a talco-magnesite con dolomite nella subfacies a «quarzo-albite^muscovite-clorite»; a talco-attinoto-
clorite con quarzo in quella a «quarzo-albite-epidoto~biotite»; infine a talco-tremolite-clorite in quella a «quarzo-albite-epidoto-almandino».
E' noto che il talco e specie mineralogica poligenica, frequente in am-bienti metamorfici di epizona; ed altrettanto vari sono i tipi ed i contesti geo-litologici dei giacimenti noti e coltivati in molte parti del mondo: da quelli ospitati in rocce calcareo-dolomitiche, a quelli interstratificati in rocce metamorfiche sedimentogene non calcaree, come quarziti, para-gneiss, filladi, scisti di vario tipo, a quelli di aureola metamorfica (piro-metasomatici), a quelli infine associati a rocce a silicati femici, sia basiche che ultrabasiche. Proprio in questi ultimi tipi ricorrono i piu svariati esempi di trasformazione di silicati femici (serpentino, olivine, pirosseni, anfiboli, cloriti) in talco ed in carbonati, fra i quali abbondano la magnesite e la dolomite: una paragenesi, cioe, che caratterizza anche i giacimenti qui illustrati.
Infine, a questo riguardo, e da considerare 1'ipotesi che i corpi minera-lizzati a talco possano derivare da trasformazione di materiali vulcanitici che, episodicamente, venivano ad intercalarsi ai depositi sedimentari; sono infatti particolarmente significativi reperti quali: la presenza di rocce a tipo di scisti prasinitici, ovarditici, sia come rocce incassanti che come inclusi nei corpi mineralizzati; la frequenza di minerali, quale ad esempio il rutilo, come accessori del talco; il passaggio dal banco di talco vero e proprio alla roccia di letto (mica-cloritescisto) attraverso a fasce in cui si alternano sottili straterelli, spessi pochi centimetri, di mica-cloritescisto e di talco. D'altronde, la presenza di colate basiche sub-acquee (pillow lavas) nel massiccio cristallino Dora-Maira, in particolare nella vicina Val Pellice, gia e stata segnalata anni addietro (V i a 1 on , 1960).
Bibliografia
B u r f o o t, J. D., Jr. 1930, The origin of the tale and soapstone deposits of Virginia. Econ. Geol., v. 25, p. 805—826.
Chidester, A. H., Engel, A. E. J., and Wright, L. A. 1964, Tale resources of the United States. U.S. Geol. Surv. Buli. 1167, 61 p.
Ficai, C. 1942, Ricerche sui talehi italiani. L'Ind. Min. d'It. e d'01trem., v. 16, p. 251—262.
Franchi, S., e Novarese, V. 1895, Appunti geologici e petrografici sui dintorni di Pinerolo. Boli. R. Com. Geol. d'It., v. 6, p. 385—432.
Gecchele, G., e Pelizza, S. 1966, II giacimento di talco «Fontane» in Val Germanasca (Alpi Cozie). Atti Symp. Int. Giac. Min. Alpi, Trento, v. 1-2, p. 545—556. Trento.
Gillson, J. L. 1927, Origin of the Vermont tale deposits, with a discussion on the formation of tale in general. Econ. Geol., v. 22, p. 246—287.
G r i 11, E. 1922, II talco della Roussa (Valle del Chisone). Atti Soc. Tosc. Sci. Nat., Mem, v. 35, p. 3—17.
G r i 11, E. 1924, Ancora sulla magnesite cristallina della Valle della Germanasca. Rend. Acc. Naz. Lincei, v. 33, p. 3—15.
G r i 11, E. 1925, Contributo alla conoscenza litologica della Valle della Germanasca. Mem. R. Acc. Naz. Lincei, v. 1, p. 498—532.
G r i 11, E. 1929, Rocce e minerali dei giacimenti di talco del Pinerolese. Atti Soc. Tosc. Sci. Nat., Mem., v. 39, p. 3—37.
Grill, E., Pagliani, G., e Sacchi, L. 1955, La genesi del talco della Valle della Germanasca (Alpi Cozie). Rend. Ist. Lomb. Sci. Lett., v. 88, p. 442—490.
Harker, A. 1964, Metamorphism. 362 p. Methuen.
M i c h a r d , A. 1966, Etudes geologiques dans les zones internes des Alpes Cottiennes meridionales. These, Pariš.
Michard, A., et Vialon, P. 1961, Gneiss, marbres, prasinites en coussins et polymetamorphisme dans la partie sud-occidentale du massif Dora-Maira (Alpes Cottiennes piemontaises). Buli. Soc. Geol. Franc., v. 3, p. 345—354.
Novarese, V. 1895, Nomenclatura e sistematica delle roccie verdi nelle Alpi Occidentali. Boli. R. Com. Geol. d'It., v. 6, p. 164—181.
Novarese, V. 1895, Sul rilevamento geologico eseguito nel 1894 in valle della Germanasca (Alpi Cozie). Boli. R. Com. Geol. dTt., v. 6, p. 253—282.
P a g 1 i a n i, G. 1939, Su alcune rocce e minerali della miniera di talco delle Fontane (Valle della Germanasca). Atti Soc. It. Sci. Nat., v. 78, p. 25—39.
Peretti, L. 1966, Geologia e genesi dei giacimenti di talco nel Pinerolese. Boli. Ass. Min. Subalp., v. 3, p. 283—306.
Ridoni, E. 1931, Llndustria della grafite e del talco in Piemonte. L'Ind. Min. d'It. e d'01trem., v. 5.
Ridoni, E. 1938, II talco e la grafite delle Alpi Cozie. L'Ind. Min. d'It. e d'01trem., v. 12.
Squarzina, F. 1951, II talco: L'Ind. Min., v. 2, p. 221—227. Squarzina, F. 1960, Notizie sull'industria mineraria del Piemonte. L'Ind. Min., v. 11, p. 87—109.
T u r n e r, F. J., and Verhoogen, J. 1960, Igneous and metamorphic petrology. 694 p. MacGraw-Hill.
Vialon, P. 1960, Sur la presence de coulees basiques sous-aquatiques dans le massif cristallin de la Dora-Maira (Alpes piemontaises cottiennes). Compt. Rend. Acad, Sci., v. 251, p. 3010—3012.
Vialon, P. 1962, Tectonique et metamorphismes dans le Massif de Dora-Maira (Alpes Cottiennes). C. R. somm. Soc. Geol. Fr., v. 4, p. 127—128.
Vialon, P. 1962, Orthogneiss et gneiss oeilles du massif Dora-Maira (Alpes Cottiennes piemontaises). C. R. somm. Soc. Geol. Fr., v. 6, p. 178—179.
Vialon, P. 1966, Etude geologique du massif cristallin Dora-Maira (Alpes Cottiennes internes, Italie). Lab. Geol. Fac. Sci. Grenoble, Mem. 4, 293 p. Grenoble.
W i n k 1 e r, H. G. F. 1965, Petrogenesis of metamorphic rocks. 220 p. Springer.
Zucchetti, S. 1969, Osservazioni sui giacimenti di talco della Val Germanasca (Torino). Nota preliminare. Boli. Ass. Min. Subalp., v. 6, p. 240—248.
Lithologic, Mineralogic, and Genetic Characteristics of the Val Germanasca Tale Deposits in the Eastern Alps (Italy)
Stefano Zucchetti SDMMAKT
The results of research work carried out by the author on the tale deposits of the Germanasca Valley (Turin, Ital'y) are reported.
For output and quality these deposits are the most important in Italy.
Ali the stopes of the Fontane, Crosetto and Maniglia deposits have been examined and sampled.
The relations between the wall rocks and the useful bodies are de-seribed. Furthermore the exact composition of the tale (as mining material) in the different deposits and of the numerous mineralogical and lithological associated types is reported.
Finally the genesis of these deposits is discussed.
Hyalophan aus Zagrlski Potok bei Busovača (Zentralbosnien)
Ljudevit Barič
Etwa 50 km in der Nordwestrichtung vx>n Sarajevo befindet sich der Ort Busovača. In der Sudwestrichtung von diesem Ort kommen fast in unmittelbarer Nahe des Ortes palaozoische Schiefer (Sericitphyllite, Chlo-ritschiefer und Amphibolschiefer) vor. In diesen Gesteinen sind oft die mit Quarz teilweise oder vollstandig ausgefiillten Kliifte anzutreffen. In der Entfernung von etwa 5 km sudwestlich von Busovača befindet sich im Tal des Baches Zagrlski potok oder Zagradski potok eine die palaozoischen Schiefer quer durchschneidende Kluftader, in welcher neben Quarz auch Hyalophan enthalten ist.
In zahlreichen schonen Stufen des Hyalophans und des Quarzes sind die einfachen Kristalle des Hyalophans ziemlich selten; wesentlich ofters sind die Manebacher und Bavenoer Zwillinge. Sehr schone Kristalle sind gevvohnllch farblos und wasserklar; seltener sind sie schwach gelblich gefarbt. Ihre GroBe kann 10 cm bis 15 cm erreichen. 5 cm bis 7 cm groBe Hyalophankristalle stellen in diesem Fundort keine Seltenheit dar.
Die goniometrische Ausmessung an 25 kleinen Kristallen ergab die Anwesenheit von 12 Formen, welche an einzelnen Kristallen in folgenden Kombinationen (Tabelle 1) vertreten sind. Wenn auch die Form n{021} erwahnt wird, deren Flachen als Zwillingsnahte und ihre Normalen als Zvvillingsachsen der Bavenoer Zwillinge auftreten, dann kann gesagt werden, daB das Formensystem des hiesigen Hyalophans insgesamt 13 Formen umfafit.
Neben den Zwillingen sollen auch komplizierte Zwillingsverwachsun-gen erwahnt werden, in welchen zwei Paare der Manebacher Zwillinge noch nach dem Bavenoer Gesetz kombiniert sind. In diesen Vierlingen decken sich die [100]-Achsen aller zusammengewachsener Individuen. Senkrecht auf diese gemeinsame Richtung sind die Zwillingsachsen -L (001) fiir das Manebacher und -L (021) fiir das Bavenoer Gesetz gerichtet. Die Normalen auf (001) und (021) schlieBen den Winkel von fast genau 45° ein; im Fall unseres Hyalophans 44° 50'. Nach dem bekannten Satz der Symme-trielehre muB also die gemeinsame Richtung [100] in solchen Vierlingen fast genau die Rolle der Tetragyre haben.
Gay & Roy (1968, p. 916) haben an zwei verschiedenen Exemplaren des hiesigen Hyalophans rontgenographisch die Konstanten der Elementar-zelle bestimmt. Aus ihren Bestimmungen lassen sich die in ersten zwei
Zeilen der folgenden tabellarischen Ubersicht angegebenen Kristallele-mente berechnen:
a : b : c = 0,6564 : 1: 0,5534 /3 = 115° 41' fur das Exemplar B. M. 1954,
359 und
a : b : c = 0,6562 : 1: 0,5522 /? = 115" 41' fiir das Exemplar 195867 a: brc = 0,6557: 1: 0,5516 fi =115° 40'
Die in der dritten Reihe angegebenen, von mir bestimmten Kristall-elemente, stimmen damit gut iiberein.
Optische und chemische Untersuchungen
Bestimmung der Lage der Indikatrixelemente zu den geometrischen Elementen des Hyalophans wurde theodolitmikroskopisch untersucht. Be-sonders geeignet erwiesen sich dafiir die Praparate nach (010) und (101). Aus theodolitmikroskopischen Untersuchungen lieB sich der SchluB ziehen, daB mit der Normale auf (010), bzw. mit der [010]-Achse die Hauptschwin-gungsrichtung Z zusammenfallt; sie ist zugleich die stumpfe Bisektrix des Hyalophans aus Zagrlski potok.
In der Ebene des zweiten Pinakoids (010) liegen die Hauptschwin-gungsrichtungen X und Z. Die Ebene der optischen Achsen ist senkrecht zu (010). Die spitze Bisektrix X weicht nicht betrachtlich von der Normale auf (101) ab.
Die GroBe des optischen Achsenwinkels wurde um die spitze und stumpfe Bisektrix gemessen. Die Diinnschliffe der erwahnten Orientie-rungen waren etwa 0,5 mm dick gemacht, um dadurch die Genauigkeit der Messungen zu steigern. Unter diesen Umstanden konnte namlich die Lage der Hauptschwingungsrichtung Y durch direkte Beobachtung der beiden optischen Achsen in der konoskopischen Interferenzfigur sehr genau bestimmt werden. Fiir die Bestimmung bediente ich mich des Stativs CM und des Universaldrehtischchens UT5 der Firma E. Leitz (V/etzlar). In lo dicken voder auch dickeren) Diinnschliffen nach (010) kann die gekreuzte und in Diinnschliffen nach (101) die horizontale Dispersion klar festgestellt werden. Fiir die Untersuchungen wurden etwa 100 Diinnschliffe hergestellt. Aus den Beobachtungsstereogrammen lieB sich der SchluB ziehen, daB bei der richtigen kristallographischen AufstelTung der Kristalle die Hauptschwingungsrichtung X von der Achse [001] nach riickwarts geneigt ist, sie liegt — anders gesagt — im spitzen Winkel /S. Die Neigung ist fiir Rot kleiner als fiir Blau.
In den erwahnten dicken Schliffen wurde auch die GroBe des optischen Achsenwinkels sehr genau mit klar sichtbarer Dispersion r < v bestimmt. Dabei wurden groBe Schwankungen von —70bis —81° wahrgenommen. In anderen optischen Eigenschaften wurden ebenfalls Schwankungen festgestellt. An zwei Exemplaren, welche im weiteren Text als erstes und zweites Exemplar angegeben werden, ergab die Bestimmung der Haupt-brechungsindices, bzw. der ihnen entsprechenden Doppelbrechungen die GroBen, welche hier iibersichtlich in tabellarischer Form (Tabelle 2) ge-geben werden. Es sei bemerkt, daB die Bestimmungen nach der Methode
der Totalreflexion an fein polierten Schnitten nach (010) mit Kleinschem Totalreflektometer innerhalb der Genauigkeitsgrenzen + 0,0002 ausgefiihrt wurden. Maximale Doppelbrechung und beide partiellen Doppelbrechun-gen wurden — der Kontrolle halber — auch nach der Kompensator-methode an dickeren Diinnschliffen, deren Dicke 0,1—0,4 mm betrug, bestimmt. Die Dicke wurde empfindlich mit Hilfe des Schraubenmikro^ meterokulars ermittelt, indem die Dtinnschliffe am Mikroskoptisch auf die hohe Kante gestellt wurden. Die empfindliche Bestimmung der Gangunter-schiede erfolgte mittels des Drehkompensators nach Berek. Unter diesen MaBregelh wurde in der Bestimmung der Doppelbrechung so hohe G&-nauigkeit erzielt, daB der Unterschied in mehreren, an ein und demselben Praparat erhaltenen Resultaten, meistens nur einige Einheiten in der funften und nur ausnahmsweise hochstens eine Einheit in der vierten Dezimalstelle erreichte.
Vor kurzem wurden von R oy (1965, p. 510) fiir die maximale Doppelbrechung um 25 »/o hohere Werte angegeben. R o y s Angaben sind aber sicherlich weniger genau. Er hat namlich diese Doppelbrechung aus den Hauptbrechungsindices, die mit verhaltnismaBig niedriger Genauigkeit ± 0,002 nach der Einbettungsmethode bestimmt wurden, berechnet.
Die Schwankungen in optischen Eigenschaften sind auf die Unter-schiede in chemischer Zusammensetzung zuriickzufiihren (Tabelle 3).
Tabelle 1				Kombinationen					
Kristali									
No	001	010	100	310 110	130	203 506	101	201	m
1	+	+		+	+		+	+	+
2	+	+		+					
3	+	+	+	+	+		+	+	
4	+	+	+	+	+		+	+	+
5	+	+	+	+	+		+	+	+
6		+	+	+	+		+	+	+
7 8	+ +	+ +		+ +	+ +		+ +		+ +
9	+	+	-i-	+	+		+	-i-	+
10		+		+	+		+	+	+
11	+	+	+	+	+		+	+	+
12	+	+		+			+		+
13	+	+		+	4-	+	+	4-	+
14	+	+		+ +		+	+		
15	+			+		+	+		4-
16	+	+	+	+		+	+	+	+
17	+	+		+	4-	+	+	+	+
18	+	+	+	+	+	+	+		+
19	+	+	+	+	+	+	+	-i-	+
20	+	+	+	+	+	+	+	+	+
21	+	+		+	+	+	+	+	+
22	+	+	+	+	+	+	+	+	+
23	+			+		+ +	+	+	+
24	+	+	+	+		+	+	+	+
25	+		+	+	-i-	+	+	+	+
Beobachtete Formen sind in dieser Tabelle mit + bezeichnet.
Tabelle 2
Hauptbrechungsindices
Hyalophan, Zagrlski potok, erstes Exemplar
2 (m u)	690,75	623,44 589,3 ± 0,3 546,07	435,83
Index
Nx	1,5433	1,5450	1,5463	1,5486	1,5567
Ny	1,5459	1,5476	1,5489	1,5512	1,5594
Nz	1,5472	1,5489	1,5503	1,5527	1,5609
Doppelbrechung
Nz—Nx	0,0039	0,0039	0,0040	0,0041	0,0042
Nz —Ny	0,0013	0,0013	0,0014	0,0015	0,0015
Ny—Nx	0,0026	0,0026	0,0026	0,0026	0,0027
Optischer Achsenwin-
kel 2 V	—73° 17'	—73° 51' —74° 26' —75° 59
Hyalophan, Zagrlski potok, zweites Exemplar
l (m fi)	690,75	623,44 589,3 ± 0,3 546,07	435,83
Index
Nx	1,5392	1,5408	1,5421	1,5443	1,5522
Ny	1,5417	1,5433	1,5447	1,5469	1,5549
Nz	1,5430	1,5447	1,5462	1,5484	1,5564
Doppelbrechung
Nz —Nx	0,0038	0,0039	0,0041	0,0041	0,0042
Nz —Ny	0,0013	0,0014	0,0015	0,0015	0,0015
Ny —Nx	0,0025	0,0025	0,0026	0,0026	0,0027
Optischer Achsenwin-
kel 2 V	—71" 50'	—72° 27' —72° 59' —74° 36'
Tabelle 3 Chemische Zusammensetzung des Hyalophans aus Zagrlski potok
	Erstes Exempl.	Zweites Exempl.
Si02	49,39	51,04
AI2O3	23,43	22,80
Fe203	0,17	0,19
BaO	18,31	17,02
CaO	0,30	0,21
Ko O	6,28	7,38
Na20	1,63	1,42
HoO+	0,17	0,11
h2o-	0,08	0,05
	99,76	100,22
Der Gehalt der Spurenelemente wurde in einer, aus vollkommen durch-sichtigem und farblosem Material hergestellten Probe mit folgendem Ergebnis bestimmt:
Rb	250 g/t
Sr	200
Pb	70
Ga	20
TI	10
V	10
Ge	7
Mo	5
B	5
Cu	2
Zn	0,1
Fiir diese Bestimmung bin ich den Kollegen M. Brandenstein und E. S c h r o 11 in Wien aufierst dankbar.
Die auf mein Ersuchen vom Kollegen G. H. Čedžemov (Universitat in Lvov, Ukraine, SSSR) nach der Kaliumargonmethode ausgefiihrte Bestimmung des absoluten Alters der Hyalophankristalle aus Zagrlski potok ergab 59,5 + 6,4 Millionen Jahre.
Eine ausfiihrliche Abhandlung ist vor kurzem in kroatischer Sprache in »Glasnik Zemaljskog muzeja«, neue Serie, Bd. 8, S. 5—34 (1971) in Sarajevo erschienen. Anfangs des kommenden Jahres wird diese Abhandlung zur Ganze in deutscher Sprache in den »Wissenschaftlichen Mittei-lungen des Landesmuseums Bosniens und der Herzegovina, Bd. 2, Heft C — Naturwissenschaft« erscheinen.
Literatur
Gay, P. and Roy, N. N., 1968: The mineralogy of the potassium-barium feldspar series. III: Subsolidus relationships. — Min. Mag. 36, No. 283, 914—932.
Roy, N. N., 1965: The mineralogy of the potassium-barium feldspar series. I. The determination of the optical properties of natural members. — Min. Mag. 35, No. 271, 508—518.
Hyalophan from Zagrlski Potok near Busovača (Central Bosnia)
Ljudevit Barič S U M M A R Y
Near Busovača (Bosnia) in quartz veins cutting Paleozoic schists well developed hyalophane crystals have been found. A detailed crystallo'-graphical, optical and chemical examination is given in the paper. The absolute age determination by the K-Ar method revealed the age of 59,5 ± 6,4 million years.
Phenomenes metallogeniques dans la province de Baia Mare
Mircea Socolescu Resume
Les nouvelles recherches effectuees dans la province metallogenique de Baia Mare prouvent que la mineralisation provient de structures apica-les des granitoides de la partie superieure de la couche granitique. La mobilisation du lithomagma est due probablement a la localisation des bassins de pyromagma a la base de la couche granitique en liaison avec 1'orogenese alpine.
Sous cette province, il semble que trois bassins se soient localises, desquels les pyromagmas hybridises ont fait eruption dans une certaine succession. L'andesite chloritisee represente le collecteur correspondant pour la formation des gisements hydrothermaux. La chloritisation et la propylitisation peuvent etre de deux types, soit en resultat d'autometa-morphisme, soit de metamorphisme du a une premiere etape de fluides bydrothermaux.
Les andesites quartziferes, quelquefois basaltoides, non alterees, trou-vees par nous, ont coupe et disloque la mineralisation, prouvant ainsi que leur mise en plače fut de courte duree, de l'ordre de centaines de milliers d'annees, tandis que le processus de la formation des gisements s'etandait sur quelques milhons d'annees.
Le fluide hydrothermal a un caractere alcalin, potassique, et comprend probablement une phase initiale de la metasomatose avec du magnesium et du fer, une phase de metasomatose du soufre et les phases avec mi-neraux complexes, suivies de celles du minerai cuprifere.
En ci qui concerne le controle structural, on distingue des fractures de cisaillement en angle, interpretees en liaison avec 1'affaissement des apex des granitoides. La mineralisation, differente sur les trongons a orienta-tion differente, prouve la variation au temps de la composition du fluide metallogene. On constate une mineralisation de chalcopyrite de position plus centrale et une autre complexe plus peripherique.
Introduction
La province metallogenique de Baia Mare se trouve dans la partie interne de l'orogene alpin, au secteur nord des Carpathes Orientales. Elle a une longueur de 60 km en direction ONO—ESE, et sa largeur ne depasse
pas, en general, 15 km (fig. 1). Elle est caracterisee par des gisements hydrothermaux de sulfures de metaux complexes et auri-argentiferes en relation avec les eruptions volcaniques neogenes. Les gisements de cette province metallogenique sont exploites depuis plus de mille ans. Une partie de ces gisements a ete l'objet d'etudes speciales. Les donnees obtenues par les travaux d'exploration et d'exploitation, effectues tout dernierement, permettent, sur la base des connaissances actuelles de metallogenese, petrographie, metamorphisme et geodynamique, de deduire certains aspects nouveaux concernant la correlation des gisements avec la geologie de surface, des zones plus profondes de Fecorce terrestre et des zones sous la croute continentale. Ces nouvelles donnees peuvent elucider, dans une certaine mesure, les conditions de la mise en plače de la mineralisation ainsi que de sa distribution. Elles contribueront aussi, sans doute, a la systematisation des travaux geologiques a l'avenir.
Dans les travaux geologiques du debut du siecle (M. P a 1 f y etc.), est mentionnee la liaison entre la mise en plače de la mineralisation et les appareils volcaniques, observation qui, outre son role important dans le deve-Toppement des prospections minieres, imprime dans la conception geologique 1'etroite correlation entre les eruptions et la metallogenese hydrothermale.
Apres 1949, les recherches effectuees par les equipes du Comite Geo-logique ont permis de separer et de classifier les eruptions de cette region, et les premieres cartes geologiques a grande echelle ont ete etablies (Duimitrescu R., Bleahu M., 1955, Dumitrescu R., 1954, Radulescu D., 1955, 1952-1953, Manilici V., Lupei N., 1954, C i o f 1 i c a , G., 1956, G i u ? c a D., 1960). En liaison avec la prospection et l'exploration systematique des gisements de cette region, on a etudie en detail les donnees geologiques et on a essaye de faire la correlation et l'interpretation des structures profondes.
Sur la base des donnees existantes, on peut deduire certaines observations en liaison avec la metallogenese et sa correlation avec 1'eruptif, la tectonique et la structure sous la croute continentale.
Les principaux problemes geologiques des gisements de Baia Mare, dont la solution interesse la systematisation et l'economie des travaux geologiques, ainsi que la connaissance du potentiel metallifere, sont:
1.	La source de la mineralisation et sa mobilisation.
2.	Les voies de transport et le deplacement de la mineralisation.
3.	Les conditions physico-chimiques du depot de la mineralisation et de sa distribution dans le sous-sol.
4.	Les structures favorables a la formation des gisements et les pheno-menes qui ont produit ces structures.
5.	Le collecteur petrographique, son action dans la formation des concentrations de minerai et son metamorphisme.
6.	La distribution des gisements par rapport a la geologie de la region.
Par les travaux de reeherche, ces problemes peuvent etre resolus, mais
seulement dans une certaine mesure. Pour elucider le reste, il est ne-cessaire de chercher des hypotheses qui puissent s'accorder avec ces gisements dans le plus grand nombre d'elements. Nous pouvons faire des
SECTEUR OUEST
PIETROASELE
SECTEUR MED1EN
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BENECI
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BAITA-NORD;
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BAIA MARE
SECTION SCHEMATIQUE C-D
dutpJ }] I
I / I C \/ C I C
SECTION SCHEMATIQUE A-B
CAVNIC-ROATA
BAIUT-BREINER"
	•L 8
	
	•Le
	J~s
	J-l,
	-13
	f
Pn	
4ndesite pyroxenique a amphiboJes de Gutin Andesite pyroxenique de Ignis Andesrfe dmphiboJ/que de Breze/e Andesite quarfzifere de Ulmu
Andesite pyroxenique a amphiboles de Cavnic Jereapan Andes/te quartzifere de Piscuiatu. Oacite de Ulmoasa - Danesti Sediments pannoniens
Sm
Andesite pyroxenigue de Sein/ Sediments Sarmatiens
{ y Piroclastite rhyO-dQcitique
IpT
Sediments Tortoniens Paleogene
| C ] Formation rnetamorphique
["} 1111111 [ j Capuchons du batho/ite
[S^t^ j Coupoles granitoides
| ^ | Apophyses et cu/ots - daco- andes/t/ques
Fai//es
k a. Chevauchement /// F/lons de mineral Groupe de Pi/ons
Alignementdes groupes de Pi/ons
Fig. 1. Carte geologique schematique de la province metallogenique Baia Mare
observations et recueillir des donnees seulement dans les gisements en cours d'etude, ce qui represente un etat final, resultat des phenomenes et des conditions prevues dans les problemes cites.
La resolution des problemes a partir des donnees connues vers 1'inconnu implique une analyse regressive, ce que nous nous sommes propose de faire. Ce mode de recherche, propose par L. Glangeaud (1968) pour la geodynamique, est aussi indique pour la recherche des gisements et donne de bons resultats. Par ailleurs, nous nous proposons, dans ce meme contexte, d'adopter l'analyse metallogenique a grande echelle, comprenant 1 a province tout entiere ou seulement ses secteurs, et a petite echelle concernant des groupes de gisements, un gisement ou seulement une de ses parties.
Sur la base des observations concernant la distribution des gisements par rapport a leurs caracteristiques, on deduit les conclusions suivantes:
1.	En prenant comme base la non-uniformite de la repartition de la mineralisation dans son ensemble, il resulte que ses sources presentent des proportions differentes entre les metaux debites. Ces sources sont distri-buees sur toute la surface d'apres un certain systeme.
2.	Les fractures filoniennes et les structures du minerai ont un ca-ractere tectonique et ne sont pas liees a certains corps eruptifs ou localisees exclusivement dans les cheminees volcaniques, s'etendant sur de grandes surfaces et ayant des positions et des formes dues aux mouvements de Tecorce.
3.	La correlation des mineralisations avec les roches eruptives permet de prevoir que:
a)	Les roches eruptives de cette province proviennent, probablement, de trois bassins principaux (fig. 1).
b)	Les bassins magmatiques semblent presenter des evolutions analo-gues, manifestant a peu pres la meme succession de magmas a des inter-valles comparables, mais ces successions sont distribuees dans des periodes differentes de temps.
c)	En tenant compte de 1'epaisseur de la couverture et de la hauteur differente de la mineralisation, il parait resulter, pour le bassin le plus proche de la surface de la partie ouest (fig. 1), une avance dans la succession des magmas, ainsi que les plus petites hauteurs de la mineralisation et les volumes plus reduits de magmas et de mineralisations. Au con-traire, pour le bassin magmatique plus profond de la partie est, les para-metres ci-dessus mentionnes sont plus eleves.
En tenant compte de ces observations, on peut conclure que:
1.	Les mineraux formant des gisements sont mieux developpes dans fe partie est de fe province, ou l'eruptif neogene a ete plus important.
2.	Dans toutes les trois parties de fe province, 1'andesite chloritisee qui constitue le principal collecteur des gisements, est d'ages differents, de-cales de plusieurs millions d'annees.
Par rapport aux eruptions des andesites chloritisees, toutes les autres eruptions dans les trois secteurs de fe province en question semblent etre decalees. Ainsi se dessine nettement l'hypothese de la presence de trois
bassins magmatiques de pyromagma, hybridise en partie, avec des evolu-tions semblables.
3. Les eruptions neogenes partant des bassins, se sont succedees jusque dans le Pleistocene, tandis que les mineralisations ont commence a se 1'ormer depuis le Sarmatien, c.-a-d. pendant une periode de pres de 10 mil-lions d'annees.
Ainsi, on pourrait deduire aussi, de cette maniere, que le metal prin-cipal des gisements ne provient pas des bassins magmatiques des eruptions neogenes.
La source du metal des gisements
La genese des metaux des gisements de cette province a ete deerite par nous dans un ouvrage anterieur (M. Socolescu et S. Radulescu, 1971). Outre le fait que les metaux n'ont pas ete entraines du bassin magmatique des andesites, on a demontre que leur source se trouve dans les domes granitoides de la partie superieure de la couche granitique, mobilisee comme batholite carpathique pendant l!'orogenese alpine. Cette conception correspond, en grande partie, a la theorie cristallo-structurale de J. C. S u 11 i v a n et aux observations de P. R o u t h i e r. Les voies d'acces s'inscrivent dans les zones de faible resistance, realisees par les orogeneses alpines. La distribution du metal permet la deduction de certaines preconcentrations du metal1 dans les capuchons des domes granitoides (fig. 1), correspondant aux gisements primaires, cites dans la theorie de H. Schneiderhohn.
Nous pouvons encore ajouter nos propres observations en ce qui con-cerne la qualite du fluide mineralogene. Ce fluide a eu, presque tout le temps, un caractere basique alcalin, avec une preponderance potassique, correspondant aux demonstrations de L. C. G r a t o n , prouve par les inclusions dans les cristaux. Seulement ce caractere potassique a pu pro-duire les phenomenes de sericitisation, d'adularisation et de neofeld-spathisation, tres developpes dans la province.
Ce caractere alcalin correspond aux opinions de V. M. G o 1 d -s c h m i d t concernant l'expulsion des solutions alcalines du granit au cours de la cristallisation et, par ailleurs, avec le caractere transmagmati-que des metaux alcalins.
Nous rappelons que, pendant le degagement des fluides metalliferes, des phenomenes de filtration ont eu probablement lieu, d'apres les considera-tions de Korjinski. De cette maniere, les phases acides, avec des elements aux petits diametres ioniques, passent en avance, en produisant des kaoli-nisations, tandis que la phase des alcalis, avec des elements aux diametres ioniques plus grands, produit la regeneration des andesites.
Les fluides de caractere acide, constates dans les zones volcaniques par Day, Shepherd, Allen, Fenner et Zies, ne peuvent pas etre compares avec les fluides metalliferes, et notamment avec le fluide me-talogene de la province de Baia Mare.
L'acidite de la solution hydrothermale semble etre localisee dans les zones d'oxydation du soufre, au voisinage de la surface, et correspondrait
a la formation du quartz, de 1'opale, du jaspe (reduits des silicates alca-lins), et meme a la genese du gypse.
En general, le niveau d'erosion de la province de Baia Mare est tres eloigne des zones des sources, ce qui fait que des observations directes ne peuvent etre faites sur ces sources.
Le fluide metallogene parait, le plus probablement, s'etre forme de la maniere decrite par Turne r et Verhoogen, par rentrainement des metaux, a la suite de sa separation du fluide magmatique (pegmatitique), mais gardant, en meme temps, un contenu alcalin a haute temperature.
Le remplacement de la silice par du bioxyde de carbone et des halo-genes par —HO reste un proces, encore non entierement elucide pour cette region.
Les conditions de la formation des gisements
Nous avons mentionne dans plusieurs de nos travaux anterieurs (1965, 1969, 1971) le controle physico-chimique, lithologique et structural dans le processus de formation des gisements.
Ces controles se superposent; done il faut les etudier dans leur ensemble dans le phenomene de la formation des concentrations de minerai. Dans la figure 2, on presente une coupe schematique du gisement de Baia Sprie, et l'on constate, pour le filon principal, un developpement special entre 1'horizon de 350 m et celui de 80 m, se trouvant dans la zone d'evase-ment d'une cheminee volcanique d'andesite a pyroxene et amphibole forte-ment chloritisee. La mineralisation dominante est complexe, avec de la galene et de la blende, accompagnee par beaucoup de pyrite. Sous l'horizon de 200 m se trouve une serie de ramifications vers le bas, mineralisees avec de la chalcopyrite et pyrite, tandis que le filon principal s'enrichit de chalcopyrite dans certaines zones et, specialement, sur son lit.
Sous 1'horizon de 80 m, une partie du filon et ses ramifications passent rapidement a des zones effilees et a des impregnations de pyrite, avec tres peu de chalcopyrite.
Les forages effectues ont rencontre quelques fines veinules avec de la blende, de la galene et de la pyrite, tant dans les marnes du toit que dans l'andesite.
