GEOLOGIJA 35, 229-286 (1992), Ljubljana
UDK 553.44.43:551.735(497.12)=863
O geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno
od Litije
On geological structure and mineralization in Carboniferous rocks north of
Litija, Slovenia
Ivan Mlakar & Dragomir Skaberne
Geološki zavod Ljubljana, Dimičeva 14, 61000 Ljubljana
Matija Drovenik
Fakulteta za naravoslovje in tehnologijo Univerze v Ljubljani, Aškerčeva 12, 61000 Ljubljana
Kratka vsebina
V članku so podatki o razvoju karbonskih skladov na območju severno od
Litije, o strukturi ozemlja in polimetalnih rudiščih na tem prostoru. Posebna
pozornost je namenjena sestavi kremenovo-limonitnih kamenin z območja Gav-
gen hrib-Kržac južno od Vač in pogojem njihovega nastanka. Z določitvijo
relativnega zaporedja izločanja mineralov in njih deformacij smo dokazali obstoj
tektonsko-erozijske faze, ki ustreza asturski tektonski fazi. Z istočasnim nastaja-
njem tektonskih jarkov pa so povezani tudi rudonosni procesi.
Abstract
In the paper data on development of Carboniferous beds, the geological
structure and polymetallic deposits in the area north of Litija are presented.
Special attention is devoted to composition of quartz-limpnitic rocks from Gavgen
hrib-Kržac south of Vače and to their genesis. Establishment of relative succes-
sion of crystallization of minerals and of their deformations permitted to prove the
existence of a tectonical-erosional phase which corresponds to the Asturian
orogeny. The mineralization processes are connected with development of tectonic
trenches at that time.
Uvod
V okviru raziskovalne naloge Metalogenetske študije za območje Slovenije, ki jo je
financirala Raziskovalna skupnost Slovenije, smo v letih 1986-1988 preučevali
ozemlje med Litijo in Vačami. Izdelali smo geološko karto v merilu 1:5.000 po metodi
evidentiranja in kartiranja vseh izdankov, zbrali podatke o razvoju paleozojskih
plasti, strukturi ozemlja in o rudiščih na tem prostoru ter našli zelo zanimive
kremenovo-limonitne kamenine, katerih nastanek je pomemben za interpretacijo
starosti rudonosnih procesov in paleotektonsko dogajanje na širšem območju. Tem
nenavadnim kameninam smo v razpravi namenili posebno pozornost.
230 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Geološka zgradba ozemlja
Litostratigrafski podatki
Karbonske plasti. V Mlakarjevi razpravi iz leta 1987, namenjeni razlagi geolo-
ške zgradbe Posavskih gub in njihovega južnega obrobja, najdemo podatke o razvoju
karbonskih skladov na širšem prostoru. Veljavnost te razčlenitve, potrebne le manj-
ših dopolnitev, lahko najlepše ponazorimo prav z razmerami na geološki karti
ozemlja Vače-Hotič-Ponoviče-Litija, ki zajema 21 km^ (si. 1).
V predhodnih raziskavah (Mlakar, 1987) kamenin superpozicijske enote a, ki jo
grade temno sivi skrilavi glinovci s posameznimi polami meljevca, na obravnavanem
prostoru nismo zasledili. Pri sedanjih - natančnih raziskavah pa smo kamenine
superpozicijske enote a našli, in sicer južno ter celo severno od Save. Južno od Save
najdemo te kamenine na območju Presenčev mlin-Pogonik-Podšentjur, severno od
Save pa ob cesti Ljubljana-Litija ter v spodnjem in srednjem delu Loki potoka.
V grapi pod Rženom in Kovkarjem je več lepih izdankov glinovca, vendar vsi
pripadajo istemu nivoju vsaj 250 m debelih skladov (si. 2 in 3).
Večji del ozemlja grade skladi superpozicijske enote b iz srednje- in debelozrnatih
klastičnih kamenin.
Plasti najstarejše superpozicijske podenote bi se javljajo kot ozek, večkrat preki-
njeni pas na območjih, kjer poznamo talninske skrilavce enote a; lepi izdanki so
redki. Značilnost teh do 50 m debelih skladov je hitro menjavanje glinovca, meljevca
in drobnozrnatega peščenjaka, pri čemer je debelina posameznih plasti od 0,1-0,5 m.
Prisotnost vseh karbonskih superpozicijskih enot na majhnem prostoru je v Po-
savskih gubah redkost. Zato nam to območje lahko obenem služi za osnovo pri
reševanju celotne karbonske problematike in je pomembna informacija za preučeva-
nje stratigrafske, litološke in strukturne kontrole Pb, Zn, Cu in Ba orudenja v tem
delu Slovenije.
Kratek pregled dosedanjih raziskav
Iz obdobja pred drugo svetovno vojno je pomembna zlasti razprava Tornquista
(1929), ki je preučeval zakonitosti hidrotermalnega orudenja. Namenjena je pred-
vsem Litiji, obravnava pa tudi nekatera druga žilna rudišča v Posavskih gubah.
Bercetova (1955) geološka karta iz leta 1954 zajema okrog 2,25 km^ ozemlja okolice
Ponovič; geološko je spremljal rudarska dela, medtem ko je Tovšakova preučevala
izpirke v potokih. Iz istega obdobja je še Žebretova razprava (1955). Leta 1956 sta
Grad in Nosan (Grad, 1957) pregledala 100km^ ozemlja v okolici Litije. Na karti
sta sicer izločila karbonske litološke člene, vendar nista pojasnila superpozicijo
skladov in zgradbo ozemlja. V končni fazi obratovanja rudišča Ponoviče je Fabjančič
kartiral večino takrat dostopnih rudarskih del.
Nove geološke podatke s tega prostora smo dobili šele pri zbiranju informacij za
Osnovno geološko karto (karti Vače in Litija v merilu 1:25.000) ter seveda z objav-
ljeno karto merila 1:100.000 s tolmačem (Premru, 1983a, b). Opozorimo naj še na
podatke o rudnomikroskopskih, spektralnih in izotopskih raziskavah rude, ki so jih
opravili Grafenauer (1963), Grafenauer s sodelavci (1969) in Drovenik M.
s sodelavcema (1980) ter na nekaj novejših geoloških informacij (Mlakar, 1987).
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije 231
Ta podenota je razgaljena ob poti k cerkvi Sv. Jurija, še lepše pa v visoki ježi nad
mrtvim rokavom reke Save, in sicer v coni, dolgi okrog 100 m, ki se prične pod
gradom Pogonik in se vleče proti severovzhodu. Več izdankov teh kamenin je še pod
savsko teraso južno od Zgornjega Hotiča, zdaleč najlepši izdanek pa je v levem
pritoku Loki potoka - 600 m južno od Škalarjevega mlina.
Kamenine superpozicijske podenote b2 grade velik del pregledanega območja. Kot
drugod v Posavskih gubah, sestoji tudi tod podenota b2 pretežno iz peščenjaka.
Sestavljajo jo številne debele sekvence iz različno zrnatega bolj ali manj sljudnatega
kremenovega peščenjaka. Spodnji del sekvenc je iz masivnega debelejezrnatega
peščenjaka, včasih iz drobnozrnatega konglomerata, najvišji deli pa so pogosto iz
vzporedno laminiranega drobnozrnatega peščenjaka, kateremu ponekod sledi še
nekaj cm glinovca. Prisotno je torej bolj ali manj izrazito zmanjševanje zrnavosti
proti zgornjim delom sekvenc (fining upward sequence).
Kot kaže profil A-A' na si. 2, se javlja prvi vložek glinovca v okrog 600 m debeli
skladovnici kamenin superpozicijske podenote b2 okrog 70 m nad plastmi z našo
oznako bi. Najbolj pogostni so vložki glinovca v intervalu med 300 in 450 metri. Na
območju Bitiče-Tolsti vrh najdemo štiri take vložke, debele od nekaj do 25 metrov, ki
se lateralno izklinjajo.
V doslej opisanem delu stratigrafskega stolpiča zelo poredko naletimo na tanke
plasti in leče konglomerata. Nasprotno pa so v zgornjih 200 metrih skladov z našo
oznako b2 (si. 3) plasti in leče konglomerata z do 8 mm velikimi prodniki belega
kremena in lidita vse pogostnejše in debelejše, o čemer se lahko prepričamo zlasti na
območju severno od Tolstega vrha (si. 1). Največ lepih izdankov peščenjaka je
v grapah hriba Kamniščica, v potokih SW od domačije Lošče in naselja Tolsti vrh.
K litološkim karakteristikam superpozicijske podenote ba, ki smo jih navedli pred
leti (Mlakar, 1987, 164), ne moremo dodati nič novega. Poleg drobnozrnatega,
dobro sortiranega konglomerata najdemo tudi kamenine z nekaj cm velikimi prod-
niki belega kremena, lidita in peščenjaka, ki se javljajo predvsem v spodnjem delu te
podenote. Ponekod se konglomerat menjava s peščenjakom (Strešni vrh, Kržac).
Konglomerati so lepo razgaljeni zlasti na jugozahodnem grebenu hriba Veliko Gra-
dišče. Skupna debelina skladov superpozicijske podenote bs znaša 280 metrov (si. 2,
profil C-C).
Z izjemo zahodnega dela območja Skrivni potok leži na konglomeratu kremenov
peščenjak, ki ga obravnavamo kot superpozicijsko podenoto b4 (si. 3). Ta doseže
debelino do 50 metrov, vendar ni nikjer lepo razgaljena. O njeni prisotnosti in legi
v prostoru se lahko prepričamo npr. na že omenjenem grebenu, in sicer tik pod vrhom
Velikega Gradišča.
Na temno sive krovninske skrilave glinovce oziroma superpozicijsko enoto c se-
verno od Save smo že opozorili (Mlakar, 1987). Kot kaže 1. slika, zavzemajo te
plasti med Ponovičami in Ržiščem površino 4,5 km^, kot erozijske krpe pa jih najdemo
še na severovzhodnem obrobju karte (Hruševje, Srednji vrh). Lepi izdanki skrilavega
glinovca so v grapi severno od naselja Konj, najlažje dostopni pa so ob novi gozdni
cesti, ki vodi po severnih pobočjih Velikega Gradišča iz Ponovič proti zahodu v Mrzlo
dolino.
Ob cesti sta lepo razgaljena tudi peščenjak in konglomerat, ki se javljata kot nekaj
metrov debel vložek med glinovci, in sicer 50 m nad stikom s superpozicijsko pode-
noto b4 (si. 1, 2, profil C-C in si. 3). Superpozicijska enota c je debela do 250 m,
celotna debelina karbonskih kamenin pa znaša na obravnavanem območju vsaj
1480m(sl. 3).
SI. 1. Geološka karta ozemlja severno od Litije
Fig. 1. Geological map of area north of Litija
234
Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
V zvezi s starostno problematiko karbonskih skladov, ki smo jo nanizali pred leti
(Mlakar, 1987), nimamo novih podatkov.
Grödenske plasti. Na obravnavanem ozemlju najdemo te sklade le na nekaj
mestih. Največjo površino zavzema rdeči drobno- do srednjezrnati kremenov pešče-
njak južno od vasi Zahrib na vzhodnem obrobju naše karte. Kamenine se javljajo
vzdolž stika med karbonskimi skrilavimi glinovci in triasnim dolomitom. Menimo, da
1 kvartarne rečne in potočne usedline; 2 pobočni grušč; 3 pliokvartarne usedline; 4 svetlo sivi
apnenec (zg. in sr. trias); 5 sivi dolomit (zg. in sr. trias); 6 svetlo sivi dolomit (sr. trias); 7 sivi
ploščasti apnenec (sp. trias); 8 rdeči muljevec in meljevec, podrejeno sivo zeleni litični peščenjak
(sr. perm); 9 temno sivi muljevec (karbon); 10 sivi kremenovi peščenjak (karbon); 11 sivi
kremenovi konglomerat (karbon); 12 sivi kremenovi konglomerat s prodniki apnenca (samo
v stolpcu; karbon); 13 sivi kremenovi peščenjak (karbon); 14 peščenjak z vložkom temno sivega
muljevca (karbona); 15 hitro menjavanje drobnozrnatega in zelo drobnozrnatega peščenjaka,
meljevca in muljevca (karbon); 16 temno sivi muljevec (karbon); 17 ugotovljena in domnevna
geološka meja; 18 ugotovljena in domnevna erozijsko-diskordantna meja (na karti); 19 ugotov-
ljena in domnevna erozijsko diskordantna meja (v profilih in stolpcu); 20 smer in vpad plasti (0°,
0-30°, 30-60°, 60-90°, 90°); 21 močan mladoterciarni prelom; 22 relativno pogreznjeni blok; 23
narivna ploskev višjega reda; 24 narinjena ploskev nižjega reda (meja luske); 25 os sinklinale; 26
os antiklinale; 27 stara rudarska dela (Pb, Zn, Cu); 28 okremenela kamenina; 29 kremenovo-
limonitni peščenjak in breča; 30 veliki bloki (>0,25тЗ) kremenice na sekundarnem mestu; 31
železniška proga; 32 planinska koča; 33 cerkev; 34 razvalina; 35 kota
1 Quaternary fluvial and stream sediments; 2 Slope scree; 3 Plioquaternary sediments; 4 White
grey limestone (Upper and Middle Triassic); 5 Grey dolomite (Upper and Middle Triassic);
6 White grey dolomite (Middle Triassic); 7 Grey platy limestone (Lower Triassic); 8 Red shale
and siltstone, subordinately greyish-green lithic sandstone (Middle Permian); 9 Dark grey shale
(Carboniferous); 10 Grey quartz sandstone (Carboniferous); 11 Grey quartz conglomerate
(Carboniferous); 12 Grey quartz conglomerate with pebbles of limestone (Carboniferous); 13
Grey quartz sandstone (Carboniferous); 14 Sandstone interbedded with dark grey shale (Carbo-
niferous); 15 Narrow alternation of fine-grained or very fine-grained sandstone, siltstone and
shale (Carboniferous); 16 Dark grey shale (Carboniferous); 17 Proved and supposed geologic
boundary; 18 Proved and supposed erosion-discordant boundary (on the map); 19 Proved and
supposed erosion-discordant boundary (on the sections and column); 20 Strike and dip of strata
(0°, 0-30°, 30-60°, 60-90°, 90°); 21 Main late Tertiary fault; 22 Downthrown block; 23 Thrust
plane of the 1=' order; 24 Thrust plane of the 2"<í order (scale boundary); 25 Axis of syncline; 26
Axis of anticline; 27 Old mining workings (Pb, Zn, Cu); 28 Silicified rock; 29 Quartz-limonite
sandstone and breccia; 30 Large blocks (>0,25тЗ) of silica on secondary place; 31 Railway; 32
Mountain Inn; 33 Church; 34 Ruin; 35 Elevation
Legenda k si. 1, 2 in 3
Explanation of figs. 1, 2 and 3
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije 235
je kontakt med karbonskimi in grödenskimi kameninami na območju Zahrib-Cir-
kuše narivnega značaja.
Neznaten, a za razlago geološke zgradbe zelo pomemben izdanek grödenskih
kamenin najdemo na grebenu 450 m severozahodno od domačije Krhličje, SE od
naselja Konj. Na kolovozu sta razgaljena prepereli sivo zeleni litični peščenjak in
rdeči meljevec. Menimo, da je stik s karbonskimi glinovci superpozicijske enote c tod
tektonsko-erozijskega značaja.
Skitske plasti. Tik ob cesti, ki vodi ob potoku Vidrnica v vas Cirkuse (380 m pred
odcepom k domačiji Božič), se v razkopu pokaže nepretrti stik med temno sivim
ploščastim apnencem ter sivim mikrosparitnim dolomitom z vpadom proti severo-
vzhodu. V rahlo dolomitiziranem biosparitnem apnencu je Šribarjeva našla f ora-
miniferi Ammodiscus incertus (d'Orbigny) ter Meandrospira pusila (Ho), kar govori
za zgornjecampilsko starost kamenine. V primerjavi s podatki Osnovne geološke
karte - list Ljubljana (Premru, 1983a), kjer zgornjeskitskih skladov tod niso
poznali, predstavlja ta najdba za obravnavani prostor novost.
Anizične plasti. Sivi do svetlo sivi srednjezrnati, slabo plastnati do neplastnati
drobljivi dolomit, ki je v normalnem stiku s paleontološko dokazanim campilskim
apnencem, obravnavamo kot kamenino anizične starosti in nastopa kot dolomitni
blok v osrednjem delu potoka Vidrnica (si. 1).
Srednje- in zgornjetriasne plasti. Karbonatne kamenine, ki na severu in severo-
vzhodu obdajajo paleozojske sklade, so raziskovalci v okviru Osnovne geološke karte
-list Ljubljana (Premru, 1983a) označili s simbolom T2+3. Oznako smo zadržali, saj
nimamo dokazov, da so vse te kamenine anizične starosti. Prevladuje debelosklado-
viti ali neplastnati sivi mikrosparitni dolomit; tu in tam opazimo stromatolitno
teksturo. Sivi mikritni do mikrosparitni apnenec najdemo kot čeri samo pri domačiji
Lošče in nad Golobom.
Pliokvartarne usedline. Po podatkih Osnovne geološke karte - list Ljubljana
(Premru, 1983a) so severno od Ponovič na karbonskih ali triasnih kameninah tu in
tam erozijski ostanki pliokvartarnih usedlin. Kot kaže 1. slika, je precej takih krp
tudi drugod in zavzemajo površino po več hektarjev. Gre skoraj izključno za lepo
zaobljene prodnike precej preperelega sivo rjavega karbonskega peščenjaka. Ti
dosežejo velikost do 15 cm, najpogosteje pa merijo okrog 5 cm in se javljajo med glino
in peščeno meljasto glino. Precej manj je prodnikov rdečega peščenjaka grödenske
starosti, medtem ko so karbonatni prodniki zelo redki.
Prod pliokvartarne starosti se je ohranil predvsem na grebenih, nekdanja erozij-
ska površina pa se najpogosteje javlja v višini med 290 in 310 metri, torej okrog 65 m
nad današnjim nivojem reke Save. Pliokvartarne usedline so debele več deset metrov.
Kvartar. Na pregledanem območju so kvartarne starosti rečne in potočne napla-
vine, pobočni grušč ter podori. Rečni prod najdemo vzdolž Save in je za razliko od
onega, ki smo mu pripisali pliokvartarno starost, zelo heterogen. Sestoji predvsem iz
oblic karbonatnih kamenin, manj pogostni so prodniki vulkanogenih in paleozojskih
klastičnih kamenin. Ti so različno veliki (od nekaj do preko deset centimetrov), lepo
zaobljeni in nesprijeti. Verjetno je debelina proda ponekod večja od deset metrov.