Au-dessus de 1'horizon de 350 m, le filon principal se ramifie vers le haut; le minerai est plus riche en gangue de quartz, la teneur en or et argent est plus grande, tandis que celle en pyrite decroit; la galene et la blende tendent a former des petits amas ou des nids.
Un cas a part est constitue par le Filon Neuf de Baia Sprie, situe au voisinage de la cheminee voTcanique, dans une intercalation de l'andesite a pyroxene chloritisee, limitee entre 1'horizon de 80 m et 250 m (fig. 2). Le minerai est forme par la galene, la blende et parfois un peu de chalco-pyrite. On constate que le Filon Neuf situee exclusivement entre 1'horizon de 80 m et celui de 250 m, s'effile vers le haut et le bas jusqu'a sa dispari-tion complete. Lors d'une recherche systematique, on a constate la cause de cette limitation, qui est due au fait qu'entre ces horizons se trouve une couche d'andesite a pyroxene et amphybole chloritisee, intercalee entre les sediments.
En analysant ces donnees, on peut deduire que:
1. La majorite du metal s'est localisee sur une zone centrale, en liaison avec les conditions physico-chimiques et, specialement, avec les conditions lithologiques du collecteur. Si l'on tient compte du phenomene de «mineral stopping» (A. Locke) assez evident dans les gisements de la region, il resulte que le gisement s'est forme successivement en partant de haut en bas. Le remplissage s'est probablement accentue dans les secteurs ayant un meilleur collecteur, et ce fait est pleinement prouve sur le Filon Neuf. Outre la mineralisation deposee autour des cavites, une partie importante a un caractere de substitution metasomatique. On constate le fait que cette substitution est plus riche au voisinage des filons, probablement dans les zones de sollicitation mecanique et de deformation des roches, qui produisent aussi le phenomene des «failles vivantes», denomme ainsi par A. Raguin. On peut imaginer que la metasomatose a lieu dans les zones
de deformations remanentes, liees au comportement elastique, et qu'elle n'a pas lieu dans le secteur profond, ou predominent les deformations plastiques.
2.	La chalcopyrite occupe la zone centrale comprenant la cheminee andesitique, tandis que la blende et la galene se trouvent a l'exterieur et dans les portions plus eloignees. L'or est concentre dans les zones pe-ripheriques, proches de la surface. Le fluide metallifere semble avoir eu, dans la zone centrale, probablement une temperature et une pression plus hautes, une teneur en cuivre plus elevee, tandis que dans les zones exte-rieures, la teneur en plomb et zine est plus importante. II est probable que, dans les premieres etapes de la mineralisation, la teneur en or et en argent a ete un peu plus elevee et que la teneur en cuivre s'est accrue pendant les dernieres etapes.
3.	Le collecteur correspondant aux minerais complexes hydrothermaux est constitue, principalement, par 1'andesite chloritisee ou propylitisee. Ce metamorphisme de l'andesite dans la province de Baia Mare s'est produit, tres probablement, par deux voies, c'est-a-dire:
a)	L'automorphisme ou l'autohydratation pendant la cristallisation est evidente dans les andesites des cheminees, erateres, dykes et masses sous-volcaniques, dans lesquelles toute la roehe est assez uniformement chloritisee.
b)	La chloritisation, ou la propylitisation successive, est plus intense dans les zones fissurees ou au voisinage des filons. Souvent toute la roehe est opacifiee, contenant de la hornblende avec les franges de microlithes d'oxydes de fer ou de pyrite, tandis que la chloritisation apparait seule-ment dans certaines zones. Cette chloritisation est frequente dans les laves et dans les coulees d'andesites ou de dacites. D'habitude, cette chloritisation passe dans les zones centrales a kaolinisation, silicification, sericitisation, etc.
II semble que la premiere maniere de chloritisation s'est produite dans le cas du refroidissement et de la cristallisation du magma dans un milieu riche en vapeurs d'eau et de composes du soufre, identique a ce que Sederholm nomme «une alteration deuterique». Elle appartiendrait aux corps de roches eruptives qui n'ont pas pu se degazeifier avant la cristallisation. Le second cas peut etre attribue aux roches eruptives qui se sont degazeifiees ou ont ete privees d'un milieu riche en vapeurs d'eau et de composes du soufre, mais qui ont ete toutefois soumises au metasoma-tisme du soufre, apporte par des solutions hydrothermales alealines a temperatures moyennes, ainsi que le demontre Goldschmidt. II resulte que la chloritisation, au moins dans le second cas, est en liaison avec le commencement de l'hydrothermalisme alealin. La cristallisation de la pyrite represente la premiere etape de la formation des minerais. Dans le proces de chloritisation intervient probablement eneore un metasomatisme ferromagnesien eneore insuffisamment connu. Les chlorites ferromagne-siennes accompagnent presque toujours les mineralisations de chalcopyrite (ainsi que le demontre aussi L i n d g r e e n), mais nous considerons qu'el-les se sont formees en meme temps que 1'es minerais, et qu'elles ne re-presentent pas un resultat du metamorphisme.
4. Dans les travaux precedents, nous avons demontre que les fractures filoniennes de la province de Baia Mare ont ete developpees et mises en evidence par1 le minerai localise sur elles. II est a souligner que la mine-ralisation se localise moins sur les failles, par lesquelles se trouvent en contact des roches differentes.
En general, le caractere des cassures et de crevasses complexes des filons frouvent la condition de mouvement pendant le remplisage (failles vivantes).
Une analyse plus complexe met en evidence certains faits caracteristi-ques dont on peut encore citer quelques-uns, a savoir:
a)	Dans la zone d'Ilba Cicirlau, les filons Firizan, Aluni§, Venera et le filon Cicirlau (Ioan) ont des pendages compris entre 40° et 70° vers le nord et 1'ouest, et 1'orientation nord-est — sud-ouest avec des deviations brusques vers le sud. Ces filons sont distribuees en echelons avec des retardements dans la partie sud-ouest. De l'etude de la dynamique des mouvements, il resulte que les fractures enveloppent partiellement certains centres de submersion, qui peuvent correspondre a l'apex du pluton granitolde de profondeur. Sur ces fractures on rencontre des dykes et des cheminees d'andesite non chloritisee, qui diffusent ou absorbent la mineralisation. Ce fait prouve qu'elles ont suivi la meme voie d'acces que la mineralisation, c'est-a-dire des zones de petite resistance a la pression des fluides ascendants.
b)	Beaucoup de filons sont distribues sur des lignes brisees, et a leur examen attentif, on distingue deux situations differentes.
Le filon Iosif de Capnic, notamment, dans 1'horizon Ferdinand, est forme de plusieurs trongons alternatifs, longs de plus de 100 m, ayant respectivement l'orientation d'environ 0° ou autour de 15°. Le minerai trouve dans les trongons orientes a environ 0° contient de la pyrite, de la galene, de la blende noiratre et un peu de chalcopyrite avec une gangue de quartz, souvent rubanee avec des zones de jaspe rougeatre. Dans les trongons orientes a environ 15°, on trouve un minerai a galene, une blende plus jaunatre et presque depourvue de chalcopyrite. La gangue est formee par de grandes plages de rhodochrosite, coupees par de grosses veines de quartz presque transparent et de petits cristaux formant des geodes. Des observations nous deduisons que les trongons orientes a environ 15° representent des segments de failles plus anciennes distribuees en relais, probablement en liaison avec une torsion, tandis que les trongons orientes a environ 0° sont des ruptures de liaisons entre les premiers segments. La mineralisation avec la gangue de rhodochrosite, probablement de temperature plus basse, est plus ancienne, tandis que celle avec de la chalcopyrite et jaspe, de temperature plus elevee, est plus recente, prouvant aussi de cette maniere la variation du contenu des fluides metallogenes.
Le groupe des filons Iosif, Domni^oara, Artur et Nepomuc de l'exploita-tion Le II juin — Nistru constitue un systeme qui comprend des filons avec orientation a environ 0°, entrecoupes par des filons a orientation d'environ 45°. On a examine l'hypothese si certains filons se sont formes par cisaillement, tandis que d'autres, avec une orientation differente, sont
des fractures d'extension. II parait que les filons Nepomuc et Domni?oara ont un caractere de cisaillement, car ils contiennent des fractures de soutenement. Le filon Artur semble avoir un caractere de tension.
Bibliographie
Abdullaev, Kh. M. 1954, Genetic relation of mineralizations to granitoid intrusions. Gosgeoltekhizdat, Moscow.
C i c f 1 i c a , G r. 1956, Studiul geologic §i petrografic al formatiunilor erup-tive din regiunea Baita (Baia Mare). An. Univ. C. I. Parhon. Ser! St. Niat. XI, Bucure^ti.
Dimitrescu, R. 1954, Cercetari geologice in regiunea Capnic-Jereap"n (Baia Mare). Comit. Geol. D. S. XXXVIII, Bucure$ti.
Dimitrescu, R. Bleahu M. 1955, Cercetari geologice in regiunea Baiut (Baia Mare). Comit. Geol. D. S. XXXIX, Bucure$ti.
E m m o n s , W. H. 1937, Gold deposits of the world. McGraw Hill, New York.
Giu?ca, D. 1958, Die Entwicklung des Vulkanismus in der Gegend von Baia Mare. Congr. Assoc. Carpato-Balkan., Kiew.
Giujjca, D. 1960, Adularizarea vulcanitelor din regiunea Baia Mare. Acad. R. P. R. Stud. Cerc. Geol. V, 3, Bucure?ti.
Glangeaud, L. 1968, Les methodes de la Geodynamique et leurs applica-tions aux structures de la Mediterranee occidentale. Revue de Geographie physique et Geologie dynamique. Vol. X. Fasc. 2, Pariš.
Graton, I. C. 1940, Nature of the ore-forming fluid. Economic Geology, Vol. XXXV (1940) Supp. No. 2.
K o r j i n s k i, D. S. 1950, Differential mobility of components of meta-somatic zoning in metamorphism. 18'h Internat. Geol. Congr. London.
Lindgreen, W. 1933, Mineral Deposits. McGraw Hill, New York.
M a n i 1 i c i, V. Lupei, N. 1954, Studiul geologic al sectorului Baia Sprie-Capnic (Baia Mare). Comit. Geol. D. S. XXXVIII (1950-1951), Bucure?ti.
Radulescu, D. 1955, Asupra rocilor trahitice din regiunea Baia Mare. Acad. R. P. R. Comunicarea III, 11-12, Bucure^ti.
Radulescu, D. 1958, Studiul petrografic al formatiunilor eruptive din regiunea Seini-Ilba-Nistru (Baia Mare). An. Comit. Geoi. XXXI (1952-1953), Bucure§ti.
Routhier, P. 1963, Les gisements metalliferes. Masson et Cie, Pariš.
Schneiderhohn, H. 1955, Erzlagerstatten — Kurzvorlesungen. G. Fi-scher, Stuttgart
Socolescu, M. 1957, Observatii asupra metalogenezei §i zonalitatii in provinciile metalogenetice ale Carpatilor Orientali Baia Mare. Rev. Minelor VIII, Nr. 1 (1957), Bucure§ti.
Socolescu, M. et ali. 1965, Les phenomenes hypogenes et 1'activite magmatique dans les Carpathes Orientales. Congr. Assoc. Carpatho-Balkan, Sofia.
Socolescu, M. et aH. 1965, Les caracteristiques structurales des gisements metalliferes de la zone Carpathique. Congr. Carpatho-Balkan, Sofia.
Socolescu, M. et ali. 1971, Consideration sur la structure des complexes filoniens hydrothermaux de la region de Baia Mare. Acta Geologica Academiae Scientiarum Hungaricae, Tomus 15. Budapest.
Turner, F. J., Verhoogen, J. 1960, Igneous and Metamorphic Pe-trology. McGraw Hill, New York.
The Metallogenic Phenomena in the District of Baia Mare
Mircea Socolescu SUMMARY
The data recently obtained by geological surveying and mining work of the complex hydrothermal sulphide ore deposits in the District of Baia Mare have given the possibility to elucidate several interesting problems concerning the genesis and distribution of mineralization.
The ore is localized in certain fractures caused by tectonic movements in connection with deep structural lines. These localizations are conditioned by the good collector characteristic of the host rocks and by the fracture movements during their filling ("failles vivantes" after Raguin). The fractures can be several kilometers long, but there are evidences of phenomena of filling only in the ore deposit zone. The filling is done as well by the metasomatic substitution as by the deposition in gaps caused by hydrothermal solutions (mineral stopping accordingly to A. Looke).
Many lode fractures are caused by downwarping of the earth crust phenomena which manifests itself by crooked and graduated fractures. In many places, and especially in crooked structures the ore is cut or absorbed by andesite-basaltic dykes and sills.
The analysis of the origin of the ore deposits has given the possibility of taking into consideration at least two Neogen magmatic basins having a similar evolution but not at the same time. In them differentiations and hybridizations took plače, producing dacite and andesite eruptions in well known surface successions. The recurrences in the magmatic evolution are explained by the basins feeding with new hypomagma adductions. In connection with an eruptive phase very rich in volatile substances, auto-metasomatic phenomena (propilitization, chloritization etc.) took plače which made them competent and changed them into good collectors.
The distribution of the ores in the deposits is explained by mobilization from melted lithomagma above the pyromagma basins in connection with anatexis phenomena (according to Sull:ivan's theory). In the wrapper zone of the granitic batholit cupolas have been formed (in the way shown by W. E m m o n s). By the differentiation of granitic lithomagma in the fluid phasis, during its cooling, the metalliferous solutions were released and accordingly depositions have been localized in various external zones of deposits, which can be considered as secondary (H. Schneiderhohn) in regard to the first concentrations from the cupola hoods of the batholit (W. Emmons) or of a plutonic body (P. Routhier). By thecontraction of the cupolas the crustal portion of their hood was subjected to downwarping and to fracturing.
The metalliferous solutions have alkaline qualities which manifest itself by adularization and sericitization. The formation of the ore took plače from the end of the Sarmatian until the Pleistocene.
DISCUSSION
Zuffardi: II me parait que le cadre genetique que vous nous avez pre-sente est vraiment parfait et convaincant.
Evidemment Baia Mare est une des regions les plus favorables pour y voir une mise en plače de type hydrcthermale. L'unique question qui ne me parait pas demeurer completement claire est la veritable source des metaux.
Je m'explique: dans plusieurs districts miniers du monde ou les mineralisations se presentent en filons peribatolithiques et leur mise en plače parait etre faire par circulation de solutions mineralisees qui remontent de la profondeur, et bien, meme dans ce cas la on a pu demontrer, par plusieurs evidences, que les metaux ne sont pas «juvenil'es», c'est a dire de provenance magmatique, mais qu'ils sont simplement remobilises.
Et done, de ceci se pose une question: selon votre opinion, sel on vos experiences, est-ce que les metaux de la region de Baia Mare sont-ils juveniles ou bien sont-ils simplement remobilises? En particulier, et en connection avec la question precedente: l'age absolu du Pb des galenes est-il le meme que pour les andesites auxquelles les filons mineralises paraissent etre relies, ou bien l'age absolu du Pb presente-il des anomalies des types B ou J? Merci!
Socolescu: Nous avons essaye de calculer les ages du Pb, mais nous avons obtenu des resultats contradictoires. Il n'etait pas possible de deter-miner l'age du plomb a Baia Mare. Je suppose que la majorite des metaux ne peut pas provenir de 1'interieur, parce que les pyromagmas sont tou-jours tres pauvres en metaux, tandis que les lithomagmas et la couverture du batholite mobilises au-dessous, en contiennent. On pense qu'ici il s'agit de metaux primaires qui ont ete captures par l'extension du lithomagma ou de la granitisation. Ensuite les solutions metalliferes les ont mobilises et formes dans les bons collecteurs des gisements secondaires.
Duhovnik: I would like to ask you, why do you suppose that three different magmatic hearths gave origin to the three different andesite types?
Socolescu: Dans le secteur ouest, les premieres eruptions commencent dans le Miocene, avant le Sarmatien, avec la rhyolite; suivent 1'andesite quartzifere ou la dacite peu alteree, l'andesite a pyroxenes et amphiboles chloritisee et propylitisee au commencement du Sarmatien, l'andesite basaltique et, dans le Pliocene, les andesites basiques de temperatures plus basses. Cela a dure dix millions d'annees. Dans le secteur central c'est une andesite quartzifere de la fin du Sarmatien qui est propylitisee et chlbritisee, et dans le secteur est, c'est dans le Pliocene qu'on a de 1'andesite chloritisee et propylitisee. Dans le secteur ouest, la mineralisation commence probablement au cours du Sarmatien, tandis que dans le secteur est elle commence dans le Pliocene. II est interessant que les filons metalliferes lies d'habitude a l'andesite chloritisee et propylitisee sont parfois recoupes et absorbes par l'andesite basaltique qui est d'un age un peu plus recent.
Le decalage dans le temps des eruptions de l'andesite chloritisee et propylitisee ne peut pas etre explique que par des evolutions differentes correspondant a des bassins magmatiques differents.
Drovenik: Vous dites que la chloritisation et la propylitisation peuvent etre de deux types, soit en resultat d'autometamorphisme soit de meta-morphisme d'une premiere etape des fluides hydrothermaux. Si j'ai bien compris, il y a done deux types de propylites: l'un autometamorphique et l'autre hydrothermal. Quelle est la difference entre ces deux types, macroscopique et microscopique?
Socolescu: Sous le microscope on n'observe pas seulement la chlorite, mais aussi d'autres mineraux de propylitisation. Dans l'autometamor-phisme on trouve surtout en quantite l'epidote et des plagioclases saussuri-tisees, tandis que la propylitisation hydrothermale est accompagnee de beaucoup de soufre. Les amphiboles et la biotite sont surtout opacitisees, c'est-a-dire que se sont formes les mineraux de fer (la pyrite ou la magnetite).
Drovenik: Je pense que peut-etre il sera mieux de retenir le nom pro-pylite pour la forme d'autometamorphisme, comme H. Schneiderhohn a propese et l'ecole allemande a accepte, que la propylite proprement dite provient de rautometamorphisme. L'autre alteration est deja hydrother-male, ce sont les phases de la sericitisation, silicification, pyritisation etc. A mon avis il y a peut-etre une difference entre le processus d'autometa-morphisme et le processus hydrothermal.
Socolescu: La propylitisation hydrothermale est developpee surtout autour des filons et elle comprend aussi une chloritisation (verdissement; Griinsteintrachy t).
Drovenik: En ce cas, il vaut mieux la designer comme alteration hydro-thermale.
Socolescu: Je crois que la propylitisation est le commencement du me-tamoirphisme hydrothermal. La propylitisation, d'apres moi, se manifeste par un metasomatisme de Fe et Mg.
Karamata: Le terme «propylitisation» s'emploie si differemment au-jourd'hui que, quant a moi, il serait necessaire d'expliquer chaque fois ce qu'on y souseomprend; il serait bien, en tous cas, d'organiser dans le plus court delais une discussion destinee a redefinir la notion du dit terme.
Mineral Composition and Origin of the Stratiform Polymetallic Ore Deposits in the Balkanides Compared with the Stratiform Lead-Zinc Deposits of the Alps
Jordana Minčeva-Stefanova Abstract
Data are given on the geotectonic position, enclosing rocks, dolomiti-zation, mineral composition and succession of mineral formation in the stratiform polymetallic deposits (of the "Sedmochislenitsi" type) in the Balkanides. Specific features indicative of their epigenetic origin are pointed out.
Introduction
Bed-like ore deposits in Bulgaria are found in the Balkanide region only in a small area of about 30 X 25 km. They differ to- a certain extent from the known bed-like lead-zinc deposits elsewhere in the world and in the Eastern Alps in particular, owing mainly to the considerable content of copper, arsenic, silver, and partially of cobalt, nickel and bismuth. Consequently the are defined as polymetallic. One of their typical features is that they are formed by two kinds of sulphide mineralizations — a lead-zinc and a lead-eopper one (with silver, arsenic and bismuth). While the former mineralization is encountered in calcareous rocks of Middle Triassic age only, the lead-copper one is found almost uniformly and has identical specific features both in the same calcareous rocks, as well as in calcareous sandstones and phyllitoid rocks of Lower Triassic, Lower Jurassic and Paleozoic age. That is why these deposits were de-scribed separately as the "Sedmochislenitsi" type of deposits as early as 1961. They form a part of the Eastern Mediterranean Ore Province of Petrascheck (1963).
Geotectonic position of the ore deposits
The western part of the Balkanide structural1 zone where the ore deposits under consideration are localized is formed by the Berkovitsa block-anticlinorium structure built up of a Paleozoic core and Mesozoic mantle. From north and south this structure is bound by large deep faults of an old age, known as the Stara Planina frontal strip and Sub-Balkan
fault respectively (E. Bon če v, 1961). They are complex fault zones causing the formation of additional folded structures and horizontal dislocations (along the bed surfaces). The vertical displacement along the Stara planina frontal strip is about 4.000 m, and that along the Sub-Balkan fault over 1.500 m (E. B o n č e v , T r o n k o v).
The ore deposits under consideration are spatially distributed following these two structures (Fig. 1) forming distinct ore-bearing zones (M i n -čeva-Stefanova, 1962). The deposits in the region of the Stara planina frontal strip in particular are linked with a pair of conjugated fault systems (the Vratsa and the Sokolez zones), the middle part of the r.tructure being raised horst-like. The ore deposits in the region of the Sub-Balkan fault are linked with a system of parallel fold upthrusts because of which several subzones are distinguished in the corresponding ore zone (the Izremez zone). There is a distinct direct proportional de-pendence between the degree of shifting along the faults and the intensity of mineralizations.
A typical feature of the geologic relations of the individual ore deposits is that they are localized in synclines in places where faults of the main system (in the direction of 120°—90°) are cut by oblique or transverse faults of a lower order. In some places the ore deposits in the calcareous rocks are bound by Carboniferous aleurolithes forming a narrow band as a consequence of the fault displacements. The displaced part of the same calCareous rocks on the other side of this band does not contain any ore (Minčeva-Stefanova, 1961,1965).
Enclosing rocks
The ore deposits are embedded mainly in Anisian calcareous sediments, partially in the calcareous interbeds of the Rotian rocks or in Lower Triassic or Lo>wer Jurassic sandstones, but only in those with a calcareous cement (for example, in the Izremez zone). Along the boundaries of such sediments with Paleozoic phyllites as well as with Carboniferous calcareous aleurolithes some inconsiderable ore deposits are also localized in the latter two kinds of rocks.
Anisian sediments are chiefly limestones and to a certain extent dolo-mites which are relatively more frequently found in the Lower Anisian levels (Tronkov, 1960). In general, the calcareous beds alternate with fine clay-marly intercalations with a thickness usually of fractions of a millimeter.
The dolomite areas in the calcareous rocks increase in direct proportion to the intensity of the mineralization.
In some deposits like Rakov dol (Fig. 1) where the stratigraphic profile is built up of Paleozoic phyllites and of the sediments of Lower Triassic an Lower Jurassic age (with a normal sedimentation absence of Middle Triassic sediments), the ore mineralizations spread over the en tire stratigraphic profile. They are concentrated along the interformational surfaces and begin from pronounced faults.
Fig. 1. Geologie map shovving the region of ore deposits of the "Sedmochislenitsi" type according to Tronkov, D., Nikolaev, Gr., S t o i n o v, S., the
author, et al.
Symbols: 1 Paleozoic rocks, 2 Lower Triassic sediments, 3 and 4 Middle and Upper Triassic sediments, 5 Jurassic sediments, 6 Cretaceous sediments and Quaternary over-burden, 7 Main faults, 8 Line of thrusting, 9 Flexure, 10 Ore deposits, 11 Names of the ore deposits (I — 1 Pžrvi rupi, 2 Vtori rupi, 3 Leštaco, i Široko lice, 5 Studenite korita, 6 Strašnata voda, 7 Sedmochislenitsi — old mine, 8 Sedmochislenitsi — new mine, 9 Gladna, 10 Borov kamak, 11 Plakalnitsa, 12 Kalaminata- II — 1 Dolna bjala rečka, 2 Debel rat, 3 Mažo, 4 Anatema, 5 Baličin preslap, 6 and 7 Ravnio kamak, s Garloto, 9 Gladna, 10 Borov kamak, 11 Plakalnitsa, 12 Kalaminata: II — 1 dolna bjala re£ka, 15 Meča bara; III — 1 Veneza, 2 Lakatnik, 3 Brese, 4 Sassele, 5 "Hristo Botev", 6 Koli-bišteto, 7 Kotšuški vrah, 8 Bakara, 9 Izremez — old mine, 10 Zapačiza, 11 Rakov dol, 12 Svardelo, 13 Rogo, 14 Gradište, 15 Sabačevec, 16 Bresovo bardo, 17 Metleva padina, 18 Trite kladencl, 19 Osenovlak, 20 Gabrovniza, 21 Stamenova korija, 22 Taninata, 23 Ravno ussoe, 24 "Otečestvo", 25 Perovo), 12 Barite deposits of Alpine age, 13 Ore-bearing zones: I — Vratsa-, II — Sokolez- and III — Izremez zone
Form of the ore bodies
The ore bodies are predominantly bed-like ore lenses up to or about 50 m long, and varying from 1 to 8 m in thickness. Bed-like ore bodies up to 360 m and rarely up to 500 m long and of varying thickness, 2 m average, are also found. In the places of interseetion of larger faults the
Fig. 2. Banded texture (čase 2) of galena-sphalerite mineralization, transitional to brecciated texture. Some of the bands formed by subparallel blind veinlets of galena metacrysts. Scale 10 : 1
ore bodies are placed one above the other and form a kind of ore shoot. Impersistent ore veins of small thickness are found very rarely.
In the Anisian sediments especially the mineralizations are spread over the entire profile. It is typical, however, that the lead-zinc ore bodies are found usually in the upper levels of the Anisian complex; only at places of considerable fault displacements they occur in lower levels. Copper-lead ore bodies begin from the base of the Anisian complex and spread vertically almost throughout it, the corresponding mineral occurrences being superimposed on the lead-zinc ones.
Ore textures
The follovving ore textures are frequent: massive, brecciated, partially cockade, banded, veinlet and impregnation textures (Minčeva-Ste-fanova, 1965).
The massive texture is typical of the fine-grained metasomatic mineralization represented most often by sphalerite and dolomite metacrysts as well as of nest-like assemblages of massive sulphide aggregates amid the carbonate and sandstone, partially phyllitoid rocks.
The brecciated texture is formed as a result of the cementation of mineralized or ore-free ročk fragments with sulphide and carbonate minerals on one hand and, on the other, as a consequence of metasomatic replacement of re-sedimentary breccia in which the fragments and the cement are replaced in various degrees because of the differences in the contents of calcareous, dolomitic and marly constituents (Minčeva-Stefanova, 1965).
The banded textures are of several varieties, formed in different ways: 1. As a result of the rhythmical deposition of the colloform aggregates of sulphide minerals: sphalerite (Schalenblende type) and melnikovite--pyrite as well as marcasite and bravoites in subparallel fractures, situated close together in the carbonate rocks. 2. By replacement of the carbonate substance in beds of banded textures (Fig. 2). In this čase the ore texture inherits the texture of the enclosing ročk as is the čase described for one of the brecciated textures. 3. As a result of the displacement of the front of metasomatosis. In this čase the bands are undulating and aro frequently found amid the massive sphalerite mineralization (Fig. 3).
Fig. 3. Banded texture (čase 3) in massive me-tasomatic sphalerite. Galena metacrysts develo-ped in some of the bands or as veinlets cutting the bands. Scale 1:1
The veinlet texture is more frequently found in the primary (Fig. 4) and secondary dolomites and is typical of the mineralizations amid the sandstones and phyllites.
The impregnation texture is widespread among mineralizations in ali kinds of enclosing rocks, except in phyllites.
Mineral composition, types of sulphide mineralizations and mineral
parageneses
The minerals of the ore deposits in the Balkanides under consideration can be divided into the following groups:
1.	Main minerals — sphalerite, galena, pyrite, chalcopyrite, dolomite, calcite;
2.	Subordinate — tennantite, bornite, chalcocite, marcasite, quartz, barite;
3.	Rare •— arsenopyrite, wurtzite, carrollite, siegenite, bravoite (Fe,Co,Ni)S.,, cobalt pyrite, nickel pyrite, nickel cathierite, stromeyerite, pearceite, unknown silver-arsenic mineral, acanthite, silver cc-amalgam, freieslebenite?, dyscrasite?, pyrargyrite, miargyrite, stephanite, polybasite,
20 — Geologija 15
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tetrahedrite, wittichenite, cobalt smithsonite, ullmanite, cinnabar, celestite, gypsum, fluorite, dickite, kaolinite, and others.
Among the secondary minerals, the following are established: hydro-zincite, smithsonite, cerussite, calcite, aragonite, azurite, malachite, cupro-zincite, rosasite, aurichalcite, barite, gypsum, anglesite, unidentified copper sulphates, mimetesite, tyrolite, zine olivenite, strashimirite, adamite, cupro-adamites, conichalcite, native copper, chalcocite and others.
The iron content of sphalerite is low, about 1 per cent. This mineral in the form of fine-grained and colloform aggregates respectively, is analogous with the sphalerite from Bleiberg-Kreuth (Schroll, 1953) in its content of admixture elements. Arsenic, thallium, silver and anti-mony are established in galena, and arsenic, silver, thallium and selenium in pyrite. The presence of silver, mercury, germanium and bismuth is typical of the main and subordinate copper minerals. Ali these elements except for germanium so far have been found in their own minerals.
AH above mentioned minerals always contain certain amounts of cobalt and nickel, the presence of which is due to the minerals of cobalt and nickel (from the bravoite and linneite groups) closely admixed in the ores.
Fig. 4. Veinlet texture in part brecciated, of the sphalerite (scha-lenblende) in primary dolomite. Scale 1:1
The detailed studies of the mineral composition and of the age and paragenetic relationships of the individual minerals show that the mineralizations under consideration are formed by two kinds of sulphide minerals — lead-zinc (galena-sphalerite) and lead-copper (galena-tennan-tite-chalcopyrite). They are considered as products of two large and com-plicated ore-forming stages, the lead-copper one being later (M i n č e v a -Štefanova, 1961, 1962). Each of them is characterized by several
mineral parageneses whose successive deposition within each stage reflects a definite geochemical evolution of the corresponding mineral-forming solutions.
The lead-zinc mineralization consists of the following mineral parageneses (according to the order of deposition):
1.	Paragenesis of pre-ore dolomitization (found only occasionally), re-presented by dolomite, pyrite and calcite.
2.	Pyrite paragenesis — with pyrite, marcasite, bravoites and dolomite.
3.	Dolomite-sphalerite paragenesis — with dolomite, sphalerite, arseno-pyrite, pyrite and galena. It determines to a great extent the zine mineralization in the deposits. It has a massive texture and is deposited meta-somatically amid the pure limestones. At first dolomite metacrysts are formed, folfowed by the fine-grained sphalerite replacing in varying degrees the remains of the calcareous rocks between dolomite rhombohedra (Fig. 5). Galena metacrysts surrounded by pyrite grow on these two minerals.
Fig. 5. Sphalerite-dolomite mineralization represented by dolomite rhombohedral crystals and fine-grained sphalerite metasomatically replacing the limestones. Along the borders of the two minerals there are pyrite-bravoite aggregates. Scale 63:1
4.	Galena-sphalerite paragenesis with sphalerite (small-grained and Schalenblende type), galena, pyrite (metasomatic and melnikovite-pyrite type), marcasite, bravoite, wurtzite, arsenopyrite. The deposition of this paragenesis begins after intensive erushing and cracking of the enclosing sediments which determine also the high supersaturation of the solutions (Fig. 6).
5.	Galena paragenesis consisting of galena, sphalerite, pyrite and dolomite. It is deposited in numerous veinlets cross-cutting and parallel to the beds (Fig. 2). There are clear indications that sphalerite, pyrite and dolomite are redeposited on account of the earlier parageneses.
6. Three carbonate, mainly dolomitic, parageneses with which the lead-zinc mineralization generally comes to an end. Barite, quartz, cleio-phane, galena, calcite, cobalt smithsonite, and sporadically fluorite parti-cipate in them together with the medium-grained dolomite. The minerals fill veinlets and numerous nests and can be considered as a manifestation of a post-ore dolomitization subsequent to the lead-zinc mineralization.
The mineralizations described are cross-cut (Fig. 7) or brecciated by the minerals of the next lead-copper mineralization. It is formed by the following mineral parageneses:
1.	Bornite-chalcopyrite-galena in which considerable amounts of ten-nantite and subordinate amounts of carrollite, siegenite, pearceite, sphalerite, arsenopyrite, pyrite, dolomite and quartz also occur. The most considerable deposition of lead-copper ores is connected with this paragenesis. Though rarely, barite is deposited at its beginning.
2.	Two silver-bearing parageneses deposited in numerous veinlets consisting jointly of bornite, chalcopyrite, galena, stromeyerite, silver--antimony sulfosalts*, pearceite, acanthite, silver a-amalgam*, chalcocite, neodigenite, tetrahedrite, wittichenite*, cinnabar*, barite, celestite*, calcite and others.
Fig. 6. Schalenblende deposited in crevices of primary dolomite. In the latter sphalerite impre-gnations. Scale 40:1
The amount of dolomite gradually decreases in the later parageneses. In the latest parageneses the relative amount of calcite increases.
The intergrowths of dolomite crystals with sulphide minerals as well as the specific features of ore textures clearly show that the sulphide deposition in the carbonate rocks is accompanied by a secondary dolomitization. As a result, the limestones in which the metasomatic processes have been most intensive, have changed into dolomites.
There is a distinct vertical zoning of both kinds of ore mineralizations. The following zones are developed from bottom to top in the lead-zinc mineralization: 1. pyrite-sphalcrite; 2. sphalerite; 3. galena-sphalerite; and 4. predominantly galena zone.
* These minerals are described by V. Atanassov (1964, 1971).
The lead-copper mineralization shows the following zoning (from bottom to top) regardless of whether it is deposited in calcareous or sandstone rocks: 1. bornite zone; 2. chalcopyrite-tennantite zone; 3. chalco-pyrite-galena with tennantite; and 4. galena zone with small amounts of chalcopyrite and tennantite.
Fig. 7. Quartz-tennan-tite-chalcopyrite vein-let cutting the spha-lerite-dolomite mineralization. Scale 40:1
Isotopic composition of lead
The isotopic composition of lead from the ore mineralization in the Balkanides under consideration varies greatly (Minčeva-Stefa-nova, Amov, 1966, 1969). Some of the values obtained correspond to the isotopic composition of lead from the young (Tertiary) mineral deposits in Bulgaria while others, the larger part, are intermediate compared to the values of isotopic composition of lead from the Tertiary and from the Young Paleozoic ore deposits in Bulgaria.
Discussion of the genes?s of ore deposits
The geotectonic position of the stratiform deposits under consideration showing a definite structure control of their localization as well as the presence of two kinds of ore mineralizations with definite age re-lationships, indicate the epigenetic origin of the ore deposits. The form of ore bodies has been controlled by the bedding of the enclosing rocks and by the differences of their chemical composition as well as by the presence of faults and fractures subparallel to< the beds. Those ore textures which imitate a syn-sedimentary sulphide deposition are actually sedimentary textures of the enclosing rocks inherited during metasomatic replacement. The fact that the lead-copper mineralization is identical in degree and composition both in calcareous rocks and in sandstones shows the control-ling role of the carbonate sediments in the deposition of metals, and of zine in particular, from very low temperature solutions connected with a favourable change of pH of the solutions after their infiltration into the carbonate rocks.
There are no outcrops of young igneous rocks nor manifestations of Triassic volcanism in the region of ore deposits. However, there are quartz-diorite dikes to the east of this region in its immediate vicinity vvhich (judging by the ročk outcrops) cut trough Neocomian sediments also.
Ali above considerations make it feasible to connect the genesis of the ore deposits with a young (Eocene?) hydrothermal activity which has also caused an extraction of mobilized metals from the Paleozoic basement (Minčeva-Stefanova, 1966).
Comparison with the stratiform lead-zinc deposits in the Alps
The features of the lead-zinc mineralization of the stratiform deposits in the Balkanides which have been pointed out are indicative of a definite resemblance to the lead-zinc mineralization representing the stratiform deposits in the Eastern Alps. The typical, although small, content of cobalt and nickel in the lead-zinc mineralization in the Balkanides is indicative of specific geochemical peculiarities of the cor-responding metallogenic region while the practical absence of fluorite in them is a difference connected with the possibilities of enrichment of the ore-bearing solutions with fluorine before the mineral deposition because of which this difference cannot be of any particular genetic importance. On the basis of the ore textures and sequences of the mineral formation described by various authors for the stratiform lead-zinc deposits in the Alps (Schroll, 1953; Duhovnik, 1967 and others), regardless of the tendencies in the interpretation of the origin of the mineralizations, a general analogy can be found between these deposits and the lead-zinc mineralization in the Balkanide deposits. In both geotectonic regions the mineralizations considered have a poor metal and mineral composition.
The basic difference between these deposits is certainly the superimposed lead-copper mineralization in the Balkanide deposits which is now characterized by a varied metal and mineral composition. Its formation cannot be attributed to an ore-forming activity having taken plače after a period which is very long in comparison with the period of formation of the lead-zinc mineralization. The plače of deposition of the two kinds of sulphide mineralizations in calcareous rocks is one and the same everywhere because of which they should be considered as products of a single but complex oreforming activity. The distinct connection of the later mineralization with rupture movements of a higher order is indicative of an inflow of solutions from deeper parts of a corresponding magma source or of the earth crust in general.
The very occurrence of this mineralization in the Balkanides might also be used as an indication that the rupture movements in this geo-structural zone have been more prolonged in time and stronger as a factor.
The data on the occurrence of a "mixed" lead in the deposits under consideration both in the Alps (Schroll, 1965) and in the Balkanides (Minčeva-Stefanova, AmO'V, 1965, 1969) are indicative of an extraction of mobilized metals from older deposits and from older rocks in general. Ali specific features mentioned can be logically explained in
the light of the conceptions of formation of generated magma and ge-nerated ore-bearing solutions in the earth crust during the tectonic stresses (K os tov, 1968 and others, q. v.). Depending on the depth at which the solutions are formed, their composition will vary owing to the crys-tallochemical seggregation of the elements in the earth crust (K o s t o v , 1968).
References
Atanassov, V. A. 1971, Silver a-Amalgam from the Sedmochislenitsi ore deposit, District of Vratsa: Rev. Bulg. Geol. Soc., v. 32, No. 1, p. 105—113.
Bončev, Ek. 1961, Notizen iiber die wichtigsten Bruchlinien in Bulgarien: Tr. geol. Bulg., Ser. stratigr. et tect., v. II (Sofia), p. 5—29.
Duhovnik, J. 1967, Facts for and against a syngenetic origin of the stratiform ore deposits of lead and zine: Econ. Geol., Monograph 3, p. 108—122.
Kost o v, I. 1968, Paragenese und Klassifikation der Minerale: Freib. Forschungsh., C 230, Mineralogie — Lagerstattenlehre, p. 81—96.
Maucher, A. and Schneider, H.-J. 1967, The Alpine lead-zinc ores: Econ. Geol., Monograph 3, p. 71—86.
Minčeva-Stefanova, J. 1961, Mineralogie und Entstehung der Blei-Zink-Kupfer-Lagerstatte Sedmočislenici im Westbalkan: Tr. geol. Bulg., Ser. geoeh. et git. metali, et non-metall., v. II (Sofia), p. 157—251.
—	1965, Uber die Formen der Erzkorper und die Textur der Erze aus den Polymetallagerstatten vom Typ »Sedmočislenici« in Bulgarien: Ber. Geol. Gesellsch. DDR, Bd. 10, H. 3, p. 321—334.
—	and Amov, B., 1965, Zu dem Alter und der Entstehung einiger Lagerstatten im Westbalkan nach den Angaben der Blei-Isotopenanalyse: Carpatho-Balkan Geol. Assoc., VII Congress, Part III (Sofia), p. 203—208.
—	1967, The genesis of the stratiform lead-zinc ore deposits of the "Sedmochislenitsi" type in Bulgaria: Econ. Geol., Monograph 3, p. 147—155.
—	and Amov, B., 1969, Genetische Deutung der Schwankungen in der Isotopenzusammensetzung des Bleis aus den Polymetallvererzungen Typ »Sedmočislenici«: Buli. Geol. Inst., Ser, geoeh., miner., petr., v. 18, p. 5—18.
Petrascheck, W. E. 1963, Die alpin-mediterrane Metallogenese: Geol. Rundschau, Bd. 53, p. 376—389.
S c h r o 11, E r. 1953, Uber Minerale und Spurenelemente, Vererzung und Entstehung der Blei-Zink-Lagerstatte Bleiberg-Kreuth, Karnten in Osterreich: Mitteil. Osterreich. Min. Gesellsch., Sonderh. No. 2, 60 p.
S c h r o 11, Er. 1965, O vprašanju abnormalne izotopne sestave svinca v svinčevih in cinkovih rudiščih apneniških Alp: Rudarsko-Metalurški Zbornik, No. 2 (Ljubljana), p. 139—154.
Stoinov, S., Atanassov, V., Lilov, T z. 1964, Des mineraux ar-gentiferes du gite «Sedmočislenici», Arrondissement de Vratza: Rečen. l'Hon-neur acad. J. Sm. Jovtchev (Sofia), p. 643—667.
Tronkov, D. 1960, Uber die Stratigraphie der Trias im Iskar-Durchbruch: Ann. Dir. gener. rech. geol., Ser. A, v. X (Sofia), p. 131—153.
Tronkov, D. 1965, Tektonischer Bau und Analyse der Strukturen des Vracaner Blocks im Westbalkan. Plastische Deformationen in der Nachbarschaft der Bruchflachen: Tr. geol. Bulg., Ser. stratigr. et tect., v. VI (Sofia), p. 217—257.
SUMM ARY
The stratiform polymetallic ore deposits in the Balkanides occur in the Western Balkan Mountains along two large and complex faults de-lineating the Berkovitza block-anticlinorium from north and south. The individual ore deposits are located in synclinal folds where the main faults are cut by transverse or oblique faults. The intensity of mineralization is controlled by the amount of fault movements.
The enclosing rocks are calcareous sediments of Anisian and partially of Rotian age. Although infrequently, country rocks are also calcareous sandstones of Lower Triassic and Lower Jurassic ages as well as Paleozoic phyllite and calcareous siltstone in some places.
The calcareous rocks in the regions of ore deposits are mainly dolo-mites. The participation of limestones increases rapidly with the distance from the mineralized areas. Sulphide formation is accompanied by dolomite resulted from secondary dolomitization. The intensity of this process depends on the degree of mineralization and the amount of primary dolomites in the calcareous complex.
The ore bodies are most frequently elongated lenses, lying one above the other at some places. Ore veins occur only occassionally.
The ore deposits are of two kinds — a lead-zinc one and a lead-copper one overlying the former.
The lead-zinc deposit is of metasomatic origin. The fissures and cavities have been filled later. The ore is represented by fine grained light-coloured sphalerite, schalenblende, pyrite, marcasite, galena, small amounts of arsenopyrite, bravoite [(Fe, Co, Ni)S2], and sporadic Ag-Sb-sulfosalts. The lead-copper deposit is represented by one main bornite-tennantite-chalco-pyrite-galena paragenesis with pearceite. The latest deposits are veinlets of several sulphide parageneses of silver, bismuth and mercury minerals and others. Cobalt and nickel also occur in the form of bravoite (in the Pb-Zn deposit) and of minerals of the linneite group or as sulphoarsenides (in the Pb-Cu deposit).
Dolomite and, to a lesser extent, barite, quartz and calcite are typical gangue minerals. Celestite and gypsum occur sporadically. Barite forms considerable masses in some deposits, but only in the initial stages of the Pb-Cu mineralization.
According to its mineral composition and its complex manner and features of deposition, the lead-zinc mineralization of the stratiform poly-metallic deposits in the Balkanides is analogous to that of the stratiform ore deposits in the Alps (despite the absence of celestite and fluorite). The main difference of the ore deposits under consideration is the presence of lead-copper ore in the Balkanides marked by a complicated geochemical evolution.
A significant genetic peculiarity of the ore deposits in the Balkanides is the occurrence of the lead-zinc minerals in calcareous rocks only, while the lead-copper ones are found in ali kinds of country rocks.
DISCUSSION
Duhovnik: Haben Sie die Schwefelisotopenanalysen durchgefiihrt?
Minčeva: Leider noch nicht, wir werden es aber versuchen. Herr Rentzsch aus Freiberg hat sich auch mit diesen Problemen beschaf-tigt, und zwar am Beispiel unserer Lagerstatten. Er hat festgestellt, daB die Schwefelisotopenzusammensetzung variiert und daB das leichtere Schwefelisotop in groBerer Menge vorkommt. Ich kann die Tatsache noch nicht interpretieren, er selbst hat aber einen Vergleich mit den Vererzun-gen vom Freiberger Typ gemacht.
Duhovnik: Ich mochte noch wissen, ob irgendein Unterschied im Schwe-felisotopengehalt zwischen Kupferkies und Bleiglanz besteht.
Minčeva: Herr Rentzsch hat leider die Kupfermineralien nicht untersucht, nur Pyrit, Galenit und Sphalerit. Wir hoffen, diese Analysen in einigen Jahren selbst ausfiihren zu konnen.
Maucher: Keine Frage, aber eine kleine Antvvort. In Lagerstatten einheitlicher Entstehung, wo die einzelnen Mineralien sicher einem Bil-dungsgang entsprechen, ist die Schwefelisotopenzusammensetzung in Bleiglanz, Zinkblende, Kupferkies und Pyrit, die gleichartig und gleich-alterig enstanden sind, nicht dieselbe. Ein Unterschied dazwischen wiirde nichts genetisches besagen.
Duhovnik: Das weiB ich. Aber wie groB sind diese Unterschiede? Denn wir haben auch Schwefelisotope bei uns untersucht und haben gefunden, daB auch bei demselben Mineral in derselben Lagerstatte kleine Unterschiede in der Schwefelisotopenzusammensetzung vorkomrnen. die von der Tiefe der Mineralisation abhangig sind.
Les mineralisations alpines de la Turquie
Altan Giimus
L'evolution tectonique de la Turquie s'est effectuee du nord et du nord-ouest vers le sud et le sud-est. Sa division a ete essayee par divers auteurs des 1896. Les unites tectoniques de cette evolution ont ete sub-divisees d'abord en dix groupes, puis en quatre ulterieurement. La carte tectonique a ete effectuee, compte tenu de cette derniere division. II faut cependant noter que les massifs cristallins affleurant largement dans cha-que unite posent encore des problemes d'age.
A partir du nord, on distingue les unites suivantes (Fig. 1):
Les Pontides, qui occupent la partie nord de la Turquie, comportent la Thrace, la region de Marmara et la region de la Mer Noire. Dans cette unite, on a bien precise la presence des phases tectoniques les plus ancien-nes, caledoniennes et varistiques, qui ont affecte plus particulierement la partie ouest. Les mouvements alpins se presentent, en premier lieu, a l'est d'Istanbul, et ils progressent vers l'est.
Les Anatolides se trouvent au centre de la Turquie et se repartissent de la cote egeenne a la frontiere sO'Vietique. On soup^onne la presence de la phase varistique dans cette zone. On y trouve des massifs cristallins, plus particulierement dans une petite partie de l'ouest, Ceux-ci ont ete repris par les mouvements alpins. La partie centrale des Anatolides est caracterisee par une serie ophiolitique du Cretace superieur.
Les Taurides couvrent la partie sud de 1'Anatolie et comprennent le Taurus tout entier. Elles sont caracterisees par les sediments epais et continus d'age mesoizoique. Quelques massifs cristallins de cette unite ont ete admis egalement comme varistiques ou plus anciens encore.
Les plis cotiers forment la quatrieme unite tectonique de la Turquie. Celle-la occupe la region sud-est du pays, et elle pourrait constituer la partie nord du bloc Arabique. Cette unite s'est formee completement par les mouvements alpins.
L'aspect sti-uctural de la Turquie a ete forme, en majeure partie, par les mouvements alpins. Son evolution s'est faite dans l'ordre des unites tectoniques enumerees plus haut; toutefois dans aucune unite ne se pre-sente un seul mouvement isole.
L'activite magmatique du pays s'est deroulee du Paleozoique au Quaternaire. Les massifs granitiques de la region de Marmara dans les Pontides sont de l'age varistique. A partir du centre de cette unite
vers l'est affleurent les massifs granitiques alpins. La plupart des massifs granitiques des Anatolides sont alpins. II y a quelques petits stocks gra-nitiques varistiques peu importants dans la partie ouest. Dans la zone du Taurus, le magmatisme granitique commence a partir du centre et s'al-longe vers Test. A l'exception du massif de Bitlis, ils sont alpins, et tres importants de point de vue economique.
La plus grande partie du magmatisme basique est aussi alpine. Une petite partie dans l'ouest (region de Bursa) semble etre varistique.
Le volcanisme sous-marin profond date generalement du Mesozoique, et il est represente largement dans les Anatolides et Taurides. Les volcanites sous-marins peu profonds affleurent plutot le long de la Mer Noire, dans sa partie cotiere, et sont egalement d'age mesozoique. Enfin, le vo^anisme subaerien est present dans toute la Turquie a partir du Tertiaire.
Apres avoir resume 1'evolution tectonique et magmatique de la Turquie, nous allons maintenant exposer les mineralisations alpines (Fig. 2).
L'intervalle de temps geologique entre le debut du Mesozoique et la fin du Tertiaire peut etre considere comme l'epoque des phases orogeni-ques alpines. Dans cette grande evolution tectonique, nous avons essaye de grouper les mineralisations comme les gisements lies a la paleogeo-graphie, a la sedimentation et a la lithologie du Cretace, les gisements lies au magmatisme, au metamorphisme et au tectonisme alpins, et enfin, les gisements lies au volcanisme post-alpin (post-orogenique). Le principal est le deuxieme groupe de mineralisations qui s'est affirme lors du paroxysme. Si l'on considere les premiers comme alpins, et les demiers comme tardialpins, nous aurons tenu compte de tous les gisements alpins.
Nous avons parle plus haut de 1'evolution tectonique du pays qui s'est manifestee essentiellement par les mouvements alpins. Nous admettons la necessite d'introduire et de placer la Turquie dans le domaine alpin. Les plus importants gisements de la Turquie se sont formes par les activi-tes alpines, d'ou la grande importance de la tectonique et du magmatisme alpins a 1'egard de nos gisements metalliferes.
I. Mineralisations liees a la paleogeographie, a la sedimentation et a la lithologie du Cretace
Dans les Pontides, pres de Zonguldak, les gisements de bauxites consti-tuent un des niveaux transgressifs du Cretace inferieur, depose directement sur le flanc fortement disloque du synclinal dinantien. Un autre groupe de mineralisation important du Cretace s'est deroule aussi uniquement dans les Pontides. Ce sont les minerais de manganese associes aux marnes et calcaires rouges, ainsi qu'aux tufs volcaniques du Cretace superieur. Ils se sont deposes en forme de lentilles et consistent en pyrolusite en majorite. Les memes mineralisations s'etendent le long de la cote a partir d'Eregli et jusqu'a Artvin.
Les Anatolides n'ont pas une grande importance au point de vue de la mineralisation, sauf quelques petits gisements de manganese et de cuivre, formes en relation avec le volcanisme ophiolitique du Cretace inferieur
Fig. 1. Unites tectoniques de la Turquie
et moyen. Les minerais de manganese de cette serie sont fortement charges de silice provenant du jaspe a Radiolaires. Le mineral principal est de la diallogite accompagnee de siderite et d'ankerite.
Ces types de gisements manganesiferes peuvent etre decouverts egale-ment dans les Taurides, mais ils sont sans importance eoonomique. A cote de ceux-ci, les Taurides comprennent les plus grands gisements tels du cuivre, du fer, du plomb, de 1'aluminium et des phosphates. Dans la partie est des Taurides, le gisement d'Ergani est caracterise, d'apres quelques-uns, par la formation d'un volcanisme ophiolitique du Cretace superieur. Cet important gisement de pyrite cuivreuse contient aussi de l'or d'importance economique, et peu de cobalt. La mineralisation s'est formee durant les mouvements laramiens, et s'est mise en plače en forme d'amas, de stock-werks et meme de filons. Ceci demontre une migration laterale de la mineralisation initialement disseminee dans les roches vertes.
Dans la partie centrale, plutot vers l'ouest, et sur la cote mediterra-neenne, se trouvent les gisements de plomb-barytine du type stratiforme a Kazalar, pres de Gazipa^a. Ils se sont loges dans une formation dolomi-tique triassique qui a surmonte le massif cristallin d'Anamur-Alanya. A quelques dizaines de kilometres plus a l'est de cette mineralisation, les gisements de fer oolitiques et sedimentaires proprement dits d'Orenduzu se placent a la base des calcaires du Cretace inferieur, et s'etendent, d'une fa§on discontinue, dans un synclinal de grande ampleur. Ils ont ete de-places ulterieurement par la tectonique cassante posterieure. Les calcaires, dans lesquels sont interstratifies ces niveaux de fer sans alumine, s'epais-sissent vers Akseki dans le nord et vers Payas et Kurudag plus vers l'est.
Les bauxites d'Ak§ehir se sont deposees dans un bassin de subsidence a sediments fort epais, qui est devenu profond dans le nord du substratum d'Alanya-Anamur-Silifke. Le soulevement qui s'est deroule entre la deposition des calcaires du Cretace inferieur et du Cretace superieur, a donne lieu aux bauxites sans fer. Ce sont, en general, les bauxites a boehmite et a gibbsite qui fournissent les plus gros gisements exploitables de la Turquie. Au point de vue genetique, on considere que les bauxites de ces lieux ont resulte plus des tufs feldspathiques anciens que d'une karstifica-tion.
Un autre bassin de subsidence dans les Taurides est mis en evidence dans les environs de Payas. Les gisements de ce bassin different de ceux d'Akseki par leur abondance de fer et de silice. Dans le minerai a structure pisolithique interstratifie entre les formations turonienne et senonienne, on a retrouve du nickel en quelque pourcentage et de la platine en trace, ce qui temoigne du transport d'une laterite ferrugineuse, c'est-a-dire alluviale. Les roches gabroides et ultrabasiques qui ont ete mises en plače avant le Cretace superieur, affleurant pres des gisements, semblent etre la principale origine de ces depots metalliferes.
Les seules reserves de phosphates de la Turquie se trouvent dans les plis cotiers, la quatrieme unite tectonique. Ils se sont deposes dans les niveaux calcaires et dolomitiques du Turonien superieur et du Santonien, dans la formation dite de Karababa. Le minerai consiste en phosphore anorganique comme phosphate, dahlite et collophane a structure oolithique
iZonguldak
Istanbul
Lahanos
I I I I 11 11
• Erzurum
Ankara
{•Erzincan
Tunceli
Karaburun
• Zamanti'
Pozanti
Burdur
Kurudag
Fethiye
irenduzu
|Hatayj
Massifs Cristallins
Karalar
Districts Metallogenigues
Anamur
Fig. 2. Distribution des mineralisations alpin.es de la Turquie
et pisolithique. A cote de ceux-ci, il y a aussi des restes de poissons. Les phosphates se sont formes a un facies glauconieux dans l'avant-fosse du geosynclinal qui a donne naissance au Taurus.
II. Mineralisation liees au magmatisme, au metamorphisme et au tectonisme alpins
Les gisements metalliferes nes par l'effet du magmatisme, du metamorphisme et du tectonisme alpins ont pour la Turquie une importance de premier ordre. Les massifs ultrabasiques formes pendant les mouve-ments primaires alpins ont donne naissance a la plus grande partie des gisements chromiferes. Dans les Pontides il n'en existe pas. Les activites basiques aux environs de Tunceli, Erzincan et Erzurum, dans la zone des Anatolides, sont survenues dans la phase kimmerienne. De plus, on peut citer les gros gisements des Taurides, tels ceux de Fethiye, de Burdur. a l'ouest, de Pozanti, de Hatay, au centre, et de Guleman a l'est. Ces gisements chromiferes se caracterisent par 1'association de kammererite et d'ouwarowite. Les chromites se trouvent, en general, en forme d'amas et de schlierens dans les harzburgites le plus souvent serpentinises.
Le volcanisme dacitique et andesitique du Cretace superieur a joue un role tres important dans les Pontides orientales pour la formation des gisements pyriteux et cuivreux, ainsi que des gisements plombo-zinciferes et argentiferes. La mise en plače de tous ces gisements est survenue pendant 1'activite post-volcanique. Certains auteurs nient cette hypothese, mais, pour le moment, nous en tiendrons compte.
Une propylitisation intense a affecte les laves dacitiques et andesiti-ques, ce qui signifie le depart des solutions hydrothermales post-volca-niques ou post-plutoniques. Les dacites et rhyodacites ont ete recouverts par leurs tufs, et par suite, elles ont subi une fracturation poussee dans les directions N 50—60° et N 110—120°, qui correspondent aux cisaillements et qui ont mis au jour un systeme de bloc-tectonique. A la suite d'une telle tectonique, la mineralisation pyriteuse et cuivreuse s'est placee en direction N 50—60°, tandis que celle de plomb, zine et cuivre a pris la direetion N 110—120°. Cette derniere traverse nettement la premiere, ce qui explique l'existence de deux phase de mineralisation au moins au stade post-volcanique. Les amas mineralises se sont concentres le plus souvent juste au contact des dacites fortement silicifiees et des tufs da-citiques. Ces derniers paraissent avoir joue le role d'ecran ou de piege pour les solutions mineralisatrices, car la fracturation ne se continue pas dans les tufs eux-memes. Etant ainsi empechees, les solutions se sont etalees le long du contact et ont forme des amas allonges, semblables aux gites stratiformes. Ceci a ete un aspect decevant pour un certain nombre de geologues, en ce qui concerne 1'origine de la mineralisation, car eux proposaient a tort une origine exhalative sedimentaire (Lahanos et Murgul).
On a bien remarque que la haute teneur d'Ag apparait plutot dans les minerais de Pb-Zn-Cu que dans les minerais pyriteux et cuivreux.
Au centre des Pontides, il y a un gisement mine de Kiire de pyrite cuprifere assez important, qui differe des autres par sa mise en plače
et son contenu. Le gite se loge dans les diabases jurassiques, et le minerai contient du Co qui fut decouvert la pour la premiere fois en Turquie.
Les gisements formes par les intrusions acides des Taurides fournissent la matiere premiere la plus accessible et importante a l'industrie lourde. A ce sujet, nous pouvons signaler le gisement de fer de Divrigi d'origine pyrometasomatique aux contacts des roches syenitiques. La region limitee par Divrigi, Malatya et Kayseri, toujours dans les Taurides, est un district metallogenique de fer. II est tres interessant de preciser que la plupart dej gisements de fer pyrometasomatiques se sont formes au contact des roches acides et des calcaires, mais en presence des roches ultrabasiques et basiques. De meme, il existe aussi quelques petits gisements de Cu, Mo et de W du type pyrometasomatique en Anatolie Centrale. II vaut la peine de citer aussi les gisements des fluorites vertes, violettes et blanches de Kir^ehir, qui presentent la seule richesse en fluor de la Turquie.
En dehors des gros gisements de fer lies aux apophyses microsyeniti-ques, on a decele quelques petits gisements de Ni et de Th, qui se sont formes par la meme evolution magmatique.
Les mineralisations post-magmatiques d'origine hydrothermale sont representees par les gisements de fer avec une teneur elevee de Mn. Elles ont remplace les calcaires paleozoi'ques en general, et ont ete souvent alterees en limonites. D'autres mineralisations post-magmatiques sont celles de Pb-Zn argentifere d'un remplacement metasomatique, celles de baryte, de mercure et d'antimoine. Parmi ces dernieres, le Pb-Zn prend le deuxieme rang apres le fer. Des reserves importantes de smithsonite ont ete decouvertes il y a peu de temps dans la region de Zamanti, au S de Kayseri. II convient de mentionner ici que le contenu d'or et d'argent des mineralisations de Pb-Zn est d'une quantite valable.
Les mineralisations importantes de Hg, qui remplissent les alignements fractures dans les schistes cristallins paleozo'iques, apparaissent aussi dans les Anatolides centrales pres de Konya. On estime qu'elles se sont formees dans la phase epithermale de 1'activite plutonique acide.
Enfin, 1'alteration hydrothermale, a laquelle plus particulierement les roches ultrabasiques ont ete soumises, a donne naissance aux gisements de magnesite qui entrelace en filonnets les serpentines d'ou elle a ete derivee. II est bien evident que cette alteration hydrothermale a termine son evolution avant le Neogene, car on rencontre frequemment les galets de magnesite dans les sediments neogenes surmontant les roches ultra-basiques.
III. Mineralisations liees au volcanisme tardi-alpin et post-orogenique
Ce groupe de mineralisations comprend les liaisons avec le volcanisme andesitique et liparitique miocenes, 1'activite post-volcanique de celui-ci, et aussi la tectonique cassante post-alpine.
En dehors des indices de Cu et de Pb-Zn peu importants places sur la grande faille du nord et le gisement d'As a la frontiere sovietique, les
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gisements importants de ce groupe sont situes dans la partie ouest de la Turquie, notamment dans les Pontides et Anatolides.
Les gisements d'or se sont mis en plače, en forme filonienne, dans les fractures des dacites silicifiees, ecrasees et alterees. De meme, il existe des formations filoniennes de Hg dans des rhyodacites silicifiees, et de Sb et d'As dans des andesites alterees. On rencontre aussi les filons de Pb-Ba dans les laves andesitiques, dont les reserves paraissent etre grandes. II y a des lieux ou la meme mineralisation se situe dans les calcaires et dans les roches ultrabasiques en presence du volcanisme. De plus, on peut parler de l'existence des gisements economiques de Pb argentifere qui se sont amasses par metasomatose dans les calcaires paleozoi'ques et cretaces.
Le gisement de pyrite aurifere pres d'Istanbul se trouve sur la ligne de chevauchement par lequel les grauwackes devoniennes ont surmonte les andesites miocenes.
Nous acceptons une relation du volcansime miocene qui s'est manifeste le long des failles post-alpines, avec les gisements riches de Sb et de Hg. Ils se sont mis en filons dans les schistes cristallins et les marbres.
Ce sont les gisements de borates et de soufre, que nous classons dans les gisements volcaniques proprement dits. L'aspect geologique typique des phases d'exhalation des volcans est represente par les couches epaisses des borates intercalees dans les tufs volcaniques, les marnes et les calcaires. Le soufre, qui s'est forme en stockwerks et en filonnets dans les roches liparitiques, les argiles et les marmes, signifie la phase solfatare des volcans.
En conclusion, les mineralisations alpines qui se sont deroulees du Mesozoi'que inferieur a la fin du Tertiaire, ont une grande importance eoonomique pour la Turquie. Les gisements principaux sont ceux de chrome, de fer, d'aluminium, de pyrite cuprifere, de Pb-Zn argentifere, de mercure, d'antimoine, de borates et de phosphates.
Les Pontides sont caracterisees par des mineralisations de pyrites cupriferes et de Pb-Zn argentiferes, un peu de Sb et assez de Fe.
Les borates, le mercure, 1'antimoine et le fer, assez de Pb-Zn et peu de chromite sont essentiels plutot dans les Anatolides que dans d'autres unites, tandis que les gros gisements de chrome et d'aluminium s'etendent dans les Taurides. Dans cette unite, un ou deux gisements de Cu et de Pb-Zn isoles sont d'interet economique.
Et enfin, les phosphates se montrent uniquement dans les plis cotiers, depourvus d'autres mineralisations.
Les gisements alpins peuvent differer des gisements varistiques par les caracteres suivants:
—	L'abondance des gisements sedimentaires;
—	L'abondance des gisements post-magmatiques hydrothermaux;
L'effet intense du volcanisme soit sous-marin, soit subaerien;
—	Dans la paragenese de chromites, la presence de Ni, de kammererite, d'ouwarowite et de chrome-hornblende, ainsi que le manque de glauco-phane et d'epidote;
—	La haute teneur de fer;
—	La magnetite, 1'hematite, la goethite, la siderite et la limonite dans les gisements de fer alpins, et la magnetite en grande majorite dans les gisements varistiques;
—	Le contenu payant de 1'argent dans les gisements plombo-zinciferes. La paragenese de ces gisements comporte les mineraux arsenieux et anti-monieux de Pb;
—	Les formations de bauxites a boehmite et a gibbsite dans les gisements alpins, tandis que dans les zones varistiques et plus anciennes, len bauxites sont a diaspore, ou bien transformees en emeri.
Iieferences
B e e r , H. 1967, Giineydogu Turkiye Ust Kretase fosfat bolgesinin paleo-cografyiasive fasiyezi. Buli. M. T. A. No 68, Ankara.
B 1 ii m e 1, G. F. 1965, Die Blei-Zinklagerstatte von Ortakonu§/Anamur (Tiirkei) und ihr geologischer Rahmen. These. Miinchen.
Borchert, H. 1958, Die Chrom- und Kupfererzlagerstatten des initialen ophiolitischen Magmatismus in der Tiirkei. Publ. M. T. A, No 102, Ankara.
E g e r a n , N. 1946, Relations entre les unites tectoniques et les gites metalliferes de Turquie. Buli. M. T. A, No 1/35, Ankara.
Gumii}, A. 1963, Iron Ore Deposits of Turkey. Symp. on Iron Ore in lsphahan, Iran. Publ. CENTO.
G vi m ii $, A. 1964, Genesis of some cupreous pyrite deposits of Turkey. Symp. on Mining Geology and the Base Metals, in Ankara, Turkey. Publ. CENTO.
G ii m u $ , A. 1964, Important lead-zinc deposits of Turkey. Symp. on Mining Geology and the Base Metals, in Ankara, Turkey. Publ. CENTO.
Giimiij, A. 1967, Les gisements de Fer de Turquie. Publ. M. T. A, No 136. Ankara.
I m r e h , L. 1965, Les mineralisations plombo-zinciferes de la province metallifere de Zamanti. Buli. M. T. A, No 65. Ankara.
K e t i n , i. 1959, Orogenic evolution of Turkey. Buli. M. T. A, No 53, Ankara.
Ketin, i. 1960, On the tectonic map of Turkey, 1.2.500.000 scale. Buli. M. T. A, No 54. Ankara.
Ketin, I. 1961, Uber die magmatischen Erscheinungen in der Tiirkei. Buli. Soc. Geo. de Turquie, Vol. VII, No 2. Ankara.
Ketin, i. 1966, Tectonic units of Anatolia. Buli. M. T. A, No 66. Ankara.
Kovenko, V. 1946, Province metallogenique de plomb et de fer des Taurides. Buli. M. T. A, No 1/35. Ankara.
M. T. A. 1965, Mercury, Arsenic, Antimony and Gold deposits of Turkey. Publ. No 129. Ankara.
M. T. A. 1965, Manganese deposits of Turkey. Publ. No 120. Ankara.
M. T. A. 1965, Borate deposits of Turkey. Publ. No 125. Ankara.
M. T. A. 1966, Aluminium deposits of Turkey. Publ. No 130. Ankara.
M. T. A. 1966, Chromium deposits of Turkey, Publ. No 132. Ankara.
M. T. A. 1966, Copper, Lead and Zine deposits of Turkey, Publ. No 133. Ankara.
Petrascheck, W. E. 1965, Die bauxitischen Eisenerze von Payas bei Iskenderun. Buli. M. T. A, No 65. Ankara.
S t r i e b e 1, H. 1965, Die Bleierz-Baryt-Lagerstatten von Karalar/Gazipa?a (Tiirkei) und ihr geologischer Rahmen. Theses. Miinchen.
Y i 1 d i z, M. 1967, Mercury. Buli. M. T. A, No 68. Ankara.
The Alpine Ore Deposits in Turkey
Altan Giimiis SUMMARI
The interval of the Alpine orogenesis is generali^ accepted to have lasted from the beginning of the Mesozoic to the end of the Tertiary. An attempt is made in this paper to include the exogenetic mineral deposits of the Cretaceous, and the endogenetic deposits related to the Alpine magmatism and post-Alpine volcanism. For this interval it can be stated that the second group is related to the paroxysm of the Alpine orogenesis. If the exogenetic deposits can be termed initial! Alpine and the deposits in the third group can be termed late Alpine, the whole range can be accepted as Alpine mineralization.