Potočne usedline, kot npr. prod, pesek in mulj, najdemo v manjši debelini ob Loki
potoku, Vidrnici, Konjskem potoku in ob drugih potokih.
Predvsem vzdolž stika karbonskih in triasnih karbonatnih kamenin so se nakopi-
čile velike količine pobočnega grušča, ki zavzemajo sklenjene površine več hektarjev.
Zaradi boljše preglednosti, smo ga na karti vrisali le tam, kjer zavzema velike
površine ali prekriva območja s pomembnimi geološkimi podatki.
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije
237
SI. 2. Geološki profili
Fig. 2. Geological sections
238
Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
SI. 3. Stratigrafska in litološka kontrola orudenja
Fig. 3. Stratigraphical and lithological control of mineralisation
Ponekod imamo opraviti s podori, saj gre za bloke karbonatnih kamenin, velike
po več m^ (Jesenje, Cirkuše-Piškov mlin).
Zlasti območje iz karbonskih kamenin je na debelo prekrito s preperino. Izdanke
najdemo predvsem vzdolž potokov, ob poteh in včasih na grebenih.
Tektonska zgradba
Glede na podatke Osnovne geološke karte-list Ljubljana (Premru, 1983 a, b) je
obravnavano ozemlje izsek iz osrednjega in severnega dela litijske antiforme. Narivni
stik med paleozojskimi in triasnimi kameninami ter nekaj neotektonskih prelomov
naj bi bile edine tektonske deformacije na tem prostoru.
Novi podatki govore, da je tektonska zgradba ozemlja bolj zapletena, kot so
menili doslej. Kot kažeta geološka prereza A-A' in B-B' na 2. sliki, se pokažejo
najstarejše kamenine - torej glinovci karbonske superpozicijske enote a, v jedru
gube, ki smo jo poimenovali kot Hotiška antiklinala po naselju Hotič in jo obravna-
vamo kot antiformo drugega reda. Južno krilo gube vpada srednje strmo proti jugu,
severno pa zelo položno v nasprotno smer, saj najdemo talninske skrilavce še
v osrednjem delu Loki potoka.
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije 239
S povezavo kamenin karbonske superpozicijske podenote bi, torej onih v krovnini
talninskega skrilavega glinovca (Podšentjur-Pogonik-Kurja vas), pod naplavinami
reke Save (si. 1), lahko rekonstruiramo vzhodni rob Hotiške antiklinale. Z ozemlja
zahodno od tod nimamo novih podatkov; menimo, da antiklinalno jedro potone pod
mlajše sklade že pred Kresnicami.
Peščenjaki karbonske superpozicijske podenote b2 na območjih Podšentjur-Me-
sarjevec-Loki potok-Bitiče-Jesenje-Tolsti vrh-Lošče so del obsežne, delno erodi-
rane, okrog 600m debele in antiklinalno upognjene plošče, ki je rahlo deformirana le
z dinarsko usmerjenimi prelomi (si. 2, profila A-A' in B-B'). Kamenine, ki grade
vzpetino s cerkvijo sv. Jurija nad Podšentjurjem, so tako iz najnižjega, one pri
Loščah, na severnem obrobju karte, pa iz najvišjega dela te plošče. Na hribu
Mesarjevec ter Strešnem vrhu so se kot erozijski ostanki ohranili konglomerati
spodnjega dela karbonske superpozicijske podenote bs (profil B-B' na 2. sliki).
Drugačno zgradbo najdemo na jugovzhodnem delu naše karte. Na kremenovem
peščenjaku karbonske superpozicijske podenote b2 z levega brega reke Save leže
konglomerati superpozicijske podenote h^, nato peščenjaki podenote b4 in končno
glinovci enote c, ki grade obsežno območje vse do naselij Konj, Ržišče, Cirkuse in
Zahrib. Skladi so rahlo nagubani z osmi gub približno v smeri E-W.
V osrednjem delu potoka Vidrnica, in sicer severno od Piškovega mlina, se izpod
krovninskih skrilavcev pokažejo debelozrnati klastiti karbonske superpozicijske
enote b (podenoti b4 in bs). Govorimo o Vidrniškem erozijskem oknu. Samo pešče-
njake podenote b4 pa najdemo v podobni legi ob Savi jugovzhodno od Kurje vasi.
Manjše krpe kremenovega peščenjaka pri Ržišču in Boltiji obravnavamo kot
erozijske ostanke vložka debelejezrnatih klastitov znotraj glinovca enote c. Pešče-
njaki se javljajo v jedrih sinklinal; v eni izmed njih so se ohranili grödenski klastiti
(si. 2, profil C-C).
Na prisotnost močne narivne ploskve znotraj karbonskih kamenin smo opozorili
že pred nekaj leti. V okviru Lebeške luske so debelozrnati klastiti superpozicijske
enote b narinjeni na glinovce enote c (Mlakar, 1987, 168). Kot kaže si. 1, lahko
narivno ploskev zanesljivo lociramo le do hriba Obloga; kje poteka zahodno od tod,
pa zaenkrat še ne vemo.
Luska sestoji pretežno iz grobih klastitov superpozicijske enote b, le na severnem
in vzhodnem obrobju so se ohranili glinovci enote c. Po naši interpretaciji je Lebeška
luska narinjena proti jugu za 1,5 km (si. 2, profil C-C).
Menimo, da je luskasta zgradba prisotna tudi na ozemlju južneje od tod, in sicer
v coni Tičnik-Pivec-Kurja vas. Narivna ploskev nižjega reda poteka večji del znotraj
glinovca enote c, pri Ponovičah pa so deformacijski efekti jasno vidni; glinovci enote
C so narinjeni na debelozrnate klastite enote b.
Po podatkih Osnovne geološke karte - list Ljubljana (Premru, 1983 a, b) leže na
karbonskih plasteh mezozojske kamenine Dolskega nariva. Narivni stik je ponekod
preoblikovan z neotektonskimi prelomi, kar so potrdile tudi naše raziskave. V na-
sprotju z dosedanjo interpretacijo obravnavamo stik med paleozojskimi in mezozoj-
skimi skladi na vzhodnem obrobju karte kot narivno ploskev, saj je močno razgiban.
Tektonsko krpo iz karbonatnih kamenin, ki naj bi nastopala pri Jesenju, smo
ločili od dolomitnega masiva severno od tod samo s prelomom. Pač pa imamo opraviti
s pravo tektonsko krpo zahodno od vasi Zahrib; triasni dolomit leži na glinovcu
karbonske superpozicijske enote c. Govorimo o Janeževi tektonski krpi, poimenovani
po bližnji domačiji Janež (si. 1).
240 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Na preiskanem ozemlju smo ugotovili neotektonske prelome štirih sistemov. Ob
severnem obrobju karte poteka dinarsko usmerjeni Globodolski prelom, poimenovan
po ledinskem območju Globodol in pogojuje v ravni črti potekajoči stik med pale-
ozojskimi in mezozojskimi skladi. Pri Loščah se na prelom prisloni narivna ploskev.
Prelom smo spet registrirali vzdolž zgornjega toka Vidrnice, nakar se umakne iz
doline in s severovzhoda odreže Vidrniško erozijsko okno ter se nadaljuje proti
Cirkušam.
Okrog tisoč metrov jugozahodneje poteka subparalelno s prejšnjim, Mamoljski
prelom, ki nosi oznako po naselju Mamolj na desnem bregu Save. V coni Sela-Škalar-
jev mlin prelom ostro odreže skladovnico peščenjakov z glinastimi vložki in nato še
talninske skrilave glinovce v Loki potoku. Severno od hriba Kamniščica vidimo na
geološki karti zmik narivne ploskve v podlagi Lebeške luske. Menimo, da poteka
prelom jugovzhodno od tod vzdolž spodnjega toka Vidrnice. Na problematiko identi-
fikacije tega preloma s Savskim prelomom smo že opozorili (Mlakar, 1987, 177).
Subparalelno potekajoči Zapodjanski prelom, ki smo ga poimenovali po vasi
Zapodje, že zunaj zahodnega obrobja naše karte, pogojuje izrazito sedlo nad vasjo
Jesenje. Jugovzhodno od tod poteka prelom znotraj peščenjaka superpozicijske
podenote b2, v dolini Save pa je prekrit z rečnimi naplavinami.
Po vasi Podšentjur smo poimenovali prelom na jugozahodnem obrobju naše karte.
Močni deformacij ski efekti se odražajo le na ozemljih zunaj preglednega območja.
Dinarsko usmerjeni prelomi so sub vertikalni, saj potekajo premočrtno kljub
razgibani morfologiji terena, javljajo se v medsebojni razdalji okrog 1500 m, ob njih
pa so se grezala severovzhodna prelomna krila vsaj za nekaj deset metrov; horizon-
talne komponente premikov ne poznamo.
V coni Jesenje-Golob se na dolžini 2,5km v ravni črti stikajo paleozojske in
triasne kamenine. Omenjeni stik je prečnodinarsko usmerjeni Slivenški prelom, ki
smo ga poimenovali po zaselku Slivna že zunaj severnega roba naše karte. Deforma-
cija izstopa že na Osnovni geološki karti - list Ljubljana (Premru, 1983a).
Po naselju Ponoviče smo poimenovali enako usmerjeni prelom na jugovzhodnem
obrobju naše karte. Ob prelomu se stikajo različne karbonske kamenine, ki pripadajo
superpozicijskima enotama b ali c.
Ob obeh prečnodinarsko usmerjenih prelomih so se grezala severozahodna pre-
lomna krila za več deset metrov.
Vzdolž reke Save poteka po naši interpretaciji še domnevni Pugledski prelom, ki
prav tako pripada prečnodinarskemu prelomnemu sistemu.
Krajše prelome s smerjo E-W smo registrirali le na dveh mestih, in sicer pri Bolti j i
ter na območju Globodola, čeprav bi po podatkih Osnovne geološke karte - list
Ljubljana (Premru, 1983a) lahko sklepali, da so pogostnejši.
Premru (1976, 1983b) je opozoril na meridionalni, potresno aktivni Litijski
prelom, ki naj bi potekal nekje med Zagorico in Sitarjevcem in segel še na drugo stran
reke Save. Prepričani smo, da je močan prelom s smerjo sever-jug v coni Mrzla
dolina-Globodol severno nadaljevanje Litijskega preloma, saj je to edina tako
usmerjena neotektonska deformacija na tem prostoru.
Na izrazitem sedlu med Strešnim vrhom in Velikim Gradiščem se stikata spodnji
in najvišji del konglomerata superpozicijske podenote h^. Tja do reke Save je nato
starostna razlika kamenin v obeh prelomnih krilih vse večja.
Za prisotnost neotektonskega preloma na območju Kurja vas-Škalarjev mlin
govori zelo stanjšana debelina peščenjaka podenote b2 na levem bregu Loki potoka.
V naslednjem odseku do Globodola mora potekati Litijski prelom vzdolž doline, saj
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije 241
Rudišča in rudni pojavi
Na območju, ki ga prikazuje si. 1, je več rudnih pojavov in rudišč svinca, cinka in
bakra. Podatki o teh objektih so skopi, nepopolni in nezanesljivi pa še rastreseni po
poročilih in drugi dokumentaciji. V novejšem obdobju so bili objavljeni le podatki
laboratorijskih preiskav nekaj vzorcev rud z odvalov. Da se izognemo nesporazu-
mom, smo lokalitete rudišč in rudnih pojavov oštevilčili.
Ponoviče (1)
Voss (1895) je pisal o rudiščih pri Ponovičah, orudenje na ožji lokaciji Ponoviče
pa so našli dosti kasneje. Glede na informacije, ki sta jih zbrala Sedlar (1950) in
Zebre (1955), so 20-25 cm debelo žilo sfalerita v grapi Sv. Antona odkrili leta 1928
pri polaganju grajskega vodovoda. Jamsko polje se je imenovalo Andrej, podelitvena
listina pa nosi datum 24. 11. 1930. Rudarska združba Litija je izdelala več deset
metrov rovov v dveh nivojih. Obrat so leta 1930 ustavili z utemeljitvijo, da cena rude
ne krije stroškov obratovanja. V naslednjih letih so rudnik še delno vzdrževali, tu in
tam raziskovali in opustili leta 1935.
Iz raznih zapisnikov zvemo, da so leta 1947 začeli s čiščenjem obeh rovov, vendar
so rudarska raziskovalna dela, ki jih je vodil Geološki zavod Ljubljana, zaživela šele
junija 1954. Konec leta 1956 so objekt prevzeli Posavski rudniki. Z deli so nadaljevali
junija 1960, z Novim letom (1961) pa je prešel obrat Litija v upravljanje Rudnikom
svinca in topilnici Mežica. V drugi polovici leta 1964 so rudo odkopali (24011 rude
s 6,33 % Zn) in aprila - leta 1965 dela dokončno ustavili.
Vsa rudarska dela v okviru rudišča Ponoviče v grapi severno od Malega Gradišča
so zarušena in tako nedostopna. Skupna dolžina rovov znaša okrog devetsto metrov
in se javljajo v vsaj šestih nivojih v višinskem intervalu od 275 do 348 m (si. 4).
Označili smo jih z zaporednimi številkami 1 do 6. Del rovov na 4. nivoju in vsa
rudarska dela na 3. nivoju so iz najstarejšega raziskovalnega obdobja.
Geološke razmere v rudišču smo rekonstruirali po podatkih jamskega geološkega
kartiranja, ki sta ga opravila Berce (1955) in Fabjančič okrog leta 1961, ter po
novih podatkih s površine.
Na podlagi razpoložljivih podatkov lahko geološko zgradbo rudišča Ponoviče, ki
smo jo ponazorili s profilom D-D' na si. 2 in s si. 4, opišemo takole. Rudarska dela
oziroma orudenje se javlja v zgornjem delu peščenjaka superpozicijske podenote b2,
in sicer okrog trideset m pod stikom s konglomeratom podenote h^. Plasti peščenjaka,
ponekod z vložki glinovca in na enem mestu konglomerata, so antiklinalno upognjene
in vise položno do srednje strmo proti severovzhodu. Območje seka sistem prečnodi-
narsko, dinarsko, alpsko in prečnoalpsko usmerjenih prelomov. Na severni krak
Ponoviškega preloma se naslanja narivna ploskev; karbonski glinovci enote c so
narinjeni na peščenjake podenote b2.
sicer glede na vpad plasti ni mogoče uskladiti geoloških razmer na obeh straneh
doline; konglomerat (bs) namreč seže skoraj do grape. Severno od Globodola loči
prelom triasne apnence od dolomita.
Ob Litijskem prelomu, ki odreže obenem tudi strukturo Lebeške luske, se je
vzhodno prelomno krilo brez dvoma pogreznilo vsaj za sto metrov.
242
Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
SI. 4. Jamska karta in prerez rudišča Ponoviče - 1
Prirejeno po podatkih Berceta (1955) in Fabjančiča (1972)
Fig. 4. Mine map and section of the Ponoviče - 1 deposit
Modified after Berce (1955) and Fabjančič (1972)
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije
243
1 skrilavi muljevec; 2 kremenovi peščenjak; 3 zdrobljeni kremenovi peščenjak; 4 kremenovi
konglomerat; 5 smer in vpad plasti; 6 neotektonski prelom; 7 narivna ploskev; 8 izdanek rude na
površju; 9 dokazano rudno telo; 10 domnevno rudno telo; 11 drobna žilica sfalerita; 12
kremenova žila
1 Shale; 2 Quartz sandstone; 3 Crushed quartz sandstone; 4 Quartz conglomerate; 5 Strike and
dip of strata; 6 Neotectonic fault; 7 Thrust plane; 8 Ore autcrope on surface; 9 Proved ore body;
10 Supposed ore body; 11 Tiny sphalerite veinlet; 12 Quartz vein
244 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Cirkuse (2)
Že Valvasor (1689) opozarja na stare rudokope bakra pri Ponovičah, v začetku
19. stoletja pa so tod brez dvoma spet rudarili. Leta 1804 je namreč J. Pinhak dobil
ustrezno dovoljenje za stari kop pri vasi Cirkuse (Mohorič, 1978, 214). V starejših
dokumentih je Sedlar (1950, 46) našel podatek, da je tod leta 1838 rudaril Ruard,
Fabjančič (1972, 40) pa opozarja na sporočilo, da so pri predelavi cinkove svetlice
iz Cirkus okrog leta 1843 dosegli 50-odstotni izkoristek.
O samih rudarskih delih v okviru rudišča Cirkuse imamo zelo malo podatkov. Ob
Glede orudenja smo vezani izključno na literaturne podatke. Izmed starejših
informacij je važen Štrajherjev podatek iz leta 1929, da ima rudna žila elemente
30/65° in sestoji iz dveh rudnih pasov z jalovim presledkom. Natančnejše podatke je
zbral Berce (1955) in menil, da gre za dva sistema rudnih žil, dinarski in prečnodi-
narski. Prvo žilo (a na 4. sliki) sestavljajo tri vzporedne žile, od katerih meri
najdebelejša 20-70 cm, srednja 10-20 cm, najtanjša pa 2-5 cm. Običajno so žile
vzporedne, ponekod pa se tanjša žila izklini ali pripoji debelejši. Žila b predstavlja
splet žil, žilic in drobnih impregnacij ter se proti zahodu izklini. Ta žila se javlja
v preperelem in tektonsko močno pretrtem karbonskem peščenjaku. Po podatkih
Berceta (1955) gradi rudo sfalerit, ki je rjav ali rumen. Zelo redko najdemo drobna
piritna in galenitna zrna.
Več podatkov o mineralni sestavi ponoviške rude so kasneje zbrali Grafenauer
(1963, 250) in Drovenik M. s sodelavcema (1980, 23). Med rudnimi minerali
omenjajo raziskovalci še halkopirit, galenit, pirit in tetraedrit, med nerudnimi pa
siderit, dolomit, kalcit, barit in kremen.
Literaturni podatki jasno kažejo, da vpada rudno telo proti severovzhodu, čeprav
se v nadrobnostih precej razlikujejo (ocene slemenitve od 30 do 47° in vpada od 36 do
80°), kar je razumljivo, saj rudno telo nekoliko povija. Pač pa iz razpoložljive
dokumentacije ni jasno razvidno, ali imamo opraviti s konkordantno ali diskor-
dantno lego glavnega rudnega telesa. Podatki s profila na si. 4 nakazujejo možnost,
da gre za rudno telo s subkonkordantno lego. Temu v prid govori Štrajherjev
podatek iz leta 1929 o talninskem skrilavem glinovcu ter Bercetov podatek, da
ločijo žile jalovi vložki, ki jih sestavlja črni skrilavec ter močno porušeni peščenjak
(Berce, 1955). O glinovcu v krovnini rudnega telesa oziroma ekranski strukturi ne
poroča nihče. Tanjše žilice sfalerita na drugih mestih (nivoja 1 in 2) pa so brez dvoma
diskordantne; obe žilici imata danes dinarsko smer (200/39 in 15/53). Pri »prečnodi-
narsko usmerjeni rudni žili«, o kateri poroča Berce (1955) iz krivine na 4. nivoju, gre
verjetno za zmečkanino rude vzdolž prečnodinarsko usmerjenega preloma.
Že starejši raziskovalci so ugotovili, da ponoviške rudne žile prekinjajo prelomi.
Na si. 4 se lahko prepričamo, da na severozahodu odreže rudno telo Ponoviški prelom
(severni krak), na jugovzhodu pa se rudno telo konča ob južnem kraku tega preloma.
Z ekstrapolacijo znanih razmer po vertikali se rudno telo kmalu nad 4. nivojem
prisloni k dinarsko usmerjenemu prelomu z elementi 35/60 in izklini. Znano rudno
telo je torej del večjega z neotektonskimi prelomi razsekanega orudenega bloka.
Drovenik in sodelavca (1980, tabela 6) dajejo rezultate spektralnih analiz treh
vzorcev sfalerita (6, 7 in 8), od katerih je bil vzorec št. 6 že prej analiziran (Grafe-
nauer et. al., 1969, 272, tabela 2). V publikaciji iz leta 1980 najdemo tudi podatke
o izotopni sestavi žvepla iz Ponovič (Drovenik et. al., 1980, 24).
0 geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije 245
kolovozu na desnem bregu potoka Vidrnica najdemo v oddaljenosti 60 in 100 metrov
severno od Piškovega mlina dva zasuta rova (si. 1, oznaka 2/1). Po pripovedovanju
rudarjev je prvi iz starejšega obdobja, drugi pa iz leta 1927 in je dolg le 5-6 metrov.
Pred vhodom v rov so izdelali 7 m globok jašek in v kremenu našli 3-4 cm debele žile
sfalerita. V globini 6 m so naleteli na star 40-50 m dolg potopljeni rov. Žile sfalerita,
debele 6-8 cm, se javljajo še 30 metrov nižje ob potoku, vendar je raziskave tudi na
tem mestu zavrla voda. Tanke žilice sfalerita so našli tudi drugod tam okoli.
Na desnem bregu potoka, ki priteče izpod naselja Zahrib, sta ustji dveh starih
rovov (2/2), o katerih pa ne vemo ničesar.
Okrog 310 metrov severno od Piškovega mlina je na levem bregu Vidrnice največji
odval. Nekaj metrov nad nivojem potoka zaslutimo ustje glavnega rova (2/3) in tudi
višje v pobočju so sledovi starih del (2/3, desna lokacija). Brez dvoma se je na tem
mestu odvijala glavna rudarska dejavnost; po ustnem izročilu naj bi tod raziskovali
še leta 1919. V bližini, in sicer v Zajški dolini (2/2), naj bi obstajali sledovi stare
topilnice (Sedlar, 1950, 46), a jih danes ni več videti.
Geološko zgradbo rudišča Cirkuse lahko opišemo takole. V osrednjem delu potoka
Vidrnica se med naseljema Ržišče na zahodu in Cirkuse na vzhodu izpod glinovcev
karbonske superpozicijske enote c pokažejo peščenjaki in pod njimi konglomerati
z vložki peščenjaka, ki pripadajo superpozicijskima podenotama b4 in (si. 1 in 2,
profil D-D'). Gre za erozijsko okno, ki se je izoblikovalo vzdolž slemena antiforme
z osjo NW-SE in položnim vpadom osi proti jugovzhodu. Sleme gube je zaobljeno,
vpad kril pa je položen do srednje strm. Na severu se erozijsko okno konča ob južnem
robu Lebeške luske. Rudonosno strukturo preseka na severovzhodnem obrobju
dinarsko usmerjeni Globodolski prelom.
Podatki o orudenju na objektu Cirkuse so skromni. Voss (1895, 12, 16, 23) je
zapisal, da nastopa v Cirkušah pri Vačah halkopirit skupaj s sf aleritom in galenitom
v luknjičavem kremenu, ki se javlja kot plasti v karbonskih kameninah; sfalerit
nastopa v obliki gnezd, galenit pa kot leče. Zanimivo je, da Torn qui s t (1929)
Cirkus med tekstom sploh ne omenja, čeprav je poznal druga bakrova rudišča južno
od Vač; verjetno je rudišče istovetil z lokalnostjo Ržišče. Berce (1963, 7) je Cirkuse
uvrstil med ona redka rudišča v Posavskih gubah, kjer bakrovi minerali niso le
mineraloška posebnost, Grafenauerjevi podatki o bakru v Posavskih gubah iz
leta 1966 se nanašajo na širši prostor, Drovenik M. in sodelavca (1980) pa Cirkuse
samo omenjajo.
Vsa rudarska dela na objektu Cirkuse so zarušena, zato smo lahko zbrali le
podatke o legi orudenja v prostoru ter mikroskopsko in spektralno preiskali rudo
z odvalov.
Sliki 1 in 2 (profil D-D') jasno kažeta, da je orudenje rudišča Cirkuse vezano na
bližino ekrana, ki sestoji iz glinovca superpozicijske enote c, orudeni pa so peščenjaki
karbonske superpozicijske podenote b4 ter peščenjaki in konglomerati podenote bs.
Rudnomikroskopsko preiskani vzorec z brezine tik nad rovom z našo oznako 2/3
(desna lokacija) predstavlja z bakrom orudeni karbonski konglomeratični peščenjak.
V obrusku te rude smo našli nepravilno, približno cm^ veliko halkopiritno polje,
katerega sečejo številne razpoke, in več manjših halkopiritnih polj s površinami od
1 do nekaj 10 mm^. Vsa ta polja obdaja rjavi limonit; sicer pa je peščenjak deloma
impregniran z malahitom, zato je ponekod razločno zeleno obarvan.
Halkopirit je kristaliziral v votlinicah, oziroma v porah peščenjaka, kar sklepamo
po tem, da v njegovih poljih ni starejših vključkov. Halkopiritna polja so torej v tem'
pogledu »čista«, brez korodiranih terigenih zrn ali drobcev peščenjaka. V večjem
246 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
polju imajo njegova zrna bolj ali manj izometrične preseke in so velika okrog štiristo
mikrometrov. Nekatera kažejo posamezne, lepo razvite dvojčične lamele. Kot mlajšo,
prav tako prvotno tvorbo, najdemo v halkopiritu euhedralna, deloma tudi subhe-
dralna piritna zrna, ki merijo zvečine okrog 70цт. V halkopiritu so nastala pri
metasomatskih procesih, torej gre za piritne metakristale.
Pri tektonskih procesih je halkopirit razpokal. Kasneje so ga zajeli procesi
cementacije in oksidacije. Omeniti moramo zlasti digenit, ki nadomešča halkopirit ob
razpokah, ob stikih njegovih zrn in vzdolž meja njegovih zrn (tab. 1, si. 1). Številni
manjši halkopiritni drobci so skoraj povsem nadomeščeni z digenitom. Slednjega
nadomešča mlajši covellin, ki ga najdemo v lističih dimenzije do 20 \im. Tako so
nastale izredno lepe cementacijske strukture. ,
Pri dotoku raztopin, ki so vsebovale več kisika, so začeli bakrovi sulfidi razpadati,
pri tem pa sta nastala limonit in malahit. Limonit obdaja in prepreda halkopiritna
polja, ki kažejo zanj značilne kolomorfne strukture. Ponekod se mu pridružuje
malahit. Skupaj oblikujeta tudi tanke žilice in nepravilne pege, ki sečejo orudeni
prodnati peščenjak.
Z glavnega odvala (2/3) smo rudnomikroskopsko preiskali kos sivega karbon-
skega peščenjaka z okrog 2 cm debelo kremenovo-halkopiritno žilo. Halkopiritna
zrna so razmeroma majhna, saj ima največje površino komaj 3 mm^. Razvrščena so
v dveh, med seboj vzporednih progah, ki sta vzporedni tudi z robovoma žile same.
Mikroskopska raziskava je pokazala, da sta od sulfidov poleg halkopirita prisotna
še sfalerit in pirit, čeprav le podrejeno. Mimo tega smo v kremenovi žili našli tudi
manjša polja karbonata, verjetno siderita.
Halkopiritna polja imajo nepravilne, pogosto amebaste preseke. Pri navzkrižnih
nikolih se prepričamo, da sestoje iz razmeroma večjih zrn, ki imajo bolj ali manj
izometrične preseke. Kot starejše vključke najdemo v njih korodirana zrnca sfalerita
in siderita. Kakor kaže, je v paragenezi najmlajši pirit. Ta sestavlja do 60 |xm velika,
bolj ali manj euhedralna zrna, ki so zrastla kot metakristali v halkopiritu.
Z glavnega odvala je tudi rudnomikroskopsko preiskani vzorec z mnogo sfalerita.
S prostim očesom smo ugotovili, da pripada rjavemu sfaleritu na površini obruska
okrog 40 %, halkopiritu pa komaj 1 %. Vse drugo je drobnozrnata jalovinska osnova
bele barve. V delu obruska je večje, ameboidno sfaleritno polje, sicer pa se ta mineral
intenzivno zrašča z jalovinsko osnovo, tako da so njegova zrna zvečine manjša od
mm. Pod mikroskopom smo v sledovih našli še pirit in galenit ter ugotovili, da gradi
jalovinsko osnovo predvsem dolomit, kateremu se v manjši meri pridružuje kremen.
V paragenezi je najstarejši karbonat, ki nastopa v subhedralnih in anhedralnih,
izjemoma tudi v euhedralnih zrnih. Ta so zvečine manjša od sto џт. Kremen je
vsekakor mlajši. Sledil je stikom med dolomitnimi zrni, pri svoji rasti pa jih je tudi
nadomeščal, saj pogosto vsebuje korodirane karbonatne vključke.
Izmed sulfidov je prvi nastal pirit. Gre za majhna zrna v karbonatno-kremenovi
osnovi, najdemo pa ga tudi ob stiku osnove in sfaleritnih polj ter v sfaleritnih poljih
samih. Mlajši je halkopirit, ki mu pripadajo homogena polja z nepravilnimi preseki.
Temu sledi kot glavni rudni mineral sfalerit. Sodeč po vključkih, ki jih pogosto
vsebuje, sodimo, da je nadomeščal zlasti dolomit. Pojavlja se predvsem ob stikih med
dolomitnimi, pa tudi med dolomitnimi in kremenovimi zrni. Zanj so značilni rumen-
kasto rjavi notranji refleksi. Tu in tam se mu pridružujejo do 40 |лт velika galenitna
zrna, ki so v paragenezi najmlajša.
Spektralnokemična analiza obeh vzorcev bakrove rude iz Cirkus (tabela 1) je
pokazala prisotnost kobalta in niklja, ki sta v halkopiritu navadno zastopana v koli-
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije 247
1 Najnižja določljiva vrednost (analitičarka V. Hudnikova, Kemijski inšti-
tut Boris Kidrič, Ljubljana)
The lower detection limit (analyst V. Hudnik, Chemical Institute Boris
Kidrič, Ljubljana)
2 Vzorec bakrove rude z lokacije Cirkuse (2/3 - desna lokacija)
Sample of copper ore from the locality Cirkuse (2/3 - right locality)
3 Vzorec bakrove rude z lokacije Cirkuse (2/3 — leva lokacija)
Sample of copper ore from the locality Cirkuse (2/3 - left locality)
4 Vzorec cinkove rude z lokacije Skrivni potok (3)
Sample of zinc ore from the locality Skrivni potok (3)
5 Drobnozrnata kremenovo-limonitna breca (7/10)
Fine-grained quartz-limonite breccia (7/10)
6 Kremenovo-limonitni peščenjak (7/11)
Quartz-limonite sandstone (7/11)
7 Goethit (7/11)
Goethite (7/11)
činah do velikosti nx lo-^%, in cinka, ki je deloma morda vezan na strukturo
halkopirita, v glavnem pa dokazuje prisotnost sfalerita, ki smo ga našli tudi pod
rudnim mikroskopom. Majhne količine svinca dokazujejo, da vsebuje bakrova ruda
v sledovih tudi galenit. Dodati moramo še, da za sorazmerno visoki vrednosti kroma
ne najdemo verodostojne razlage.
Tabela L Spektrokemične analize rude (v [ig/g)
Table 1. Spectrochemical analyses of ore (in џg/g)
248 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Skrivni potok (4)
Tornquist (1929, 10, 24) je večkrat omenil neko rudišče južno od Vač z oznako
Skrumpotok. Prepričani smo, da gre za Skrivni potok, ki priteče izpod vzpetin
Hruševje in Selišče (si. 1). Opozoril je na stare rove in odvale ter menil, da so tod
kopali bakrovo rudo. Bogate najdbe bronastih predmetov v okviru stare kulture Vač
je Tornquist povezoval prav s tem rudiščem.
Po ugotovitvah Tornquista nastopa halkopirit tod v plasti peščenjaka pri-
bližno 20 m nad zgornjim skrilavim horizontom, ki je prepredena s tenkimi črnimi
lezikami skrilavca. Vzdolž lezik se javljajo kremenove leče z bogatim halkopiritnim
orudenjem; v žilnem kremenu so relikti peščenjaka.
Rudo je Tornquist (1929, 24) še podrobneje opisal. Med minerali našteva
sfalerit, galenit, halkopirit, siderit in kremen ter daje nekaj podatkov o njih medse-
bojnih odnosih.
Lokalnost Skrumpotok oziroma Skrivni potok omenja v pregledani literaturi le še
Grošelj (1954). Po obliki in velikosti nekega rudarskega dela je ta rudar sklepal, da
gre za v^iirtenberški rov. Začetni del več kot 50 m dolgega rova je Grošelj obnovil, kar
pa ne velja za vpadnik, s katerim so stari rudarji sledili orudeni plasti peščenjaka;
plast je bila debela okrog meter in je ležala v skrilavcu.
V grapi Skrivni potok danes ni več sledov stare rudarske dejavnosti; pač pa jih
najdemo na grebenu 200 m zahodno-jugozahodno, od vzpetine Hruševje (4/1). V večji
ovalni depresiji so rudarili v treh nivojih, oddaljenih med seboj po 5 m.
Kot je razvidno s slik 1 in 2 (profil C-C), so rudarska dela potekala v debelozrna-
tih klastitih najvišjega dela karbonske superpozicijske enote b, v bližini ekrana iz
glinovca enote c oziroma nedaleč od narivnega stika karbonskih in triasnih kamenin.
Pod rudnim mikroskopom smo pregledali vzorec orudene kremenove leče. V kre-
menovi osnovi, ki ji pripadata okrog 2/3 opazovane površine obruska, so razvrščena
nepravilna polja temno rjavega sfalerita, ki dosežejo velikost cm^. V enem polju je
tanka halkopiritna žilica. Podrejeno sta prisotna še pirit in galenit.
Za sfalerit je značilno, da vsebuje izločnine halkopirita (tab. 1, si. 2), ki sestavljajo
do nekaj 10 џт velika zrnca. Ta imajo eliptične, okrogle, paličaste pa tudi nepravilne
preseke, tako da se ponekod kaže emulzijska, drugod pa začetek lamelarne strukture.
Gre za razpad trdne raztopine ZnS-CuFeS2. Pojav teh dveh struktur dokazuje, da je
nastala ruda pri nekoliko višji temperaturi. To je prva najdba razpada trdne razto-
pine ZnS-CuFeS2 v zasavskih rudiščih in rudnih pojavih, ki leže v karbonskih
skladih.
Tolsti vrh (3)
Tolsti vrh kot lokacijo Tornquist (1929, 6, 9) sicer omenja, vendar ne daje
podatkov o orudenju. Tudi na metalogenetski karti Slovenije (Drovenik et al.,
1980) je lokacija vrisana (Zn, Pb, Cu- 75), v besedilu pa le omenjena. Šele iz Osnovne
geološke karte - list Ljubljana (Premru, 1983a) in zlasti s karte merila 1:25.000
(Vače) razberemo, kje točno je ta lokacija. Rudišče je prostorsko označeno 75 do
100 m severovzhodno od vasi Tolsti vrh (3/1), vendar danes tam ni več ostankov starih
rovov in odvalov; območje je povsem kultivirano.
Pač pa smo našli sledove rudarske dejavnosti km SWS od omenjene vasi (3/2) in
na drugi strani Loki potoka (si. 1 - 3/3). O orudenju na teh lokacijah ne vemo ničesar.
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije 249
Rudnik (5)
Anton Hauptmann je 10. marca 1740 poročal o raziskovanjih na bregovih Save in
o odkritju starih rovov v dolini Knapi za Ponovičami, Pinhak pa je leta 1807 dobil
ustrezno dovoljenje za delo na tej lokaciji, ki pa ni bilo uspešno (Mohorič, 1978,
214).
Tornquist (1929, 9) omenja stara rudarska dela oziroma neko rudišče z oznako
Rudnik, ki naj bi ležalo pod lokalnostjo Lascar. Menimo, da imamo opraviti z doma-
čijo Lošče na severnem obrobju naše karte. Po Tornquistu gre za rudišče, ki naj bi
obratovalo v 18. stoletju tako kot rudišče Mjelnik (Maljek). Na obeh lokacijah naj bi
pridobivali le galenit in halkopirit.
Domačini poznajo ozemlje pod kmetijama Lošče in Globodol pod oznako Rudnik,
na topografski karti merila 1:5000 (Litija 25) pa je širše območje označeno kot
Rodnik.
V grapi pod omenjenima domačijama ni več sledov rudarske dejavnosti in tudi
kosov rude nismo našli, okrog 600m jugozahodno od Lošč pa je v peščenjaku na
levem bregu grape zasut rov s smerjo 270° (5/1). Območje Rudnik grade peščenjaki
karbonske superpozicijske podenote b2 s posameznimi lečami konglomerata.
Kamnica (6)
Stara rudarska dela v okviru rudišča Kamnica omenja Voss (1895, 12, 16, 23).
Halkopirit se skupaj s sfaleritom in galenitom javlja v luknjičavem kremenu, ki se
razteza v obliki plasti; sfalerit oblikuje gnezda, galenit pa leče.
Tornquist (1929) lokacije Kamnica ne omenja; verjetno jo je istovetil z lokacijo
Ržišče.
V Kamnici pri Vačah so po podatkih Mohoriča (1978, 76, 168, 219) pridobivali
bakrov kršeč v peščenjaku, in sicer v kremenovih plasteh. Rudarska družba Škofje,
ustanovljena leta 1858 na Dunaju, je imela tod eno jamsko mero, vendar se je
ukvarjala le z raziskovalnimi deli.