We believe that it is necessary to consider Turkey as a part of the Alpine ranges as it constitutes the eastern extension of these mountains. Accordingly the tectonic and the magmatism of the Alps bear a great significance in the formation of the ore deposits in Turkey. The thick sedimentarv areas which have triggered the Alpine paroxysm are those that really yielded the sedimentary deposits. The Cretaceous paleogeo-graphy and lithology have played a vital role in the formation and the discovery of these ore deposits. The bauxites, the oolitic iron deposits and the phosphates of the Taurides can be mentioned among these deposits.
The manganese deposits in relation to the ophiolitic series of the Anatolides and the Taurides, which have developed in the Upper Cretaceous, draw attention by their excessive silica content. On the other hand, the manganese deposits which are embedded in the Marl-Limestone-Tuff series of the same age can be considered to be of a much greater economical value.
The endogenetic deposits constitute the second and the main group of the Alpine deposits. Among those, chromium deposits derived from initial magmatism cover extensive areas in the Anatolides and the Taurides. The lead, zine, and copper deposits which have been formed in connection to the Eastern Pontides granodiorites, and the copper deposits in the Eastern Taurides have formed at a meso-hvpothermal level. The hypo-genetic normal zonality observed in the Eastern Pontides can be especially mentioned to disprove the "exhalative hypothesis" hitherto accepted.
The third main group belonging to the aetive Alpine phase are the iron deposits. They cover an extensive region formed in connection with granodiorites and syenites of the middle Anatolides. They are of pyro-metasomatic origin. Again, the amply developed siderite and galena-sphalerite deposits of the middle Anatolides were formed as a result of the mesothermal replacement of the limestones. They indicate the hydro-thermal satellites of the above mentioned plutonism.
The post-Alpine endogenetic deposits are more closely related to the Miocene andesitic and dacitic volcanic activity and to the late Alpine fraeture tectonic. These consist of:
1.	gold, mercury, antimony and arsenic deposits associated with vol-canic rocks;
2.	iron deposits lying just above the same rocks;
3.	lead-barite and arsenic deposits occurring apart from volcanic rocks whose wall-rock is ultrabasic;
4.	metasomatic lead-zinc and gold-bearing pyrite in limestone and other sediments along the contact with volcanic rocks;
5.	copper and manganese veins occurring along the tectonic lines and iar away from the volcanic rocks;
6.	mercury and antimony deposits in the fracture planeš whose wall rocks are crystalline schists and marble, lying relatively far from the volcanic rocks;
7.	borate deposits of the fumarole phase and the sulphur deposits of the solfatara phase between marl and limestone beds invaded by volcanic tuff;
8.	meerschaum deposits especially in the moffet phase, and alunites produced by hydrothermal alteration.
DISCUSSION
Valera: Quelle est votre opinion sur les gites de barytine (sans sulfures) de la region entre Iskenderun et Maras (Sekerobasi et Onsen, si je me rappelle bien les noms)?
Gumiis: Cest un petit indice, on n'a pas beaucoup de donnees a ce sujet. II n'y a que de la baryte en mouches.
Valera: Non, je pense qu'a Sekerobasi il y a une grande exploitation. Au moins, il y a trois ans, il y avait une grande exploitation.
Gumiis: Cest un petit gisement; de 80 000 tonnes je l'ai marque sur la carte metallogenique comme indice.
Maksimovič: In Yugoslavia we have two mentioned types of magnesite deposits: one of hydrothermal origin with veins up to 12 m in thickness, and the secondary magnesites formed through the weathering of ultra-mafic rocks. The secondary magnesites form a net of thin veins below the weathering zone and often contain Ni-bearing sepiolite and kerolite. Besides the geological setting these two magnesite types differ in chemical composition, particularly in trace element abundances. According to our experiences in Yugoslavia, I agree with professor G umu? that Turkish deposits of magnesites in peridotites are of hydrothermal origin.
Gumiis: Je crois qu'ils sont de meme origine que ceux de Yougoslavie. Dans les regions d'Iskeshehir nous avons des magnesites en filons de 12 a 15 m d'epaisseur, et dans la region de Konya egalement de 30 m d'epaisseur. II serait difficile de les expliquer par une alteration exogene. Nous supposons plutot leur genese hydrothermale.
Natale: Je voudrais poser une question a propos des gites de magnesite de Turquie dont vous parlez dans cette communication. Depuis longtemps, nous connaissons en Italie un certain nombre de gites de magnesite avec
silice souvent opaline, du «type Kraubath», c'est-a-dire des mineralisations liees a l'alteration de massif des peridotites-serpentines dont l'age est Jurassique-Cretace. Beaucoup de ces gites ont ete exploites, soit dans les Alpes au Piemont, soit dans les Apennins en Toscane.
Des etudes tres recentes ont montre que l'alteration des ultrabasites, a laquelle est liee la formation de la magnesite est une alteration super-genique, pedogenetique, dont l'age semble en quelques cas tres recent, probablement pleistocene. Or, j'aimerais savoir si vous pouvez exclure pour les magnesites du «type Kraubath» de Turquie un mecanisme gene-tique de ce meme type?
Giimus: Je crois qu'en Turquie la magnesite est plutot un produit de 1'alteration hydrothermale qui s'est effectuee pendant l'activite alpine. Apres la formation des magnesites nous avons une nouvelle formation des sepiolites. Dans la masse des sepiolites vous avez toujours un peu de magnesite qui provient du massif peridotitique dans lequel ils se sont formes.
La magnesite s'est transformee en sepiolite posterieurement.
Section B
Geochemical Characteristics of the Ore Deposits
Verteilungsmuster der Lanthaniden in Fluoriten der Blei-Zink-Lagerstatte Bleiberg in Osterreich
Peter Brdtter, Karl-Heinz Jacob, P. Moller und U. Rosick
Zusammenfassung
Mit Hilfe der zerstorungsfreien Neutronenaktivierungsanalyse wurden in faziell unterschiedlichen Fluoritproben aus dem Wettersteinkalk der Pb/Zn-Lagerstatte Bleiberg 11 Elemente aus der Gruppe der Seltenen Erden quantitativ bestimmt.
Die aus den analytischen Ergebnissen aufgestellten Verteilungsmuster werden im Rahmen eines Modells interpretiert, das eine submarin-exhala-tiv-sedimentare Genese des Fluorits beinhaltet.
Beim Vergleich der SE-Verteilungsmuster von marinen Sedimenten mit dem des Bleiberger Fluorits wird eine Typenanalogie mit angenaherter Kongruenz festgestellt, welche die modellmafiigen Vorstellungen unter-stutzt.
Die Blei-Zink-Lagerstatte Bleiberg-Kreuth zahlt zu den wirtschaftlich wichtigsten und auch bekanntesten Vererzungen, die in den triassischen Sedimenten der Kalkalpen auftreten. Demzufolge sind bisher zahlreiche mineralogische, geologische und lagerstattenkundliche Untersuchungen durchgefvihrt worden, deren gemeinsames Ziel es war, Aussagen iiber die Genese dieser Lagerstatten zu treffen. Besonders hervo-rzuheben sind hierbei die Arbeiten, die aufgrund ihrer sedimentologischen und gefiige^ kundlichen Ergebnisse eine bereits zwei Jahrzehnte andauernde Diskussion um diesen Lagerstattentyp anregten.
Obwohl bereits eine Vielzahl von geowissenschaftlichen Informationen als Ergebnis einer umfassenden Untersuchungsarbeit zur Verfiigung steht, besteht unter den Beteiligten keinesfalls Einstimmigkeit in der Beweis-fiihrung der genetischen Deutung kalkalpiner Lagerstatten.
In Berlin haben sich das Institut fiir Lagerstattenforschung an der Technischen Universitat und das Hahn-Meitner-Institut fiir Kernfor-schung, Sektor Kernchemie, zusammengefunden, um in groBerem Umfang mittels spurenanalytischer Untersuchungen nach geochemischen Zusam-menhangen bei der Entstehung fluoritfiihrender Lagerstatten zu suchen. In diesem Zusammenhang interessierten uns die in kalkalpinen Pb/Zn-Lagerstatten als paragenetisches Begleitmineral auftretenden FluBspate.
Es hat bisher nicht an Versuchen gefehlt, Fluorite als Indikatormineral bei genetischen Fragestellungen zu verwenden. Von Huber-Schaus-berger und Schroll (1965, 1967) wurden bereits umfangreiche spu-renanalytische Untersuchungen an FluBspaten verschiedener Herkunft — darunter auch Fluorit aus Bleiberg-Kreuth — durchgefiihrt. Dabei zeigte sich aber, daB besonders in den Fluoriten aus Kalken die Konzentration der Seltenen Erden auch nach chemischer Voranreicherung unterhalb der Nachweisempfindlichkeit der spektralanalytischen Methode lag (< 20 ppm).
Fiir unsere Untersuchungen wurden aus dem Grubenbereich ANTONI Fluoritproben ausgewahlt, die sich faziell in zwei verschiedene Typen unterscheiden lassen:
A.	grobspatige Fluorite, die mit derber Schalenblende verwachsen im Marz 1969 im Abbau »Hechl« unterhalb des Leopold-Erbstollen anstanden.
B.	mm-groBe Fluoritkristalle aus Kliiften des Wettersteinkalkes im sog. »Dreierlager«, 5. Lauf, Marz 1969.
Diese Proben wurden mit Hilfe der Neutronenaktivierungsanalyse auf ihren SE-Gehalt untersucht.
Die Neutronenaktivierungsanalyse in Verbindung mit Ge(Li)-Halblei-terdioden zur hochauflosenden Gammaspektrometrie gestattet heute, die meisten SE-Elemente zerstorungsfrei, d. h. ohne Anwendung chemischer Anreicherungs- oder Trennverfahren, mit hoher Empfindlichkeit zu be-stimmen. Die Nachweisempfindlichkeit hangt dabei in erster Linie von der FluBdichte der Neutronenquelle ab und war im vorliegenden Fall mit 5,1. 10" n/cm2 s (5 OW-Kanal des BER I) ausreichend groB, um im Blei-berger Fluorit 11 Elemente der SE-Gruppe quantitativ zu erfassen, wobei der Analysenfehler im allgemeinen bei ± 10 °/o lag. Auf die Bestimmung von Pr, Ho, Tm wurde verzichtet, weil die Entfaltung von Linieninterfe-renzen nicht einwandfrei war. 11 Elemente sind aber ausreichend, um Details im Verteilungsmuster der Seltenen Erden im FluBspat erkennen zu lassen.
Fiir die Wahl der Seltenen Erden als geochemischer Indikator sind prinzipiell die folgenden Gesichtspunkte von Bedeutung:
1.	Wegen der Ahnlichkeit der lonenradien der 3-wertigen Ionen dieser Gruppe mit dem des Kalziums wird ihr diadocher Einbau in das FluB-spatgitter begiinstigt.
2.	Aufgrund der ahnlichen chemischen und kristallchemischen Eigen-schaften tritt die Gruppe der Seltenen Erden im allgemeinen koharent auf. Aus diesem Grund sind relative quantitative Aussagen aus dem Verteilungsmuster leichter moglich als bei anderen Spurenelementen.
In Fig. 1 sind die Verteilungsmuster der beiden phanomenologisch unterschiedenen Fluoritarten im einfach lcgarithmischen MaBstab dar-gestellt. Die SE-Gehalte im CaF2 sind dabei auf die als primordial an-gesehene Haufigkeitsverteilung in Chondriten normiert und iiber den Ionenradius (nach Ahrens) aufgetragen, ohne daB damit schon Aussagen prajudiziert werden sollen. Die Art der Normierung ist auch bei Vertei-lungsmustern aus postmagmatischen Prozessen iiblich und bietet den Vor-teil, daB aus der Zick-Zackverteilung der Absolutwerte, wie sie der
La
Ce
Ca I I
Nd Sm'EuGd
i
1.10
■ i i
Tb Dy Er Yb Lu
—I—L-
"T"
1.00	0.90
o
lonen radius CA]
Fig. 1
Oddo-Harkin'schen Regel entspricht, eine geglattete Kurve wird, die Abweichungen von der Koharenz des Auftretens leichter erkennen laBt. Das Verteilungsmuster des Fluorits aus dem Derberz laBt deutlich eine Differenzierung zwischen den Cer- und Yttererden erkennen.
Will man aus dem Verteilungsmuster Rtickschliisse auf die Zusammen-setzung der Losung am Kristallisationsort ziehen, soi setzt dies die Kenntnis voraus, ob und in welchem AusmaB die SE gegeniiber dem Ca bei der Mineralabscheidung fraktioniert wurden. Es ist also die Kenntnis des Mitfallungskoeffizienten notwendig, der aber nur aus einer vollstan-digen Stoffbilanz fiir den KristallisationsprozeB zu erhalten ist.
Unsere dazu laufenden Untersuchungen an definierten Kristallisations-abfolgen von hydrothermal gebildetem Fluorit aus dem Wolsendorfer Revier weisen bisher darauf hin, daB die Mitfallungskoeffizienten fiir die Folge Nd bis Lu — mit Ausnahme von Eu — in erster Naherung gleich sind. Uber La und Ce lassen sich noch keine Aussagen machen (P. B r a t -ter et al. im Druck). Diese Gleichheit ist deswegen interessant, weil dadurch der Festkorper quasi eine Photographie der Losungszusammen-setzung der SE zum Zeitpunkt der Kristallisation darstellt. Eine Ubertra-gung auf Bleiberg muB zunachst spekulativ bleiben, da die Moglichkeit der Uberpriifbarkeit aussteht. Bei Annahme von zumindest der Ahnlichkeit der Mitfallungskoeffizienten laBt sich aber aus dem ermittelten Verteilungsmuster der SE im CaF2 eine modellmaBige Vorstellung iiber die Entstehung der Losungszusammensetzung am Mineralisationsort entwik-keln, wenn folgende Annahmen einbezogen werden:
1. Die Lagerstatte entstand durch submarine hydrothermal-exhalative Stoffzufuhr.
SE; Gehalt (ppm I
2. Die in ein Flachmeer miindende Hydrotherme war eine relativ abgekiihlte Losung mit geringem Ca-Gehalt und damit verbunden geringer Konzentration an Seltenen Erden, d. h. urspriinglich vorhandenes Ca wurde im Verlauf der Temperaturerniedrigung mit den SE vorher ab-geschieden.
Diese fluorhaltige hydrothermale Restlosung reagiert mit den rezenten Kalksedimenten des triassischen Flachmeeres und aus der resultierenden Losung kristallisiert CaF, aus. Das Ca/SE-Verhaltnis dieser Losung wird damit hauptsachlich vom gelosten Ca-haltigen Sediment bestimmt und als Folge ist im CaF., ein Verteilungsmuster der Seltenen Erden zu erwarten, das dem Typ nach dem des gelosten Sediments analog ist. Ein Vergleich der SE-Verteilungsmuster von Tonen (L. H a s k i n , and T. R. W i 1 d e -man, 1965), Kalkstein (L. H a s k i n et al., 1966) und rezenten Kar-bonat-Sedimenten (M. A. G e h 1, and L. H a s k i n , 1962) mit dem zur Diskussion stehenden des CaF, aus Bleiberg zeigt, daB eine dem Modeli entsprechende Typenanalogie mit angenaherter Kongruenz vorliegt (Fig. 2). Das spricht fiir die Entstehung dieses CaF., im marinen Milieu.
In scheinbarem Widerspruch zu diesen Uberlegungen steht zunachst das SE-Verteilungsmuster des Fluorits aus den Kluftfiillungen (Fig. 1, Kurve B). Hier ist die Kongruenz der Verteilungsmuster nur noch fiir die jenseits des Nd liegenden Elemente erfullt, wahrend die Gehalte an La und Ce deutlich niedriger liegen. Diese Abweichungen sind wahr-scheinlich dadurch bedingt, daB in diesem Fall1 vor oder wahrend der Kristallisation eine teilweise und selektive Fixierung von La und Ce aus der Losung in einem anderen Mineral — moglicherweise in einem La-Ce-Mineral — stattgefunden hat. Eine andere denkbare Interpretation ware, daB eine Fraktionierung der Seltenen Erden in Losung erfolgte, ohne daB dabei selektive SE-Minerale beteiligt sind. Diese Erklarung muB aber ausscheiden, weil eine solche Fraktionierung eine Nd-Anomalie aus-schlieBt.
Die erste Interpretation wird gestiitzt durch unsere experimentellen Untersuchungen der Kristallisationskinetik am Wolsendorfer FluBspat. Aus diesen geht hervor, daB solche selektive SE-Mineral!e im Verlauf der Mineralabscheidung eine Rolle spielen konnen. Allerdings lag hier der umgekehrte Fall vor, namlich, daB La und Ce (zusammen mit U) von einem gewissen Zeitpunkt an in die Losung mobilisiert worden sind. Das zeigt aber auch, daB die iibliche Trennung der Seltenen Erden in eine Cer- und Yttererdengruppe beim Fluorit kritisch und nur vorsichtig angewandt werden solite.
In Anbetracht der komplexen Vorgange, die bei der submarin-hydrothermalen Lagerstattenbildung ablaufen, kann die vorliegende Interpretation der analytischen Ergebnisse nur ein Mosaikstein in deren Deu-tung sein. Die Annahme eines marin-sedimentaren Vorganges wird aber durch die Sr-Analysen an paragenetischen Begleitmineralien derselben Lagerstatte von Cardich-Loarte und S c h r o 11 gestiitzt.
Wir hoffen, daB wir durch unsere laufenden experimentellen Untersuchungen in der angestrebten Richtung die modellmaBigen Betrachtungen auf eine sichere Basis stellen konnen.
Literaturverzeichnis
Bratter, P., Jacob, K. H., Moller, P. und Rosi ck, U., im Druck, Fraktionierung der Seltenen Erden bei der Kristallisation von naturlichem CaF2: Chemie Ingenieur Technik.
G e h 1, M. A., and Haskin, L. 1962, The rare-earth distribution in sediments: J. Geophys. Res. 67, 2537—2541.
Haskin, L. and Wildeman, T. R 1965, Rare-earth elements in ocean sediments: J. Geophys. Res. 70, 2905—2910.
Haskin, L., Wildeman, T. R., Frey, F. A., Collins, K. A., K e e d y, C. R., and Haskin, M. A. 1966, Rare earth in Sediments: J. Geophys. Res. 71, 6091—6105.
Huber-Schausberger, I. 1965, Beitrag zur Geochemie der FluBspate: Diss. Universitat Wien.
Huber-Schausberger, I. und S c h r o 11, E. 1967, UV-Lumineszenz und Seltenerdgehalte: Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 31, 1333—1341.
Distribution Pattern of Lanthanides in Fluorites from the Pb-Zn Deposit Bleiberg in Austria
Peter Bratter, Karl-Heinz Jacob, P. Moller, and U. Rosick SUMM ARY
The abundance of 11 rare earth elements in CaF2 specimens from the Wetterstein limestone of the Pb-Zn deposit Bleiberg has been determined by nondestructive neutron activation analysis and high resolution y-ray spectrometry.
Characteristic lanthanide patterns are obtained by normalizing the analytical results against the corresponding chondritic abundances. This patterns may provide information on a fractionation within the rare-earth group during the process of formation, and are compared with new results from fluorites and rocks of different genetic history, and simi-larities have been found with sedimentary fluorites and rocks.
The investigations may contribute to the interpretation of the mode of formation of alpine limestone-ore deposits.
DISCUSSION
Kostelka: Es ergibt sich aus dem Vortrag, wenn ich ihn richtig ver-standen habe, da!3 die Menge an FluBspat ein gewisses MaB auch fiir die Temperatur der Losungen ergibt. Dali das Auftreten von FluBspat in einem gewissen Sinne die Temperatur der Losungen widerspiegelt.
Brdtter: Eine Aussage iiber die Temperatur bei der Entstehung der Lagerstatte konnte moglicherweise aus den gemessenen Verteilungs-mustern der Seltenen Erden im Fluorit abgeleitet werden. Ohne die Kenntnis der Temperaturabhangigkeit der Verteilungskoeffizienten der S. E. ist das aber nicht moglich.
Kostelka: Darf ich Ihnen den Grund meiner Frage an einer kurzen Zeichnung klarmachen. Wenn man in einer Kurve hier die FluBspatkon-zentration und hier in Kilometer die Entfernungen von der Bleiberger Lagerstatte auftragen \viirde, das wiirde ungefahr 10 km, und das ware die FluBspatkonzentration in Prozent, dann wtirde die Kurve, ganz roh ge-sprechen, ungefahr folgendermassen aussehen. Wir haben in einem ganz engen Bereich, aus dem Ihre Probe A und B stammen, dieses Maximum an FluBspat, und es ware jetzt sehr interessant festzustellen, wie sich der Gehalt an seltenen Erden im Ost-Westverlauf der Lagerstatte verandert oder nicht. Und das weitere, auf das ich nur hinweisen mochte, daB wir unsere maximale Erzanreicherungen in einem anderen Bereich haben, der westlich des Gebietes mit dem Maximum an FluBspat liegt. Es geht also das Hauptverbreitungsgebiet des FluBspates in keiner Weise parallel mit der Hauptkonzentration an Metallsulfiden.
Brdtter: Aus den vorliegenden Untersuchungen, die nur einen Bereich der 10 km ausgedehnten Vererzungszone betreffen, kann noch keine Aussage gemacht werden, ob der FluBspat ein Indikator fiir die Erzanreiche-rung sein kann. Unsere Messungen enthalten keine qualitativen Angaben iiber das FluBspatvorkommen. Wir waren zunachst nur an der Bestimmung des Gehaltes der Seltenen Erden im FluBspat interessiert, um iiber deren Verteilungsmuster erste genetische Fragestellungen diskutieren zu konnen.
Schroll: Der zweite analysierte FluBspat gehort zweifellos einer jiin-geren Generation an. Das spielt eine ganz groBe Role, denn wir finden bei anderen Gangartmineralen in Bleiberg Veranderungen in den Element-verhaltnissen, z. B. im Calcit (Ca/Sr), Baryt (Ba/Sr) etc. Man miiBte die Unterschiede in FluBspatgenerationen festzustellen versuchen; denn in der
jiingsten Generation wird zweifellos die starkste Differenzierung der Sel-tenen Erden zu finden sein.
Ich mochte auch anregen, nachzusehen, ob nicht andere Gangarten, die koexistent vorkomrnen und als Seltenerdwirte verdachtig sind, wie Calcit oder Schwerspat, einen EinfluB auf die Seltenerdverteilung ausiiben konnen. Bei diesen Untersuchungen solite man auf jene FluBspatgeneration achten, die schichtig auftritt. In dieser Lagerstatte spielt die Abhangigkeit vom Nebengestein auch eine gewisse Rolle. Es ist nicht ganz gleichgiiltig, ob der FluBspat im reinen Wettersteinkalk oder in den griinen Mergel-einlagerungen vorkommt, die an sich wieder reicher an Seltenen Erden sind.
Der geochemische Beweis, daB es sich tatsachlich um einen sedimen-taren FluBspat handelt, ist bisher noch nicht gefiihrt worden. Das Ergebnis deckt sich mit den Befunden, die von mir iiber den Strontiumhaushalt der Gangartminerale in Bleiberg vorgetragen worden sind.
Zur Geochemie des Strontiums in den Blei-Zink-Erzmineralisationen vom Typ Bleiberg-Kreuth und die Beziehung zu Erzgenese
Lucio A. Cardich-Loarte und Erich Schroll
1. Problemstellung
Im Rahmen einer geochemischen Studie, die sich mit der Herkunft des Stoffinhaltes der Blei-Zink-Erzlagerstatten der ostalpinen Trias beschaf-tigt, wurde die Verteilung des Strontiums in Gesteinen und Gangarten am Beispiele der Lagerstatte Bleiberg-Kreuth untersucht. Die Fragestellung geht dahin, ob man annehmen kann, daB bei einer Hypothese, die aus der Tiefe kommenden hydrothermalen Erzlosungen annimmt, neben Barium auch Strontium in vergleichbaren Mengen zugefuhrt worden sein konnte.
2. Strontium im Nebengestein
Von Schroll (1967, 1971) wurde die Strontiumverteilung in drei Karnprofilen bestimmt, die von S c h u 1 z (1970) im Detail aufgenommen und beschrieben worden waren: im Bereich des GroBen Gschnierkopfes (Karwendelgebirge, Nordtirol), Rubland/Drauzug (Karnten) und Raibl/Siid-alpen (Italien).
Cardich-Loarte (1970) hat zwei Profile des oberladinischen erzfuhrenden Wettersteinkalkes in der Grube Rudolfschacht und Antoni-schacht/Kreuth sowie einige Gesteinsproben von Mežica/Jugoslawien untersucht.
Die Ergebnisse dieser Arbeiten sind in Tabelle 1 zusammengestellt. Der Strontiumgehalt der Gesteine wird durch Gehalte an Fossilresten, Aragonit, Anhydrit und im Bereiche der Vererzung auch durch Baryt pobitiv, durch FluBspat, Dolomit, Calcitisierung und Dolomitisierung negativ bestimmt.
Trotz der starken Dolomitfiihrung und strontiumarmer Tonschiefer und Sandsteineinlagerungen erscheint die karnische Stufe strontiumreicher als die ladinischen Wettersteinkalkprofile. Aus verschiedenen Griinden besteht kein Zweifel, daB man fiir die karnische Stufe eine erhohte Salinitat des Meervvassers annehmen darf.
Die Gehalte im Wettersteinkalk fallen dagegen deutlich ab, wenn auch in mergeligen Partien ahnliche Maximalwerte erreicht werden. Es fallt auch auf, daB Proben aus Mežica wesentlich tiefere Strontiumkonzentratio-nen als solche von Bleiberg-Kreuth aufweisen.
22 — Geologija 15
337
Tabelle 1. Strontiumgehalte (ppm) in Sedimentgesteinen des Ladin und Karn der Ostalpen. (Zahl der Proben in Klammern)
Gewichtete Durchschnitts-Formation	Strontiumgehalte werte einiger	haito
von Profilen	Proben	genaue
Maximal-
Karn
Raibl (nur die ersten
500 m!) (39)	1340	—	3300
Karwendel (115)	345	—	1600
Rubland (56)	165	—	(3080, 780)
Oberes Ladin
(»Erzkalk«)
Lafatsch (3)	—	91	110
Mežica	—
Wettersteinkalk (4)	—	61 ± 23	—
Flachengestein (10)	—	117 ± 81	292
Bleiberg, Rudolfschacht
(5. Lauf) (61)	144*	—	748
Kreuth,
Antonischacht (125)	143*	—	(1475, 1641)
Anmerkung: Analysenmethode RF Vgl. Schroll (1967, 1970)
* Unter AusschluB von Anhydriteinlagerungen (einschlieBlich dieser, aber nicht mehr als 250 ppm Sr).
Tabelle 2. Strontiumgehalte (ppm) in Gangarten (Zahl der Proben in Klammern)
Gangartmineral	Primare Vererzung Oxydationszone Calcite
Skalenoederspat (Typ Wiilfrath) (20)	125 ± 41
Kanonenspat (Typ Freiberg) (22)	109 ± 45
Hutcalcit (Typ Riidersdorf) (6)	59 ± 20
Erzcalcite vom Mežica (4)	52 ± 10
Erzcalcit von Lafatsch (2)	80 ± 130
Fluorit (9)	84 ± 21
Baryte (26)	1487 ± 494
iiberdurchschnittlich (4)	2967 — 5520
alle (30)	1711
(4)	152 Anhydrite
blau (8)	1367
grau (2)	789, 1152
alle (10)	1287 ± 289 Gipse
feinkristallin (3)	1600 — 2625 (0 2195)
»Marienglas« (2)	500, 780
Anmerkung: Analysenmethode RF,	Calcite A A 338
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Abb. 1. Konzentrationsspannen um Mittelwerte von Strontium in Baryten verschiedener Genesis (u. a. nach Starke, 1962; Tufar, 1965; A r r h e -n i u s , 1963; Pilger/Weisse, 1964)
1	Erzgebirge
2	Thuringer Wald
3	Harz
4	Schwarzwald
5	Brixlegg
6	Dreisler
7	Semmering-Meso-zoikum
8	Grazer Palaozoikum
9	Meggen und Ram-melsberg
10	Ruhrgebiet
11	Tiefseebaryte
12	Bleiberg/Kreuth
Das Profil des Erzkalkes von Rudolfschacht zeigt nach Cardich-Loarte (1971) mit Annaherung an die Oolithbank des ersten Cardita-schiefers eine Tendenz zur Zunahme sowohl an Sr als auch an Mg.
Nach Eppensteiner (1965) und B a u e r (1970) waren die »Mil-chigen Flachen« und »Schwarzen Brekzien« der Edlen Lager als Sedi-mente zu deuten, die fiir die Lagunenfazies des Wettersteinkalkes typisch sind. B a u e r sieht in ihnen Wattenmeersedimente.
Die von S c h u 1 z (1967) beschriebenen steilwandigen Trichter, bzw. wannen- und rinnenformigen Vertiefungen konnten nach Bauer (1970) als Trockenrisse aufgefaBt werden.
3. Strontium in den Gangarten
Von den calcium- und bariumhaltigen Gangartmineralen sind nur die Calcite, Anhydrite, Gipse und Baryte bemerkenswerte Wirtminerale fiir das Strontium. Der FluBspat nimmt dieses Element nur in unterdurch-schnittlichem MaBe in sein Gitter auf, wie aus Tabelle 2 zu ersehen ist.
Der Strontiumgehalt der Erzcalcite entspricht groBenordnungsmaBig jeweils dem des Nebengesteines. DemgemaB erweisen sich die Strontium-konzentrationen in den Erzcalciten von Bleiberg-Kreuth am hochsten, gefolgt von denen aus Lafatsch, wahrend solche aus Mežica auch die niedrigsten Werte ergeben haben (vgl. Tabelle 1 und 2).
Die Schvvankungen der Strontiumgehalte der Erzcalcite sind lokal in Abhangigkeit vom Nebengestein und minerogenetisch bedingt. So zeigen die minerogenetisch alteren skalenoedrischen Calcite im Durchschnitt hohere Gehalte als die jungeren Kanonenspate, die in erzfreien Kacken des Wettersteinkalkes ihre Minimalvverte erreichen.
Die Strontiumgehalte des weiBen Barytes der Vererzung sind im Ver-gleich zu Baryten anderer Lagerstattentypen extrem niedrig. Sie liegen sogar mit einer lokalen Ausnahme tiefer als die der Schvverspate von Meggen und Rammelsberg, die zweifellos syngenetisch gedeutet werden und nachweislich Meerwassersulfat enthalten (vgl. daz. Abb. 1). Nach den bisher vorliegenden Untersuchungsergebnissen ist noch kein statistisch gesicherter Unterschied zwischen dem syngenetisch gedeuteten Baryt-kristallchen des sogenannten »Bodenerzes« der Rinnen und Wannen und diagenetisch bis epigenetischen Schwerspatgenerationen zu ziehen.
Baryte aus der Oxydationszone (»Hut«) sind ebenso wie die »Hut-calcite« durch auffallend niedrige Strontiumgehalte ausgezeichnet (Vgl. Tabelle 2).
4. Strontiummineralisationen
In Bleiberg-Kreuth sind zwei Typen von Strontiummineralisationen nachgewiesen:
a)	Eine Coelestinmineralisation in der Paragenese mit Calciumsulfaten, die meist an schiefernahe »Edle Flachen«, seltener an den Carditaschie-ferbereich selbst gebunden ist.
b)	Eine Strontianitmineralisation im unmittelbaren Zusammenhang mit Schwerspat und Kalkspat fiihrenden Erzmineralisationen.
Strontianit ist zwar schon von S c h r ol 1 (1960) erstmalig beschrieben vvorden. Der Umfang der Mineralisation wurde jedoch erst bei der Stron-
tiumanalyse von Schwerspaten offenbar, deren scheinbarer Gehalt von maximal 4,4 % durch Salzsaureextraktion reduzierbar ist.
Alle bekannten Strontiummineralisationen sind minerogenetisch spate Bildungen. Absatze syngenetischen Coelestins sind zwar bisher nicht nach-gewiesen, es liegt aber die Annahme nahe, daB die Strontiumanreicherung schon sedimentar vorgegeben sein konnte. Die Vorstellung, daB in den Flachengesteinen Wattenmeersedimente enthalten waren, lieBe es nicht unwahrscheinlich erscheinen, daB im Bereiche der »Edlen Flachen« auch lokal salinare Ausscheidungen, wie zum Beispiel gipsfiihrende Kalk-Do-lomit-Schlamme oder Kalk-Aragonit-Schlicke u. dgl. vorgelegen haben mogen. Eine friihdiagenetische Bildung von Coelestin ware bei Instabil-werden von Aragonit nicht auszuschlieBen.
5. SchluBfolgerungen
Zur Annahme einer Strontiumzufuhr durch aszendente Erzlosungen liegt kein triftiger Grund vor. Der Strontiumhaushalt der Gangarten der Erzmineralisation diirfte zur Ganze oder in entscheidendem AusmaB vom Sediment her bestimmt gewesen sein.
Aus Schwefelisotopenuntersuchungen an einigen Baryt- und An-hydritproben, die durch das dankenswerte Entgegenkommen von Prof. Wedepohl (Gottingen) ausgefiihrt worden sind, geht hervor, daB der Sulfatschwefel durchhaus dem Meerwassersulfatschwefel der ladinisch-karnischen Stufe entsprechen konnte, keinesfalls aber mehr dem des Skyth.
Die Bildung der diagenetischen bis epigenetischen Erzmineralisatio-nen ist zweifellos durch Porenwasser mariner Herkunft erfolgt. Unter Beriicksichtigung bisher bekannter Verteilungskoeffizienten fiir Stron-tium (Losung-Calcit, resp. Anhydrit)* solite der Gehalt an Strontium in diesen Porenwassern nicht allzu hoch (ca. 1—2 ppm Sr) anzusetzen sein. Das Vorkommen von Baryt scheint auf die Ausbildung einer la-gunaren Fazies beschrankt zu sein, die durch eine rhythmische Folge von Mergel- und Dolomitbanken, Vorkommen von blauem Anhydrit und Coelestin und reichlich FluBspat ausgezeichnet ist.