Skoraj zagotovo gre za stara rudarska dela ob potoku Kamniščica, ki jih najdemo
v višini 330m (6/1) in 350m (6/2) na jugozahodnih pobočjih istoimenske vzpetine (si.
1). Odval na spodnjem nivoju je obsežen, vsi rovi pa so zarušeni; rude nismo opazili.
Rudarska dela na tej lokalnosti so v zgornjem delu peščenjaka karbonske superpozi-
cijske podenote b2, in sicer znotraj Lebeške luske.
Mlajša generacija halkopirita nastopa ob stikih med sfaleritnimi zrni in v razpo-
kah, ki jih sečejo. Pirita je bistveno manj kot halkopirita. Najdemo ga v subhedralnih
zrnih kremena in v korodiranih vključkih halkopirita, kar dokazuje, da je pirit
starejši. Poljem mlajšega halkopirita se pridružuje tu in tam galenit. Po strukturnem
razmerju sklepamo, da je galenit mlajši od halkopirita. Spektralno kemična analiza
vzorca cinkove rude s te lokacije potrjuje mikroskopske podatke in dokazuje, da so
bili sulfidi obogateni le s Co in Ni (tabela 1, vzorec 4).
250 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Okremenele in orudene karbonske kamenine (7)
Prve podatke o okremenelih kameninah na širšem litijskem prostoru daje Voss
(1895, 12). Raziskovalec poroča o luknjičavem kremenu, ki nastopa v obliki plasti
med karbonskimi skladi. Tornquist (1929, 9) govori o telesih, ki sestoje skoraj
izključno iz kremena, vezanih na ekrane iz skrilavih vložkov. Telesa pod četrtim
skrilavim vložkom naj bi bila rudonosna, ona pod tretjim pa jalova. Podatki so sicer
zanimivi, vendar jih prostorsko ne znamo določiti. Okremenela telesa smo na geolo-
ški karti in profilih (si. 1. in 2) posebej izdvojili. Najdemo jih severno od vasi Ržišče
(Na koritih 7/1), na hribu Kržac (7/2) in na vmesnem prostoru v zgornjem delu potoka
Kamniščica (7/3). Telesa manjših dimenzij se javljajo na grebenih vzhodno od
Gobelarja (7/4) ter južno od Lošč (7/5), na telesa v okviru rudišča Cirkuse pa smo že
opozorili.
Kremen nastopa bodisi v vezivu klastitov, kot nepravilni spleti žil in žilic, ali pa je
prvotno kamenino tako prepojil, da so le redkokje še vidni njeni relikti. Omenjena
telesa so dolga do 500m, debela od nekaj decimetrov do več metrov in se lateralno
izklinjajo. Kot kaže slika 3, gre za konkordantna telesa, ki se javljajo v zgornjih delih-
superpozicijskih podenot b2, ba in b4; od teh so le zadnja vezana na ekranske
strukture, in sicer iz glinovcev enote c.
Veliki bloki kremena (do Im^), ki jih najdemo na sekundarnih mestih v nekaterih
potokih, kažejo, da so okremenela telesa pogostnejša, vendar prekrita z debelo
preperino. Tako najdemo mnogo velikih kremenovih blokov, katerih izvora ne poz-
namo, na območju Gobelar-Lošče (7/6) ter Mesarjevec-Strešni vrh (si. 1-7/7). Pri
manjših kremenovih blokih in kosih, ki jih najdemo povsod, pa gre običajno za žilni
kremen ali pa za kremen, ki izvira iz opikalnih delov antiklinal v skrilavih kameni-
nah (Kovkar-7/8, Konj-7/9).
Na območju rudišča Cirkuse je genetska povezava med orudenjem in okremene-
limi telesi razvidna že iz osnovne geološke dokumentacije (si. 1 in 2). To zvezo so
potrdile tudi mikroskopske raziskave.
V vzorcu rude, ki smo ga vzeli v okremenelem in orudenem konglomeratu na desni
strani potoka Vidrnica, 120m severno od Piškovega mlina, je najpogostejši rudni
mineral vsekakor sfalerit. Zelo verjetno gre za dve njegovi generaciji: starejšo in
mlajšo. Starejša pogosto vsebuje izločnine halkopirita, ki imajo različne preseke.
Opazimo predvsem takšne, ki imajo bolj ali manj izometrične preseke in merijo od
nekaj do 50|лт in so razvrščeni tako, da se kaže emulzijska struktura. Prisotne pa so
tudi izločnine, ki so dolge do 350 цт in široke 10 do 15 цт. Te so razvrščene tako, da
imajo sfaleritno-halkopiritna polja lamelarno strukturo. V obeh primerih gre za
razpad trdne raztopine ZnS-CuFeS2. Mlajši sfalerit, ki obrašča starejšega, ne vsebuje
halkopiritnih izločnin. Pri tem je značilno, da jalovinskih kremenovih vključkov
nismo našli niti v starejši niti v mlajši sfaleritni generaciji, kar pomeni, da je ta
mineral zrastel v porah spremenjenega konglomerata.
Poleg halkopirita, ki je nastal pri razpadu trdne raztopine ZnS-CuFeS2, je
prisotna tudi mlajša halkopiritna generacija, ki ustvarja manjša, samostojna polja.
V paragenezi je izmed prvotnih sulfidov zelo verjetno najmlajši galenit. Tudi ta dva
minerala sta zrastla v prej omenjenih porah.
Pri tektonskih premikih so jalovinski in rudni minerali razpokah. Ob razpokah
ter ob mejah halkopiritnih in galenitnih polj, pa tudi ob razpokah, ki sečejo sfalerit,
smo našli majhne lističe covellina, v galenitu pa je prisoten še anglezit. Tanke
razpoke, ki prepredajo rudo, vsebujejo tu in tam tudi limonit.
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije 251
Nadrobno smo pregledali tudi dva vzorca okremenelega in orudenega konglome-
ratičnega peščenjaka, oddaljena med seboj 110 m, in sicer iz zgornjega dela potoka
Kamniščica (višina 375 in 380 m - lokaliteta 7/3).
Prvi vzorec predstavlja svinčevo rudo. V njej so neenakomerno razvrščena gale-
nitna polja, ki imajo nepravilne oblike in jim pripada okrog 25 %; največje polje meri
okrog 0,5 cm2. Pod mikroskopom vidimo, da v tem vzorcu prevladuje kremen s števil-
nimi ostanki drobnozrnatega peščenjaka in zgnetenega skrilavega glinovca. V ostan-
kih peščenjaka smo našli pravzaprav le malo osnove, ker je le-ta v pretežni meri
nadomeščena, oziroma prepojena s kremenom. V njej smo našli posamezna zrnca
pirita, velika do 40 џт, ki imajo pravilne preseke ter se tu in tam zbirajo v kratke
nize. Zasledili smo tudi piritno polje s koncentrično zgradbo. V enem izmed drobcev
skrilavega glinovca pa smo našli zrnca markazita, ki tu in tam kažejo kolomorfno
strukturo. Oba sulfida sta nastala med diagenezo klastične usedline.
V porah, ki so obraščene z bolj ali manj pravilno razvitimi kremenovimi zrni, je
ponekod najprej kristaliziral halkopirit in v njem nato majhni piritni metakristali.
Oboji sestavljajo korodirane vključke v mlajšem galenitu, ki je prav tako nastal
v porah, obraščenih s kremenovimi zrni. Pri procesih oksidacije so nastali limonit,
anglezit in covellin, vendar le v manjšem obsegu.
V drugem vzorcu opazimo makroskopsko izmed rudnih mineralov samo halkopi-
rit, katerega polja dosežejo velikost 0,5 mm. V rudi je zastopan le z okrog 1 %. Bakrov
sulfid ni nastal pri nadomeščanju okremenelega konglomeratičnega peščenjaka,
temveč v njegovih porah. Ob robovih teh polj, ki sestoje iz zrnc, velikih nekaj 10 џт,
najdemo lepo razvite kremenove kristalčke, velike do 150 џт.
Pri sekundarnih procesih so ob robovih halkopiritnih polj in ob tankih razpokah,
ki jih sečejo, nastali najprej covellin, nato pa limonit in podrejeno malahit. Našli smo
nekaj halkopiritnih polj, ki so skoraj povsem nadomeščena s covellinom, in več
takšnih, v katerih že močno prevladuje limonit s kolomorfnimi strukturami. Železov
hidroksid najdemo tudi v porah in v tankih razpokah, ki sečejo bakrovo rudo.
Najzanimivejše geološke razmere pa smo našli okrog 500 m zahodneje od tod in
zaslužijo, da si jih ogledamo podrobneje.
Ozemlje Kamniščica-Gavgen hrib-Kržac, kjer najdemo nenavadne kremenovo-
limonitne kamenine ima preprosto geološko zgradbo. Območje lahko obravnavamo
kot izsek iz Lebeške luske s površino nekaj manj kot km^, ki ga s severa in zahoda
omejujeta neotektonska preloma, na jugovzhodu oziroma v podlagi pa narivna
ploskev (si. 1 in 2, profil C-C).
Na peščenjaku karbonske superpozicijske podenote b2 leži na vzpetini Kržac
erozijski ostanek konglomerata (bs). V zgornjem delu podenote b2 so med peščenja-
kom posamezne leče in plasti konglomerata, na enem mestu pa debelejši vložek
glinovca. Izdanki kamenin so sila redki, saj je ozemlje prekrito z debelo preperino,
v osrednjem delu pa še s pobočnim gruščem. Plasti so povsod v normalni stratigrafski
legi in blago sinklinalno upognjene.
Na grebenu Gavgen hrib-Kržac sta dve vzpetini, severnejša s koto 470,0 m in
južnejša z najvišjo točko 470,2 m, vmes pa je rahlo izraženo sedlo (kota 465,2 m).
Celotno območje je na karti merila 1:5000 označeno kot Rastoke. Na prvi lokaciji, ki
smo jo na 1. sliki označili s simbolom 7/10, prevladujejo kremenove kamenine, na
drugi z oznako 7/11 pa rjavi peščenjak z limonitom in limonitne tvorbe. Rjavi
peščenjak najdemo v izdankih po pobočju in ga uvrščamo v podenoto b2, limonitne
tvorbe pa so razširjene v zgornjem delu pobočja in na vrhu vzpetine.
252 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Rjavi, limonitizirani, srednje- in drobnozrnati peščenjak sekajo številne klivažne
razpoke in nepravilne tanke limonitne in kremenove žilice. Mikroskopsko ima kame-
nina sorazmerno homogeno strukturo, ki jo sestavlja približno 80 % terigenih zrn in
20 % veziva. Terigena zrna so velika 0,06 do 2,5 mm, povprečno približno 0,4 mm in so
slabo sortirana. Med seboj se zrna dotikajo z ravnimi, konkavno-konveksnimi in
nazobčanimi kontakti. Preseki zrn so večinoma vmesnih oblik, medtem ko je večina
zrn pologlata do polzaobljena, med njimi pa najdemo tudi redkejša zaobljena zrna.
Terigena zrna peščenjaka sestavljajo kremen, litična zrna (drobci kamenin),
glinenci, lističi muskovita in težki minerali.
Kremenovim zrnom pripada približno 55 do 60 % kamenine. Med njimi prevladu-
jejo polikristalna zrna, medtem ko so monokristalna, ki imajo večinoma valovito
potemnitev, količinsko podrejena. Velikost kremenovih zrn se spreminja od 0,06 do
2,5 mm, povprečno pa znaša približno 0,4 mm. Sortiranost kremenovih zrn je slaba.
Njihovi preseki so večinoma vmesnih oblik, opazujemo pa tudi izometrične in
podolgovate preseke, ki so večinoma pologlati do polzaobljeni. Kremenova zrna
vsebujejo tekočinske, plinske in mineralne vključke. Med slednjimi prevladujejo
muskovit, neprozorni minerali in limonit, v manjši meri tudi cirkon, rutil in turmalin.
Terigena kremenova zrna so deloma obdana s sintaksialnim ali polikristalnim kre-
menovim cementom, na robovih pa se deloma zraščajo z illitno-sericitno epiosnovo
kontaktnega tipa. Zrna kremena pogosto sečejo limonitne žilice.
Litična zrna grade približno 23 % kamenine. Med njimi so najbolj zastopana zrna
s preraščanjem kremena in muskovita (drobci blestnikov ali kvarcitov), slede jim
drobci filitov, sericitnih skrilavcev in roženca, medtem ko so zrna granitoidnih
kamenin redka (tab. 1, si. 4). Drobci kamenin so veliki od 0,1 do 1,5 mm, povprečno
približno 0,4 mm. Njihovi preseki so večinoma vmesnih oblik in običajno bolj zaob-
ljeni od kremenovih zrn, tako da jih uvrščamo med polzaobljena in zaobljena zrna.
Litična zrna pogosto vsebujejo limonitizirane ali limonitne vključke. Nekatera meh-
kejša zrna so deformirana in na robovih deloma nadomeščena z illitno-sericitno
epiosnovo.
Zrna glinencev nastopajo v sledovih in so večinoma nedvojčično zgrajena. Glinen-
čeva zrna vsebujejo vključke neprozornih mineralov, kremena in illita-sericita.
Nekatera samostojna glinenčeva zrna in zrna glinencev v granitoidnih kameninah so
deloma ali popolnoma nadomeščena z illitom-sericitom (tabi. 1, si. 4).
Lističi muskovita so nepravilno razvrščeni v kamenini in so zastopani s približno
2%. Muskovitni lističi so veliki od 0,06 do 0,8mm in imajo podolgovate in zelo
podolgovate preseke, ki so orientirani večidel vzporedno z razpokami in deloma
v ožjem pasu ob limonitnih in kremenovih žilicah, tudi vzporedno z njimi. Pogosto so
lističi muskovita poviti med tršimi zrni, deloma razpokam in na robovih razlistani.
Nekatere luske muskovita vsebujejo vključke neprozornih in limonitiziranih minera-
lov ali pa so dobesedno prepojene z limonitom (tabi. 2, si. 1).
Med težkimi, akcesornimi minerali smo opazili zrna neprozornih mineralov,
rutila in cirkona.
Terigena zrna veže vezivo, ki sestavlja 20 % kamenine. Približno tri četrtine
veziva pripada osnovi (15 %), medtem ko je cementa četrtina (5 %).
Cement je pretežno kremenov, sintaksialnega obrobnega in polikristalnega por-
nega tipa (tab. 1, si. 4). V sledovih smo kot cement zasledili tudi limonitizirane
neprozorne minerale, med katerimi je prvotno verjetno prevladoval pirit.
Osnova sestavlja približno 15 % kamenine, je kremenovo illitno-sericitne sestave
in predstavlja večinoma kontaktni tip veziva (tab. 1, si. 3) ter je neenakomerno
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litij e 253
razvrščena. Njena količina je v vzporedni smeri z razpokami bistveno večja kot
pravokotno nanje (tab. 1, si. 3, 4, tab. 2, si. 3). Posamezni lističi illita-sericita v osnovi
so večinoma orientirani vzporedno z razpokami (tab. 1, si. 3, 4) ali pa z njo oklepajo
manjši kot (do 25°). Osnova je bolj ali manj intenzivno rjavkasto obarvana z limoni-
tom, pogosto pa v njej zasledimo tudi posamezna limonitna zrna.
Peščenjaku se tu in tam pridružuje limonitni muljevec. V osnovi, ki jo grade
submikroskopska zrnca limonita, leže predvsem illitno-sericitni lističi ter podrejeno
zrnca kremena. Kamenina ima psevdofluidalno teksturo (tab. 2, si. 2).
Peščenjak in muljevec sečejo razpoke, limonitne in kremenove žilice, potekajoče
v različnih smereh. Razpoke in porušene dele ob razpokah zapolnjuje limonit, ki
sestavlja nepravilne limonitne žilice. V neporušenih delih kamenine se pojavlja
limonit le v sledovih (tab. 2, si. 3). Poleg limonitnih nastopajo tudi kremenove žilice,
ki so glede na teksturne odnose relativno mlajše (tabi. 2, si. 3).
Peščenjak kot prikamenino, limonitne in kremenove žilice sečejo mlajše razpoke
(tab. 3, si. 1), ob katerih je prišlo do degradacijske rekristalizacije večjih kremenovih
zrn v žilicah (tab. 3, si. 2), kataklastičnih deformacij in relativnih premikov, kreme-
novih in limonitnih žilic ter prikamenine (tab. 2, si. 3; tab. 3, si. 1, 2). V slednji so
podolgovata zrna orientirana vzporedno z razpokami, med zrni pa je illitno-sericitna
epiosnova (tab. 2, si. 3).
Na severno ležeči vzpetini s koto 470,0 m, na geološki karti (si. 1) obeleženi
s simbolom 7/10, je v litično kremenovem peščenjaku več metrov debela (točne
debeline zaradi pokritosti ne moremo podati), deloma brečasta kremenova žila. Na
vrhu vzpetine pa zasledimo podobno kot na južno ležeči vzpetini limonitne tvorbe, ki
nastopajo v manjšem obsegu kot južno od tod.
Litični kremenov peščenjak, v katerem se pojavlja kremenova žila, je po strukturi
in sestavi zelo podoben opisanemu peščenjaku z južno ležeče vzpetine. Kljub temu
opazimo razlike: vsebuje bistveno manj limonita, a je bolj spremenjen, illitiziran-
sericitiziran in okremenel. Zaradi tega bomo v nadaljevanju opisali in prikazali le
razlike med obema peščenjakoma.
V peščenjaku ob kremenovi žili nismo našli glinencev, ker so le-ti skoraj popol-
noma nadomeščeni z illitom-sericitom; le ponekod zasledimo v njem delno nadomeš-
čene dele glinencev (tab. 2, si. 4) in vključke kremena. Illit-sericit je tudi v vezivu, ki
ni nastal ves istočasno. Drobna, večinoma izometrična zrnca so starejša in naj bi
nastala sočasno z illitom-sericitom, ki nadomešča glinenčeva zrna. Nekoliko večja
zrnca, z zelo podolgovatimi preseki, ki se deloma preraščajo s kremenom, pa naj bi
bila mlajša in jih vzporejamo s kremenovo illitno-sericitno epiosnovo opisanega
litično kremenovega peščenjaka (tab. 3, si. 3).
V bližini kremenove žile je peščenjak intenzivno okremenel. V mlajšem kremeno-
vem cementu zasledimo pogostne drobne vključke illita-sericita prve generacije (II1,
tab. 3, si. 4).
Kremenovo žilo smo raziskali ob kontaktu s prikamenino (peščenjakom) in
v njegovi neposredni bližini.
Kremenova žila ima druzimozaično strukturo (tab. 4, si. 1, 2), za katero je značilno
naraščanje velikosti zrn od roba v notranjost. Kremenova zrna so velika od 0,06 do
5 mm in imajo podolgovate preseke. Le ob kontaktu s prikamenino opazimo sub- in
euhedralne obrise, ki jih nakazujejo svetlejši in temnejši pasovi (tab. 4, si. 1).