Literatur
B a u e r, F. K. 1970, Zur Fazies und Tektonik des Nordstammes der Ostkarawanken von der Petzen bis zum Obir. Jb. Geol. B. A., Bd. 1X3, 189—246. Wien.
Cardich-Loarte, L. A. 1971, Beitrag zur Geochemie des Strontiums in der Blei-Zink-Lagerstatte Bleiberg/Kreuth. Unveroffentl. Diss. Univ. Wien, 1971, 1—238. Wien.
Eppensteiner, W. 1965, Die schwarzen Brekzien der Bleiberger Fazies. Mitt. Ges. Geol. Bergbaustudenten 14—15. Psd. Wien.
S c h r o 11, E. 1960, Der Strontianit von Bleiberg. Carinthia II, Mitt. d. naturvviss. Vereines f. Karnten, 70, 30—42, Klagenfurt.
Schroll, E. 1967, Uber den Wert geochemischer Analysen zur strati-graphischen und lithologischen Untersuchungen von Sedimentgesteinen am
* Nach einem freundlicherweise von Doz. U s d o w s k i (Gottingen) zur Einsicht tiberlassenen Manuskript.
Beispiel ausgewahlter Profile der ostalpinen Trias. Geologicky Sbornik 18/2, 315—330. Bratislava.
Schroll, E. 1971, Beitrag zur Geochemie des Bariums in karbonatischen Gesteinen und klastischen Sedimenten der ostalpinen Trias. Tschermaks Min. Petr., Mitt., 15, 258—278. Wien.
Schulz, O. 1967, Die synsedimentare Mineralparagenese im oberen Wet-tersteinkalk der Pb-Zn Lagerstatte Bleiberg-Kreuth/Krtn. Tschermaks Min. Petr. Mitt. 231—289. Wien.
Schulz, O. 1970, Vergleichende petrographische Untersuchungen an karnischen Sedimenten der Julischen Alpen, Gailtaler Alpen und des Kar-wendels. Verh. Geol. Bundesanstalt, 165—229. Wien.
The Geochemistry of Strontium in the Lead-Zinc Ore Minerals of the Bleiberg-Kreuth Type and its Relation to the Ore Genesis
Lucio A. Cardich-Loarte, and Erich Schroll SUMMARY
The sedimentary series and the strontium-containing gangue minerals, such as calcite, barite, fluorite, anhydrite and gypsum, are investigated. The evaluation of the data shows that there is no reason to suppose a supply of strontium by ore solutions. Perhaps the occurrence of anhydrite, and strontium minerals may be deviated from gypsum-containing carbonate mud. The evidence of the marine origin of strontium is supported by isotopic analyses of sulfate-sulfur.
DISCUSSION
Tufar: Ich mochte nicht direkt auf den Typ Bleiberg-Kreuth zu sprechen kommen, sondern auf die Pb-Zn-Barytlagerstatten des Grazer Palaozoikums und da fragen: Wiirden Sie mir zustimmen, daB die nie-drigen Strontiumgehalte dieser Baryte einen Vergleich mit dem Typ Meggen zulassen, also fiir eine syngenetische, somit voralpidische Genese dieser Lagerstatten sprechen?
Schroll: Die Strontiumgehalte der Baryte aus beiden Lagerstatten-typen sind ausgesprochen niedrig und vergleichbar. Ich bin davon iiber-zeugt: Wenn man die Sulfatschwefelisotopen analysiert, wird man eine Bestatigung fiir die marine Herkunft des Sulfatschwefels in den Lagerstatten des Grazer Palaozoikums finden.
Rainer: Man findet in Bleiberg Sr-Anreicherungen in Form von Coelestin vornehmlich in Bereichen tuffverdachtiger griiner Mergel. Kann daraus geschlossen werden, da B diese Sr-Anreicherung mit einer vulka-nischen Tatigkeit im Zusammenhang stehen kann?
Schroll: Nein. Der Strontiumgehalt des Meerwassers ware ausreichend. Die Coelestinanreicherung ist zwar hauptsachlich an das Dreierlager gebunden, d. h. ziemlich nahe dem ersten Raibler Schiefer. Wie das Profil zeigt, konnen wir daraus schlieBen, daB die Intensitat salinarer Aus-scheidungen bei der Sedimentation der »Edlen Flachen« mit Annaherung an das Karn zugenommen hat. Man wird allerdings sedimentpetrogra-phisch die Reste von primaren Gipsausscheidungen noch sicherstellen und auch die Isofopenzusammensetzung des Strontiums priifen miissen.
Zur Geochemie der ostalpinen Siderite
P. Dolezel und E. Schroll
Es wurden uber 150 Siderite, davon 98 aus dem Bereich der Ostalpen, auf ihre chemische Zusammensetzung und ihren Gehalt an Spurenele-menten untersucht. Die Hauptelemente Eisen, Magnesium, Mangan, Cal-cium und Zink (bei einem Teil der Proben) wurden mit Hilfe der Atomabsorptionssprektrometrie (AAS) bestimmt, die Spurenelemente mit der Kohlenbogenmethode der optischen Spektroskopie (OS). Es wurde jedoch der Siderit nicht direkt verdampft; Carbonate brennen bei der Kohlenbogenmethode schlecht ab und Sideriteichproben sind nicht leicht synthetisch herzustellen. Die Siderite wurden vielmehr durch Erhitzen im Sauerstoffstrom bei 550° C in eine Fe203-Matrix iibergefiihrt. Spek-tralreines Fe.O, diente zur Herstellung der entsprechenden Eichproben. Die Spektralaufnahmen wurden mit einem Jarel & Ash-3,4 m-Ebert-Gitterspektrographen (30.000 Linien/Zoll, 1. Ordnung) durchgefiihrt.
Die mit den beiden analytischen Methoden erreichten Nachweisgrenzen sind in Tabelle 1 angegeben.
In den Sideritproben wurden vor allem die tjbergangselemente Sc bis Zn analysiert. Die vorgefundenen Maximalgehalte in ostalpinen Sideriten sind in Tabelle 2 mitgeteilt.
Wahrend fiir die zweiwertigen Elemente Mg, Mn, Ni, Co, Zn und Ca wohl kein Zweifel besteht, daB sie als kristallchemisch gebundene Bestand-teile im Siderit auftreten konnen, ist dies fiir die drei- und mehrwertigen Spurenelemente wegen des erforderlichen Valenzausgleiches nicht sicher-gestellt. Am ehesten ware dies noch bei dreiwertigen Elementen, wie Sc+3, Y+3, V+3 und Cr+3, vorstellbar. Ti+4 ist sicher an Fremdphasen, wie Rutil, gebunden. Beziiglich Sc+3 liegen verschiedene Hinweise vor, daB es tatsachlich das Fe+2 vertreten kann. Die Gehalte kommen an 100 ppm Sc (in einem Siderit aus der Slowakei 99 ppm!) heran. Das Scandium ist vveder an Losungsriickstande gebunden noch laBt es sich bevorzugt aus dem Siderit auslaugen. Wie schon Schroll (1955) gefunden hat, ist jedoch ein heterovalenter Ausgleich durch Ersatz des Kohlenstoffatoms durch Bor auszuschlieBen: Fe+2C+4Os — Sc+3B+303. Die Art des Valenzausgleiches, etwa durch ein einwertiges Kation, ware noch zu klaren. Beim Cr+3 sprechen die geringen Gehalte eher fiir die Bindung an Fremdphasen. Bernard (1961) gibt in Sideriten von Rudnany/Slowakei auf Grund spektralanalytischer Untersuchungen folgende »isominerale« (= kristall-
Tabelle 1
Nachvveisgrenzen der angewandten analytischen Methoden (OS, A AS) in Sideriten:
S, V, Ti, Cr, Ni, Co, (OS)	0,3 ppm
Y (OS)	10
Zn (AAS)	30
Mg, Mn, Ca (AAS)	100
Tabelle 2
In ostalpinen Sideriten aufgefundene	Maximalgehalte:
Mg	11,8	%
Sc	77	ppm
Ti	942	ppm
V	144	ppm Cr	28	ppm Mn	7,17	% Ni	408	ppm Co	67	ppm Zn	bis 1	% Ca	5,16	°fo
Y	115	ppm
Tabelle 3
Mittelwerte der Gehalte von Spuren- und Nebenelementen in ostalpinen Sideriten
	Westl. Grau-wackenzone*	Osti. Grau-wackenzone* (einschl. Erzberg)	Erzberg	Siidl. Gruppe Turrach-Hiittenberg	Alle Siderite
	(51)	(29)	(14)	(26)	(98)
Mg	4,3 %	2,1 %	1,6 %	2,0 %	2,7 %
Sc	3,0 ppm	7,7 ppm	0,9 ppm	3,4 ppm	5,2 ppm
Ti	68,6	99,0	198,0	139,0	99,8
V	13,2	13,8	9,2	12,2	13,3
Cr	2,7	2,9	5,3	4,7	3,4
Mn	1,5 %	2,1 °fo	2,2 %	3,0 %	2,2 %
Fe203	47,4	51,9	—	49,4	5 0,0
Co	22,7 ppm	7,3 ppm	3,9 ppm	7,0 ppm	11,8 ppm
Ni	65,6	30,2	34,5	29,1	40,4
Zn	199,0	314,0	n. b.	214,0	256,0
Y	3,8	10,3	n. b.	1,0	6,1
Ca	0,5 %	0,9 %	1,1 %	1,1 %	0,8 %
* einschlieBlich des ostalpinen Altkristallins.
chemisch gebundene) Elemente an: »Ni, der iiberwiegende Teil des Ca, Mg, Mn, Zn«. Der mittlere Nickelgehalt lage etwa bei 0,005 °/o.
Zur statistischen Auswertung wurden die Sideritproben der Ostalpen in drei regionale Gruppen geteilt: Ostliche Grauwackenzone mit anschlie-Bendem Altkristallin, westliche Grauwackenzone und die siidliche Siderit-zone Turrach—Hiittenberg. Die Mittelwerte und Variationsspannen der drei regionalen arithmetischen Gruppen und aller ostalpinen Siderite sind in Tabelle 3 zusammengestellt. Die Aufstellung der Summenhaufigkeits-kurven fur die Elemente Mg, Mn, Sc, Ti, V, Cr, Ni und Co aus dem ostalpinen Gesamtkollektiv und den drei Teilkollektiven zeigt jedoch, daB fast durchwegs keine einfache Normverteilungen vorliegen, sondern he-terogene Kollektive (vgl. Abb. 1—8). Die drei regionale Gruppen zeigen markante Unterschiede.
Es wurde versucht, die heterogen zusammengesetzten Kollektive in Normverteilungen aufzulosen, die in Abb. 1—8 in Form von Haufigkeits-kurven eingezeichnet sind. Bei jenen Elementen, die kristallchemisch ge-bunden sind, gelingt dies in mehr oder weniger einfacher Weise. Bei Elementen, die als Bestandteile von Fremdphasen anzusprechen sind, wie z. B. Ti, Cr, vielleicht auch V, liegen zuviele Haufigkeitsmaxima vor.
Am auffalligsten ist in der Gruppe »Ostliche Grauwackenzone« die Zweiteilung in die westliche »Erzberggruppe« und in die ostliche Neuberg-Grillenberg-Gruppe«. Die geochemische Charakteristik der »Neuberg-Grillenberg-Gruppe« wiederholt sich auch in der Gruppe »Westliche Grauwackenzone«. Die Spurengehalte in diesen Sideriten sind typisch fiir Siderite, die in geologischen Formationen mit Griingesteinen vorkomrnen. Als charakteristische Elemente dieser Siderite sind zu bezeichnen: Mg, Mn, Sc, Ni und Co.
Man kann mit diesen Elementen folgende drei Typen von ostalpinen Sideritvorkommen aufstellen:
„ ,, ^ ,, „ _ „	»Diabastyp« (Neuberg-Grillenberg,
1.	Mg > Mn, Sc, Ni/Co 3:	WestUche Grauwackenzone).
2.	Mn > Mn, Ni/Co 10:	»Keratophyrtyp« (Erzberg).
3.	Mn > Mg (Sc), Ni/Co 3—5: >,Typ Hiittenberg«.
Siderite, die durch relativ hohe Ni, Co und auch Sc-Gehalte gekenn-zeichnet sind, werden auch von sulfidischen Eržen (vor allem mit Kupfer) und Gold reichlicher begleitet. Die Gegeniiberstellung des »Diabastyp« und ^;Keratophyrtyp« ist auch slowakischen Sideriten aus den beiden Erz-bezirken Rudnany (Kotterbach) und Rožnava (Rosenau) moglich. Toneisen-steine und Siderit in vulkanischen Gesteinen (Trachyandesit von Gleich-berg (Steiermark) zeichnen sich durch relativ hohe Gehalte an allen Ferriden (Sc—Ni) aus.
Nach dem gegenwartigen Untersuchungsstand ist es wahrscheinlich, daB die Siderite vom »Diabastyp« ihren Stoffbestand, sowohl die Spuren-elemente als auch Elemente der Erzparagenese (Cu, Au, ete.) und mogli-cherweise auch das Eisen selbst, aus basisehem Gesteinsmaterial bezogen haben. Uber sedimentare Sideritausscheidungen liegt noch kein hinreichen-des Datenmaterial vor.
Die Korrelationsdiagramme (Abb. 9 und 10) zeigen, daB das Sc/Co-Ver-haltnis, das in Magmatiten relativ ungestort ist, ausgenommen bei der Gruppe der extrem Sc-reichen Sideriten, weitgehend erhalten bleibt und daB Nickel gegeniiber Kobalt eindeutig bevorzugt wird.
Eine Betrachtung von Abb. 11 beweist, daB nur das Mangan das Eisen ins Carbonat in aquivalenter Menge begleitet, wahrend Nickel und Kobalt im Vergleich zum Eisen stark diskriminiert werden.
Text zu den Abbildungen 1—8
Lognormale Summenhaufigkeits- und Haufigkeitskurven fiir die Neben- und Spurenelemente Mg, Mn, Sc, Ni, Co, Ti, V und Cr in Sideriten, untergegliedert nach allen untersuchten Proben, bwz. nach den Proben aus der ostlichen Grau-vvackenzone, der westlichen Grauwackenzone und der Zone Turrach-Hiittenberg.
Erlauterung
Die Summenhaufigkeitskurven der meist heterogenen Gesamtkollektive (stark ausgezogen) sind in homogenere Teilkollektive aufgelost, die sowohl durch Summenhaufigkeitskurven als auch Haufigkeitskurven dargestellt worden sind.
HAUFIGKEITSVERTEILUNG
□ lle Proben	g
( 98 Werte )	J50
C Ib
E
E 25
3
in
5
0,1
ostliche Grauvvackenzone (45 VVerte)
vvestliche Grauvvackenzone (29 Werte)
Zone Turrach-Hiittenberg (24 Werte)
0,1
S 95
alle Proben	S,
( 98 Werte)	J 50-
ostliche Grauvvackenzone (45 Werte)
westliche Grauwackenzone (29 VVerte)
Zone Turrach-Huttenberg 124 VVerte)
alle Proben (98 Werte)
ostliche Grauwackeruone U5 Werte)
vvestliche Grauwackenzone (29 VVerte)
Zone Turroch-Hiittenberg (24 Werte)
Ni
alle Proberi (98Werte)
°95-a
i75
125
5-
— /
/; y	y
/
/ /
/ \
/
100	1000 ppm
ostliche Grauwackenzone 145 Werte)
vvestliche Grauwackenzone (29 Werte)
Zone Turrach -Hiittenberg ( 24 Werte)
100	1000 ppm
ostliche Grauvvackenzone (45 Werte)
vvestliche Grauwackenzone (29 Werte)
Zone Turrach-Huttenberg (24 Werte)
alte Proben (98Werte)
osttiche Grauwackenzone (45 VVerte)
westliche Gfauvvackenzone (29 VVerte)
Zone Turrach- Hiittenberg (24 Werte)
alle Proben (98 Werte)
1000 ppm
ostliche Grauvvackenzone U5Werte)
vvestliche Grauwackenzone 129 Werte)
Zone Turrach-Huttenberg (24 Werte)
23 — Geologija 15
Cr
ostliche Grauwackenzone U5 Werte)
westtiche Grauvvackenzone (29 Werte)
Zon« Turrach-Hiittenberg ( 24 Werte)
100 r
►	jPB
►

.r ^
B
,UB
o	► „ ^	o

o
o

• •
•	* °	►Cb o "
•	... 0 .
O	►o
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fr-" • ►"•t* • 0%». 6 ••
&
T	*3
^	D«
,1
^____ (_)
J	10	100 log C (Co)ppm
Abb. 9. Variationsdiagramm Sc und Co
Erlauterung zu Abb. 9 und 10
1.	Siderite der osti. Grauwackenzone
2.	Siderite der westlichen Grauwackenzone
3.	Siderite der Zone Turrach-Hiittenberg
4.	Andere Siderite der Ostalpen.
Ferner sind in den Variationsdiagrammen Mittelwerte fiir Granite (G), Grano-diorite (Gd), Diorite (D), Basalte (B), ozeanische Basalte (OB), Ultrabasite (UB), Tongesteine (T), Sandsteine (Sst) und Karbonatgesteine (K) nach Angaben von Turekian/ Wedepohl (1961), Vinogradov (1961) und Engel/ Engel/Harvens (1965) eingetragen.
100 Log C ICaJppm
Abb. 10. Variationsdiagramm Ni und Co
Abb. 11. Sammelvariationsdiagramm von Fe zu Sc, Co, Ni und Mn. Eingetragen sind die erhaltenen Mittelwerte fiir Siderite einschliefilich des Maximalwertes fiir Sc und die Mittelwerte fiir Ultrabasite (UB), Basalte (B), Diorite (D), Tonschiefer (T), Granodiorite (Gd) und Granite (G) nach Turekian/Wedepohl
(1961).
u.
o
1 000000 I>Sc
OCo
/
100 000 • Ni
t
Semax
ia/
1000 000
Ct> *D
> O
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v/
100 ooo
10 000
0,1U
1000 10
100
~7
10 000 ,000
100
□ Mn	Siderite
am	UB
O	B
D
□	r
Gd
□
□
—I----I--------_
1000	10 000 log C (ppm) 100 000
Literatur
Bernard, J. H. 1961, Mineralogie und Geochemie der Siderit-Schwerspat-gange mit Sulfiden im Gebiet Rudnany (Tschechoslowakei). Geologicke Prace 58, 1—222.
Schroll, E. 1955, Uber das Vorkommen einiger Spurenmetalle in Blei-Zink-Erzen der ostalpinen Metallprovinz, Tschermaks Min. Petr. Mitt. 5, 183—208.
The Geochemistry of Siderites of the Eastern Alps
P. Dolezel and E. Schroll S1IMM ARY
Siderites and other iron containing carbonates of the Eastern Alps were analyzed for the elements Mn, Mg, Ni, Co, Cu, Zn, V, Sc ete. It is remarkable that siderites contain up to 80 ppm Sc. On the other side the iron carbonates are not intensive accumulator minerals for rare elements.
However, follovving observations are made concerning the geochemistry of iron carbonates:
1.	Small deposits of iron carbonates, such as those of the postmagmatic stage of volcanic rocks (andesite), show higher oontents of trace elements.
2.	Sideritic ore deposits of ročk series containing greenstones are charac-terized by trace elements, which are typical for basic rocks, such as Sc. This relationship is confirmed by the paragenesis of minerals formed by the elements Cu, Au, Ni, Co, As, Sb ete.
3.	Intensive iron carbonate deposits bounded on metasomatized carbonate rocks (such as the Erzberg type) are relatively poor in trace elements and ore minerals. Such iron deposits are far from a geologie milieu containing basic effusive rocks. Only acide effusive rocks charac-terize the geological environment.
There is no doubt that in the first čase the iron originated from the country rocks itself. In the second čase a genetic relationship seem to be probable. The origin of the iron is problematic in the third čase. It is necessary to find an explication for the formation of ore solutions, which contain mainly iron and ore free of traces of minor elements.
DISCUSSION
Petrascheck: Ich glaube, daB die begonnene Arbeit von Herrn Schroll sehr interessante Aspekte eroffnen wird. Wohl scheint die Zahl der Proben noch etwas mager fiir eine statistisehe Auswertung, aber der Unterschied, den er in den Sideriten vom Typus Erzberg der nordlichen Grauwacken-zone schon gefunden hat, deekt sich mit der Vorstellung, daB es sich hier um zwei durchaus versehiedene Vererzungsphasen handelt. Es ware noch die Frage zu stellen, ob innerhalb der Siderite der nordlichen Grauwacken-zone ein Unterschied zwischen jenen Sideriten, die im Skyth liegen und jenen, die im Palaozoikum liegen, gefunden worden ist. Ob also ein EinfluB des Nebengesteins auf die Siderite beobachtet werden konnte?
Schroll: Das Material ist in diesem Sinne noch nicht ausgewertet worden. Wir nehmen die Anregung gerne auf.
Tufar: Da Wismutglanz in einigen ostalpinen Siderit-Lagerstatten als ein charakteristischer akzessorischer Gemengteil auftritt, moehte ich fra-gen, ob Sie Ihre Sideritproben auch auf Bi untersucht haben?
Schroll: Nein, wir haben Wismut absichtlich aus den Untersuchungen ausgelassen. Die Spektralanalyse des leichtfliichtigen Wismuts wtirde eine spezielle analytische Methode benotigen.
Bratter: Auf welche Weise wird fiir die untersuchten Spurenelemente, deren Ladungszustand von dem des Fe+2 versehieden ist, beim Einbau in das Sideritgitter Ladungsneutralitat erzielt? Konnten die streuenden Ana-lysenwerte mit der Art der Ladungsneutralisation bei der Mineralbildung zusammenhangen? Moglichenveise kann sie iiber den Einbau von Na+ erfolgen, und deshalb ware ein Vergleich der Na-Konzentration inte-ressant.
Schroll: Der Valenzausgleich durch Na+1 ware gut vorstellbar. Der Nachweis konnte jedoch noch nicht erbracht werden.
Bratter: In der Bestimmung von Haufigkeitsverteilungen von Elemen-ten zur Charakterisierung von Lagerstatten ist allgemein zu bemerken, daB sie auBer dem Hinweis auf eine moglichervveise gleichartige Genesis keine weitergehenden Schliisse erlauben. Um aber iiber die Lagerstatten-genese selbst Aussagen machen zu konnen, ist zunachst die Kenntnis der Verteilungskoeffizienten der Indikatorelemente notwendig, die z. B. aus Stoffbilanzen zu erhalten sind. Ihre Bestimmung solite deshalb meines Erachtens bevorzugte Zielsetzung zukiinftiger geoehemiseher Untersuchungen sein.
Schroll: Die Bestimmung und Auswertung von Verteilungskoeffizienten ist zvveifellos die zukunftweisende Arbeitsrichtung der Geochemie bei der Losung genetiseher Probleme. Allerdings wird bei gekoppeltem Ersatz, wie z. B. (Na + 1, Sc+8, Fe+2) C+40:l, eine Aussage iiber thermodynamische Zustande bei der Kristallisation schwierig.
Thallium and Mercury in Minerals from the Mežica Ore Deposit
Slavoljub B. Terzič
This paper presents the results of a study on the contents of thallium and other microelements in galena, sphalerite and other minerals from the Mežica mine. The work is a part of a study on the contents of thallium in Pb-Zn paragenesis in Yugoslavia. As this was the first determination of thallium in sulphides by the method of atomic absorption spectrophoto-metry in Yugoslavia, a brief description of the method should be presented.
The Mežica deposit of lead and zine is situated in the Karavanke area, in the eastern region of Alps. It shows a great similarity by its origin and mineral paragenesis with the alpine deposits Bleiberg and Raibl.
The mineralization in Mežica is found in the Middle Triassic limestones and dolomites intercalated by shale. The Paleozoic shale makes their base. The ore bodies are mainly bound to the Wetterstein limestone and breccia. The ore occurs in fissures and in unregular shaped tubes. There are very sharp limits between richer ore bodies and the barren wall ročk.
The ore bodies consist mainly of galena. In their peripheral parts the quant.ity of sphalerite is rapidly inereasing. Almost in ali parts of the mine, the concentrations of galena are situated near the shale, but f arther from this ročk, the quantity of galena is decreasing faster then that of sphalerite.
The genesis of the deposit is complicated, althoug the mineral content is very simple. For example, B. Granigg and J. H. Kortischoner (1914) assume that the mineralization is of epigenetic origin, connected with rocks at the greater depth. According to A. Cissarz (1951) the origin of the deposit in Mežica is not enough explained; the appearance of the Mo shows that the deposit is connected with the Tertiary effusive volcanism. In his parallel studies of alpine deposits of lead and zine, L. H. J i c h a (1951) considers that the Mežica ore deposit is of epithermal type, and that the mineralization has taken plače in three phases, which may have been continuous. J. Duhovnik (1954), A. Zore (1955), S. Grafenauer (1962, 1965, 1969), B. Berce (1960), I. Strucl (1965) and others have studied the Mežica deposits too.
According to the literature, the following minerals occur at Mežica: galena, sphalerite, greenockite, pyrite, arsenopyrite, marcasite, melnicovite, chalcocite, wulfenite, descloizite, hydrozincite, ilsemannite, gypsum, barite,
anglesite, smithsonite, cerussite, calcite, dolomite, calamine, fluorite, quartz, limonite, sulphur.
In galena, sphalerite, wulfenite, smithsonite and hydrozincite the following elements are found: TI, Hg, As, Bi, Co, Cr, Cu, Mn, and Ni. As pointed out before, the contents of these elements were determined by the method of atomic absorption spectrophotometry from the solution, except mercury, as well as by the semiquantitative spectrochemical analysis. The specimens have been taken from the Barbara, Igrče and Srce levels of the Mežica mine.
Procedure
The specimens investigated belong partly to the collection of the Faculty of Mining and Geo>logy, Beograd University, but the greater part was collected at Mežica in 1958. The minerals were classified according to the grain size of galena and the colour of sphalerite. To assure the maximum purity of the minerals, the X-ray control has also been applied. The chosen material has been pulverized and homogenized by a micromill during 10 to 15 minutes. Depending on the concentration of the elements (especiallJy TI) a quantity of 0,2—2,0 grams was taken for the analysis.
The minerals were dissolved with corresponding acides (HNOa, H„S04, HC1, and HC104 conc.) in a vacuum system. A part of the callibrated glassware with the substance to be dissolved was put into water at a constant temperature of 80° C to avoid the separation of sulphur in the shape of round and lenticular grains, which partly absorbed the thallium from the solution. The partial absorption of thallium from the solution has also been noted with samples dissolved in open glassware.
For the determination of thallium in dissolved samples by the atomic absorption spectrophotometry the Perkin-Elmer model 303 instrument was used with permanent control by standard solution. The concentrations of thallium and other elements were determined by standard curves. As source of light emission tubes with hollow cathodes (single-element and multi-element lamps) were used, the fibres emitting ions of the corresponding element, with an operating current of 20 mA. The tubes are filled with neon. The front part of the tube, permitting the light beam to pass, is made of quartz glass. The thallium content readings were made on the wave length of 2768 A with the slit opened towards the monochromator of 20 A. To read the samples in water solution, a burner of stainless steel 10 cm long with three slots, and for samples extracted with organic reagents a burner of the same length with only one slot was used. The water solution was aspirated into a burner at the rate of 3 ml/minute. A mixture of acetilene and air having a constant pressure of 9 lb/inch2 yielded the oxidation flame of 160—2300° C for reading. The samples in the water solutin, as well as those with the organic reagents, were read at the flame low temperatures. The standard conditions of sensitivity were 0,8 to 1 ppm for 1 °/o of absorption. The average error is ± 10 °/o. The influence of other elements on thallium also has been studied. The solutions of thallium were prepared with various proportions of following
elements: As, Cr, Cu, Fe, Mn, Pb, Sb, and Zn, as already W. A. V en en -d a a 1 and H. L. P o 1 a k (1966) had practicized but without aading of the puffers. Then TI concentrations were read. On this occasion any influence of given elements on the concentration of thallium in the solutions was not observed.
The primary standard solution (concentration 1000 ^g/ml of TI) was prepared by dissolving 0,1303 g of TlNO:l salt in 1 ml conc. nitric acid in Pyrex callibrated glassware and dilluted up to 100 ml with deionized water. The acidity of the standard solution was adapted to that of the samples, which means that was brought to the same pH. The samples treated with organic reagents: APDC — amonium pyrrolidine dithio-carbamate (C. E. M u 1 f o r d , 1966), MIBK — methyl isobuty! ketone, and NDDC — sodium diethyl dithiocarbamate — were formerly dilluted and adjusted to pH 6,0 to 7,5 (E. Berman, 1967) and from 3 to 10 pH (C. E. M u 1 f o r d , 1966). To obtain more accurate results, the J. E. A11 a n (1961) method was used, worked out by J. Story (1964), and later by E. Berman (1967) who adapted it for reading elements (Cd, TI, and Hg) in biological materials.
Results
The contents of thallium and other elements in minerals are shown in Table 1.
The coarse and fine granular galena samples from the Barbara and Igrče levels were analysed. The contents of thallium in them are very low or none. It is observed that galena from Igrče, which contains thallium, shows higher concentrations of As and Hg than that from Barbara which does not contain it. The difference in contents of other elements, Bi, Cu, and Ni in galena in both levels (Table 1) has also been observed. It is
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Fig. 1. The zones of sphalerite (light grey and grey) with galena (white), 60 X, nicols //
interesting to see that galena, which contains thallium, has more Bi (approximately 8: 1) in comparison with that from Barbara.
The sphalerite samples from the Srce level were selected after their colour, varying from dark brown to light green. The width of some zones of sphalerite is varying from 1 to 2 mm (Fig. 1). The content of thallium in them is increasing from light green up to dark brown zones and varies from 6,5 to 1057 ppm. The change of the thallium contents in some zones of sphalerite indicates the different physical-chemical conditions during their formation. There is a correlation between TI and As. The last one increases from 4 to 1375 ppm from light to dark sphalerites. As for other elements, such tendency is shown also by Mn. whose contents vary from 24 to 144 ppm. From this it appears that the abundance of these elements is growing with the increasing Fe contents in sphalerites. This can be explained by the mode of formation of sphalerites at lower temperatures than those of the galena, as it can be clearly seen by the relation of galena and colloidal sphalerite under the microscope (Graf ena uer et al. 1968).
Table 1. The contents of elements in minerals from Mežica
Sample	TI	Hg	As	Bi	Co	Cr	Cu	Mn	Ni
Coarse granular galena (B)	—	0,18	16	4	—	6,0	6	4	_
Coarse granular galena (I)	2,5	0,25	188	32	—	—	14	—	2,5
Fine granular galena (B)	—	0,20	7	—	—	—	3	—	—
Fine granular galena (I)	3,0	0,29	290	30	—	—	5	—	2,5
Fine granular galena with									
little sphalerite (S)	3,5	0,90	240	36	6,0	—	8	3	2,5
Fine granular galena with									
little sphalerite and dolo-									
mite (S)	2,5	0,60	12	6	—	—	4	—	—
Dark brown sphalerite, col-									
loidal, schalenblende (S)	1057,0	1,00	1375	—	2,5	1,6	10	144	4,6
Light brown sphalerite, col-									
loidal, schalenblende (S)	555,0	0,17	200	—	—	—	6	95	—
Light yellow sphalerite, col-									
loidal, schalenblende (S)	26,0	0,02	4	—	5,0	—	15	48	12,5
Pale to light green, colloidal,									
sphalerite (S)	6,5	0,20	—	—	4,0	—	3	24	6,0
Orange to reddish wulfenite,									
tabular platy crystals (I)	5,0	0,12	96	3	2,0	—	40	52	2,0
Yellowish to ash grey wul-									
fenite, prismatic crystals (I)	12,0	0,23	120	4	3,0	—	60	96	4,0
Light yellow wulfenite, ex-									
tremely thin crystals (I)	3,0	0,17	80	—	2,0	—	15	15	—
Greyish smithsonite (I), bo-									
tryoidal masses	2,5	0,03	40	—	—	—	3	30	3,0
White hydrozincite (I), bo-									
tryoidal coating	2,5	0,04	15	—	—	—	4	6	6,0
Remark: The values are given in ppm. (—) indicates a quantity below the limit
of sensibility determined by atomic absorption spectrophotometry. (B) = Barbara, (I) = Igrče, (S) = Srce.
By the method of atomic absorption the thallium contents were deter-mined in sphalerite samples from 24 localities in Yugoslavia. It v ari e s from 2,5 to 160 ppm (Table 2).
Table 2. The thallium content in sphalerite samples
Locality	TI in ppm	Locality	TI in ppm
Ajdučko Osoje	_	Leče	25
Aj vali j a	80	Litica-Ljubija	3
Belo Brdo	—	Novo Brdo	—
Blagodat	—	Organ džali-Valando vo	27
Borov Dol-Inovo	—	Prečica-Avala	160
Crnac-Rogozna	2,5	Rujen-Osogovo	—
Crveni Breg-Avala	2,5	Saše	—
Janjevo	—	Srebrenica	—
Jezero-Rudnik	48	Stari Trg	12
Kižnica	—	Veliki Majdan	—
Krnja Jela-Suplja Stijena	4	Veovača-Vareš	2,5
Kučajna	—	Zletovo	2,5
It was found by parallel analysis that the sphalerite from Mežica contains the biggest quantities of thallium, and that they vary in large limits. Very similar results were obtained by E. Schroll (1953, 1955), showing thallium and other elements in lead and zine deposits of eastern Alps. He especially underlines the high variation in content of thallium in Bleiberg, from 3 to 3000 ppm, and he considers that its concentrations are chiefly connected with the low temperature sphalerites. R. E. Stoiber (1940) has found that the content of thallium in sphalerites is varying from 100 to 1000 ppm. The conclusion about the dependence of the element traces on the temperature of the formation of minerals was stated by I. Oftedal (1940), H. N. Warren and R. M. Thompson (1945). According to C. H a r a h c z y k' s (V. V. Ivanov, 1966) data, the sphalerites from Upper Silesia, deposited from slightly acid solutions, contain more TI, As, and Ge, and less Cd and Ag, than sphalerites deposited from slightly alkaline solutions. Having in mind his diagram illustrating the dependence between the content of element traces in sphalerites and the conditions of their formation, we conclude that the sphalerites from Mežica were deposited from slightly acid solutions.
The higher content of thallium in sphalerites from Mežica can be explained by the origin of sphalerites of colloidal texture, formed at low temperatures. This is a very important fact for the concentration of thallium in sulphides.
It is already known that in sphalerites high contents of Pb, Cu, Ag, and TI can be found. N. T. Voskresenskaja, I. S. Karpova (1958); E. A. Dunin-Barkovskaja (1961) assume that none of these elements is capable to substitute Zn in sphalerites. According to V. V. Ivanov (1966), thallium can enter into sphalerite either by isomorphism (the scheme Zn2+ A + Tl+, where A can be Ag+ or Cu+) or by absorption.
Thallium occurs as a characteristic element in semimetallic deposits of the mesothermal and epithermal types, connected with alpine metallo-genetic epoch. It is met here in paragenesis with Sb, Pb, Zn, and Fe.
Wulfenites occur in the oxidation zone. Well formed crystals are often found in the cavities of Wetterstein limestones. They occur on the galena corroded with cerussite.
Wulfenites were selected on the basis of colour and crystal shape. Three samples of coarse platy to slaty crystals were chosen. The contents of thallium in wulfenites are pretty low, from 5 to 12 ppm, and its highest content occurs in the ash grey variety. Also As, Cu, and Mn show a somewhat higher content in the ash grey wulfenite than in the other two samples. There is some correlation between TI, Hg, Cu, and Mn, though the contents of these elements are rather low.
The analysed smithsonite occurs in the form of cavernous or botryoidal masses and rarefy as incrustations on limestone or galena. Hydrozincite, usually associated with smithsonite, appears as white botryoidal coating. Both minerals show small quantities of thallium, about 2,5 ppm. These low quantities of thallium in minerals of the oxidation zone can be explained by the hypothesis that it was washed out by the water.
Conclusions
Thallium is present in galena in traces (2,5—3 ppm), or not at aH. Galena with thallium contains more As (188—290 ppm) and Bi than that without it.
The contents of thallium in sphalerites from Mežica are increasing from the light green up to the dark brown varieties (6,5—1057 ppm). There exists some correlation between TI and As. The latter ranges from 4 to 1375 ppm. According to the results of investigations of the sphalerites from twenty four localities in Yugoslavia, the thallium content is the highest in sphalerites from Mežica. The high content of thallium in sphalerites from Mežica can be explained by their origin at low temperature.
The contents of mercury in ali investigated minerals vary from traces to about 1 ppm.
Acknovvledgements
The author expresses his gratitude to Professors F. L a v e s , M. Griinenfelder and H. R o s e m o u n d , as well as to Mr. A. P o -n e t z , who enabled him to work in their laboratories in Ziirich.
Bibliography
A lian, J. E. 1961, The use of organic solvents in atomic absorption. Spectrochim. Acta 17, 467—475.
B e r c e, B. 1960, Nekateri problemi nastanka rudišča v Mežici. Geologija 6, 235—250, Ljubljana.
B e rm a n , E. 1967, Determination of Cadmium, Thallium and Mercury in Biological Materials by Atomic Absorption. Atomic Absorption Nevvsletter 6, 3, 57—60.
Cissarz, A. 1951, Položaj rudišta u geološkoj gradji Jugoslavije. Geološki vesnik, knj. IX, 61—92, Beograd.
Duhovnik, J. 1954, O izvoru molibdena v svinčevem in cinkovem rudišču Mežica. Geologija 2, 113—115, Ljubljana.
Dunin-Barkovskaja, E. A. 1961, Tallij v rudah i mineralah Lačin-Hana (Zapadnij Tian-Šan, Ugamskij hrebet). Geohimija 8, 684—692. Moskva.
Grafenauer, S. 1962, Geneza vzhodnoalpskih svinčevih in cinkovih ru-dišč. Rud. met. zbornik 4, 313—322, Ljubljana.
Grafenauer, S. 1965, Genetska razčlenitev svinčevih in cinkovih nahajališč v Sloveniji. Rud. met. zbornik 2, 165—172, Ljubljana.
Grafenauer, S., Ottemann, J., u. Strmole, D. 1968, Uber Descloizit und Wulfenit von Mežica (Miess), Jugoslawien. N. Jb. Miner. Abb. 109, 1/2, 25—32, Stuttgart.
Grafenauer, S., Gorenc, B., Marinkovič, V., Strmole, D., and Maksimovič, Z. 1969, Physical Properties and Chemical Composition of Sphalerites from Yugoslavia. Mineral. Deposita 4, 275—282, Berlin.
Granigg, B., Kortischoner, J. H. 1914, Die geologischen Verhalt-nisse des Bergbaugebietes von Miess, Karnten. Zeit. f. Prakt. Geologie, XXII, Jahrgang 4/5.
Ivanov, V. V. 1966, Geohimija rasejanih elementov v gidrotermalnih me-storoždenijah. »Nedra«, Moskva.
J i c h a , H. L. 1951, Alpine lead-zinc ores of Europe. Econ. Geol. 46, 707—730.
Mulford, C. E. 1966, Solvent Extraction Techniques for Atomic Absorp-tion Spectroscopy. Atomic Absorption Newsletter 5, 4, 88—90.
Oftedal, I. 1940, Untersuchungen uber die Nebenbestandteile von Erzmineralien norwegischer zinkblendefiihrender Vorkommen. Skr. Norske Vid. Akad. 1. Mat.-naturv. KI. 8, 103, Oslo.
Schroll, E. 1953, Uber Minerale und Spurenelemente, Vererzung und Entstehung der Blei-Zink-Lagerstatte Bleiberg-Kreuth. Mitt. Osterreich. Min. Ges., Sondernummer 2, Wien.
Schroll, E. 1955, Uber das Vorkommen einiger Spurenmetalle in Blei-Zink-Erzen der Ostalpinen Metallprovinz. Tschermaks min. und petrogr. Mitt., 5, H. 3. Wien.
S p r a g u e , S., and S1 a w i n , W. 1965, Performance of three-slot Boling burner. Atomic Absorption Newsletter 4, 293—298.
S t o i b e r, R. E. 1940, Minor elements in sphalerites. Econ. Geol., 35, 4, 501—512.
S t o r y , J. 1964, The Solvent Extraction of Metal Chelates. 160—166. Per-gamon Press, New York.
Štrucl, I. 1965, Nekaj' misli o nastanku karavanških svinčevo-cinkovih rudišč s posebnim ozirom na rudišče Mežica. Rud. met. zbornik 2, 155—164, Ljubljana.
V e n e n d a a 1, W. A., and P o 1 a k , H. L. 1966, Determination of Thallium by Atomic Absorption Spectrophotometry. Z. Anal. Chem., Bd. 223, 228—234.
Voskresenskaja, N. T., Karpova, I. S. 1958, Tallij v rudnih mineralah Verhnej Kvajsi. Geohimija 5, 435—440. Moskva.
W a r r e n , H. N., Thompson, R. M. 1945, Sphalerites from Western Canada. Econ. Geol., 40, 5, 309—335.
Zore, A. 1955, Rudarsko geološka karakteristika rudnika Mežica, Geologija 3. knjiga, 24—80. Ljubljana.
SUMMARY
The contents of thallium and mercury in galena, sphalerite, wulfenite, smithsonite and hydrozincite have been investigated and discussed. Beside TI and Hg the contents of As, Sb, Cu, Ni, Co and Bi have been determined by atomic absorption spectrophotometry and semiquantitative spectro-chemical analysis. The specimens have been taken from the sections Barbara, Igrče, and Srce of the Mežica mine.
The samples of galena were selected according to the grain size, and those of sphalerite after their colour. Only thallium traces are present in galena; in sphalerite its content varies from traces to 1057 ppm. According to the results of investigations of the sphalerite specimens from twenty-four other localities in Yugoslavia, thallium concentration is the highest in the Mežica sphalerite. It is known that in galena thallium content is generally increasing with As and Bi content. In galena from Mežica As and Bi are present only in very small quantities and accordingly the content of thallium is small or negligible.
The content of mercury was determined by a transistorized mercury detector. The contents of this element in same samples vary from traces to about 1000 ppb.
Higher concentrations of thallium in sphalerite from Mežica could be explained by occurrence of sphalerite with colloidal texture (Schalen-blende) formed at low temperature, which is of the greatest importance for the concentration of thallium. It is possible that thallium is con-centrated by isomorphism or by absorption.
DISCUSSION
Štrucl: Die meisten geochemischen und auch mikroskopischen Studien iiber Mežica wurden bisher an nicht gerade systematisch gesammelten Handstiicken gemacht. Das ftihrt gewifi zu manchen Fehlschlussen. Es ist namlich viel wichtiger den Erztypus als die Lokalitat (Revier, Horizont o. a.) der Probe fiir die geochemische Analyse anzugeben. So bestehen auch in der Lagerstatte Mežica verschiedene Vererzungstypen, die sich nicht nur nach der Form und Lage (schichtgebunden, Kluftausfiillungen, Ver-erzungen entlang posttriassischer Storungen usw.), sondern auch nach der geochemischen Zusammensetzung wesentlich unterscheiden. Es seien nur einige Beispiele erwahnt.
Molybdan ist als Wulfenit fast ausschlieBlich an posttriassische Storungen (an das sogenannte Unionsystem) gebunden, und auch der durch-schnittliche Molybdangehalt ist in den Vererzungen des Unionsystems etwa zehnmal hoher als in den schichtgebundenen Vererzungen.
Fluor ist mikroskopisch nachweisbar nur in schichtgebundenen Vererzungen und meistens nur dort, wo synsedimentare und syndiagenetische Erze vorhanden sind.
Germanium findet man in der lagunaren Dolomitserie des Graben-reviers, bis 300 g/t im Zinkblendekonzentrat. Die Zinkblende in anderen Vererzungen ist entweder germaniumarm oder es fehlt an diesem im ganzen.
Ahnliche Unterschiede finden wir auch in Bezug auf das Eisen- und Cadmiumgehalt der Zinkblende verschiedener Vererzungstypen.
Es scheint mir, daB auch die vorliegende hohere Thalliumgehalte an schichtgebundene Vererzungen gebunden sind.
Auf keinen Fall kann aber ein Durchschnittsgehalt von zufallig gesammelten Proben eine Lagerstatte repriisentieren.
Terzič: Die Idee war festzustellen, an welche Mineralien TI und As gebunden sind. Das konnte ein Parameter fiir weitere Untersuchungen der syngenetischen und epigenetischen Vererzungen sein.
Stolfa: I suppose the sensitivity you report for TI refers to aqueous solution. Did you find any sensitivity enhancement in the analysis of TI in the organic phase?
Terzič: Yes, but hardly noticeable.
Stolfa: I think it is important to control the total solids concentration of solutions in order to keep as low as possible the background noise and light scattering errors especially in low level trace element analysis. In relation to this: how did you offset these inconveniences? After dissolving samples, to which volume did you bring your solutions?
Terzič: The readings were done with readout, that stifled background noise and enabled sensitivity enhancement (for thallium 0,02 //g/ml). Directly after dissolving the samples the reading was done in the volume of 25 ml.
Stolfa: I find it quite critical and troublesome working at 2—3 ppm TI levels with a sensitivity of about 1 ppm per 1 °/o absorption. What about precision and accuracy?
Terzič: The content at 2—3 ppm of thallium is whole quantity in 25 ml volume.
Stolfa: Did you use the deuterium lamp backgroung eorrector in the As determination?
Terzič: Yes, I did.
Glagon: Are you sure that in schalenblende, containing much thalhum and arsenic, there are no microinclusions of other minerals?
Terzič: I examined the microinclusions in sphalerite with X-rays, but on the diagrams their lines were not detectable.
Glagon: Did you use the electron microprobe?
Terzič: Yes, I used it for the examination of TI contents in galena. The determination did not give reliable results, because the corresponding wave lengths (TlMa 2 067; T1M« 1 987 A, and PbMa 2 000; PbM/» 1 921 A) are very close one another. As a consequence, the wave length of TI is masked by the wave length of Pb.
Schroll: Die Parallelitat von Thallium und Arsen in den Schalenblenden ist ein sehr interessantes Problem, man miiBte dabei aber auch das Ver-halten anderer Elemente, wie z. B. As, Pb, Sb, Ge, mitverfolgen. Ich habe schwankende Elementverhaltnisse gefunden. Es konnte sich hier um das spurenweise Auftreten von Mineralglasern handeln, die man erzmikro-skopisch und sonst schwer diagnostizieren kann. Mikrominerale mit As und TI, wie Hutchinsonit, sind gleichfalls nicht auszuschlieBen. In allen Schalenblenden dieser Lagerstatten findet man variable Gehalte. Auch wenn man den analytischen Fehler in Betracht zieht, so deutet doch vieles auf die Bindung an Fremdminerale. Ich glaube nicht, daB groBere Mengen von TI und As in das Gitter eingebaut werden.
Terzič: Ich teile Ihre Meinung, daB TI und As wahrscheinlich nicht in das Gitter der Schalenblende eingebaut sind.
24 — Geologija 15
369
II comportamento geochimico del piombo e dello zinco in due serie sedimentarie mesozoiche: Monte La Nave (Prealpi Centrali) e Orgosolo (Sardegna)
Roberto Valera Riassunto
Sono stati determinati i contenuti in Pb-Zn dei termini costituenti due serie sedimentarie carbonatiche mesozoiche, sviluppatesi in analoghe condizioni paleogeografiche e paleoecologiche e aventi analoga evoluzione della litofacies, debuttanti con una serie trasgressiva estremamente ri-dotta. Delle due serie l'una (Monte La Nave) appartiene al Trias inf.; la seconda (Orgosolo) al Giura medio. In base ai risultati forniti dalle analisi, si rileva come esista una strettissima analogia nel comportamento di Pb e Zn nelle due serie. In particolare, si riscontra un contenuto in Zn relativamente elevato negli orizzonti basali, detritici; mentre i valori piu forti per il Pb compaiono nei primi livelli da cui si avvia la serie carbo-natica, dopo1 un primo picco legato ad alcuni strati basali a composizione detritica in cemento carbonatico.
In conclusione, e lecito attendersi lo stesso comportamento di Pb e Zn in serie sedimentarie differenti, ma aventi strette analogie nella loro evoluzione, dipendenti da analoga evoluzione paleogeografica e paleoecolo-gica del continente e dei bacini di sedimentazione.
1. Premesssa
In uno studio, presentato in occasione del I Symposium Internazionale sui Giacimenti Minerari delle Alpi (Valera, 1966), e stato precisato l'inquadramento stratigrafico, paleogeografico e paleoecologico degli orizzonti anisici del M.te La Nave (Varese, Italia sett.), in cui ricorre galena.
Proseguendo le ricerche (tuttora in corso) con lo scopo di verificare le caratteristiche della serie triassica nella regione circostante, sono state eseguite numerose analisi di laboratorio; in particolare, in tutti i campioni della serie del M.te La Nave sono stati determinati i contenuti in Pb e Zn. Le curve ricavate sono state raffrontate con analoghe curve ottenute dal-l'analisi di una serie mesozoica rilevata in Sardegna (G a r d u , 1971; Gardu & Valera, 1971). II confronto ha messo in luce nuovi motivi di interesse, che ci hanno indotto ad anticipare nella presente comunica-
zione le osservazioni relative a un particolare aspetto dei problemi incon-trati negli studi in corso.
2. Metodo di lavoro
2.1.	Prelievo dei campioni.
I	campioni sono stati raccolti durante la descrizione delle serie. II metodo seguito (prelevamento di un campione di dimensioni limitate, ma rappresentativo — per quanto possibile — della litofacies del livello di provenienza) non ha ubbidito a criteri di casualita; e da ritenersi co-munque ugualmente valido, dato che l'oggetto (elementi in traccia) del-1'analisi di laboratorio non aveva legami appariscenti con alcuna caratte-ristica macroscopica della litofacies, tali da influenzare il prelievo.
Alcuni termini delle serie compaiono con piu campioni e pertanto, con piu analisi: e il caso di orizzonti mol to potenti. D'altra parte, i campioni risultano infittiti in corrispondenza di sequenze con frequenti variazioni di litofacies, mentre sono diradati nei termini potenti e monotoni.
2.2.	Analisi di laboratorio.
Dopo attacco acido e soluzione (il quarzo detritico e stato eliminato) i campioni sono stati analizzati mediante spettrofotometro per assorbi-mento atomico. II procedimento impiegato ha tenuto conto dei fenomeni di interferenza, dovuti particolarmente al calcio, per i quali sono state operate le opportune correzioni.
3. Le serie
3.1. Serie del M.te La Nave (Varese, Italia sett.)
Corrisponde alle serie II e III del lavoro citato (V a 1 e r a , 1966). II basamento e costituito da tufi, ignimbriti e lave del complesso eruttivo tipico del distretto luganese, riferibile al Permico.
La serie triassica debutta con arenarie grossolane; la facies francamente clastica evolve pero rapidamente (meno di 1 m di potenza), passando a calcari piu o- meno dolomitici, piu o meno detritici, con intercalazioni marnoso-arenacee. Questa prima parte, attribuibile al Werfen, e notevol-mente ridotta rispetto alla normale successione: la potenza complessiva e di poco superiore ai 4 m.
Sopra gli strati werfeniani si sviluppano le assise dolomitiche anisico-ladiniche. Le rocce di questa serie testimoniano condizioni ambientali stabilizzate, con sedimentazione a carattere misto chimioo-organogeno (frequenti ed abbondanti tracce e resti di alghe). In un orizzonte abba-stanza potente, attribuibile all'Anisico mferiore-medio, si osserva galena in lamelle, mosche e nidi dispersi nella dolomia; ancora tracce di galena sono osservabili nella parte sommitale delTAnisico.
II	passaggio al Ladinico, generalmente contrassegnato dal livello guida della «Grenzbitumenzone», o zona-limite bituminosa, nella serie del M.te La Nave e alquanto incerto, per 1'assenza di tale livello. Sulla base di considerazioni di carattere litologico, possiamo probabilmente attribuire al Ladinico gli ultimi strati della serie in esame, costituiti da una dolomia in banconi, zonata, chiara.
L'andamento della curva litologica, schematizzato (cf tav. I) e molto semplice: dopo una serie brutalmente positiva (trasgressione werfeniana) si ha una lunga sequenza ad «1», assolutamente monotona.
Risulta di notevole interesse la riduzione di potenza del complesso werfeniano, che a pochi chilometri di distanza puo superare il centinaio di metri.
3.2. Serie di Orgosolo (Nuoro, Sardegna).
Tra le serie studiate in questa regione (Gardu, 1971; Gardu & Valera, 1971) questa presenta le maggiori analogie con la serie del M.te La Nave. Essa e stata rilevata in localita «Scala Cateddu», in uno dei pochi punti dcvve le aspre falesie del «Supramonte» consentono di acce-dere ad un profilo abbastanza completo, comprendente gli strati basali. Cronologicamente, il Mesozoico di questa regione abbraccia orizzonti che vanno dal Giurassico medio al Cretacico superiore. La serie in esame e limitata al Giurassico medio-superiore, non meglio dettagliabile.
II basamento e costituito da un complesso scistoso-cristallino, paleo-zoico, recante chiare impronte del metamorfismo regionale e del termo-metamorfismo.
La serie debutta con arenarie da grossolane a fini, con livelli conglo-meratici, seguite da livelli calcareo-dolomitici ricchi di frazione detritica, con lenticelle di carbone e frustoli carboniosi. Alla diminuzione ed alla scomparsa della componente clastica, fa' seguito una sequenza monotona di termini che oscillano tra la dolomia calcarea e il calcare dolomitico. Frequenti sono le tracce e i resti fossili, appartenenti ad organismi marini sia animali (Lamellibranchi) che vegetali (Alghe). Non sono stati osservati solfuri.
Anche in questa serie la curva litologica, schematizzata, parte da una sequenza brutalmente positiva (trasgressione), che si esaurisce in pochi metri, ed e sormontata da una lunga sequenza, abbastanza monotona, de-bolmente oscillante fra termini carbonatici piu o meno magnesiaci, assi-milabile ad una sequenza ad «1».
L'evoluzione della serie di Orgosolo, rispetto a quella del M.te La Nave, risente forse piu spiccatamente delTinfluenza di condizioni inizialmente al limite dell'ambiente subaereo, come testimonia la frequenza dei resti vegetali carbonizzati.
4. II comportamento di Pb e Zn
4.1. Serie del M.te La Nave.
II piombo presenta tre picchi piuttosto netti. II primo (495 ppm, termine 5 della serie II — Valera, op. cit.) corrisponde ad un livello carbonatico ricco di frazione detritica, immediatamente sovrastante agli strati basali. II secondo (856 ppm, termine 5 delle serie III — Valera, op. cit.) appar-tiene aH'orizzonte descritto per il suo contenuto in galena e, nella serie, sta nella parte inferiore della sequenza ad «1», ad una certa distanza dal suo inizio. II terzo picco, assai meno accentuato dei precedenti (181 ppm, camp. 7 /.i, termine 7 della serie III — Valera, op. cit.) proviene da un livello — contenente tracce di galena — della parte alta dellAnisico.
I valori forniti dall'analisi per gli altri livelli della serie si aggirano mediamente sulle 50 ppm (valori estremi 24—98 ppm); i picchi sopra descritti rappresentano quindi delle anomalie piuttosto forti.
Circa lo zinco, 1'andaniento del grafico in tav. I e caratterizzato da contenuti relativamente elevati nella serie basale. E' interessante notare come i valori piu alti siano esclusivi dei livelli a componente clastica predominante o comunque macroscopicamente evidente:
2)	Arenaria — 752 ppm
3)	Arenaria — 754 ppm
5) Calcare dolomitico, arenaceo — 410 ppm
7) Marna sabbiosa — 651 ppm (i numeri con parentesi si riferiscono ai termini della gia citata serie II).
Un valore al di sopra della media appare anche a tetto delTorizzonte portatore di galena (210 ppm, termine descritto come «dolomia legger-mente arenacea»).
I contenuti della maggior parte dei termini della serie si aggirano mediamente sulle 70 ppm, con escursione massima eompresa tra 15 e 160 ppm; anche in questo caso, quindi, i picchi descritti rappresentano consistenti anomalie.
4.2. Serie di Orgosolo.
Per il piombo si notano contenuti relativamente elevati in due termini detritici della serie basale (rispettivamente, un conglomerato ed una arenaria grossolana, 250 e 328 ppm). Un altro picco (223 ppm) si riscontra nella parte superiore di un orizzonte, dove si osservano nella roccia tracce di rubefazione di dubbia origine. Valori debolmente oscillanti si registrano in corrispondenza di una breve sequenza, a sua volta oscillante fra termini calcareo-dolomitici e dolomitico-calcarei in uno spessore piuttosto limitato. Disponendo dei dati relativi ad un buon numero di campioni, appartenenti alla stessa formazione mesozoica ma provenienti da altre serie, e stato possibile calcolare i valori di fondo e di soglia, i quali hanno dato rispettivamente 51 e 163 ppm. I contenuti massimi descritti sono da considerarsi vere anomalie, che restano tali anche per una soglia calcolata aggiungendo al fondo il triplo della deviazione standard anziche il doppio (in questo caso la soglia risulta di 219 ppm).
Per lo zinco osserviamo che i valori massimi coincidono con i primi tre termini della serie detritica basale (165, 225 e 205 ppm; rispettivamente conglomerato a cemento calcareo-dolomitico, arenaceo; arenaria conglo-meratica, a cemento- calcareo-dolomitico e arenaria fine, a scarso cemento calcareo). Oscillazioni di lieve entita si osservano lungo tutta la serie, ma non possono essere prese in considerazione in quanto i valori sono troppo lontani dalle soglie; rispettivamente, 155 e 212 ppm, tali per cui solo uno dei picchi discritti costituisce una «anomalia probabile», l!e altre due po-tendo essere considerate, tutt'al piu, «anomalie possibili».
5. Confronti: osservazioni e conclusioni
Conviene anzitutto porre a confronto i due profili. Si puo constatare immediatamente come essi presentino forti analogie nelle caratteristiche
Tav. I — Legenda
A Colonna stratigrafica; B Curva litologica: 1 arenaria, 2 calcare, 3 dolomia; C Ciclo
del Pb; D Ciclo dello Zn
della litofacies e della sua evoluzione. Cio presuppone analogie altrettanto strette nelle condizioni paleoecologiche dei bacini di sedimentazione e nella loro paleogeografia. L'unica differenza sostanziale risiede nelPimbasa-mento: rocce effusive permiche sul M.te La Nave, scisti cristallini paleo-zoici ad Orgosolo*. Anche questa differenza tende tuttavia ad annullarsi, se il basamento viene preso' in considerazione su scala regionale: allora il complesso eruttivo permico luganese diventa un episodio abbastanza localizzato e aumenta di importanza lo zoccolo scistoso-cristallino della «serie dei laghi».
Differenze minori ma pur sempre da tener presenti, sono le ricorrenze di galena in taluni orizzonti del M.te La Nave nonche la composizione piu magnesiaca di questa serie.
Tra le analogie piu evidenti notiamo la serie detritica basale ridotta, la regolare e monotona evoluzione della sequenza carbonatica sovrastante, 1'origine chimico-organogena di tale sequenza.
Veniamo ora al confronto tra i cicli del Pb e dello Zn. Essi, nelle due serie, sono pressoche identici: l'unica differenza e di carattere quantitativo, dato che le anomalie della serie del M.te La Nave sono fino- a quattro volte piu forti (in valore assoluto) delle corrispondenti anomalie della serie di Oirgosolo. Questa e una particolarita, per altro, che aggiunge interesse al confronto: poiche conta, evidentemente, il comportamento relativo.
In ambedue le serie, il Pb si presenta nella sequenza basale con almeno un contenuto positivamente anomalo in livelli piu o meno detritici. La anomalia positiva si ripresenta, nei due profili, a distanza quasi uguale dall'ultimo livello detritico. Nella serie de M.te La Nave essa e riferibile alla presenza di galena, la quale, a sua volta, sembra comparire, con maggiore frequenza, in strati carbonatici aventi una leggera frazione detritica. Nella serie di Orgosolo invece, 1'anomalia e ubicata presso il tetto di un orizzonte, la dove si osservano tracce di rubefazione di dubbia origine.
Un'altra anomalia piu debole delle precedenti, riappare verso la fine dell'Anisico del M.te La Nave, ma non ha riscontro nella serie di Orgosolo.
Altrettanto simile e il comportamento dello Zn. Le anomalie sono, anzi ancor piu nettamente localizzate: i valori alti sono associati esclusivamente a livelli clastici o comunque aventi una componente detritica quantitativa-mente consistente. Cio limita praticamente le anomalie alla serie basale; solo nel profilo del M.te La Nave vi e un termine (a tetto deirorrizzonte a galena) che possiede un contenuto in Zn abbastanza alto.
L'interpretazione dei dati relativi allo Zn non sembra, pertanto, pre-sentare difficolta: e chiaro che, almeno nei due časi esaminati, questo elemento e giunto al bacino di sedimentazione legato all'a fase residuale, durante 1'iniziale apporto1 di materiale terrigeno.
Piu complesso appare il problema del Pb. La prima anomalia e giusti-ficabile, attribuendola ad un apporto come fase solubile, migratrice, asso-ciata nella sedimentazione alla frazione carbonatica (cemento o costituente principale) dei livelli in cui e stata individuata.
La seconda anomalia ha un carattere del tutto particolare: la sua ben precisa posizione nella colonna stratigrafica. A questo proposito, ricor-
GIURA medio-sup.

10-
IZ3j
II
PALEOZOICO
Pb ppm
0 200 400 C
Zn ppm

0 200 400 D
Tav. II — Legenda
A Colonna stratigrafica; B Curva litologica: 1 conglomerato e arenaria, 2 calcare dolo-mitico, 3 dolomia calcarea; C Ciclo del Pb; D Ciclo dello Zn
diamo che essa appare regolarmente (nella stessa posizione) anche in altre serie del settore di Orgosolo; purtroppo non ci e stato ancora possibile procedere ad un controllo su serie della regione di Varese, analoghe a quella del M.te La Nave. Resta comunque il dato di fatto; di cui, almeno per il momento, non siamo in grado di dare giustificazione.
Maggiore luce potrebbe venire probabilmente dalla conoscenza della forma sotto' cui si cela il Pb associato al sedimento carbonatico. Se vi e un contenuto' sufficientemente elevato in Pb, allo stabilirsi di un ambiente anche debolmente riducente, si dovrebbe avere la formazione di galena; ma un ambiente anche fortemente riducente non sembra condizione sufficiente per catallizzare la concentrazione di elementi in traccia molto dispersi. Ad esempio, nella serie werfeniana del M.te La Nave il termine 10) (dolomia calcarea scura, in straterelli, molto fetida) prodotto abbastanza comune di condizioni piuttosto riducenti, ha un contenuto in Pb di sole 68 ppm (110 ppm Zn): tracce che non si sono materializzate in solfuro'.
Cio sembra in disaccordo con quanto sostenuto da Treuil, F a u -cherre eMacquar (1970), i quali hanno dosato polarograficamente, tra gli altri, Pb e Zn in campioni del Trias e del Giura delle Cevennes. Secondo questi AA., si constaterebbe «un passaggio graduale dai tenori in tracce alle concentrazioni, allorquando si ha un aumento del carattere riducente del mezzo ».
Pieno accordo invece, tra le nostre osservazioni e le conclusioni degli stessi AA., «per una ripartizione degli oligoelementi determinata essen-zialmente dai parametri che definiscono l'ambiente e il mezzo di deposizione* (op. cit., p. 1), comprendendo nel concetto di «ambiente» anche la situazione paleogeografica regionale, le caratteristiche del mezzo di appor-to-, le caratteristiche della fase trasportata, le caratteristiche delle aree di provenienza e la loro storia. In tal caso, analogia nelle caratteristiche del-1'ambiente e del mezzo per due serie distinte nello spazio e nel tempo, significa analogia nella evoluzione degli elementi in traccia; in particolare, per quanto risulta dal nostro studio di Pb e Zn.
Queste considerazioni confermano quanto gia sostenuto da M a c q u a r e Treuil (1965), i quali hanno constatato che le rocce di uno stesso piano o di una parte di ciclo sedimentario sono caratterizzate da un. polarogramma tipico, identificabile con uno «spettro geochimico». Secondo auesti AA. «esiste, come in litologia, una evoluzione ciclica nella distri-buzione delle tracce metalliche«. Tale evoluzione e pero strettamente legata alla evoluzione, paleogeografica e paleoecologica del bacino di sedi-mentazione e del continente: solo tenendo conto di queste condizioni si possono proporre confronti e istituire correlazioni, che nel caso del M.te La Nave e di Orgosolo e lecito ritenere convalidate.
Bibliografia
C r o c k e t, J. H., and Winchester, J. W. 1966, Coprecipitation of zine with calcium carbonate. Geoch. et Cosm. Acta, v. 30, pp. 1093—1109.
E r h a r t, M. 1956, La genese des sols en tant que phenomene geologique. pp. 90, Masson et C.ie, Pariš.
G a r d u , A. 1971, Prospezione geomineraria della zona compresa tra Oliena e Orgosolo (Sardegna). University of Cagliari, tesi di laurea inedita.
Gardu, A., e Valera, R. 1971, Comportamento geochimico del piombo e dello zinco nelle serie del Mesozoico basale tra Oliena e Orgosolo (in corso di stampa).
Hawkes, H. E., and Webb, J. S. 1962, Geochemistry in mineral ex-ploration. 415 p. Harper & Row, New York and Evanston.
Lombard, A. 1956, Geologie Sedimentaire, 724 p. Masson et C.ie, Pariš.
M a c q u a r , J. C., et T r e u i 1, M. 1965, Contribution a l'utilisation des oligoelements en stratigraphie. Exemple de la couverture secondaire des Causses. Chron. Mineš Rech. Min., n. 348, pp. 357—362.
M i c h a r d , G., et A 11 e g r e , C. J. 1969, Comportement geochimique des elements metalliques en milieu reducteur et diagrammes (log S, pH). Mineral. Deposita, v. 4, pp. 1—17.
Nicolini, P. 1964, L'application des courbes previsionnelles a la re-cherche des gisements stratiformes de plomb, in: Developments in sedimento-logy, v. 2, "Sedimentology and ore genesis", pp. 53—64. Elsevier, Amsterdam.
Nicolini, P. 1970, Gitologie des concentrations minerales stratiformes. 792 p. Gauthier-Villars Ed. Pariš.
Treuil, M., Faucherre, J. et Macquar, J. C. 1970, Contribution a l'etude du comportement geochimique de quelques elements metalliques dans la sedimentogenžse. Mineral. Deposita, v. 5, pp. 1—22.
Valera, R. 1966, I solfuri metallici nella serie sedimentaria del M.te La Nave (Varese). Trento—Mendola, Symp. Int. sui Giac. Min. delle Alpi, v. I, pp. 217—241. Trento.
W e b e r, J. N. 1964, Trace element composition of dolostones and dolomites and its bearing on the dolomite problem. Geoeh. et Cosm. Acta, v. 28, pp. 1817—1868.
The Geochemical Behavior of Lead and Zine in two Mesozoic Sedimentary Sequences of Monte La Nave and Orgosolo
Roberto Valera SUMMARY
In a previous paper (Valera, 1966) we deseribed the occurrences of galena in the sedimentary sequence of Monte La Nave (Varese, North Italy), of Lower Triassic age. Further researches, dealing with Pb-Zn behavior as trace elements, were carried out into the same formation, and in the meantime we investigated a Middle-Superior Jurassic profile in the Orgosolo area (Nuoro, Sardinia). The results suggested a comparison between the two sequences, which are very much alike from the point of view of their evolution. Comparing the behavior of Pb-Zn we find a close analogy between both Monte La Nave and Orgosolo seetions. Particularly, Zn content is very high in basal, detrital beds; whereas the highest Pb content appears at the beginning of the main carbonate se-quence, after a first peak related to some levels of detrital composition in carbonate cement. It seems possible to expect the same behavior of Pb and Zn in different sedimentary sequences, having very close analogy in their evolution, depending upon similar evolution of paleogeography and paleoecology on the continent and in the sedimentation basins.