Kremenova zrna so z dolgimi osmi orientirana pravokotno na žilo. V kremenovi žili
smo zasledili več generacij kremena, vezanih na različne faze deformacij.
254 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Glavnino (preko 95 %) žilnega kremena sestavlja nekoliko moten kremen s števil-
nimi tekočinskimi vključki. Glede na relativno starost uvrščamo glavnino kremena
v žili v drugo generacijo (Q2), ki naj bi povzročila tudi okremenitev peščenjaka in bi
bila mlajša od diagenetskega sintaksialnega obrobnega cementa (Ql). Obravnavana
kremenova zrna imajo valovito potemnitev, ponekod so vidne deformacijske lamele,
sečejo pa jih tudi tanke razpoke in žilice (tab. 4, si. 1, 2). Ob stikih večjih zrn lahko
ponekod na njihovih robovih opazimo sledove degradacijske rekristalizacije, ki
običajno v notranjosti zrn postopno pojemajo (tab. 4, si. 3). Na robovih nekaterih
drugih zrn je viden tanjši sintaksialni rob čistejšega, prozornejšega kremena tretje
generacije (Q3, tab. 4, sí. 4).
Kremenova zrna druge generacije s podolgovatimi preseki sečejo prečno tanke, do
0,1 mm debele kremenove žilice, s kremenom pete generacije (Q5, tab. 4, si. 1, 2).
Vzporedno z njimi in deloma pod kotom 70° do 80° nanje pa potekajo razpoke, ob
katerih je prišlo do degradacijske rekristalizacije večjih zrn; ob nekaterih razpokah
zasledimo illit-sericit (II 3). Ta je deloma rasel tudi v posameznih porah, kjer se javlja
kot lepi radialni agregati (II 3, tab. 5, si. 1).
Med starejšimi motnimi zrni zasledimo nepravilna polikristalna polja, ki jih
sestavlja najprozornejši kremen šeste generacije (Q6, tab. 4, si. 1, 2; tab. 5, si. 1). Ta je
deloma rastel sintaksialno na starejših zrnih (Q2) ali pa nastopa kot samostojna
anhedralna zrna. Na robovih nekaterih od omenjenih polj zasledimo že opisane
radialne agregate illita-sericita (II 3).
V smeri dolgih osi presekov kremenovih zrn potekajo tanke žilice, s kremenom
sedme generacije (Q7). Te lepo vidimo v starejših generacijah kremena in sekajo žilice
s kremenom pete generacije (Q5, tab. 4, si. 1), medtem ko jih v kremenu šeste
generacije (Q6) lahko sledimo le ponekod po vključkih in strukturnih deformacijah.
Nekoliko više od opisanega kontakta kremenove žile z litično kremenovim pešče-
njakom je izdanek monomiktne kremenove breče, v kateri nastopajo izključno drobci
žilnega kremena.
Z mikroskopsko raziskavo smo ugotovili, da ima kamenina sorazmerno homo-
geno, zrnato, kataklastično, brečasto strukturo, ki jo sestavlja približno 70% zrn in
30 % osnove. Zrna lebde v osnovi ali se dotikajo s točkastimi in redkeje ravnimi
kontakti ter ne kažejo nobene poudarjene orientacije. Velikost zrn se spreminja od
0,06 do 12 mm (medtem ko smo v izdanku videli do 4 cm velika zrna) in so zelo slabo
sortirana. Zrn, večjih od 2 mm, je približno 20 %, medtem ko je zrn, velikih od 2 do
0.03 mm 50 %, osnova pa predstavlja preostalih 30 %. Oblike presekov so prevladu-
joče vmesnih in izometričnih oblik ter so večinoma oglate, redkeje pologlate in
zaobljene (tab. 5, si. 2)
Zrna pripadajo izključno mono- in polikristalnemu žilnemu kremenu. Posamezna
zrna imajo valovito potemnitev, ponekod pa opazimo tudi deformacijske lamele in
manjše razpoke. Redka zrna potemnevajo skoraj enakomerno. Večina kremenovih
zrn vsebuje številne tekočinske vključke, medtem ko so mineralni vključki redki in
pripadajo illitu-sericitu in zelo redkim limonitiziranim mineralom. V nekaterih
večjih polikristalnih drobcih smo na kontaktih med zrni zasledili svetlejši sintaksi-
alni rob mlajšega kremena, drugod pa razpoke (tab. 5, si. 2).
Vezivo, ki veže kremenova zrna, sestavlja drobnozrnat, večinoma rekristaliziran
kremen. V njem se pojavljajo tudi drobni lističi illita-sericita, ki je zastopan s pri-
bližno 1 %. Ponekod zasledimo v osnovi, v sledovih tudi drobna zrnca limonita.
Na višini sedla na koti približno 465 m je kremenova žila zelo porozna, s števil-
nimi, do 7 mm velikimi nepravilnimi votlinicami. Kremenova žila ima neenakomerno
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije 255
zrnato porfirotopično strukturo, ki jo sestavljajo zelo neenakomerno razvrščena zrna
kremena, velika od 0,03 do 2 mm.
V sorazmerno čisti, prozorni kremenovi masi so bolj ali manj nepravilna polja
motnega kremena s številnimi tekočinsko-plinskimi in podrejeno drobnimi mineral-
nimi vključki. Med slednjimi prevladujejo drobna, večinoma neprozorna zrnca,
velika približno 0.02 mm. Omenjeni motni kremen naj bi predstavljal najstarejšo
generacijo zapolnitve žile (Q2).
Ponekod v motnih kremenovih poljih opazimo svetlejše in prozornejše obrise eu-
in subhedralnih kremenovih zrn (Q4), ki imajo enako optično orientacijo kot motna
anhedralna zrna (tab. 5, si. 3, 4). Ta zrna imajo izraženo močno valovito potemnitev.
Videti je, kot bi svetlejša eu- in subhedralna zrna zrasla v motnejših kot metakristali.
Poleg tega so ob motnih zrnih svetlejši, prozornejši sintaksialni kremenovi robovi.
Eu- do subhedralna zrna in sintaksialni kremen, v motnem kremenu in ob njem
združujemo v četrto generacijo (Q4).
Motna in prozorna kremenova zrna druge in četrte generacije sekajo številne
tanke žilice, debele do 0,4 mm, ki jih zapolnjuje mlajši, večinoma sintaksialno
z zrnom zrasel kremen. Vzporedno s temi žilicami smo zasledili debelejšo žilico,
zapolnjeno s ploščastimi zrni kremena (tab. 6, si. 1, 2). Kremen omenjene žilice
označujemo s peto generacijo (Q5).
Ponekod so vidne tanke razpoke, ki sečejo vse starejše kremenove generacije. Ob
njih zasledimo do 0.03 mm velike luske illita-sericita. V bližini vidnih razpok in
drugod so večja starejša kremenova zrna degradacijsko rekristalizirana. Degradacij-
sko rekristaliziran kremen sestavlja drobna, sorazmerno enakomerno velika (od 0.05
do 0,1 mm) mozaična zrna (tab. 6, si. 3, 4). Podobno kot ob razpokah smo tudi
v drobnozrnatem agregatu degradacijsko rekristaliziranih zrn opazili drobne lističe
illita-sericita. Ob nekaterih razpokah je prišlo tudi do manjših, 1,5 mm velikih
premikov.
Ob robovih nepravilnih por, velikih od 0,2 do 7 mm, in ob nekaterih žilicah so
polja najprozornejšega kremena. Anhedralna, pogosto podolgovata in ponekod po-
vita (tab. 6, si. 3, 4) kremenova zrna, ki rahlo valovito potemnevajo, oblikujejo
ksenotopično strukturo. Kremen, ki gradi opisana polja, prištevamo v šesto genera-
cijo (Q6).
Pore, ki jih kremen šeste generacije ni popolnoma zapolnil, so bile verjetno
prvotno zapolnjene z neznanim mineralom. Sedaj je ob večjih in v manjših porah
limonit (tab 6, si. 3, 4).
Vse opisane kremenove generacije sečejo redke tanke žilice s kremenom sedme
generacije (Q7), (tab. 6, si. 3, 4). Te žilice so lepo vidne v kremenu druge in četrte
generacije, teže jih sledimo preko degradacijsko rekristaliziranih polj, medtem ko jih
v kremenu šeste generacije komaj zaznamo po vključkih in strukturnih deformacijah.
V zgornjem delu obeh vzpetin in na njunem vrhu so raztreseni manjši izdanki in
veliki bloki limonitnih tvorb. Makroskopsko imajo brečasto strukturo, sestavljeno iz
svetlejših zrn kremena in peščenjaka, ki jih veže limonitno vezivo.
Mikroskopska raziskava je potrdila, da imajo limonitne tvorbe heterogeno breča-
sto strukturo, ki jo sestavljajo zelo oglata, oglata do polzaobljena zrna in drobci. Ti
predstavljajo 60 do 75 % kamenine, medtem ko je limonitnega veziva od 25 do 40 %.
Zrna večinoma lebde v limonitnem vezivu (tab. 7, si. 1, 2, 3, 4), redkeje pa se dotikajo
s točkastimi in ravnimi kontakti. Velikost zrn je zelo spremenljiva od 0.06 do 25 mm,
kar kaže na njihovo zelo slabo sortiranje. Preseki zrn so zelo različnih oblik, saj
256 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
zasledimo tako podolgovata kot izometrična zrna, ki ne kažejo nobene poudarjene
orientacije.
Zrna in drobce sestavljajo litično kremenov peščenjak in žilni kremen. Količinsko
razmerje med njima se v različnih vzorcih zelo spreminja.
Drobci litično kremenovega peščenjaka so po strukturi in sestavi enaki opisa-
nemu litično kremenovemu peščenjaku in jih zato podrobneje ne bomo opisovali.
Poudariti moramo, da je bil peščenjak cementiran, v njem smo zasledili žilice in polja
limonita in kremenove žilice. Omenjene strukture sekajo mlajše nepravilne razpoke,
med zrni pa zasledimo kremenovo illitno-sericitno osnovo (tab. 7, si. 1, 2) in zrna,
katera so v posameznih drobcih peščenjaka različno orientirana. To kaže, da je le-ta
nastala pred erozijo in limonitnim vezivom. V nekaterih drobcih peščenjaka smo
opazili tudi limonitizirani karbonatni cement, ki nadomešča terigena zrna in kreme-
novo illitno-sericitno osnovo v peščenjaku (tab. 8, si. 1), kar kaže na to, da je mlajši od
nje.
Drobci in zrna žilnega kremena so večinoma polikristalna, medtem ko so mono-
kristalna zrna manjša in količinsko močno podrejena (tab. 7, si. 3, 4). Kremenova
zrna so često razpokana, potemnevajo valovito, pogoste pa so tudi deformacijske
lamele (tab. 8, si. 2). Nekatera zrna so deloma degradacijsko rekristalizirana (tab. 9,
si. 1). V drobcih žilnega kremena smo ponekod opazili vključke limonitiziranega
karbonata, ki nadomešča kremen.
Zrna in drobce litično kremenovega peščenjaka in žilnega kremena veže rjav,
v presevni svetlobi skoraj neprozoren limonit, ki predstavlja vezivo osnovnega tipa in
mu pripada 25 do 40 % (tab. 7, si. 1, 2, 3, 4). Glede na to, da nastopa starejši limonit
v žilicah in zrnih peščenjakovih drobcev (Ll), uvrščamo limonitno vezivo v mlajšo,
drugo generacijo (L2).
Eden izmed raziskanih limonitnih blokov je imel nekoliko pestrejšo sestavo zrn.
Poleg že omenjenih zrn peščenjaka in žilnega kremena smo zasledili tudi agregate
temno rjavega limonita (L2) s številnimi terigenimi zrni (zgoraj opisane limonitne
tvorbe) in agregate svetlejšega limonita z redkimi terigenimi zrni (L3). Ob nekaterih
zrnih smo zasledili neenakomerno debele koncentrične pizolitne ovoje (tab. 8, si. 3, 4).
Limonitni in brezstrukturni koncentrični ovoji so amorfni (tab. 8, si. 4). Limonitne
agregate štejemo kot alokemične komponente (intraklaste in pizolite), pri čemer so
temnejši agregati limonita (L2) s številnimi terigenimi zrni relativno starejši od
prozornejših limonitnih agregatov z redkimi terigenimi zrni in pizolitov (L3).
Vsa opisana zrna veže limonitno vezivo, ki je osnovnega in pornega tipa. Limonit
je masiven in je večinoma amorfen. V nekaterih delih limonitnega veziva je opazna
anizotropnost in psevdofluidalna tekstura (tab. 8, si. 4). Nastalo je nekoliko kasneje
kot alokemične komponente, vendar ga bomo prav tako uvrstili v tretjo generacijo
(L3).
Pod vplivom kasnejših tektonskih dogajanj so opisane limonitne tvorbe, ki smo jih
našli na najvišjih delih vzpetin 3/10 in 3/11, razpokale. Razpoke so sekale tudi
nekatera terigena zrna, ob njih so se posamezni deli deloma premaknili (tab. 9, si. 1).
Nekatere razpoke so zapolnjene z amorfnim limonitom, v drugih pa se je izločil
limonit (L4) s kolomorfnimi, natečnimi oblikami (tab. 9, si. 2). V redkih razpokah
zasledimo poleg limonita tudi kremen in illit-sericit (11 3).
Kasneje je prišlo do nastanka novih, deloma odprtih razpok, ki jih je zapolnil
vlaknati limonit (L5), (tab. 9, si. 3). V nekaterih nepopolno zapolnjenih razpokah smo
na vlaknatem limonitu (L5) zasledili temnejša polja in kopuče (tab. 9, si. 3). V pre-
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije 257
Litološka, stratigrafska in strukturna kontrola orudenja, ter dosedanji pogledi na
genezo in starost rudonosnih procesov
Številne dileme, ki se javljajo v zvezi z litološko, stratigrafsko in strukturno
kontrolo orudenja, bi lahko uspešno razrešili le z opazovanjem razmer vsaj v enem
izmed nekdanjih rudnikov, zlasti v Sitarjevcu, to je v Litiji. Ker pa so vsa stara dela
nedostopna, smo pri reševanju te problematike navezani na bolj ali manj natančne
oziroma zanesljive literaturne podatke, na laboratorijske raziskave vzorcev s starih
odvalov in na skope podatke z izdankov, zbrane z delom na s preperino debelo
prekritem terenu.
V zvezi z litološko kontrolo orudenja bi na podlagi dostopnih podatkov lahko
sklenili le, da je večji del rude v kremenovem peščenjaku, precej manj v konglome-
ratu oziroma v prodnatem peščenjaku in le tu in tam v skrilavem meljastem glinovcu.
O stratigrafski kontroli orudenja smo zbrali največ novih dognanj. Podatki jasno
kažejo, da so rudišča in rudni pojavi na pregledanem območju v različnih delih
stratigrafske lestvice, kar smo ponazorili na si. 3.
Najgloblje v profilu so rudarska dela na območju Loki potoka, in sicer na
lokacijah z našima oznakama 3/2 in 3/3. Ta obsegajo zgornji del glinovcev enote a,
podenoto bi ter najnižji del podenote b2, vendar ne vemo, ali so tod rudo sploh našli.
V osrednjem delu superpozicijske podenote b2 na obravnavanem ozemlju ne
poznamo rudišč in rudnih pojavov, kar velja tudi za odsek s skrilavimi vložki, kjer bi
ti lahko predstavljali za orudenje ugodne ekranske strukture.
V spodnjem delu zgornje tretjine kamenin superpozicijske podenote b2 najdemo
rudo na lokalnosti Tolsti vrh (3/1), zunaj naše karte pa rudišče Vernek. Še višje, že
v bližini debelejših konglomeratnih vložkov, so stara rudarska dela na lokacijah
Rudnik (5) in Kamnica (6) ter Dašnik zahodneje od tod.
Kot smo že poudarili, se javlja rudišče Ponoviče (1) le 30 m pod konglomerati
superpozicijske podenote bs; nekako v nivoju naših lokacij 1, 3, 5 in 6 pa je tudi
večina rudarskih del na območju Maljeka južno od Save.
Najvišje v stratigrafski lestvici, in sicer pod ekranom iz skrilavcev karbonske
superpozicijske enote c sta rudišči Cirkuse (2) in Skrivni potok (4).
Že na tem mestu naj opozorimo, da se v istih nivojih kot hidrotermalna rudišča
javljajo tudi okremenela telesa (si. 3), kar kaže na neko medsebojno povezanost.
Če zanemarimo sledove rudarske dejavnosti na lokalnostih 3/2 in 3/3, se javlja
hidrotermalno orudenje na obravnavanem prostoru v višinskem intervalu okrog
500 m in je skoncentrirano v zgornjem delu skladov karbonske superpozicijske
podenote b2. Temu v prid govore tudi raziskave, ki jih je leta 1954 opravila Tovšakova
sevni svetlobi smo ugotovili, da gre za zelo drobnozrnat manganov oksid, ki ga
natančneje nismo mogli določiti (tab. 9, si. 4).
Limonit sestoji predvsem iz dveh železovih hidroksidov, to je iz goethita in
lepidokrokita. Da bi določili podrobnejšo mineralno sestavo obravnavanih limonit-
nih tvorb, smo z rentgensko difrakcijsko metodo raziskali z limonitom najbogatejši
vzorec in ugotovili, da je prisoten le goethit. Glede na relativno nizke in široke odboje
sklepamo, da je goethit v omenjenem vzorcu sorazmerno slabo do srednje kristalizi-
ran.
Z območja Rastoke smo spektralno raziskali tri vzorce. Spektralne analize so
izdelali leta 1987 na Kemijskem inštitutu Borisa Kidriča v Ljubljani (tabela 1).
258 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
V širši okolici Ponovič, kjer se vsi pozitivni izpirki s sfaleritom javljajo prav v tem
nivoju.
Z večine lokacij ne poznamo mineralnih paragenez, z drugih pa so podatki
nepopolni, zato je sklep o tem, kako se parageneza spreminja v odvisnosti od lege
rudišča v stratigrafski lestvici, še preuranjen. Izstopa le dejstvo, da se najbogatejše
bakrovo orudenje javlja najvišje v stratigrafski lestvici, in sicer pod ekranom iz
glinovca enote c (Cirkuse in Skrivni potok).
Zanimive poglede o strukturni kontroli orudenja na območju severno od Save je
nanizal Tornquist (1929) in menil, da imamo v Posavskih gubah opraviti z dvema
rudnima pasovoma, severnim in južnim. Severni pas naj bi povezoval lokalnosti Sv.
Agata, Dašnik, Vernek, Tolsti vrh ter rudišča pod Vačami, kjer se pas zasuka iz
alpske v dinarsko smer. Prav na mestu upogiba pa se javljajo največje koncentracije
bakra. Kot je razvidno s si. 1, o sukanju ne moremo govoriti, raziskovalec pa je med
seboj povezoval še rudišča iz različnih tektonskih enot in različnih nivojev stratigraf-
ske lestvice, zato taki razlagi ne moremo pritrditi.
Z ozemlja severno od Save poroča nadalje Tornquist o štirih vložkih skrilavca
med peščenjakom. Kot najvišjega je na območju južno od Vač obravnaval glinovce
naše superpozicijske enote c in jih proti zahodu povezoval z vložki iz osrednjega dela
stratigrafskega stolpiča (Dašnik). Zato velja tudi njegove sklepe o povezavi glinovcev
in orudenja jemati zelo previdno.
Tornquistove ideje je dopolnil Zebre (1955, 239) in menil, da najdemo na
produktivnem ozemlju Posavskih gub različne sisteme rudišč. Tako se javlja na levem
bregu Save pod Vačami proti Cirkušam krovni sistem bakrovega kršca. Sledi jim
paralelni pas cinkove svetlice, ki se razteza na levem bregu Save do Ponovič, kjer
prehaja na desni breg in se vleče do Polšnika. Talni sistem pa je sestavljen predvsem
iz svinčevega sijajnika z baritom in se vleče od Polšnika preko Litije do Podlipoglava
in dalje proti Škofljici.
Obravnavano ozemlje leži v okolici znanega in nekoč ekonomsko pomembnega
rudišča Litija oziroma Sitarjevec in je od njega oddaljeno nekaj km v zračni črti proti
severu in severovzhodu (si. 1). Danes lahko zapišemo le, da pripada obravnavano
območje enemu izmed orudenih prostorov, razporejenih glede na rudišče Sitarjevec
po zakonih neke simetrije, ki je še ne poznamo.
Tudi z genezo in starostjo rudišč v Posavskih gubah so se ukvarjali številni
raziskovalci, zagovarjali konkordantno ali diskordantno lego rudnih teles v prostoru
ter navajali razloge za paleozojsko, triasno ali terciarno starost rudišč. Omenjeno
problematiko so nanizali in ovrednotili M. Drovenik in sodelavca (1980, 31, 32).
Kasneje je Premru (1983b, 50) ponudil novo razlago. Študija paleogeografskih
modelov naj bi pokazala, da so hidrotermalna rudišča Posavskih gub vezana na
bližino mezozojskega transformnega preloma, ki je vzporeden Podvolovlješkemu
transformu in nanj pravokotno potekajoče prelome ter na tektonsko aktivnost Idrij-
ske in Zagorske podcone v staroalpidski orogenezi.
Glede na najnovejše podatke z Rastoke, znova oživljeni teoriji o mezozojski
starosti rudišč v Posavskih gubah ne moremo pritrditi. Novi podatki govore, kot
bomo videli, za paleozojsko starost rudišč, ki so jo zagovarjali Berce (1963, 7) ter M.
Drovenik s sodelavcema (1980, 32).
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije 259
Geološka dogajanja v karbonu in nastanek rud v Posavskih gubah
Na podlagi do sedaj zbranih podatkov bi lahko razvoj karbonskih klastičnih
kamenin, geološka dogajanja in z njimi povezan nastanek rud na obravnavanem
prostoru in skoraj zagotovo tudi drugod v Posavskih gubah razložili takole.
Klastične kamenine enote a in podenot bi ter b2 predstavljajo zaporedje z naraš-
čanjem zrnavosti (coaresing upward sequence), ki ga je Mlakar (1987) označil
z »regresivnim nizom usedlin«. To nam kaže na postopno oplitjevanje in zasipanje
sedimentacijskega bazena.
Na osnovi dosedanjih podatkov ne moremo še nedvoumno razložiti okolja na-
stanka pretežno muljastih kamenin enote a in menjavanja peščenih in muljastih
kamenin podenote bi. Glede na ugotovljeno zaporedje, bi obravnavane sedimentne
kamenine uvrstili v deltno-rečni sedimentacijski model. V njem naj bi sedimentne
kamenine enote a (vsaj njen zgornji del) in podenote bi nastale na območju prodelte
in deltne fronte. Kamenine podenote b2, med katerimi prevladujejo peščenjaki in smo
jih do sedaj raziskali v profilih na območju Maljeka in Zavrstnika, interpretiramo kot
produkt rečnega sedimentacijskega okolja, v katerem lahko sledimo distalno-proksi-
malne spremembe. V spodnjem in srednjem delu naj bi prevladovali faciesi, nastali
pod vplivom meanderskega rečnega režima, v zgornjih delih pa faciesi, ki bi jih lahko
interpretirali kot produkte režima prepletajoče reke. Slednji se je verjetno nadaljeval
še v spodnji del podenote bs, kjer pa že zasledimo sedimentacijske vplive vršajev.
Redke polarne in pogostejše nepolarne sedimentne teksture kažejo na smer trans-
porta od zahoda proti vzhodu. Sestava terigenih komponent dopušča sklep, da so bile
na izvornem območju razgaljene predvsem metamorfne in sedimentne kamenine.
V zgornjih, drobnozrnatih delih sekvenc podenote b2 sta na širšem območju Litije
zakonca Jurkovšek našla makrofloro, ki jo uvrščata v v^estfalij A (Ko lar-
Jurkovšek & Jurkovšek, 1985, 1986).
Velike debeline sedimentnih kamenin kažejo na relativno hitro pogrezanje sedi-
mentacijskega bazena ob njegovem sočasnem še hitrejšem zasipavanju, kar je pov-
zročilo nastanek regresijskega zaporedja sedimentnih kamenin. Tonjenje bazena in
velike debeline sedimentov so pospešile diagenetske spremembe sedimenta v trdno
kamenino in njene kasnejše epigenetske spremembe. Ugotovljeno zaporedje izločanja
mineralov v preiskanih kameninah v povezavi z drugimi dogodki smo prikazali na
5. sliki in ga bomo obrazložili v naslednjih odstavkih.
V zgodnji diagenezi so zaradi obilice organskih-rastlinskih ostankov prevladovale
redukcijske razmere, pri katerih je ponekod nastal zgodnjediagenetski pirit. Ta je
v obravnavanih kameninah v celoti spremenjen v limonit.
Glavni cementacijski mineral v litično-kremenovem peščenjaku je kremen, ki
nastopa pretežno v obliki sintaksialnega obrobnega cementa (tab. 3, si. 3). Ta cement
smo označili kot prvo-diagenetsko generacijo kremena (Ql).
V obdobju, ko je bil peščenjak že trdno vezan, je prišlo do tektonskih premikov in
z njimi povezane hidrotermalne dejavnosti. Ta tektonska aktivnost sovpada z začet-
kom asturske tektonske faze (IT), v kateri so nastale razpoke, ki so jih zapolnili
železo vsebujoči in verjetno tudi drugi rudni minerali. Ti so popolnoma oksidirani in
spremenjeni v limonit (Ll, tab. 2, si. 3; tab. 3, si. 1), tako da prvotne parageneze ne
moremo ugotoviti. Morda je del rudnih mineralov v rudiščih Posavskih gub vezan na
omenjeno hidrotermalno fazo, ki je povzročila tudi obsežno illitizacijo-sericitizacijo
glinencev in nastanek illita-sericita (II 1, tab. 2, si. 4; tab. 3, si. 3, 4).
Kasneje so ob mlajših subvertikalnih razpokah in prelomih (2T), ob katerih so
260
Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
SI. 5. Relativno zaporedje izločanja mineralov in geološka dogajanja
Fig. 5. Relative succession of formation of minerals and of geologic events
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije
261^
nastale zasnove grabenske strukture, hidrotermalne raztopine prinašale velike koli-
čine kremenice. Kremen (Q2) se je odlagal v žilah (tab. 2, si. 3; tab. 4, si. 1, 2), ponekod
pa tudi močno prepojil prikamenino-peščenjak (tab. 3, si. 4). Hidrotermalne razto-
pine, ki so prinašale kremenico in bile bogate tudi z drugimi prvinami, so se odlagale
v različnih paragenezah na ugodnih mestih, predvsem znotraj več sto metrov debe-
lega kompleksa peščenjakov podenote b2. S tem naj bi bila končana glavna rudo-
nosna faza, v kateri naj bi nastala večina polimetalnih svinčevo-cinkovo-baritnih
rudišč Posavskih gub.
V mlajšem paleozoiku (290 do 250 milijonov let) je južno Evropo in severno Afriko
obvladoval režim deformacij, ki jih Arthaud in Matte (1977) razlagata s trans-
formno tektoniko. Ta je povzročila nastanek številnih zmičnih prelomov (strik-slip
faults).
S to postrudno tektoniko povezujemo močne intra- ter intergranularne deforma-
cije. Slednje se odražajo v nastanku valovite potemnitve (tab. 1, si. 3) deformacijskih
lamel in degradacijske rekristalizacije (tab. 3, si. 1; tab. 4, si. 3, 4; tab. 6, si. 2, 4; tab.
9, si. 1). Intergranularne deformacije so spremenile strukturo peščenjaka in nastala je
usmerjena kremenovo illitno-sericitna epiosnova (112), (tab. 1, si. 3, 4; tab. 2, si. 3; tab.
7, si. 1, 2; tab. 8, si. 1). V kremenovih žilah je zaradi medzrnskih deformacij prišlo do
mobilizacije in sintaksialne rasti kremena na mejah med zrni (Q3 tab. 4, si. 4),
ponekod pa do popolne porušitve in nastanka kataklastične kremenove breče (tab. 5,
si. 2). Drugod so transformne deformacije povzročile številne razpoke (tab. 2, si. 3;
tab. 3, si. 1, 2) in ob njih ponekod tudi manjše premike. Opisanim deformacijam je
sledila mineralna, karbonatna faza. Karbonat, morda siderit, ki je bil kasneje
limonitiziran, je nadomeščal kremenovo illitno-sericitno epiosnovo in deloma teri-
gena zrna v peščenjaku (tab. 8, si. 1) najdemo pa ga tudi v kremenovih žilah (tab. 3, si.
1)-
Omenjena postrudna transformna tektonika, ki je povzročila opisane deformacije,
je razkosala obravnavano območje in izoblikovala izrazito grabensko strukturo
z relativno močno dvignjenimi in pogreznjenimi bloki (si. 5).
262 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Zaradi relativne spremembe erozijske baze je prišlo na dvignjenih blokih do hitre
in močne erozije, ki je ponekod verjetno segla do vrhnjih delov polimetalnih rudišč.
Oksidacija železo vsebujočih mineralov je dala limonit, ki se je deloma odlagal tudi
v manjših depresijah in predstavlja limonitne tvorbe nastopajoče v zgornjih delih
vzpetin z našo oznako 7/10 in 7/11 (si. 1). Limonit (L2) nastopa kot vezivo peščenja-
kove in kremenove breče (tab. 4, si. 1, 2, 3, 4, tab. 8, si. 1). Drobci tega limonita so bili
ponekod deloma presedimentirani in so služili kot jedra nastajajočih pizolitov mlaj-
šega limonita (L3), ki nastopa tudi v obliki intraklastov ter veziva (tab. 8, si. 3,4).
Visoke vsebnosti nekaterih prvin (Ba, Cu, Pb, Zn) v drobnozrnati kremenovo-
limonitni breči, kremenovo-limonitnem peščenjaku in goethitu (tabela 1) so preprič-
ljiv dokaz, da je polimetalno orudenje starejše od omenjenih kamenin. Upoštevajoč
paleontološke podatke, gre za karbonsko starost rudonosnih procesov.
Sledi sedimentacija kremenovega konglomerata podenote h^. Na Rastoki je ohra-
njen le njen najnižji del, medtem ko so mlajše kamenine erodirane.
Na Podlipoglavu in Maljeku se javljajo blokovni konglomerati s prodniki in bloki
kremena, lidita, apnencev, peščenjakov, konglomeratov in temno sivih meljastih
glinovcev. Pri Podlipoglavu leže ti blokovni konglomerati na peščenjakih podenote b2
- v bazi podenote bs (si. 3). Bloke apnenca iz blokovnega konglomerata pri Podlipo-
glavu so opisovali Ramovš (1954, 1990) ter Ramovš in Jurkovšek (1976).
Ugotovili so, da nekateri med njimi izvirajo iz srednjekarbonske, devonske in silurij-
ske periode. Blokovne konglomerate same pa uvrščata raziskovalca v spodnji perm.
Ramovš (1986, 1990) obravnava bloke apnenca kot olistolite. Iz tega sledi, da ima
omenjene konglomerate za olistostrome (podvodne plazove). Preliminarne, še ne
končane raziskave nakazujejo subarealni (vršajni) nastanek obravnavanih konglo-
meratov.
Starost apnenčevih blokov v blokovnem konglomeratu kaže, da so bili ob trans-
formni tektoniki, ki jo vežemo za astursko tektonsko fazo, dvignjeni posamezni bloki
precej visoko, tako da je erozija segla do devonskih in silurijskih kamenin.
Nad konglomerati podenote bs slede peščenjaki podenote b4 in enota c (»krovnin-
ski skrilavec«). Enoto c sestavlja skrilavi meljasti glinovec, v katerem najdemo le tu
in tam leče peščenjaka in redkokdaj konglomerata. Podenoti in b4 ter enota c,
predstavljajo zaporedje s postopnim zmanjševanjem zrnavosti (fining upv^^ard sequ-
ence), ki gradi transgresivni niz sedimentnih kamenin. Okolja sedimentacije teh
kamenin na obravnavanem območju še nismo raziskali, pa tudi njihova starost še ni
dokazana. Dopuščamo možnost, da kot celota ali delno pripadajo spodnjemu permu
(Mlakar, 1987).
Sedimentacijo kamenin enote c je prekinila tektonska aktivnost, vezana na
saalsko tektonsko fazo, med katero so se verjetno reaktivirali stari prelomni sistemi
in oživili hidrotermalno dejavnost, ki je morda dala pretežno bakrovo orudenje tipa
Cirkuše-Skrivni potok z rudnimi telesi tik pod ekranom meljastega glinovca enote c.
Obravnavane, ponekod orudenele kamenine, so prekrile srednje- in zgornjeperm-
ske, mezozojske in terciarne plasti. Predterciarne deformacije, ki jih označujemo
s 4T, so povzročile v kremenovih tvorbah nastanek tankih kremenovih žilic, ki jih
ponekod zapolnjuje sintaksialni (tab. 4, si. 1), drugod (tab. 6, si. 1, 2) pa stebričast
kremen pete generacije (Q5).
Med alpidsko orogenezo je prišlo do desne rotacije Dinaridov z več fazami
gubanja in narivanja. Te deformacije so povzročile v kremenovih tvorbah močno
degradacijsko rekristalizacijo kremena (drQ, tab. 6, si. 2, 4), nastanek razpok, illita (II
3, tab. 5, si. 1) in šeste generacije kremena (Q6). Slednja generacija kremena je svetla.
On geological structure and mineralization in Carboniferous rocks... 263
On geological structure and mineralization in Carboniferous rocks north of
Litija, Slovenia
Extended Summary
From 1986 to 1988 the geologic structure of the territory betv^een Vače and Litija
(fig. 1 and 2) was studied in detail. Most attention was accorded to Carboniferous
beds in which Pb, Zn, Cu and Ba ores occur.
The investigations permitted to supplement the basic scheme of development of
Carboniferous beds in the Sava folds (Mlakar, 1987), and to attempt the recon-
struction of the environment of their deposition on the basis of available data. The
detailed subdivision of Carboniferous beds in several superposition units and sub-
units is shown in fig. 3.
The superposition unit a consists of dark grey shale with individual sheets of
siltstone, and forms the core of the Hotič anticline (fig. 2, sections A, B). The
thickness of beds doubtlessly exceeds 250 metres.
The larger part of the territory consists of the superposition unit b which is
composed of grey middle to coarser grained clastic rocks. Characteristic for the 50m
thick beds of the subunit bi is interbedding of shale, siltstone and fine grained
sandstone, the thickness of individual beds varying from 0.1 to 0.5m.
The subunit b2 includes numerous thick sequences of more or less micaceous
lithic-quartz sandstone of varying grain size. The lower part of sequences consists of
massive coarse grained sandstone, locally of fine grained conglomerate, and the
prozorna in tvori nepravilna polja (tab. 4, si. 1; tab. 5, si. 1) ali ponekod obdaja na
robovih limonitizirane pore. Zrna šeste generacije kremena (Q6) so večinoma podol-
govata in ponekod deloma povita (tab. 6, si. 1, 2, 3, 4).
V limonitnih tvorbah je zaradi napetosti ponekod prišlo do porušitve limonitnega
veziva, ki je tu in tam anizotropno, v njem pa so opazne psevdofluidalne teksture
(tab. 8, si. 3, 4). Številna terigena zrna žilnega kremena so razpokala, nekatera so se
delno zamaknila (tab. 9, si. 1), odprte razpoke pa je zapolnil limonit s kolomorfnimi
natečnimi strukturami (tab. 9, si. 2).
Izločanje mineralov, ki smo ga povezali z gubanjem in narivanjem, prizadene še
ena - verjetno neotektonska faza (6 T). V kremenovih tvorbah smo zasledili tanke
žilice s kremenom sedme generacije (Q7, tab. 6, si. 3, 4). V limonitnih tvorbah pa so
razpoke, ki sekajo terigena zrna in limonit druge, tretje in četrte generacije (L2, L3 in
L4) in so zapolnjene z vlaknatim limonitom pete generacije (L5, tab. 9, si. 1, 3, 4). Ta
je rasel pravokotno na stene žilic. V nepopolnoma zapolnjenih porah opazujemo
ponekod agregate manganovih oksidov (Mn, tab. 9, si. 3, 4).
V neotektonskem obdobju so subvertikalni prelomi razsekali orudeno območje
v posamezne bloke in prekinili nekdanjo njihovo morebitno zvezo. V okviru vseh teh
postrudnih procesov so orudeni prelomi, razpoke in konkordantna telesa zavzeli
drugotno lego, erozija pa je razgalila različne nivoje orudenega območja.
Severno od Ponovič so se na primer ohranili glinovci enote c na večjih površinah,
pod njimi pa lahko pričakujemo nedotaknjena rudišča Pb, Zn in Cu tipa Cirkuse. Pri
ugodni legi ekranskih struktur glede na staroterciarno narivno ploskev lahko seže
tudi orudenje z lokacije Skrivni potok še daleč proti severu.
264 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
upper parts are often of paralelly laminated fine grained sandstone which is in places
followed by a few centimeters of shale.