DISCUSSION
Zuffardi: I'd like to put two questions. First: are there any volcanics in the two sedimentary sequences you described? Second: have you any idea of the geochemical contents of Pb and Zn of the basements in the two series?
Valera: First answer, if there are any volcanic rocks, they don't appear. Especially in the Orgosolo series, I don't know it.
In Monte la Nave this horizon is widespread for many kilometers, but they were not observed.
The second question. There are no evaluations of the values of the basement in Sardinia. In Monte la Nave area a volcanic sequence of Permian age lies between Mesozoic sediments and Paleozoic metamorphic rocks: it is the so called granofiro of the Lugano co-untry. There are some mineralizations, related to the Permian volcanics, which have been mined some years ago. But they are very localized. There are no direct con-nections between these small vein ore deposits and the Anisian-Ladinian rocks.
Stolfa: Do you exclude a biological origin for the anomalies found?
Valera: Well, in a previous paper I mentioned I had the idea that this high Pb content could be related to some particular facies. Especially for the sulfide form it can be related to the facies of reducing environment. In Orgosoloi it is not so clear. In the sequence of Monte la Nave the reducing characteristics are not so important. For instance, there, we have a typical horizon with reducing characteristics (fossilized?) with only 68 ppm of Pb.
Stolfa: I would like to know how high your backgrounds are, j ust to judge the anomalies.
Valera: 50 ppm of Pb and 70 ppm of Zn at Monte La Nave, and Orgosolo' 51 ppm of Pb and around 80 ppm of Zn.
Stolfa: They seem to me a little high with regard to some data available from the literature, especially for lead.
Valera: In the recent literature (for instance, W e b e r, 1964, in "Geochimica et Cosmochimica Acta") many data appear which are in good agreement with my results.
Stolfa: Analyzing materials like yours I found some interferences problems particularly for lead. Do you think your data may have been influenced by these phenomena? Did you use the background corrector for your analyses?
Valera: One known interference is especially from Ca against Zn and Pb, and it is usually quite difficult to cut it away. In the practice, as you know, there are many useful devices, which lead to correct results.
The background corrector is not present in our AAS instrument.
Schroll: I consider that you have made very important observations. The facts are as following: a crystalline compl'ex was eroded, followed by
sedimentation in a shallow sea with an enrichment of metals like Pb and Zn. The enrichment of the metals can be observed only in the lower parts of the carbonate ročk series. I remind on an other example not related to carbonate rocks. In Southern Germany (Oberpfalz) the crys-talline complex of the Bohemian Mass was eroded. There were a sedimentation of sands with feldspars, mica and quartz. Groundwater mobilized lead from the feldspars and zine from the micas. The formed kaolin sho>ws a high lead content. Galena and cerussite were found in these sediments. The lead and zine can be products of the weathering of crystalline complexes alone without relations to volcanic aetivities.
Origin of the Ore Veins in Matra Mountain after Isotope Investigations
Janos Kiss, and Istvdn Cornides Introduction
During the last twenty years the isotope determinations have come into use in a rather wide field of the geological and geochemical research. Beside the composition of lead, the isotopic composition of carbon and oxygen were most frequently determined and used in geological investigations. The authors' work to be reviewed in this paper was carried out in order to elucidate some problems conceming the formation of the ore veins in the Matra mountain (Hungary) by investigating the oxygen and carbon isotopic composition of the vein carbonate minerals.
The Geological Environment. Petrography and Mineralogy
The Matra mountain is a volcanic area of high uniformity. Considering its geological setting and morphology an Eastern and a Western Matra may be distinguished.
The Tertiary volcanic and sedimentary rocks of the Eastern Matra are situated on a Mesozoic basement of the Btikk Mountain type. Its volcanic evolution has taken plače in two steps, in the Upper Eocene and the Lower Miocene respectively. The magmatic material came to the surface after traversing a Triassic carbonate and pelitoidic stock of about 3000 m thickness, in the lowest layers of which a rich contact metasomatic recrystallization took plače.
The Eocene volcanic rocks (200—600 m) appearing as lava shields, veins and pyroclastics consist of amphibole-biotite-andesite, Q-amphibole-biotite-andesite, biotite-amphibole-andesite. The well known enargitic ore deposit (Recsk) is located in the upper level of this volcanic stock, while in the subvolcanic levels Cu-porphyric pyrometasomatic Pb-Zn-Cu ore occurrences are found.
The lava shields, veins and pyroclastics of the Miocene volcanism consist of pyroxene (hypersthene) andesite. In the Miocene volcanic stock only some scattered pyrite and, unsignificantly, pyrrhotite, sphalerite and galena can be found.
The Western Matra main bulk consists of Miocene (Tortonian-Sar-matian) stratovolcanic rocks, with the Eocene sedimentary and volcanic
formations missing. It is adjacent to the Mesozoic carbonate basement, or to the Paleozoic basement consisting of crystalline metamorphic roeks, through the Oligocene sediments.
This Miocene volcanic complex consists of two or three lava beds (augite-hypersthene-andesite, hypersthene-augite-andesite), augite-andesite veins and pyroclastics. In the lower lava bed, in the surroundings of Gyongyosoroszi and Paradsasvar, a system of hydrothermal veins having significant extension had been formed, mainly in the crack systems NW—SE and NE—SW. The ore of these veins is polymetallic and of the Zn-Pb-Cu type, embedded in quartz-amethyst, barite and calcite matrix.
During the systematic isotopic investigations started two years ago, the carbon and oxygen isotope ratios in the carbonate roeks of the ore deposits in both the Western and Eastern Matra were measured. In this paper the results obtained for the ore vein near to Paradsasvar (Western Matra) are briefly summarized. This vein displays a typical periodic texture ("zebraic ore"), changed in some places into the cocade one. The most uniform sections consist of ore (ZnS, PbS, CuFeS,, FeS2) and calcite zones in a periodical but asymmetric texture. Near to the hanging side rhombohedral calcite druses of about 20—40 cm in diameter were formed, onto which calcite crystals consisting of scalenohedrons and scalenohedral zhombohedrons were superimposed. Formation of ZnS, CuFeS. and FeS2 (galena being mostly missing) has taken plače even in this section of the vein.
Experimental Techniques of the Isotope Investigation
a) Collecting of Samples
The samples for isotope investigation were collected on three different cross sections of the vein, located as shown on the sketeh in Fig. 1 from the pure calcite separating the layers of the deposited ore. Besides, samples were taken from a twinned calcite crystal from a calcite druse in which the succeeding steps of mineralization can be followed qualitatively on the basis of mineralogical evidences.
b) Sample Chemistry and Mass Spectrometric Isotope Analysis
Small quantities from ali samples, weighing about 0,5 to 1 g were ground to fine powder, 30 mg of which was than used to yield carbon dioxide for oxygen and carbon isotopic ratio measurements, by reacting with the 100 °/o phosporic acid. If control measurements seemed to be necessary, another quantity of 30 mg was consumed of the powder sample in question. The isotope analyses were carried out by a VARIAN MAT M 86 type mass spectrometer, having a double collector and a dual inlet system. Both the oxygen and carbon isotope ratios reported in this paper present d-values relative to the PDB standard. In the course of this work the samples of "Stryngocephalenkalk from Riibeland" were used as working standards, having d-values relative to PDB standard —6,8 and + 2,0, for oxygen and carbon respectively. The precision of the data is better than + 0,3.
Fig. 1
Results of the Isotope Investigations
The results of the mass spectrometric isotope analyses are summarized in the tables 1 and 2. Table 1 contains the do and dc values of the samples No 1 to 7 of the cross section A, the samples No 1 to 4 of the cross section B, and the samples No. 1 to 3 of the cross section C. The numbering of the samples follows in each čase their order of succession from the lying towards the hanging side.
Table 2 presents the <5o and <5c data obtained for the samples taken from the twinned calcite crystal. Samples No. I (1, 2, 3) belong to the central part of the crystal, while samples No. II. (4, 5, 6) have been taken from a twin crystal grown onto it. The scalenohedral outer part is
25 - Geologija 15
385
represented by samples No. III. (7, 8) and, finally, the samples 9 and 10 were taken from zones consisting mainly of clay minerals, which were deposited onto the central and the twin crystal, respectively.
Table 1
Cross section	Sample	<50	<5C
A	No. 1	—16,3	—2,1
(Fig. 2)	2	—16,9	—2,3
	3	—15,0	-2,9
	4	—17,1	—2,1
	5	—10,8	—4,8
	6	—16,0	—3,7
	7	—16,5	—2,2
B	No. 1	—12,5	—2,9
(Fig. 3)	2	—18,2	—2,7
	3	—14,5	—2,8
	4	—16,9	—2,8
C	No. 1	—14,8	—1,4
(Fig. 4)	2	—12,8	—4,5
	3	—18,3	—2,9
Fig. 3
Table 2
Sample
	<5o	
1	—19,0	—2,8
2	—21,8	—3,8
3	—21,2	—3,9
4	—14,7	—0,47
5	—16,7	-2,6
6	—16,7	-1,6
7	—16,5	—2,5
8	—19,0	-4,3
9	—21,1	—3,5
10	—14,3	—1,8
No. I.
No. II.
No. III.
No.
Discussion of the Results
Some preliminary measurements performed in the year 1965 indicated a distribution of the 160 and lsO isotopes along a cross section of the vein in question, characterized by two maxima of the 160 concentration (Cornides, Kiss and S z e r e d a i, 1966). The present more detailed and accurate isotopic investigation has reaffirmed this finding for three other cross sections of the same vein. As shown by the diagrams of Figures 2, 3, and 4 the values of <5o display two negative maxima along
Fig. 4
each cross section investigated, oorresponding to two maxima of the temperature of formation.
Considering both the results of the isotope investigation and ali geological evidences, the most probable mechanism of the formation of this vein may be described as follows.
When the crevice first opened, the ascending hydrothermal solution was cooled down by the mother rocks and the formation of the minerals started at a moderate temperature. At the same time, hovvever, the side vvalls were heated up, their cooling effect decreased and, therefore, the crystallization from the newly ascended solutions having followed the gradual dilatation of the hanging side took plače at an increasing temperature. Later the cooling effect due to heat conduction ete. predominated again, causing the temperature to reach a maximum and then to decrease to a much lower value. The temperatures calculated from the isotopic data show a maximum as high as 280° C, and a minimum at about 140° C.
Accordingly, both the asymmetrical structure of the vein and the temperature variation found can be understood; the dilatational movement being evident by the general geological setting of this area as well. The second temperature maximum near to the hanging side can be explained by an abrupt inerease of the dilatational velocity, a fact rendered probable also by the presence of the druses in this section. Due to the consequent reopening of the crevice a considerable quantity of high temperature
Fig. 5
hydrothermal solution rose up again and phenomena similar to those of the first period of the vein formation were repeated.
It is remarkable, that the variation of the isotopic composition of the carbon, i. e. the <5c values, follovv consistently a trend opposite to that displ':ayed by the <5o data, though, due to the same formation temperatures, qualitatively no difference could be expected. The data obtained for the big twinned crystal on the other hand, actually show a qualitative agreement between the trends of the change of the <5c and <5o values, respectively. This fact may reflect the apparent difference between the quiet conditions of formation of the big crystals of the druses and the conditions governing the formation of the main body of the vein. It may be mentioned that S c h o e 11 and S t a h 1 obtained a similar agreement, when they measured the oxygen and carbon isotopic composition of a big single crystal' (Schoell and S ta hI, 1969). Another remarkable finding, namely the quantitative difference found between the isotopic data of the central part and the twin crystal, respectively (see Fig. 5), and some more detail problems of the vein formation process, deserve further attention.
References
Cornides, I., Kiss, J., Szeredai, L,., 1966, Temperatures de formation d'un filon de minerai dans la Matra centrale d'apres la frequence relative de 1'isotope "O. Bulletin of the Hungarian Geological Society, 96.
Schoell, M., Sta hI, W., 1969, »C- und 0-lsotopenanalysen an hydro-thermalen Kalkspaten aus St. Andreasberg, Harz«. Conference on stable isotopes, Leipzig.
SUMMARY
During the last twenty years the isotope determinations have come into use in a rather wide field of geological and geochemical problems. Beside lead, the isotopic composition of carbon and oxygen was most frequently determined and used in geological research. The authors' work to be reviewed in this lecture was carried out in order to elucidate some problems concerning the formation of the ore veins in the Matra mountain (Hungary) by the use of the investigation of the oxygen and carbon isotopic composition of the vein carbonate minerals.
At first the variation of the oxygen isotope ratio of vein calcites was investigated along different cross sections of the vein. The oxygen isotope ratio profiles obtained display twO' characteristic maxima, corresponding to maxima of the temperature of formation. This result strongly supports the hypothesis according to which the formation of the vein has taken plače in two steps with an intervening dilatation of the hanging side. The C isotope ratio changes have shown an opposite, but less expressed tendency, that could not yet be explained.
As the second part of the work a systematic investigation of a mineral assemblage from the same vein was carried out to correlate the succeeding phases of minerogenesis with the variation of the isotopic composition of the carbonate minerals present and the process parameters deducible therefrom.
Section C
Prospecting and Exploration Methods
Risultati preliminari di una ricerca geomineraria nelle Alpi Carniche (Val d' Aupa e Val Pesarina)
Giovanni Battista Carulli, Giambattista Feruglio, Giorgio Longo Salvador
e Dario Stolfa
Premessa
Nellfestate 1970 sano state condotte nelle Alpi Carniche delle ricerche geominerarie sotto la direzione del prof. Dino di Colbertaldo nel-1'ambitoi del contratto di ricerche stipulato fra il C. N. R. e la Cattedra di Giacimenti Minerari dell'Universita degli Studi di Milano con la collaborazione dell'Istituto di Mineralogia e Petrografia deH'Universita di Trieste diretto dal prof. Sergio Morgante.
Fra i terreni regionali maggiormente indiziati dal punto di vista giacimentologico, da indagarsi in fasi successive, hanno costituito oggetto delle prime ricerche il Ladinico-Raibliano del fianco sinistro dell'alta Val dAupa e 1'Anisico-Ladinioo del fianco sinistro della media e alta Val Pesarina.
Nel fianco destro della Val d'Aupa, da tempo sono note manifestazioni a blenda-galena-fluorite; la Val Pesarina dista pochi chilometri dal giaci-mento piombo-zincifero di Salafossa e da tracce di mineralizzazione ancor piu vicine.
Poiche queste mineralizzazioni si manifestano per lo piu nelle scogliere calcareo-dolomitiche anisiche e ladiniche, la nostra maggior attenzione e stata dedicata a questi terreni.
II rilevamento geologico, di carattere preliminare, e stato effettuato in scala 1: 10 000.
Oltre alla raccolta di campioni per 1'esame microscopico e stata eseguita una sistematica campionatura a fini geochimici con prelevamento ogni 100 m in numero di 94 campioni per la Val d'Aupa e di 101 per la Val Pesarina.
Val d'Aupa: cenni geologici e indizi di mineralizzazione
La Val d'Aupa, situata ad occidente di Pontebba, prende origine presso Sella di Cereschiatis (1066 m) e confluisce, dopo 16 km circa, nel Canal del Ferro poco a valle del paese di Moggio Udinese.
Le indagini sono state condotte nel tratto iniziale (Sella di Cereschiatis-Dordolla) e spinte verso E fino al Rio Gravon di Gleriis.
Le basse pendici dell'alta Val d'Aupa, impostate su litotipi vari della «formazione di Buchenstein», tendono a lasciarsi modellare in morbidi dossi e sono ricoperte da una rigogliosa vegetazione. Al di sopra si innal-zano, con ripide pareti, le massicce scogliere calcareo^dolomitiche della ^formazione dello Schlern» e della «Dolomia principale«, separate dall'as-sise raibliana prevalentemente calcarea.
La letteratura geologica sulla Val d'Aupa e alquanto scarsa. Brevi cenni si trovano in T. Taramelli (1868), M. Gortani-A. Desio (1927) e R. Seli i (1963). Un dettagliato rilievo geominerario dell'area mineralizzata si deve a D. di Colbertaldo (1955), mentre e di Ph. L a g n y (1965) una brevissima nota a carattere stratigrafico-giacimento-logico.
Le unita geologiche affioranti nell'alta Val d'Aupa sono (Fig. 1):
Ladinico: Comprende le seguenti formazioni:
1.	Formazione di Buchenstein, che costituisce il basamento dell'alta Val d'Aupa caratterizzata da alternanze di calcari, calcari piu o meno marnosi o dolomitici, marne, a cuii si associano calcari arenacei o selciferi, arenarie e «rocce verdi», tutti fittamente stratificati. Questa formazione affiora largamente lungo il fianco sinistro della valle mentre manca ne! settore orientale dell'area considerata.
Interessanti affioramenti si osservano lungo le incisioni vallive dei rii Broili, Confine e Valeri, dove sono diffuse marne ricche in Daonella tara-mellii, frustoli vegetali e granuletti di pirite.
Lembi di «rocce verdi» («breccia d'esplosione acida a carattere por-firico», D. di Colbertaldo, 1955) sono stati osservati, allineati secondo una direzione NE—SO, lungo il Rio Broili, in prossimita di Čase Gravons e di fronte a Galizzis, perfettamente intercalate agli altri termini della serie.
Nella zona di Sella di Cereschiatis, nella parte sommitale di questa formazione e presente un orizzonte, pofente poche decine di metri, di calcari stratificati di colore nocciola o bruno, contenenti diffuse plaghe e vene di calcite bianca o grigia.
2.	Formazione dello Schlern (= Dolomia metallifera): scogliera cal-careo-dolomitica che affiora senza soluzione di continuita dai pressi di Dordolla fino alPorigine del Rio Gravon di Gleriis, delineando neH'in-sieme una «fascia» disposta a semicerchio. Essa appare ben cristallizzata e debolmente stratificata nella parte basale, massiccia nella parte intermedia e sommitale; e potente da un centinaio a piu centinaia di metri nella parte piu settentrionale.
A NE di Cima Valeri e presente una potente breccia eterogenea ad elementi prevalentemente calcarei o dolomitici, di colore bruno, grigio o roseo, spigolosi, cementati da dolomite spatica bianca.
Raibliano: Alternanza di strati calcareo-dolomitici, talora marnosi od arenacei, potenti in media 2—5 dm, prevalentemente grigi, giallastri o bruni, e strati marno-argillosi, piu sottili, di colore cenere o verde.
Questa unita affiora largamente ned pressi di Dordolla, a NE del Monte Forchiadice, Cuel Brusat, Casera Valeri alta, arrivando fino aH'origine
Fig. 1. Schema geologico preliminare del versante sinistro della Val d'Aupa con 1'ubicazione dei campioni geochimici
del Rio Gravon di Gleriis. Potente oltre 250 m, si presenta in genere piu fittamente stratificata nella parte basale e sommitale, mentre nella parte intermedia compaiono, per una potenza di 20—30 m, 1—-2 strati massicci.
Norico: Tipica facies della Dolomia principale, di colore grigio chiaro, non stratificata od in grossi banchi; costituisce la parte sommitale delle piu alte cime della zona (M. Forchiadice, Cima Valeri, M. Gleris).
Quaternario: Sottili manti di detrito di falda (per lo piu al piede delle scogliere), coni di deiezione, detrito di falda misto a sfasciume morenico.
Dal punto di vista tettonico 1'area considerata si trova poco a S della grande piega-faglia Alta Fella-Alta Sava. I terreni della formazione di Buchenstein, a comportamento neU'insieme plastico, appaiono variamente ripiegati e fratturati per cui si hanno continue variazioni di giacitura; piu di frequente immergono verso S e SE. La campagine raibliana, e soprattutto quelle biohermali del Ladinico e Norico, a tipico comportamento rigido, sono interessate da un fitto sistema di diaclasi e faglie.
Tra le zone maggiormente disturbate (rii Broili, Valeri, Gravon di Gleriis, ecc.) molto evidente risulta quella a N di Cima Valeri, per una serie di faglie a direzione prevalente da NO—SE fino' E—O, inclinazione variabile dai 65° alla verticalita, e rigetto- vario. Queste suddividono la scogliera ladinica in numerosi blocchi o «cunei», variamente dislbcati uno rispetto< all'altro, ed in parte scivolati ed infossati entro la sottostante plastica formazione di Buchenstein.
La serie triassica esaminata si trova nelTinsieme in posizione strati-grafica normale e, almeno nelle linee generali, presenta direzione prevalente da E—O a NE—SO, immersione verso S e SE ed inclinazione media di 35°—65°.
Gli indizi di mineralizzazione riscontrati possono cosi venire riassunti:
—	lungo il Rio Broili, entro calcari marnosi della formazione di Buchenstein sovrastanti «rocce verdi», per una potenza di circa 1 m, diffusa marcasite e pirite in cristalli cubici o venette, associate talora a venette di calcite spatica.
—	lungo il sentiero Dordolla—M. Forchiadice, in prossimita di q. 713, entro calcari arenacei sottilmente stratificati, a diretto contatto Buchen-stein-Schlern, pirite e marcasite in cristallini, plaghette e venette, e in tessitura framboidale, piu o meno goethitizzate, quarzo euedrale e in gra-nuli, rari granuletti di blenda e plaghe di dolomite spatica.
—	nel settore NE dell'area esaminata, entro la Dolomia metallifera (in partieolare nelle faglie che scendono da q. 1500) diffuse patine rossicce e giallastre e venette di idrossidi di ferro e goethite pseudomorfa su pirite.
—	patine giallastre e rossicce in corrispondenza di una faglia NE—SO nella Dolomia metallifera lungo il fianco destro del Rio Broili; presso q. 1300 a N di Cima Valeri; sui fianco sinistro del Rio Colan nella gola che scende da q. 1439.
Per inquadrare meglio la situazione geologica della valle sono state fatte delle escursioni anche sui fianco destro, aH di fuori dei limiti della zona assegnata.
In queste occasioni sono stati riscontrati nella dolomia ladinica due affioramenti di galena: uno, in localita Čase Stalldn del Nanghet sotto forma di minuta e rada impregnazione, l'altro, molto piu importante, sulle pendici meridionali del M. Flop con diffusi cristalli cubici ed ottaedrici, associati a blenda talora alterata in idrozincite entro frattura in zona di breccia.
Val Pesarina: cenni geologici e indizi di mineralizzazione
La Val Pesarina ha arigine nei pressi di Forcella Lavardet (m 1542), decorso W—E e termine, dopo circa 24 km, a quota 516 nella Val! Degano presso Comeglians.
La sua morfologia, influenzata dalla diversa erodibilita dei terreni mostra pendii dolci e ricoperti da vegetazione in corrispondenza delle quote piu basse (ove affiorano gessi, dolomie cariate, arenarie, ecc.), pareti ripide e nude alle quote piu alte in corrispondenza degli affioramenti di scogliere dolomitiche.
M.CIM0N-I.I2 .
Passo di J —Entralais-
CRETON DI CLAP
1*87
1000 m
dell'alta
• Campioni di detrito grossolano • Campioni di terriccio QUATERNARIO- Detritl di falda
LADINICO SUP -Dolomia metall/fera (=Dolomia dello Schlern):
dolomie e calcari dolomitici massicci LADINICO INF-Formazione di Wengen:alternanze di arenarie,
calcari marnosi e marne ANISICO- Dolomia del Serla dolomie e calcari dolomitici massici	_^
/"Faglie principali	( J Zone indiziate
e media Val Pesarina con 1'ubicazione dei campioni geochimici
«20. CRETE DI
Fig. 2.
Schema geologico preliminare del versante sinistro
Passo.,'"
M. CRETA F0RATA-
Studi geologici sulla valle sono dovuti a P. Vinassa de Regny (1911, 1912). Accenni alla zona, eompresa in una trattazione regionale, sono fatti da M. G o r t a n i (1925, 1933), R. S e 11 i (1963) e B. W. V i n k (1968). Piu in dettaglio ne trattano C. E 1 m i e A. Monesi (1967) in un lavoro limitato alla porzione centrale della valle.
Le unita geologiche, oggetto del nostro studio, sono le seguenti (Fig. 2):
Anisico: «dolomia del Serla», di colore bruniccio, massiccia, talora a tendenza calcareo-dolomitica specie la dove compaiono accenni di stratifi-cazione, altrimenti assente; potenza complessiva superiore al migliaio di metri.
Essa e diffusa prevalentemente a E del Passo Siera e costituisce i gruppi della Creta Forata e del M. Cimon.
Ladinico: comprende le seguenti formazioni:
1.	Formazione di Wengen data da alternanze di arenarie, mame e calcari marnosi nettamente stratificati (10—30 cm), separati da livelli argillosi nerastri. II colore dominante e il grigio giallognolo1, con tipica alterazione in giallo-chiaro e patine carboniose; frequenti vene di calcite bianca e noduli di pirite (fino* a 4—5 cm di lunghezza) di solito alterata in limonite.
A tetto, specie ad occidente, compaiono calcari neri reticolati, spessi da 30 a 70 cm, con estese patine rossastre.
La formazione si estende dal Passo Mimoias al Rio Siera sulle medie pendici della valle. Piccoli lembi si trovano, piu ad oriente, «strizzati» nella faglia Rio Siera-Forcella di Creta Forata.
2.	Formazione dello Schlern: dolomie e calcari dolomitici di scogliera, grigi, brunicci o bianco-rosati, per lo piu ben cristallini e massicci. Local-mente appaiono cenni di stratificazione a prevalente direzione E—W ed immersione a N. Essi poggiano in concordanza sulla formazione di Wengen specie nella parte occidentale dell'area, mentre ad oriente vengono a contatto tettonico con essa e, ancor piu, con la dolomia anisica.
Si sviluppa ad occidente della Forcella di Creta Forata e costituisce i gruppi del M. Siera, le pendici meridionali del Creton di Clap Grande e la Cresta Alta di Mimoias.
Quaternario: una fascia di detrito di falda, piu o meno continua, accom-pagna il piede delle pareti dolomitiche e spesso maschera il contatto con i terreni sottostanti. Detriti abbondanti si trovano, sulla dolomia, in cor-rispondenza di aree intensamente fagliate. Specialmente la degradabile formazione di Wengen e coperta da esteso sfatticcio superficiale. Rari i depositi morenici, in corrispondenza delle selle piu basse.
Dal punto di vista tettonico l'area esaminata si trova immediatamente a N della «linea Val Piova—Mimoias—Col Pesarina» (Selli, 1963), sovrascorrimento a S dell'Anisico-Ladinico. II disturbo maggiore e, verso oriente, la faglia della Creta Forata che mette a contatto la dolomia anisica con quella ladinica. Porzioni di questa faglia, dislocate da faglie minori perpendicolari ad essa, si prolungano ad occidente mettendo a contatto la dolomia ladinica con la formazione di Wengen a tipico com-
portamento plastico. Faglie minori, a prevalente direzione N—S interes-sano un po' ovunque le rigide scogliere dolomitiche.
Gli indizi di mineralizzazione piu evidenti sono dati da:
—	masserelle spugnose rossastre di limonite, goethite e tracce di idrozincite, sulle pareti sud-orientali della Crete Brusade, in dolomia ladinica.
—	cristalli di quarzo idiomorfi in matrice dolomitica, poco piu ad occidente.
—	patine rossastre di prodotti di alterazione in corrispondenza delle aree fagliate e delle parti alte dei rii Pradibosco, Bianco, Siera e Tesis.
—	tracce di pirite e marcasite e di goethite pseudomorfa su pirite, assieme a limonite, alla base della dolomia anisica, sulle pendici setten-trionali del Cret dal Laris.
Indagini geochimiche
Circa 200 campioni del materiale raccolto sistematicamente durante la campagna di prospezione sono stati analizzati allo scopo di individuare nei terreni considerati la presenza di eventuali anomalie geochimiche come obbiettivo di successive piu dettagliate ricerche.
I dati geochimici qui riportati riguardano essenzialmente la ricerca dello zinco sul fianco sinistro delle due valli.
Le determinazioni dello zinco sono state eseguite mediante spettro-fotometria di assorbimento atomico sulle soluzioni derivanti dalPattacco dei campioni con acido nitrico, essendo tale metodo risultato adeguato alle esigenze di una tale ricerca e gia in uso presso altri labcratori (D a 1 -1' A g 1 i o, Gragnani, Visibelli, 1968; Ward, Nakagawa, H a r m s , VanSickle, 1969).
Nella preparazione per 1'analisi i campioni sono stati trattati come di seguito specificato.
Tutto il materiale raccolto e stato lasciato essiccare alParia, a temperatura ambiente, in laboratorio. I campioni costituiti da terriccio, dopo even-tuale frantumazione, sono- stati passati al setaccio con maglie da 125 u. Della frazione inferiore, previa omogeneizzazione ed inquartamento, sono stati prelevati circa 5 g successivamente macinati in mortaio d'agata. Anche dai campioni costituiti da detrito grossolano, dopo- la frantumazione ed una prima macinazione del materiale, previa omogeneizzazione ed inquartamento, sono- stati prelevati circa 5 g per la macinazione finale in mortaio d'agata fino a dimensioni inferiori a 150 mesh.
Su 0,5 g circa del materiale cosi macinato e stato quindi effettuato 1'attacco dei campioni mediante 5 ml di HNOa dil. 1:1, riscaldando per 1 ora a 100° C su bagno a sabbia. Dopo 1'aggiunta di 5 ml di H.O distillata e raffreddamento 1'eventuale residuo insolubile e stato separato e successivamente lavato con acqua distillata mediante centrifugazione. La soluzione e stata infine portata a 20 ml per 1'analisi.
Le determinazioni dello zinco sono state eseguite mediante un appa-recchio Perkin-Elmer Mod. 303, con bruciatore di tipo- normale, fiamma ad aria-acetilene, lampada a catodo cavo del tipo Intensitron, usando la riga di risonanza a 2138 A, nelle condizioni di lavoro consigliate dal manuale
d'uso della Perkin-Elmer. In queste condizioni la sensibilita e risultata di circa 0,04 mg/l di Zn per 1 °/o di assorbimento, la riproducibilita non peg-giore del 7 %.
Sulla base di quanto suggerito da Hawkes e Webb (1962) e dal-l'analisi dei dati disponibili, come valori piu significativi per il fondo e rispettivamente la soglia dello Zn, si sono presi i seguenti valori:
Val d'Aupa	fondo: 28,5 ppm
soglia: 72,5 ppm Val Pesarina fondo: 31,5 ppm soglia: 58,5 ppm
I risultati analitici sono rappresentati graficamente in fig. 3a e 3b, dove si pud osservare che i valori anomali piu interessanti in genere non si presentano isolati ma accompagnati da anomalie minori contigue, in-dividuando favorevolmente delle aree.
Da questa indagine preliminare risulta che sia la Val d'Aupa che la Val Pesarina presentano zone di interesse per un ulteriore ricerca.
Sono in corso di completamento anche le analisi del Pb: i primi risultati dimostrano che per lo piu i valori maggiori del Pb (in genere inferiori a quelli dello Zn) si presentano in corrispondenza delle anomalie per lo Zn, confermandole indirettamente.
Conclusioni
La sistematica ricerca di campagna sul fianco sinistro della Val d'Aupa e della Val Pesarina non ha consentito di rintracciare, almeno finora, alcuna manifestazione metallifera superficiale di vero interesse; ha pero permesso 1'individuazione di vari, anche se limitati, indizi di mineralizzazione mai segnalati in precedenza. Un importante ritrovamento a galena e stato fatto sul fianco destro della Val d'Aupa.
La ricerca geochimica condotta rapprefenta la prima prospezione sistematica dello zinco, ad intervalli di 100 m, nelle scogliere dolomitiche delle due valli. Essa ha confermato le osservazioni sul terreno e ha individuato nuove zone indiziate. Queste, sulla base delle anomalie geochimiche sono le seguenti.
Val d'Aupa: a NE del gruppo di Cima Valeri (278 ppm Zn) in corrispondenza di una zona alquanto fagliata e caratterizzata da abbondante dolomite spatica.
Val Pesarina: pareti sud-orientali della Crete Brusade (5384 ppm Zn); pareti settentrionali delle Crete di Mimoias (148 ppm Zn); pareti nord-occidentali del Cret dal Laris (2104 ppm Zn).
Tutte le zone presentanti anomalie saranno oggetto di ulteriori in-dagini piu dettagliate.
Bibliografia
Colbertaldo, D. di 1955, Le manifestazioni a fluorite, blenda e galena della Val d'Aupa nelle Alpi Carniche. Atti 1» Conv. Friul. Sc. Nat., p. 92—128, Udine.
Soglia

1 2 3 4 5 6 7 8 0 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45 46 47 48 49 50 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 61 62 63 64 65 66 67 68 69 70 71 72 73 74 75 76 77 78 79 80 81 82 83 84 85 86 87 88 89 90 91 92 93 94
a) Campioni della Val d'Aupa
Soglia 50
Crste di Mimoias
Crate Brusada
C nt dal Lani 2104-s ,
M
44 4 5 46 4 7 48 49 5 0 51 52 53 54 5 5 56 5 7 4 3 42 16 15 18 14 19 58 5 9 81 20 12 60 62 21 22 23 24 25 26 11 10 9 8 7 6 5 4 3 2 1 41 40 39 38 37 36 33 32 31 30 29 28 27 85 86 73 87 100 89 71 88 70 91 92 93 94 95 96 97 98 99 69 68 67 66 65 64 63 V7 V6 V5 V4 V3 V2 V1 84 83 82 81 80 79 78 77 76 75 74
wsw	b) Campioni della Val Pesarina	ENE
Fig- 3. Valori dello Zn in ppm dei campioni della Val d'Aupa e Val Pesarina

DalTAglio, M., Gragnani, L. e Visibelli, D. 1968, Determina-zioni di piombo, rame e zinco nei campioni di alluvioni e di rocce. Confronto tra spettrografia ottica di emissione e spettrofotometria di assorbimento atomico. Rend. Soc. It. Min. e Petr., v. 24, 2, p. 189—216.
Elmi, C. e Monesi, A. 1967, Ricerche geologiche nella tav. Prato Carnico. Giorn. Geol. (2), v. 34-1966.
G o r t a n i, M. 1925, Ricerche geologiche nelle Alpi Carniche (estate 1925). Boli. Soc. Geol. It., v. 44, p. 213—222.
Gortani, M. e Desio, A. 1927, Carta geologica delle Tre Venezie, Foglio 14, Pontebba. Uff. Idrogr. Magistr. Acque, Venezia.