The first thicker intercalation of shale in the about 600 m thick rock succession of
the subunit b2 occurs about 70m above the subunit bi. Most frequent are intercala-
tions of shale in the interval between 300 and 450m. Four such intercalations are
from several metres to 25m thick, and they pinch out laterally. In this part of the
stratigraphie column occur very infrequent thin layers and lenses of conglomerate,
while in the upper 200m of the subunit b2 the beds and layers of conglomerate with
pebbles of quartz and lydite up to 8 mm in diameter are more frequent and thicker.
The beds of the subunit bs consist of conglomerate of pebbles of white quartz,
lydite and sandstone up to several cm in diameter, only in places occurs well sorted
conglomerate with some sandstone. The total thickness of the subunit bs amounts to
280m.
In the subunit b4 occurs only sandstone which is up to 50m thick.
The about 250m thick sequence of dark grey shale with an intercalation of
sandstone and conglomerate in the lower third is attributed to the superposition unit
c. These beds are overlain above an erosional unconformity by Val Gardena Forma-
tion.
The clastic rocks of the unit a, subunits bi and b2, represent a prograding
coarsening upward sequence which is an indication of gradual shallowing of the
depositional basin. The beds of the superposition unit a and subunit bi could
probably be attributed to the delta-fluvial depositional model with sedimentation in
the prodelta and delta front environments. The rocks of the subunit b2 can be
preliminarily interpreted as a product of the fluvial depositional environment in
which distal-proximal changes can be detected. In the lower and middle parts most
probably the facies formed by the meandering river prevailed, and in the upper part
the facies which could be interpreted as product of the braided river environment.
Rare polar and more frequent nonpolar sedimentary structures indicate the transport
direction from west to east. The composition of terrigenous components allows to
assume the existence of mainly metamorphic and sedimentary rocks exposed in the
source area.
After tectonic-erosional processes which are attributed to the Asturian tectonic
phase the deposition of coarse quartz conglomerate of the subunit bs started.
Preliminary investigations point to a alluvial fan and maybe partly fan delta forma-
tion of considered conglomerates which contain in the wider area of the Sava folds
also pebbles and blocks of limestone of Middle Carboniferous, Devonian and Silurian
age (Ramovš, 1954, 1990; Ramovš & Jurkovšek, 1976).
The depositional environment of beds belonging to subunit b4 and unit c is not
established yet. It can only be stated that with the subunit bs the deposition of
a fining upward sequence started. Deposition of this retrograditional succession of
sediments was interrupted by the Saalian orogenetic phase after which, the deposi-
tion of Val Gardena Formation followed.
In the upper fine grained parts of the sequences of the subunit b2 in the wider
surroundings of Litija the Jurkovšek consorts found macro flora which they attribute
to Westphalian A (Kolar-Jurkovšek & Jurkovšek, 1985, 1986). The age of
rocks of subunits bs and b4 and of unit c is not established yet. They could belong as
a whole, or in part, to the Lower Permian.
The gently folded Carboniferous beds are overthrusted by a thick sequence of
Mesozoic carbonate beds (fig. 1 and 2). Deformations of overthrusting character Vv ere
On geological structure and mineralization in Carboniferous rocks... 265
established also within the Paleozoic beds (the Lebez nappe). The older Tertiary
overthrust structure is cut by several systems of neotectonical faults.
In the area shown in fig. 1 occurs a number of ore occurrences and abandoned
mines of lead, zinc and copper. The mineralization of galena, sphalerite, chalcopyrite
and barite found mostly in sandstone is of the vein type or associated with the shale
screening structures.
Deepest in the section occur the mine workings at localities 3/2 and 3/3, but the
majority of deposits, as Ponoviče (1), Tolsti vrh (3), Rudnik (5) and Kamnica (6) occur
in the upper part of the Carboniferous beds of the subunit b2. Only on the zinc deposit
Ponoviče exist a few more detailed geological data (fig. 4). Highest in the stratig-
raphie column, under the screen of shale of the superposition unit c, occur the copper
deposit Cirkuse (2) and the polymetallic deposit Skrivni potok (4).
Concerning the dating of the mineralization and reconstruction of geologic events
in Carboniferous are of interest the results of the study of quartz-limonitic rocks,
especially those from the Gavgen hrib-Kržac area in the central part of the territory
(fig. 1 and 2).
As host rock of quartz veins in this area appears a lithic-quartz sandstone of the
Carboniferous subunit b2. Its composition is shown in figures (PI. 1, fig. 3, 4; PI. 2, fig.
1,3).
In quartz veins several generations of quartz, limonite and illite-sericite were
established and connected to various phases of deformations, as illustrated in fig. 5.
During the early diagenesis of sandstones in the Carboniferous subunit b2 the
reducing environment existed owing to the abundance of organic - plant remains,
which lead locally to crystallization of the early diagenetic pyrite. This mineral was
in the considered rocks entirely altered to limonite.
The main cementation mineral in the lithic-quartz sandstone is quartz which
occurs mostly as syntaxial overgrowhts (PI. 3, fig. 3). This quartz cement is marked as
the first diagenetic quartz generation (Q 1).
At a time when sandstone was already firmly cemented, occured tectonic move-
ments and associated hydrothermal activity. This tectonic activity coincides with the
beginning of the Asturian tectonic phase (IT). At that time fissures were opened and
filled with iron minerals and probably also with other minerals. Now they are
entirely oxydized and altered to limonite (LI, PI. 2, fig. 3; PI. 3, fig. 1, 2), which
precludes the establishing of the primary paragenesis. Possibly a part of ore minerals
in the Sava folds deposits are connected to the mentioned hydrothermal phase which
resulted also in abundant illitization-sericitization of feldspars and forming of illite-
sericite (II 1, PI. 2, fig. 4; PI. 3, fig. 3, 4).
Younger sub vertical fissures and faults (2T), by which the first outline of the
trench structure was set, served as channels for hydrothermal solutions which
brought large amounts of silica. Quartz (Q 2) deposited in veins (PI. 2, fig. 3; PI. 3, fig.
1, 2; PI. 4, fig. 1, 2), and in places it densely silicified the host rock - sandstone (PI. 3,
fig. 4). Hydrothermal solutions which carried silica were enriched also in other
chemical elements which deposited in various parageneses at favourable localities,
especially within the several hundred meter thick sandstone complex of the subunit
b2. With this the principal ore bearing phase was accomplished, in which the majority
of polymetallic lead-zinc-barite deposits of the Sava folds were presumingly formed.
In the younger Paleozoic (from 290 to 250 million years ago) the region of southern
Europe and northern Africa was pervaded by a deformation regime which Arthaud
266 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
and Matte (1977) explained by transform tectonics. This resulted into numerous
strike-slip faults.
This post-ore tectonics is associated to intense intra- and intergranular deforma-
tions. The former are reflected in formation of wavy extinction (PI. 1, fig. 3),
deformation lamellas and degradational recrystallization (PI. 3, fig. 1; PI. 4, fig. 3, 4;
PI. 6, fig. 2, 4; PL 9, fig. 1). Owing to intergranular deformations the sandstone
texture was altered, and the directed quartz illite-sericite epimatrix (II 2) was formed
(PI. 1, fig. 3, 4; PI. 2, fig. 3; PL 7, fig. 1, 2; PI. 8, fig. 1). In quartz veins owing to
intergranular deformations mobilization and syntaxial growth of quartz on bound-
aries between grains occurred (Q 3, PI. 4, fig. 4), and in places collapse with forming
of cataclastic quartz breccia (PI. 5, fig. 2). In other places transform deformations
resulted into numerous fissures (PI. 2, fig. 3; PI. 3, fig. 1, 2), and somewhere also into
limited displacements along them. The described deformations were followed by the
carbonate mineral phase. Carbonate, possibly siderite, which was later limonitized,
partly replaced the quartz illite-sericite epimatrix and terrigenous grains in
sandstone (PI. 8, fig. 1); it can be found also in quartz veins (PI. 3, fig. 1).
This post-ore transform tectonics which caused the described deformations dis-
sected the studied territory and formed the outspoken graben structure with rela-
tively intensely uplifted and subsided blocks (fig. 5).
Owing to the relative change of the erosional basis the uplifted blocks were
subjected to fast and strong erosion which in places probably reached the upper parts
of the polymetallic deposits. Oxydation of iron containing minerals resulted into
limonile which in part deposited also in smaller depressions, and represents the
limonitic formations occurring in upper parts of the heights marked 7/10 and 7/11
(Fig. 1 and 2). Limonile (L 2) appears as matrix in quartz and in sandstone breccia
(PL 7, fig. 1, 2, 3, 4; PI. 8, fig. 1). Fragments of this limonite were in places partly
redeposited, and served as cores to the forming pisoliths of the younger limonite (L 3)
which occurs also in form of intraclasts and of matrix (PI. 8, fig. 3, 4).
The lithostratigraphic position and high contents of certain elements (Ba, Cu, Pb,
Zn) in fine grained quartz-limonitic breccia, quartz-limonitic sandstone and goethite
(PI. 1) are convincing indications that the polymetallic ore is older than the men-
tioned rocks. Taking into consideration the paleontological data, the ore forming
processes are of the Carboniferous age.
Followed the deposition of quartz conglomerate of subunit bs and of sandstone of
the subunit b4. Considering the age of limestone blocks in the conglomerate in the
wider area, it appears that during the transform tectonics which is associated with
the Asturian orogeny individual blocks were uplifted to a sufficient elevation for
exposing to erosion Devonian and Silurian rocks.
The deposition of rocks of the unit c was interrupted by tectonic activity associ-
ated with the Saalian orogenic phase. During this activity most probably old fault
systems became reactivated and hydrothermal activity rejuvenated, which resulted
into the mostly copper deposit of the Cirkuše-Skrivni potok type with ore bodies
immediately below the screen of shale of the unit c.
The considered beds which are mineralized in places were covered by Middle and
Upper Permian beds, and by Mesozoic and Tertiary beds. Pre-Tertiary deformations,
marked 4T, caused in quartz formations thin quartz veinlets which are filled in
places by syntaxial (PI. 4, fig. 1), and elsewhere (PI. 6, fig. 1 and 2) by columnar quartz
of the fifth generation (Q5).
During the Alpine orogenesis the right rotation of Dinarides occurred. It included
On geological structure and mineralization in Carboniferous rocks... 267
several folding and overthrusting phases. These deformations caused in quartz
formations intense degradational recrystallization of quartz (drQ, PI. 6, fig. 2, 4), and
forming of fissures, of illite (113, Pl. 5, fig. 1) and of the sixth generation quartz (Q6).
The latter quartz generation is light, transparent and it forms irregular fields (PI. 4,
fig. 1; PI. 5, fig. 1), or encircles on rims the limonitized pores. Grains of sixth
generation quartz (Q6) are mostly elongated and in places partly bent (PI. 6, fig. 1, 2,
3,4).
In some limonite formations ov^^ing to tensions the limonite matrix collapsed; it is
anisotropic with pseudofluidal textures in it (PI. 8, fig. 3, 4). Numerous terrigenous
grains of vein quartz are fissured, and some in part displaced (PI. 9, fig. 1). Open
cracks were filled by limonite with collomorphic texture (PI. 9, fig. 2).
Crystallization of minerals which we associated with folding and faulting was
affected by still another - probably neotectonic phase (6T). In quartz formations thin
veinlets with quartz of seventh generation (Q 7, PI. 6, fig. 3, 4) were detected. In
limonite formations the cracks which cut terrigenous grains and limonite of second,
third and fourth generations (L2, L3, L4) are filled with fibrous limonite of fifth
generation (L5, PI. 9, fig. 1, 3, 4). This mineral grew at right angle to veinlet walls. In
incompletely filled pores locally aggregates of manganese oxides can be observed
(Mn, PL 9, fig. 3, 4).
268 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Tabla 1 - Plate 1
SI. 1. Digenit (temno sivo) nadomešča zdrobljena zrna halkopirita (rudišče Cirkuse).
Odbita polarizirana svetloba, //N, merilo = 0.1 mm
Fig. 1. Digenite (dark grey) replacing crushed chalcopyrite grains (Cirkuse deposit).
Reflected polarized light, //N, scale = 0.1mm
SI. 2. Izločnine halkopirita (belo) v sfaleritu (rudišče Skrivni potok).
Odbita polarizirana svetloba, //N, merilo = 0.05 mm
Fig. 2. Exsolutions of chalcopyrite (white) in sphalerite (Skrivni potok deposit).
Reflected polarized light, //N, scale = 0.05 mm
SI. 3. Veliko monokristalno kremenovo zrno z valovito potemnitvijo in kataklastičnimi razpo-
kami, nastalimi zaradi pritiska. Zrna veže illitno-sericitna epiosnova (112).
Presevna polarizima svetloba, +N, merilo = 0.3 mm
Fig. 3. A big monocrystalline quartz grain shows wavy extinction and cataclastic cracks owing
to pressure. Grains are bound by illite-sericite epimatrix (112).
Transmitted polarized light, +N, scale = 0,3 mm
SI. 4. Terigena zrna mono- in polikristalnega kremena, drobce roženca z vključki neprozornih
mineralov, granitoidnih kamenin z illitiziranimi-sericitiziranimi zrni glinencev in lističe mu-
skovita vezeta sintaksialni obrobni in polikristalni pomi kremenov cement ter kremenovo
illitna-sericitna epiosnova kontaktnega tipa.
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.3 mm
Fig. 4. Terrigenous grains of mono- and polycrystalline quartz, fragments of chert with
inclusions of opaque minerals, granitoid rocks fragment with illitized-sericitized feldspar
grains and scales of muscovite are cemented by quartz syntaxial overgrowths, polycrystalline
quartz pore cement and quartz illite-sericite epimatrix of the contact type.
Transmitted polarized light, +N, scale = 0,3 mm
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije
269;
270 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Tabla 2 - Plate 2
SI. 1. Muskovitne luske so popolnoma prepojene z limonitom.
Odsevna polarizirana svetloba, //N, merilo = 0.1 mm
Fig. 1. Muscovite scales are completely impregnated by limonite.
Reflected polarized light, //N, scale = 0,1mm
SI. 2. Limonitni muljevec s psevdofluidalno strukturo. V limonitni osnovi so illitno-sericitne
luske in zrnca kremena.
Odsevna polarizirana svetloba, //N, merilo = 0.1 mm
Fig. 2. Limonitic mudstone with pseudofluidal texture. In limonitic matrix occur illite-sericite
scales and tiny quartz grains.
Transmitted polarized light, //N, scale = 0,1 mm
SI. 3. Sredi limonitne žilice (LI) je mlajša kremenova žilica (Q2). Prikamenino in žilice sečejo
razpoke, ob katerih je prišlo do njihovega delnega premika in razmikov zrn, med katerimi je
nastala illitno-sericitna epiosnova.
Presevna polarizirana svetloba, //N, merilo = 1 mm
Fig. 3. Within the limonite veinlet (Ll) occurs a younger quartz veinlet (Q2). The host rock and
veinlets are cut by cracks along which limited movement occurred; and grains were partly
displaced. Illite-sericite epimatrix formed between grains.
Transmitted polarized light, //N, scale = 1mm
SI. 4. Med kremenovimi zrni, obdanimi s sintaksialnim obrobnim kremenovim cementom (Ql) in
drobcem sericitnega skrilavca, je z illitom-sericitom (IH) nadomeščeno zrno glinenca z nenado-
meščenimi ostanki glinenca (F).
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.1 mm
Fig. 4. Between quartz grains cemented by quartz syntaxial overgrowths (Ql) and a fragment of
sericitic slate appears a grain of feldspar replaced by illite-sericite (111), with some remains of
unreplaced feldspar (F).
Transmitted polarized light, +N, scale = 0,1mm
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije
271;
272 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Tabla 3 - Plate 3
SI. 1. Detajl kremenove žilice (Q2) s tab. 2, si. 3, v kateri opazimo limonitizirane preseke mlajših
karbonatov (KI). Žilico sekajo razpoke, ob katerih je prišlo do kataklastičnih deformacij.
Presevna polarizirana svetloba, //N, merilo = 0.3mm
Fig. 1. Detail of quartz veinlet (Q2) from Pl. 2, fig. 3, in which a limonitized sections of younger
carbonates (Kl) can be observed. The veinlet is cut by cracks along which cataclastic deformati-
ons occurred.
Transmitted polarized light, //N, scale = 0,3mm
SI. 2. Isto kot si. 1. Kremenovo žilico sekajo razpoke, ob katerih so vidne kataklastične
deformacije in degradacij ska rekristalizacija večjih kremenovih zrn (drQ).
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.3 mm
Fig. 2. Same as fig. 1. The quartz veinlet is cut by cracks along which cataclastic deformations
and degradational recrystallization of larger quartz grains (drQ) is visible.
Transmitted polarized light, + N, scale = 0,3 mm
SI. 3. Sklop kremenovih in z illitom-sericitom popolnoma nadomeščenih glinenčevih zrn (IIF).
Ob kremenovih zrnih je ponekod viden sintaksialni obrobni kremenov cement (Ql) in illitna-
sericitna osnova. V osnovi sta dve generaciji illita-sericita. Illit-sericit prve generacije (111) se
javlja kot drobna izometrična zrna, illit-sericit druge generacije (112) pa nastopa v podolgovatih
presekih in se prerašča s kremenom tretje generacije (Q3).
Presevna polarizirana svetloba, + N, merilo = 0.05 mm.
Fig. 3. Aggregate of grains of quartz and of feldspar, the latter entirely replaced by illite-sericite
(IIF). Quartz grains with quartz syntaxial overgrowths (Ql) and illite-sericite matrix. In the
matrix occur two generations of illite-sericite. That of the first generation (111) occurs in tiny
isometric grains, and illite-sericite of the second generation (112) occurs in elongated sections
and is overgrown with third generation quartz (Q3).
Transmitted polarized light, + N, scale = 0,05 mm
SI. 4. Močno okremenjeni del peščenjaka ob kremenovi žili. V mlajšem kremenovem cementu
druge generacije (Q2) so vidni vključki illita-sericita prve generacije (111).
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.1 mm
Fig. 4. Intensely silicified part of sandstone along a quartz vein. In the younger quartz cement of
the second generation (Q2) inclusions of illite-sericite of the first generation (111) are visible.
Transmitted polarized light, + N, scale = 0,1 mm
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije
273;
274 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Tabla 4 - Plate 4
SI. 1. Kontakt kremenove žile s peščenjakom. Večji del žile zapolnjuje nekoliko moten kremen
druge generacije (Q2), katerega sekajo mlajše kremenove žilice, zapolnjene s peto (Q5) in sedmo
(Q7) generacijo kremena ter razpoke (Rl) z illitom-sericitom tretje generacije (113). Ponekod se
pojavljajo nepravilna polja prozornega kremena šeste generacije (Q6). Ob stiku s peščenjakom
opazimo sub- in euhedralne obrise kremenovih zrn, ki jih nakazujejo svetlejši in temnejši
pasovi.
Presevna polarizirana svetloba, //N, merilo = Imm
Fig. 1. Contact of quartz vein with sandstone. The larger part of vein is filled by somewhat dim
second generation quartz (Q2) which is cut by younger quartz veinlets filled by quartz of fifth
(Q5) and seventh (Q7) generations, and by cracks (Rl) with third generation illite-sericite (113).
In places irregular fields of clear quartz of sixth generation (Q6). Along the contact with
sandstone appear sub- and euhedral contours of quartz grains marked by lighter and darker
bands.
Transmitted polarized light, //N, scale = 1 mm
SI. 2. Isto kot na si. 1. Druzimozaična struktura sklopa kremenovih zrn druge generacije (Q2)
s številnimi deformacijskimi lamelami in degradacijsko rekristaliziranimi robovi in polji.
Presevna polarizirana svetloba, + N, merilo = 1 mm
Fig. 2. Same as fig. 1. Drusy-mosaic structure of aggregate of second generation quartz grains
(Q2) with numerous deformation lamellas and degradationally recrystallized rims and fields.
Transmitted polarized light, + N, scale = 1 mm
SI. 3. Kremenova zrna druge generacije (Q2) so na robovih in deloma v nepravilnih poljih
degradacijsko rekristalizirana.
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.3 mm
Fig. 3. Quartz grains of second generation (Q2) degradationally recrystallized on rims and partly
in irregular fields.
Transmitted polarized light, +N, scale = 0,3 mm
SI. 4. Ob deformiranem in razpokanem kremenovem zrnu druge generacije (Q2) je sintaksialno
zrasel kremen tretje generacije (Q3).
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.1 mm
Fig. 4. Along deformed and cracked quartz grain of the second generation (Q2) syntaxial growth
of third generation quartz (Q3).
Transmitted polarized light, + N, scale = 0,1 mm
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije
275i
276 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Tabla 5 - Plate 5
SI. 1. Na zrnu druge generacije kremena (Q2) - motno temno zrno - je rastel radialni agregat
illita-sericita (113), ki ga obdaja čist (prozoren) kremen šeste generacije (Q6).
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.05 mm
Fig. 1. On a grain of second generation quartz (Q2) - dim dark grain - growth of radial aggregate
of illite-sericite (113), surrounded by clear sixth generation quartz (Q6).
Transmitted polarized light, + N, scale = 0,05 mm
SI. 2. Kataklastična monomiktna kremenova breca. V drobnozrnati kremenovi osnovi lebde zelo
slabo sortirana, oglata do polzaobljena zrna. V večjem zrnu so vidne razpoke.
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.3 mm
Fig. 2. Cataclastic monomictic quartz breccia. In fine grained quartz matrix float very poorly
sorted, angular to subrounded grains. In larger grain cracks are visible.
Transmitted polarized light, +N, scale = 0,3 mm
SI. 3. V motnih zrnih kremena druge generacije (Q2) so eu- in subhedralna, prozornejša zrna
(metakristali) mlajšega kremena četrte generacije (Q4). Poševno poteka mlajša razpoka, ki seka
zrna obeh generacij.
Presevna polarizirana svetloba, //N, merilo = 0.3mm
Fig. 3. In dim grains of second generation quartz (Q2) appear eu- and subhedral grains
(metacrystals) of younger, clearer fourth generation quartz (Q4). Inclined younger fissure cuts
grains of both generations.
Transmitted polarized light, //N, scale = 0,3 mm
SI. 4. Isto kot na si. 3. Motna anhedralna in prozornejša eu- in subhedralna zrna imajo enako
optično orientacijo. Kremenova zrna oblikujejo neenakomerno zrnato porfiroblastično struk-
turo. Manjša relativno enakomerno velika zrna predstavljajo degradacijsko rekristalizirani
kremen (drQ).
Presevna polarizirana svetloba, + N, merilo = 0.3 mm
Fig. 4. Same as in fig. 3. Dim anhedral and clear eu- and subhedral grains of the same optical
orientation. Quartz grains form unevenly grained porphyroblastic texture. Smaller grains of
relatively equal size represent the degradationally recrystallized quartz (drQ).
Transmitted polarized light, + N, scale = 0,3 mm
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije
277i
278 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Tabla 6 - Plate 6
SI. 1. Kremenova žilica, zapolnjena s kremenom pete (Q5) generacije, seka kremenova zrna
motne, druge (Q2) in prozornejše, četrte (Q4) generacije, ki oblikuje deloma euhedralna zrna
(metakristale) v motnih zrnih druge generacije. Ob porah (P), ki jih ponekod obdaja limonit
(nepravilna temna zrna), je prozornejši kremen šeste (Q6) generacije.
Presevna polarizirana svetloba, //N, merilo = 0.3 mm
Fig. 1. Quartz veinlet filled by fifth generation quartz (Q5) cutting quartz grains of dim second
generation (Q2) and clear fourth generation (Q4) that forms partly euhedral grains (metacry-
stals) in dim grains of second generation quartz. Along pores (P), in places surrounded by
limonite (irregular dark grains) appears clear sixth generation quartz (Q6).
Transmitted polarized light, //N, scale = 0,3 mm
SI. 2. Isto kot na si. 1. Pod navzkrižnimi nikoli so lepo vidna polja in pasovi drobnozrnatega
sorazmerno enakomerno velikega mozaičnega kremena (drQ), nastala z degradacijsko rekrista-
lizacijo in ob porah podolgovata nekoliko povita zrna kremena šeste (Q6) generacije.
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.3 mm
Fig. 2. Same as in fig. 1. Under crossed niçois well visible fields and belts of fine and relatively
evenly grained mosaic quartz (drQ), result of degradational recrystallization. Along pores
elongated, somewhat bent grains of sixth generation quartz (Q6).
Transmitted polarized light, +N, scale = 0,3 mm
SI. 3. Poševno poteka kremenova žilica, zapolnjena s kremenom sedme (Q7) generacije, seka
starejša kremenova zrna druge (Q2) in četrte (Q4) generacije in poteka preko polj degradacijsko
rekristaliziranega kremena (drQ). Ob porah (P) je kremen šeste (Q6) generacije, ob katerem so
opazna neprozorna zrna limonita.
Presevna polarizirana svetloba, //N merilo = 0.3 mm
Fig. 3. Inclined quartz veinlets filled by seventh generation quartz (Q7) cuts older quartz grains
of second (Q2) and fourth generation (Q4), and passes across fields of degradationally recrystal-
lized quartz (drQ). Around pores (P) occurs sixth generation quartz (Q6) with opaque limonite
grains beside it.
Transmitted polarized light, //N, scale = 0.3 mm
SI. 4. Isto kot na si. 3. Neenakomerno zrnata porfiroblastična struktura. Med polji drobnozrna-
tega degradacijsko rekristaliziranega kremena (drQ) so večja zrna starejših generacij kremena.
Ob pori (P) je šesta generacija kremena (Q6). Vse skupaj seče žilica s kremenom sedme (Q7)
generacije.
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0,3 mm
Fig. 4. Same as in fig. 3. Unevenly grained porphyroblastic texture. Between fields of fine
grained degradationally recrystallized quartz (drQ) appear larger quartz grains of older genera-
tions. At the pore quartz of sixth generation (Q6) is deposited. The scene is cut by veinlet filled
with seventh generation quartz (Q7).
Transmitted polarized light, +N, scale = 0.3 mm
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije
2791
280 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Tabla 7 - Plate 7
SI. 1. V limonitnem vezivu (L2) lebde večja in manjša zrna litično kremenovega peščenjaka in
kremena. Večja zrna peščenjaka so razpokana, ponekod so v njih vidna zrna starejšega limonita
(LI) in kremenovo illitna-sericitna (112) epiosnova.
Presevna polarizirana svetloba, //N merilo = 0,3 mm
Fig. 1. In limonitic matrix (L2) float smaller and larger grains of lithic-quartz sandstone and
quartz. Larger sandstone fragments are cracked, and locally in them grains of older limonite
(LI) and illite-sericite epimatrix (112) are visible.
Transmitted polarized light, //N, scale = 0.3 mm
SI. 2. Isto kot na si. 1. Lepo se vidi struktura litično kremenovega peščenjaka, z različno
orientacijo terigenih zrn in zrn epiosnove v obeh drobcih.
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0,3 mm
Fig. 2. Same as in fig. 1. Well visible texture of lithic-quartz sandstone with variable orientation
of terrigenous grains and grains of epimatrix in both fragments.
Transmitted polarized light, +N, scale = 0.3 mm
SI. 3. Večji razpokani drobci žilnega kremena lebde v limonitnem vezivu (L2).
Presevna polarizirana svetloba, //N merilo = Imm
Fig. 3. Larger cracked fragments of vein quartz floating in limonite matrix (L2).
Transmitted polarized light, //N, scale = 1mm
SI. 4. Isto kot na si. 3. Večji drobci so polikristalni, manjša zrna pa predstavljajo monokristalen
žilni kremen, ki lebdi v limonitnem vezivu (L2).
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = Imm
Fig. 4. Same as in fig. 3. Larger fragments are polycrystalline, while smaller grains represent
monocrystalline vein quartz that floats in limonitic matrix (L2).
Transmitted polarized light, +N, scale = 1mm
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije
281!
282 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Tabla 8 - Plate 8
SI. 1. Drobec litično-kremenovega peščenjaka. Osnovo, cement in terigena zrna nadomešča
limonitizirani korozivni karbonantni cement (KI).
Presevna polarizirana svetloba, //N merilo = 0.3 mm
Fig. 1. Fragment of lithic-quartz sandstone. Matrix, cement and terrigenous grains are replaced
by limonitized corrosive carbonate cement (Kl).
Transmitted polarized light, //N, scale = 0,3 mm
SI. 2. Polikristalne drobce žilnega kremena sestavljajo anhedralna zrna kremena z valovito
potemnitvijo in deformacijskimi lamelami. Drobce in zrna sečejo razpoke in limonitne žilice.
Primerjaj deformacije na sliki z deformacijami kremena v žili, ob kontaktu z litično kremeno-
vim peščenjakom (tab. 4, si. 2, 3, 4).
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.1 mm
Fig. 2. Polycrystalline fragments of vein quartz consist of anhedral grains of quartz with wavy
extinction and deformation lamellas. Fragments and grains are cut by cracks and limonite
veinlets. Compare deformations in this figure with deformations of quartz in vein, at contact
with lithic-quartz sandstone (PL 4, fig. 2, 3, 4).
Transmitted polarized light, +N, scale = 0,1mm
SI. 3. Zrna kremena in agregati temnega limonita druge (L2) generacije s številnimi terigenimi
zrni obdaja mlajši, masivni ali koncentrično zgrajeni (pizolitni) amorfni limonit tretje (L3)
generacije.
Presevna polarizirana svetloba, //N merilo = 0.1 mm
Fig. 3. Quartz grains and dark limonite aggregates of second generation (L2) with numerous
terrigenous grains are surrounded by younger, massive or concentric (pisolithic) amorphous
limonite of third generation (L3).
Transmitted polarized light, //N, scale = 0,1 mm
SI. 4. Isto kot na si. 3. Terigena zrna in limonitne alokemične komponente veže limonitno
vezivo (L3) osnovnega in pornega tipa, ki je deloma izotropno, deloma pa anizotropno z vidno
psevdofluidalno strukturo.
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.1 mm
Fig. 4. Same as in fig. 3. Terrigenous grains and limonite allochemical components are bound by
limonite matrix (L3) of the basal and pore type that is partly isotropic and partly anisotropic
with visible pseudofluidal texture.
Transmitted polarized light, +N, scale = 0,1mm
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije
283!
284 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Tabla 9 - Plate 9
SI. 1. V limonitnem vezivu druge (L2) generacije je drobec polikristalnega, večinoma degrada-
cijsko rekristaliziranega žilnega kremena. Drobec sečejo limonitne žilice in razpoke. Ob eni
izmed razpok se je del drobca relativno premaknil. V poro se je izločal limonit četrte (L4)
generacije s kolomorfnimi strukturami. Mlajše limonitne žilice zapolnjuje vlaknati limonit pete
(L5) generacije.
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.3 mm
Fig. 1. In limonitic matrix of second generation (L2) appears a fragment of polycrystalline,
chiefly degradationally recrystallized vein quartz. Fragment is cut by limonite veinlets and
cracks. Along one of cracks a part of a fragment is relatively shifted. The pore was filled by
collomorphic fourth generation limonite (L4). Younger limonite veinlets are filled by fibrous
fifth generation limonite (L5).
Transmitted polarized light, +N, scale = 0,3 mm
SI. 2. Žilico zapolnjuje limonit četrte (L4) generacije s kolomorfnimi strukturami.
Presevna polarizirana svetloba, // N, merilo = 0.3 mm
Fig. 2. Veinlet filled by fourth generation limonite (L4) with collomorphic texture.
Transmitted polarized light, // N, scale = 0,3 mm
SI. 3. V limonitu tretje (L3) generacije, ki sestavlja vezivo, nastopajo terigena zrna žilnega
kremena in litično kremenovega peščenjaka ter limonitni intraklast, ki jih sestavlja temen,
neprozoren limonit druge (L2) generacije s številnimi terigenimi kremenovimi zrni. Ob steni
delno zapolnjene razpoke opazimo vlaknat limonit pete (L5) generacije, na njem pa kopučaste
agregate manganovega oksida (Mn).
Presevna polarizirana svetloba, // N, merilo = 0.1 mm
Fig. 3. In third generation limonite (L3) that constitutes the matrix occur terrigenous grains of
vein quartz, of lithic-quartz sandstone and a limonite intraclast consisting of dark opaque
second generation limonite (L2) with numerous terrigenous quartz grains. Along the wall of
partly filled crack appears fibrous fifth generation limonite (L5) with overgrowths of manga-
nese oxide aggregates (Mn).
Transmitted polarized light, // N, scale = 0,1 mm
SI. 4. V limonitni žilici (L5) je manganov oksid (Mn).
Odsevna polarizirana svetloba, // N, merilo = 0.1 mm
Fig. 4. Manganese oxide (Mn) in limonite veinlet (L5).
Reflected polarized light, // N, scale = 0,1 mm
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije
285i
286 Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Literatura
Arthaud, F. & Matte, P. 1977, Late Paleozoic strike - slip foulting in southern Europa
and north Africa. Result of a right - lateral schear zone between the Appalachians and the
Urals. GeoL, Soc. America Bull., 88, 1305-1320, Boulder.
Berce, B. 1955, Poročilo o kartiranju ožje okolice sfaleritnega izdanka v Ponovičah in
jame. Rokopis. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana.
Berce, B. 1963, The Formation of the Ore-deposits in Slovenia. Rendiconti della Società
Mineralogica Italiana, XIX, Pavia.
Drovenik, M., Pleničar, M. & Drovenik, F., 1980, Nastanek rudišč v SR Sloveniji,
geologija 23/1, Ljubljana.
Fabjančič, M. 1972, Kronika litijskega rudnika. Rokopis. Arhiv Geološkega zavoda
Ljubljana, Ljubljana.
Grad, K. 1957, Geologija Litije in okolice. Rokopis. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana,
Ljubljana.
Grafenauer, S. 1963,0 mineralnih paragenezah Litije in drugih polimetalnih nahajališč
v Posavskih gubah. Rud.-metal. zb. 3, Ljubljana.
Grafenauer, S. 1966, Metalogenija i mineraloške karakteristike bakrovih pojava u Slove-
niji. Referati VI savetovanja geologa SFR Jugoslavije, Ohrid.
Grafenauer, S., Gorenc, B., Marinkovič, V., Strmole, D. & Maksimovič, Z.
1969, Physical Properties and the Chemical Composition of Sphalerites from Jugoslavia.
Mineralium Deposita, Vol. 4,Vo 3, Berlin.
Grošelj, A. 1954, Razna nahajališča rudnin v okolici Litije. Rokopis. Arhiv Geološkega
zavoda Ljubljana, Ljubljana.
Kolar-Jurkovšek, T. & Jurkovšek, B. 1985, Nova nahajališča paleozojske flore
v Posavskih gubah med Ljubljano in Litijo. Razprave IV. razr. SAZU, Ljubljana.
Kolar-Jurkovšek, T. & Jurkovšek, B. 1986, Karbonska (westfalijska) makroflora iz
Zavrstnika. Rud.-metal. zb. 33/1-2, Ljubljana.
Mlakar, I. 1987, Prispevek k poznavanju geološke zgradbe Posavskih gub in njihovega
južnega obrobja. Geologija 28, 29, (1985/86), Ljubljana.
Mohorič, I. 1978, Problemi in dosežki rudarjenja na Slovenskem. 1. knjiga. Založba
Obzorja, Maribor.
Premru, U. 1976, Neotektonika vzhodne Slovenije. Geologija 19, Ljubljana.
Premru, U. 1983a, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000, list Ljubljana. Zvezni geološki
zavod, Beograd.
Premru, U. 1983b, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000. Tolmač za list Ljubljana.
Zvezni geološki zavod, Beograd.
Ramovš, A. 1954, Karbonski konglomerati na vzhodnem obrobju Ljubljanskega polja.
Geologija 2, Ljubljana.
Ramovš, A. 1986, Permian in Slovenia (NW Yugoslavia), v: Ital. IGCP 203 Group (ed.).:
Permian and Permian-Triassic boundary in the South-Alpine segment of the Western Thethys.
Field guide-book, SGI & IGCP proj. 203, 182 str., Pavia.
Ramovš, A. 1990, Spodnjedevonijski in spodnjekarbonski konodonti v prodnikih spodnje-
permijskega konglomerata pri Podlipoglavu, vzhodno od Ljubljane, Geologija 31, 32, (1988/89)
Ljubljana.
Ramovš, A. & Jurkovšek, B. 1976, Srednjekarbonski prodniki v trogkofelskem konglo-
meratu pri Podlipoglavu. Geologija 19, Ljubljana.
Sedlar, J. 1950, Možnost razvoja rudnikov v Posavskih gubah s posebnim ozirom na Litijo.
Diplomsko delo. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana.
Štrajher, M. 1929, Cinkovo in svinčevo nahajališče pri Ponovičah. Rokopis. Arhiv Geolo-
škega zavoda Ljubljana, Ljubljana.
Tornquist, A. 1929, Die Blei-Zinklagerstätte der Savefalten von Typus Litija. Berg und
Hüttenmännische Jb., Wien.
Valvazor, I. W. 1689, Die Ehre des Herzogthums Krain, Nürnberg.
Voss, W. 1895, Die Mineralien des Herzogthums Krain, Ljubljana.
Zebre, S. 1955, Rudarska dejavnost v območju Posavskih gub. Rud.-metal. zb. 4, Ljub-
ljana.