Gortani, M., De Toni, A. e Zenari, S. 1933, Carta geologica dello Tre Venezie, Foglio 13, Ampezzo. Uff. Idrogr. Magistr. Acque, Venezia.
H a w k e s , H. E. and W e b b , J. S. 1962, Geochemistry in Mineral Explora-tion. Harper & Row, New York and Evanston.
L a g n y , Ph. 1965, La position stratigraphique des mineralisations a fluo-rine, blende, galene dans le Ladinien du haut Val d'Aupa (Alpes Carniques orientales. Italie). C. R. Somm. S. G. F., v. 3.
S e 11 i, R. 1963, Schema geologico delle Alpi Carniche e Giulie occidentali. Giorn. Geol. (2), v. 30, 1962, p. 1—121.
Taramelli, T. 1968, Osservazioni stratigrafiche sulle valli dell'Aupa e del Fella. Ann. sc. R. Ist. Tecn. 2, p. 43—68. Udine.
Vinassa de Regny, P. 1911, Rilevamento nelle tavolette di Paluzza e Prato Carnico (Alpi Venete). Boli. R. Com. Geol. It., v. 42, p. 213—232.
Vinassa de Regny, P. 1912, Studi nelle Alpi Venete, Foglio 13 (tav. Prato Carnico). Boli. R. Com. Geol. It., v. 43, p. 85—87.
Vinassa de R e g n y, P. 1912, Rilevamento dell'Avanza e della Val Pesarina, Boli. R. Com. Geol. It., v. 43, p. 364—370.
V i n k, B. W. 1968, Gravity tectonics in eastern Cadore and western Carnia. Geol. Ultraiect., n° 15.
W a r d, F. N., Nakagawa, H. M., Harms, T. F. and VanSickle, G. H. 1969, Atomic-Absorption Methods of Analysis Useful in Geochemical Exploration. Geol. Survey Buli. 1289, U. S. G. printing office, Washington.
Preliminary Report on a Prospecting for Zn in the Carnic Alps (Aupa and Pesarina Valleys)
G. B. Carulli, Gb. Feruglio, G. Longo Salvador, D. Stolja SUMMARY
Preliminary results of systematic mining, geological and geochemical researches undertaken in the Italian Eastern Alps and started on the Schlern dolomite along the left sides of Pesarina and Aupa Valleys are report ed.
In Aupa Valley the Schlern dolomite overlies limestone and mar! of the Buchenstein formation and is covered by Camic limestone; in Pesarina Valley it is in contact at the bottom with well stratified marl and marly limestone of the Wengen formation.
In Aupa Valley, on the left side, suspected areas pointed out by the occurrence of yellowish and reddish coatings from weathered iron minerals have been observed along Rio Broili and Rio Colan, north of Casera Valeri alta, west of the Forchiadice Mount and in the north-eastern part of the area examined. The microscopic observation of these materials has shown in general the occurrence of pyrite and marcasite often weathered
26 — Geologija 15
401
to limonite and goethite, and besides these some sphalerite grains on the western side of the Forchiadice Mount.
New very interesting galena occurrences have been found on the right side of Aupa Valley.
In Pesarina Valley, on the Crete Brusade Mount, has been noted a suspected area showing reddish-brown coatings consisting mainly of limonite and goethite with some traces of hydrozincite. At Rio Pradibosco, Rio Bianco, Rio Tesis, Rio Siera and on the north-western side of Cret dal Laris Mount, some minor amounts of weathering products have also been identified.
Processes of secondary dolomitization in association with the above mentioned weathering products, occurring especially in faulted areas, have ben noticed in either valley.
Sampling for geochemical prospecting purposes has been carried out mainly along the base of the Schlern dolomite, systematically about every 100 m. Some 200 samples were analyzed for Zn by atomic absorption spectrophotometry.
The results of the preliminary geochemical prospecting can be sum-marized as follows:
—	in Aupa Valley the greatest geochemical anomaly for Zn (278 ppm) occurs on the north-eastern side of Cima Valeri.
—	in Pesarina Valley the highest geochemical anomaly for Zn (5384 ppm) has been found on the Crete Brusade Mount. Other interesting anomalies are present along the Schlern dolomite on the northern side of the Crete di Mimoias Mount and along the Anisian dolomite on the north-western slopes of the Cret dal Laris Mount.
Ali these areas, indicated as possibly mineralized, will be investigated further on.
DISCUSSION
Dessau: Ritengo che per i campioni della Val d'Aupa sarebbe stato interessante determinare anche il fluoro.
Stolfa: Certamente, ma dato il carattere preliminare di questo lavoro abbiamo ritenuto opportuno non farlo in questa fase della ricerca. Pre-vediamo tuttavia di farlo in futuro.
Perna: 1. I campioni sono stati prelevati nelle alluvioni 0' in roccia?
2.	La campionatura e stata fatta in corrispondenza dei contatti strati-grafici?
3.	Perche non si e estesa la ricerca anche nei sedimenti permiani che e ben noto, costituiscono uno dei possibili orizzonti mineralizzati?
Carulli: 1. II prelevamento dei campioni e stato fatto- in corrispondenza del materiale detritico, 20—30 cm circa al di sotto della superficie e con-sisteva, nella stragrande maggioranza, di detrito di falda avente granulo-metria attorno a qualche centimetro.
2. La campionatura, per la maggior parte, e stata fatta effettivamente in corrispondenza del contatto stratigrafico, tranne che nella parte piu orientale della zona, nella dolomia anisica, dove la ripidissima morfologia ha impedito di applicare sempre questo criterio.
3. E' nostra intenzione, nelle l'asi successive della ricerca, estendere lo studio e la campionatura anche alle basse pendici della valle, specie in corrispondenza della Formazione a Bellerophon.
Dessau: II Permiano e molto diffuso nella zona?
Carulli: Si, abbastanza. E' rappresentato dalle classiche arenarie di Val Gardena e dai vari litotipi (gessi, dolomie cariate, calcari neri) della Formazione a Bellerophon.
Valera: Nella preparazione dei campioni per 1'analisi con l'A. A. S., me-diante semplice attacco nitrico, non pensate di poter perdere una frazione di solfuri eventualmente legata a quarzo?
Stolfa: Premesso che il metodo e in uso presso i servizi geologici di diversi paesi e che e stato oggetto di una pubblicazione da parte del U. S. Geological Survey nel 1969, e del C. N. E. N. in Italia nel 1968 (che mi sembra lo usi tuttora), da esperienze nostre ed altrui si e visto che, per rocce essenzialmente carbonatiche, la differenza tra i valori ottenuti con questo tipo di attacco e quello «completo» e minima e trascurabile. Natu-ralmente la differenza puo diventare piu importante se si tratta di rocce non carbonatiche, ma ancora, in definitiva, nella gran parte dei časi il metodo e ritenuto valido a scopo di prospezione. Ovviamente il caso della prospezione e ben diverso da quello di uno studio sull' abbondanza e la distribuzione degli elementi cercati. Nel nostro caso si tratta di rocce carbonatiche per cui, a maggio-r ragione, abbiamo ritenuto di poter appli-care il semplice attacco nitrico.
Valera: Ma se la mineralizzazione e legata ad una piccola venula o a clasti di quarzo, pur essendo la matrice tutta carbonatica, nell'analisi si perderebbe tutto il minerale legato al quarzo'.
Stolfa: Come gia precisato, di quarzo nel nostro caso ce n'era pochissimo o punto. Questo e risultato sia dall'osservazione microscopica preliminare dei campioni che dallo studio dell'eventuale residuo insolubile. Comunque gran parte di questo inconveniente si elimina o si riduce di molto con una opportuna macinazione. Si tratta eventualmente di aumentare i tempi di macinazione su base sperimentale.
Prospektierungs- und ErschlieBungsmethoden im osterreichischen Blei-Zink- und Antimonitbergbau
Ludwig Kostelka
Prospektierung bedeutet Minderung des Risikos des rasch ansteigenden Kapitalbedarfes im Zuge der Entstehung eines Bergbaues. Je weitgehender und einengender die Vorstudien sind, destoi giinstiger gestaltet sich die Gegenlaufigkeit von Risiko und Aufwendungen, besonders in einem Land, dessen Territorium zu nahezu 75 % mit den geologisch kompliziert ge-bauten Ostalpen identisch ist.
In Osterreich werden gegenwartig Bemiihungen untemommen, die auf eine gewisse Koordinierung der Prospektierung abzielen. Die bergbau-geologischen Moglichkeiten ergeben sich aus der Gegeniiberstellung der einzelnen geologischen Zonen und sind in der sogenannten Grauwacken-zone relativ optimal. Dabei wird nicht iibersehen, daB die gewahlte Zonen-einteilung zum Teil gewaltsam ist und daB man geteilter Meinung dariiber sein kann, welcher Bergbau in seiner Bedeutung iiber den lokalen Bereich hinausgeht.
Die weiteren Bemiihungen werden sich daher — neben den bekannten Ausnahmen (Pb/Zn in der Trias) — vor allem auf diese Zone und andere palaozoische Einheiten konzentrieren miissen.
1. Blei-Zinkerzprospektierung
Fiir die Blei-Zinkerzprospektion, insbesondere im Bereich der meso-zoischen Kalkalpen, sind in letzter Zeit in Zusammenhang mit Prospek-tierungsarbeiten die Faziesprobleme studiert worden. Hier ist vor allem das Beispiel Bleiberg sehr aufschluBreich, weil es sich gezeigt hat, daB — abhangig von einer bis vor wenigen Jahren nicht bekannten Riff-Entwick-lung des oberen Ladin — groBraumige Vererzungen auftreten, die im Gegensatz zu den an die geschichtete Ruhigwasserfazies gebundenen klas-sischen Bleiberger Erzkorpern modemen bergwirtschaftlichen Modell-vorstellungen weitgehend entgegenkommen. Da der Erzinhalt des minera-lisierten Riffes etwa dem von hundert Erzkorpern des »alten Typus« entspricht, geht daraus die groBe Bedeutung dieser faziellen und palac^-geografischen Arbeiten fiir die weitere Zukunft des Bergbaues hervor.
Die Konsequenz aus dieser Erkenntnis ist, daB wir gegenwartig heftige Anstrengung in der Richtung unternehmen die Riffbereiche geochemisch zu kennzeichnen. Diese geochemische Charakterisierung, wenn moglich an
Hand weniger und leicht zu bestimmender Elemente, soli es ermoglichen, auch im Bohrschmandt die Riffazies von der normalen Bleiberger Ruhig-wasserfazies zu unterscheiden.
Es ist daher beabsichtigt, in jenen Bereichen, von denen wir annehmen, daB dort jene Voraussetzungen bestanden haben, die fiir ein Riffwachstum notwendig sind, von Untertage aus Facher von Bohrungen anzusetzen, um die Grenzen des vermuteten Riffgebietes zu erfassen. Da Riffe keine punktformigen Erscheinungen sind, besteht die Hoffnung, daB wir durch die zum Teil vorliegenden, zum Teil zu erarbeitenden Kenntnisse in der Lage sein werden, die vorgegebenen Chancen wirtschaftlich zu erkunden.
Im Grundsatz handelt es sich dabei um die Erweiterung der seit Jahr-zehnten geiibten Suchmethode von Bleiberg, die sich bis jetzt auf be-stimmte Schichtflachen im oberen Wettersteinkalk konzentriert hat und — mit entsprechend geanderten Methoden — nunmehr auf Riffstrukturen angewendet wird.
Da der Bereich, in dem wir weitere Riffstrukturen erwarten, zum groBen Teil von Hauptdolomit bedeckt ist, wird es sich bei dieser Such-tatigkeit im wesentlichen um untertagige Gesteinsarbeiten handeln, da die tjberlagerung von 400—600 m fiir Obertagbohrungen sehr ungunstige Voraussetzungen bietet (Abb. 1).
Eine andere Anwendung der geochemischen Prospektierung im Blei-Zinkerzbergbau von Bleiberg besteht in der detaillierten Untersuchung der neuen fiir die Erzfiihrung besonders bevorzugten Schichtflachen des obersten Wettersteinkalkes.
Es hat sich namlich herausgestellt, daB bei einer entsprechend griind-lichen Untersuchung dieser charakteristischen Schichtflachen moglichst weitab einer Erzfiihrung jene Flachen hohere Werte — insbesondere von Zink — aufweisen, an denen in diesem Gebiet besonders haufig wirtschaft-lich interessante Metallanreicherungen gebunden sind. (Wie aus dem Referat von Prof. Dr. Schroll bei diesem Symposium za entnehmen war, weist das Sediment gegen den ersten Carditaschiefer deutlich zunehmende Mg- und Sr-Werte auf).
Durch die an sich bekannte Beobachtung der Zn-Halte konnte erhartet werden, daB im Rudolfschacht-Revier in Bleiberg die Schichtflachen in einer Entfernung von 40—50 m unter dem ersten Carditaschiefer besonders haufig Vererzungen aufweisen.
Im Gegensatz dazu sind es im westlicher gelegenen Revier Antoni-schacht vor allem die schiefernahen Schichtflachen, die 10—30 m unter dem Carditaschiefer liegen, an die bauwiirdige Anreicherungen am haufig-sten gebunden sind (Abb. 2).
Aber nicht nur im Bleiberger Revier, sondern auch im Gebiet von Rubland, konnten wir ahnliche Beobachtungen machen. Das gleiche gilt auch fiir die zum Teil gut ausgepragten Schichtflachen im Bergbau Lafatsch in Nordtirol. Dieser derzeit stilliegende Bergbau fiihrt gleichfalls im hangenden Wettersteinkalk zinkreiche Vererzungen, die zum Teil schichtgebunden sind. Auch dort war es moglich, in einem Querschlag, in dem selbst keine Vererzung aufgetreten ist, die erzhoffigsten Schichtflachen durch genaue Probenahme des gesamten Systems auszuscheiden.
Abb. 1.
Bergbau Bleiberg/Kreuth, Grube Max, 6. Westschachtlauf. Abgrenzung der Faziesbereiche
Eine besondere Anwendung dieser Erzsuche ergab sich durch die Be-probung des Rublandstollen, der von Bleiberg etwa 5 km nach Norden querschlagig durch die Draukalkalpen vorgetrieben wurde. Hier konnte in einer Schichtfolge, die vom unteren Ladin bis in hangende norische Bereiche fiihrt, nachgewiesen werden, daB die Hintergrundwerte jener Abschnitte wesentlich hoher sind, in denen abbauwiirdige Vererzungen bekannt geworden sind. Diese Methode kann daher in groBerem MaBstab dazu verwendet werden, jene Abschnitte der Schichtfolge festzulegen, in denen im jevveiligen Gebiet Schurfarbeiten auf bauwiirdige Vererzungen mit optimalen Aussichten auf Erfolg aufgenommen werden konnen.
Die rund 4 800 m Stollenlange wurden systematisch auf den Zink-gehalt des Gesteins hin untersucht und ein sehr informativer Uberblick iiber die Verteilung der Metallfiihrung in den einzelnen durchfahrenen Triasstufen gewonnen.
Die Proben wurden in zwei Meter Abstand entnommen und das Material aus je zwei Entnahmepunkten in der siidlichen und nordlichen Stollenvvand zu einer Probe zusammengefaBt.
Wie aus Abbildung 3 hervorgeht, wurde in zwei zum Teil faziell unter-scheidbaren geologischen Einheiten (Bleiberg-Einheit im Siiden und Rubland-Einheit im Norden) eine Sequenz der mittleren und oberen Trias durchfahren.
In der durchfahrenen Schichtfolge treten fiinf peaks auf, die berech-nenderweise in jenen Horizonten liegen, in denen Erzanreicherungen in der jeweiligen geologischen Einheit bekannt sind.
In der Bleiberg-Einheit ist dies im Gegensatz zur sedimentpetro-graphisch gleichen Einheit in der Rubland-Einheit im Carditadolomit (zwischen ersten und zweiten Schiefer) der Fall.
In der Rubland-Einheit tritt unter der sedimentaren — fossilmaBig nicht belegten — Breccie, die wahrscheinlich die Grenze vom Karn zum Nor bildet, in einem karnischen Plattenkalk eine Vererzung auf, die auch in der gleichen stratigraphischen Stellung im Gegenfliigel der Mulde eindeutig feststellbar ist.
Da in den stratigraphisch aquivalenten Schichten iiber dem Stollen an beiden Fliigeln der Synklinale Bergbauversuche zum Teil mit Aufschliissen von Zinkblende unternommen wurden, wird diese Zone im kommenden Jahr vom Rublandstollen aus untersucht.
Von Š t r u c 1 (Mežica) wurde darauf hingewiesen, daB Vererzungen in der gleichen stratigraphischen Position in der Umgebung des Bergbaues Mežica zwar bekannt sind, jedoch nirgendwo bergvvirtschaftlich interessant zu sein scheinen.
Wir sind der Meinung, daB dieser streng schichtgebundene Verer-zungstypus absolut eine interessante Chance darstellt und daher untersucht werden muB.
Ein kennzeichnender Fall von Faziesabhangigkeit der Vererzung wurde durch eine (bisher unveroffentlichte) Arbeit von Jiirgen K r a n z (Institut fiir angewandte Geologie Prof. Dr. H. J. Schneider der Freien Uni-versitat Berlin) bekannt. K r a n z fand heraus, daB die im Arlberggebiet
Abb. 2. Bergbau Blei-berg/Kreuth. Vertei-lung der Zn- und Pb-Werte im geschichte-ten Wettersteinkalk des Antoni-Revieres.
DREIERLAGER
■ f — V —

- + +- + + +
bei Lech bekannten Pb-Zn-Vorkommen an eine Algenriffazies der ladi-nischen Arlbergschichten gebunden sind.
Bei Vorliegen dieser Fazies liegt der background — im Hinblick auf Zink — hoher als die Maximalwerte der Normalausbildung der Arlbergschichten z. B. im gut aufgeschlossenen Profil des Flexenpasses.
So liegt der Durchschnittsgehalt der Arlbergkalke im Flexenprofil bei 40 ppm, der niedrigste Wert in den fiinf Algenriffgebieten bei 69 ppm, der Durchschnitt wurde mit 685 ppm also mit dem 17-fachen Wert der iibli-chen Ausbildung ermittelt. Ein deutliches Beispiel, welche Bedeutung die geochemische Faziescharakterisierung fiir die Prospektierung hat.
In einem stilliegenden Bergbaugebiet in der Steiermark, das in einer palaozoischen Schichtfolge aufsetzt, werden derzeit eingehende Vorarbei-ten unternommen, um einen Gesamtuberblick der bestehenden Informatio-nen zu erhalten.
Dabei wird versucht, die dort besonders interessante genetische Fra-gestellung aufzuklaren, um die weiteren Schurfarbeiten auf diesen Er-kenntnissen basierend entsprechend ansetzen zu konnen.
Besonders schwierig stellt sich bei den alpinen Gelande- und Boden-verhaltnissen die Entnahme von Obertagsproben dar.
Hier hat Frau Elisabeth Niedermayr eine grundsatzliche Arbeit in Angriff genommen, die zeigen soli, ob in den gesamten Draukalkalpen interpretierbare Unterschiede abhangig von Fazies, von Ost-Weststellung von Tektonik in den verschiedenen Ablagerungsstufen vorhanden sind.
Diese Arbeit, die von P e t r a s c h e c k angeregt wurde, ist als erster Versuch in dieser Richtung zu werten.
Dabei ergeben sich bei der Probenahme im Steilgelande besondere Schwierigkeiten. Wegen der groBen Verrutschungen und dem Transport von Sedimenten hangabwarts ist die Entnahme von Bodenproben un-zweckmaBig. Da die Zusammensetzung des Bodens weitgehend von Um-standen abhangig ist, die keine Beziehung zu den Prospektierungspro-blemen haben, so z. B., ob es sich um einen Boden aus Moranenmaterial handelt, ist man im alpinen Gelande auf Gesteinsproben angewiesen. Im steilen Fels kann jedoch die Probenahme auch zu einem bergsteigerischen Problem und damit sehr sehr schwierig werden.
Wir sind dabei, einen Versuch zu unternehmen, in einem solchen Ge^ iande eine Beprobung auszufiihren, konnen aber derzeit noch keine Re-sultate vorlegen.
2. Antimonit-Prospektierung
Besonders in den letzten Jahren ist eine ausgedehnte Prospektierung auf Antimonit in Ostosterreich in der sogenannten Rechnitzer-Schieferinsel erfolgt. Diese in ihrer Stellung und stratigraphischen Zuordnung umstrit-tene geologische Einheit liegt mit ihrem groBeren Anteil in Osterreich, wahrend die ostlichsten Abschnitte in Ungarn liegen.
Es handelt sich um eine Serie von epimetamorph veranderten Gestei-nen, die aus vulkanischen, tonigen und kalkigen Ablagerungen hervor-gegangen sind.
Abb. 3. Bergbau Bleiberg/ Kreuth. Geologische t)ber-sichtskarte des Durchschlag-stollen Rubland-Antoni mit Zn-Verteilung
Die Gesamtmachtigkeit der ganzen Serie betragt mindestens 600 m, nach einer jiingsten Beobachtung moglicherweise sogar rund 2 000 m. Erzhoffig ist jedoch nur ein Karbonathorizont bzw. dessen oberste 20—30 m.
Die Vererzung erfaBt einerseits Gangspalten, die deutlich die Schicht-flachen durchreiBen, andererseits sind von diesen ausgehend sogenannte »Lagergange« bekannt, die entlang der Schichtung liegen. AuBerdem ist in vielen Fallen zu beobachten, daB die Gangspalten in die Schieferung einmiinden und dann weiterhin diese wieder durchreiBen.
Die Vererzung besteht nahezu ausschlieBlich aus Grauspiessglanz-(Antimonsulfid), der nur in ganz geringen Mengen von anderen Sulfiden, wie Zinkblende, Pyrit und Arsenkies begleitet wird. Sehr selten dann aber zum Teil in groBeren Mengen tritt Zinnober auf.
Eingehende Laboratoriumuntersuchungen vom Institut fiir angewandte Geophysik der Montanistischen Hochschule Leoben (Prof. Dr. Franz W e b e r) haben ergeben, daB die physikalischen Eigenschaften des Anti-monit, wie er in Schlaining vorkommt, sich in keiner Weise vom Neben-gestein unterscheiden.
Diese Ergebnisse gelten sowohl fiir die Gravimetrie, als auch fiir die Magnetik und Elektrik.
Damit war die Moglichkeit auf Antimonit direkt geophysikalisch zu prospektieren von vorne herein aussichtslos.
Entsprechende Messungskampagnen bestatigten die Laborbefunde und Modellberechnungen.
Es wurde daher seit 3 Jahren ein ausgedehntes geochemisches und indirektes geophysikalisches Prospektierungsprogramm durchgefiihrt. Da-bei war entscheidend, daB in jenen Bereichen, in denen die erzfiihrenden Kalkbereiche an die Oberflache kommen, geochemisch prospektiert wurde, weil dadurch ein direkter Nachweis eines hoheren Antimonitgehaltes im Gestein, bzw. im Boden moglich war.
In allt-n jenen Bereichen, in denen der erzfiihrende Kalkhorizont durch Hangendschichten von mehr als etwa 20—30 m iiberdeckt war, wurde die indirekte geophysikalische Prospektierung, insbesondere die Refraktionsseismik und die Geoelektrik, angewendet.
Bei der Analyse von rund 15 000 Bodenproben wurden zuerst die Elemente Antimon, Arsen und Quecksilber analysiert. Als es nach einigen tausend Proben sicher feststand, daB der Antimonitgehalt, der Arsen- und Quecksilbergehalt parallellaufen, wurden die weiteren Proben nur mehr auf ihren Antimongehalt untersucht.
Von den insgesamt prospektierten rund 12 km2 wurden 0,2 km2 als hoffig anerkannt. Ein sehr schones Selektierungsergebnis.
Die geophysikalische Prospektierung wurde in indirekter Form ange-wendet, da es sich bei genaueren Gelandeuntersuchungen herausgestellt hat, daB die mylonitftihrenden Gangspalten und Lagergange wesentlich groBere Feuchtigkeitsgehalte aufweisen, so daB sowohl bei der Refraktionsseismik eine entsprechende Verringerung der Durchgangsgeschwin-digkeit der Schwingungen auftritt als auch eine wesentliche Erniedrigung
Abb. 4. Bergbau Bleiberg/Kreuth. Ubereinstimmung der seismischen Messungen mit bekannten Stollenaufschliissen
des Widerstandes, bzw. Erhohung der Leitfahigkeit fiir die geoelektrischen Untersuchungen.
Es wurden bereits 1962 die ersten tastenden Versuche mit Eigenpoten-tialtnessungen ausgefiihrt. Diese brachten keinen Erfolg.
Im September 1968 wurde nach einer Pause eine MeBserie mit dem elektromagnetischen Turam-Verfahren ausgefiihrt. Die schvvedische Firma »Teratest«, die die Messungen ausfiihrte, kam zu dem SchluB, daB eine Anwendung des Verfahrens zur Aufsuchung von Antimonit bei den im Bereich von Schlaining gegebenen Verhaltnissen nicht moglich ist.
Die Refraktionsseismik wurde in groBeren AusmaB angewendet. Ins-gesamt wurden im Jahr 1969 34 km refraktionsseismische Profile ge-schossen. Im Jahre 1971 wurden diese Messungen durch weitere rund 20—25 km Profillinien erganzt, deren Auswertung derzeit im Gange ist.
Wie aus der Abbildung 4 zu ersehen ist, ergaben die seismischen Messungen bei sorgfaltiger Ausfiihrung der Gelandearbeiten und eingehender Diskussion der Ergebnisse zwischen Geophysikern und Geologen eine gute Obereinstimmung mit bekannten Stollenaufschliissen. Die weiteren Aus-fahrungen der auf Grund der Messungen erhaltenen Informationen, ob mogliche erzfiihrende Spalten angezeigt wurden, sind derzeit noch nicht abgeschlossen.
Der Nachweis einer bisher ganzlich unbekannten, gegen Nordost strei-chenden Storungszone durch die Refraktionsseismik hat die Frage nach der moglichen Begrenzung des Bergbau-Hoffnungsgebietes gegen Siiden aktualisiert.
Da es sich um eine Klarstellung prinzipieller Art mit iiberwiegend wissenschaftlicher Zielsetzung handelt, kommt den vorgesehenen zwei Tiefbohrungen besonderes Interesse zu. Besteht dadurch doch die Moglich-keit von Hinweisen fiir die Entscheidung eines der groBen Probleme des Ostalpenbaues, das mit der Stellung und Zuordnung der Reehnitzer Schie-ferinsel verbunden ist.
Die geoelektrischen Messungen wurden nach der Wenner-Anordnung mit niederfrequentem Wechselstrom ausgefiihrt. Der Elektrodenabstand betrug bei den Routinemessungen 120 m und 180 m. Die Auswertung der Messungen war schwierig, ergab aber durch spatere Grubenaufschliisse bestatigte Anomalien, die allerdings leider kein Antimon fiihrten, was jedoch nicht gegen die Methode spricht.
Bei der Interpretierung der geoelektrischen MeBergebnisse hat sich insbesondere eine Verwitterungsschichte, die sehr geringe Widerstande aufweist, als besondere Erschwernis erwiesen. Wenn diese Schicht namlich lehmig ist, sinkt der Widerstand auf 50 Ohm je m ab und erschwert eine Ausdeutung der Leitverhaltnisse in den tieferen Bereichen ungemein.
Die Anwendung der Magnetik hat sich insbesondere auf den Verlauf der im Osten der Lagerstatte auftretenden Serpentin beschrankt. Damit wurden ganz ausgezeichnete Ergebnisse insofern erzielt, als dadurch die Richtung des Absteigens des Serpentin sicher festgelegt werden konnte und somit erstmals gewisse Hinweise fiir das Verhalten der Gangspalten und deren Vererzung nach Osten hin gegeben waren.
Die MeB- und Prospektierungsergebnisse auf Antimonit in Schlaining, die im letzten Jahr auch auf einen Bereich nordlich davon (Bergbaube-reich Maltern, Niederosterreich) ausgedehnt wurden, ergaben, daB die Anwendung einer einzigen Methode nicht zielfiihrend ist, sondern daB nur in gleichen Hinsicht zu deutende Informationen verschiedener Metho-den Gesteinsarbeiten zur Klarung der Verhaltnisse verantwortbar machen.
Es ist ganz eindeutig, daB die Erfolgsaussichten fiir die Prospektierung auf Antimonit durch geophysikalische MeBprogramme wesentlich ver-bessert werden, auch dann, wenn sie auf Grund der gegebenen Verhaltnisse nicht direkt zum Ziele fuhren konnen.
Wenn es auch bisher nicht gelungen ist, durch die oben erwahnten geophysikalischen und geochemischen Studien eine neue Lagerstatte zu erschlieBen. so haben wir doch viele Hinweise erhalten, daB die geologi-schen Aussichten dadurch wesentlich erwcitert und reproduzierbar ver-deutlicht wurden.
Prospecting and Exploration Methods in Austrian Lead, Zine, and Antimony Mining
Ludwig Kostelka S U M M A R Y
Prospecting for lead-zinc occurrences does not differ significantly from methods applied in other countries. According to our genetical compre-hension great attention is paid to the facial background and to paleogeo-graphical possibilities.
Special problems arise by the steepness of some areas in which some chances for lead-zinc-ore-occurrences do exist. Careful sampling and studying of the broken rocks on the foot of the wall and rock-sampling along accessible sample lines are carried out. The determination of zine which in our čase gives better information than lead is done by polaro-graph due to lower cost in the laboratories and not with the dithizon-method as in earlier times.
As the reef bound ore occurrences are obviously of fundamental economic importance for our type of deposits we try at present to find out the most simple chemical characteristics of this facies against the well stratified "Quiet-Water-Facies" also very well known as Bleiberg Facies of the Upper Ladinian limestone. Because of the partly very strong do-lomitization no skeletal remains can be expected as facies characteristic.
On the other hand, a careful test-sampling of barrcn crosscuts in the ore-bearing sequence (stratified Ladinian limestone), by significant contents of zine and partly of lead too, gives useful indications which bedding plans of the mine section offer the best chances for economical mineral enrichments.
Geophysical methods are not yet used for prospecting on lead-zinc, though informative tests with oscillations on very long frequencies have been carried out.
On the contrary, in antimonite prospecting we applied ali geophysical methods which offered a chance for success.
DISCUSSION
Zuffardi: A short comment and a very banal question. I undenvent a very disappointing experience in prospecting for lead and zine by geochemical analysis: namely I found sometimes very strong anomalies on the top of small Pb-Zn occurrences, and, vice versa, small anomalies related to big ore bodies. Now I would like to know if, in your čase, the beautiful Sb-anomalies you showed us were actually related to ore bodies or not. Thank you.
Kostelka: Well, so far we did not so much geochemical prospecting for Pb and Zn on the surface because of the difficulties in the very steep terrain of the Alps. To* interpret the results we tried to start this prospecting now on the basis of facies, that means on this facies of the We<tter-stein limestone where we see chances for greater ore bodies, and only on the basis of geochemical ročk samples and not loose or soil material. You can't interpret these results if you are prospecting steep slopes. In the čase of ali Sb-anomalies we found by geochemical (and geophysical) prospecting methods we were not in position to find an economically important ore body. We could verify the informations we received, but the ore bearing in no čase allowed further development works because of small extensions and poor percentage of the mineralized areas.
Štrucl: Ich glaute, wir mussen sehr vorsichtig sein mit beiden Anoma-lien oberhalb des III. Schiefers im Rublandstollen. Auch wir haben in den ostlichen Karawanken iiber dem III. Schiefer, also im Bereich zwischen dem III. Schiefer und dem Hauptdolomit, auf vielen Stellen, es sind min-destens 14 oder 15, kleine Vererzungen, die okonomiseh nicht interessant sind. Es sind ganz kleine Vererzungen, aber ich glaube trotzdem, daB diese Anomalien sehr interessant sind schon wegen der regionalen Verbreitung eines Erzhorizontes. Dann die zweite Frage. Konnen die Anomalien im palaozoisehen Untergrund nicht vom palaozoisehen Untergrund selbst herstammen? Das nicht, weil sie auch manehmal einen hoherem Gehalt aufweisen, sondern weil wir im palaozoisehen Untergrund z. B. auch Lagerstatten kleinen Umfanges vorfinden. Auch die Quarzgange haben manehmal einen hoheren Gehalt an Zinkblende und Bleiglanz. Deshalb moehte ich auch hier vorsichtig sein, iiber eine Zerstreuung zu sprechen. Bei den geoehemisehen Untersuchungen in Mežica haben wir festgestellt, daB eigentlich die Zerstreuung von Zink groB ist, dagegen die von Blei sehr gering. Die Wanderung von Blei geht auf einige Meter, vielleicht auf 10 bis 20 Metter und nicht mehr, die von Zink geht aber ziemlich weit.
Kostelka: Es hat sich, um zuerst auf die erste Frage zuriickzukommen, hier bei diesen Anomalien, zweifelsohne nicht um unsere Absicht hier regional bereits bekannte Erzspuren im groBeren Umfang zu bestatigen. Wir sind aber der Meinung, weil die Erzfiihrung an den vier korrespon-
dierenden Bereichen ober und untertage der Synklinale auftritt, daB es sich doch um eine groBere, schichtgebundene Vererzung handeln konnte, insbesondere weil am Tag AusbiB des Nordfliigels ein Bergbauversuch hochprozentige Zn-Erze erbrachte. Der weitere Betrieb wurde — wie wir annehmen — wegen des fast ganzlich fehlenden Bleiglanzes aufge-geben. Es scheint uns dies doch eine vertretbare Chance zu sein, daB hier die Moglichkeiten einer vielleicht nicht sehr reichen, aber ausgedehn-ten Vererzung vorliegen. Zur zweiten Frage: Wir haben im Karbon nur Zink untersucht. Es ist uns bekannt, daB das Blei insbesondere in diesem Milieu kaum wandert, so daB wir auf die Untersuchung des Bleis ver-zichtet haben. Wir wissen daB das Unterkarbon auBerhalb der Storungs-bereiche frei von Zink ist, so daB wir annehmen, daB das Zink aus der Trias ausgewandert ist und an den Storungen der Karbonschichten kon-zentriert wurde.
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