YU ISSN 0016-7789 RAZPRAVE POROČILA YU ISSN 0016-7789 GEOLOGIJA RAZPRAVE IN POROČILA 27. KNJIGA GEOLOGIJA LETO 1984 27. KNJIGA Str. 1 do 336 LJUBLJANA 115706 GEOLOGIJA RAZPRAVE IN POROCiLA Od leta 1978 dalje (21. knjiga) izhaja GEOLOGIJA dvakrat na leto, v juniju (1. del) in decembru (2. del), da bi imeli avtorji možnost hitreje objaviti svoja dela. Zaradi tehničnih problemov izhaja 27. knjiga za leto 1984 kot celota v enem delu z zamudo enega leta. Uredništvo prosi vse naročnike za razumevanje. Izdajatelja: Geološki zavod in Slovensko geološko društvo, Ljubljana Glavni in odgovorni urednik: Stanko Buser, Yu 61000 Ljubljana, Parmova 33 Uredniški odbor: S. Buser, M. Drovenik, M. Iskra, D. Kuščer, A. Nosan, M. Pleničar in L. Zlebnik Naklada 1000 izvodov Letna naročnina: 800 din Tisk in vezava: Tiskarna Ljudske pravice, Ljubljana, Kopitarjeva 2, leta 1985 V letu 1984 financirata: Raziskovalna skupnost Slovenije in Geološki zavod, Ljubljana From 1978 (Volume 21), GEOLOGIJA appears biannually, in June (Part 1) and De- cember (Part 2), to advance our publishing activity by a more rapid printing of the submitted papers. Due to technical difficulties the 27th volume for 1984 is being issued in one part and with a delay of a year. Subscribers are kindly asked by the editorial board for understanding. Published in Ljubljana by the Geological Survey and the Slovene Geological Society Editor-in-Chief; Stanko Buser, Yu 61000 Ljubljana, Parmova 33 Editorial Board: S. Buser, M. Drovenik, M. Iskra, D. Kuščer, A. Nosan, M. Pleničar and L. Zlebnik Subscription price: $ 16 per year Printed by Tiskarna Ljudske pravice Ljubljana, Kopitarjeva 2 in 1985 GEOLOGIJA 27. 1—336 (1984), Ljubljana VSEBINA — CONTENTS Faninger, E. Sigmund í'reiherr Zois von Edelstein................ 5 Ziga baron Zois pl. Edelstein..................20 Hoppe, G. Die Beziehungen von Baron Sigmund Zois (1747—1819) zu Berliner Natur- forschern .........................27 Paleontologija in stratigrafija — Paleontology and stratigraphy Jurkovšek, В. liangobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji......41 Langobardian beds with daonellas and posidonias in Slovenia......75 Schultze, E. Beiträge zur Paläolimnologie des Bled-Sees in Slowenien (Jugoslawien) und zur Vegetations- und Klimaentwicklung der Umgebung......97 Prispevki k paleolimnologiji Blejskega jezera v Sloveniji in razvoju okoli- ške vegetacije ter klime...................105 Contributions to paleolimnology of the Bled Lake, Slovenia, and to evolu- tion of adjoining vegetation and climate............105 Ogorelec, B., Jurkovšek, B., Sribar, L., Jelen, B., Stojanovič, B. & Mišic, M. Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom........107 Carnian beds at Tamar and at Log pod Mangartom..........139 Sedimentologlja in petrologija — Sedimentology and petrology Dolenec, T., Pezdič, J., Ogorelec, B. & Mišic, M. Izotopska sestava kisika in ogljika v recentnem sedimentu iz Blejskega je- zera in v pleistocenski jezerski kredi Julijskih Alp........161 The isotopie composition of oxygen and carbon of the recent sediment of the Bled Lake and of the Pleistocene lacustrine chalk from the Julian Alps...........................169 Hinterlechner-Ravnik, A. ■ <, Regionalna metamorfoza pelitov in karbonatno-silikatnih skrilavcev na ob- močju severno od Raven na Koroškem.............171 Regional metamorphism of petites and calc-silicate rocks in the area north of Ravne na Koroškem...................186 Pamić, J., Krkalo. E. & Prohić, E. Granitne stijene sjeverozapadnog dijela Moslavačke gore u sjevernoj Hrvat- skoj ..........................201 Granites from the northwestern slopes of Mt. Moslavačka gora in northern Croatia.........................211 Rudišča — Ore deposits Struci. I. Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti rude in prikamenine svin- čevo-cinkovih orudenenj mežiškega rudišča...........215 Geologica] and geochemical characteristics of ore and host rock of lead-zinc ores oí the Mežica ore deposit................288 Nove knjige — Book Reviews Milan Herak: Geologija...................... 329 O. Roger Anderson: Radiolaria................... 330 Vjekoslav Donassy, Marinko Oluić «& Zdenko Tomašegović: Daljinska istraživa- nja u geoznanostima....... .............. 331 Gerald M. Friedman & Adolf Seilacher (eds.): Lecture Notes in Earth Sciences . 333 Hartmut Haubold: Stratigraphische Grundlagen des Stefan C und Rotliegenden im Thüringer Wald..................... 334 W. Wimmenauer: Pétrographie der magmatischen und metamorphen Gesteine . 334 GEOLOGIJA RAZPRAVE IN POROČILA GEOLOGICAL TRANSACTIONS ------- AND REPORTS Ljubljana • 1984 • 27. knjiga • Volume 27 GEOLOGIJA 27, 5—25 (1984) Ljubljana ITDK 929:55 Zois = 30 Sigmund Freiherr Zois von Edelstein 2ìga baron Zois pl. Edelstein Ernest Faninger Prirodoslovni muzej Slovenije, Prešernova 20, 61000 Ljubljana Auszug Der Artikel befasst sich mit dem Lebenslauf von Sigmund Freiherr Zois von Edelstein (1747—1819), dem bekannten Naturwissenschaftler, insbesondere Mineralogen, nach dem auch das Mineral Zoisit benannt worden ist. Zuerst wird der Ursprung der Familie Zois behandelt, wie Michael Angelo Zois Anfang des acht- zehnten Jahrhunderts nach Ljubljana kam, sein schneller Aufstieg zum Grossunternehmer, Grossgrundbesitzer, Adeligen und Freiherrn. Ferner wird eingehend die Rede sein von seinem Sohn und Universalerben Sigmund Zois, welcher insbesondere als Naturwissenschaftler, aber auch auf anderen Gebieten tätig war. Angemessene Aufmerksamkeit soll der Heraldik zuteil werden, der Schluss wird Hinweise geben zur Besichtigung von Erinnerungsstätten, die mit der Familie Zois in Ljubljana verbunden sind. Kratka vsebina Članek obravnava življenjepis Žige barona Zoisa (1747—1819). Ce upoštevamo celoten plemiški naslov, pišemo ime Žiga baron Zois pl. E d e 1 s t e i n . Bil je odličen naravoslovec, predvsem mineralog, po katerem se tudi imenuje mineral zoisit. V članku najprej obravnavamo izvor rodovine Zois, prihod Michelangela Zoisa v začetku osemnajstega stoletja v Ljubljano in njegov hiter vzpon v velepodjetnika, veleposestnika, plemiča in barona. Sledi obširna obravnava njegovega sina in univerzalnega dediča Žige Zoisa, predvsem naravoslovca, ki pa je deloval tudi na drugih področjih. Članek obravnava še heraldiko. Na koncu navajamo znamenitosti v Ljubljani, ki spominjajo na Zoise. Einleitung Der Name Zois ist in den Naturwissenschaften ein wohl bekannter Be- griff. Nach dem Mineralogen Sigmund Freiherr Zois von Edel- stein (1747—1819) wurde ein Mineral Zoisit benannt, dagegen erinnern die Pflänzchen Viola zoysii und Campanula zoysii an seinen Bruder Carl Frei- herr Zois von Edelstein (1756—1799), der Botaniker gewesen ist. 6 Ernest Faninger Abb. 1. Sigmund Freiherr Zois von Edelstein (1747—1819) nach A. Herrlein (1809) Das Porträt hängt in der Narodna in univerzitetna knjižnica in Ljubljana SI. 1. Žiga baron Zois pl. Edelstein (1747—1819) po A. Her- rleinu (1809) Portret visi v Narodni in univerzitetni knjižnici v Ljubljani Die vorliegende Arbeit ist Sigmund Freiherr Zois von Edel- stein (Abb. 1) gev^idmet. Um diesen hervorragenden Naturwissenschaftler, anerkannten Slawisten und führende Persönlichkeit der slowenischen Er- neuerer wohl richtig zu verstehen, muss zu Sigmunds Biographie unbe- dingt auch sein Vater Michael Angelo Freiherr Zois von Edel- stein (1694—1777) herangezogen werden (Abb. 2). Sigmund Freiherr Zois von Edelstein 7 Abb. 2. Michael Angelo Freiherr Zois von Edelstein (1694— 1777) nach J. Potočnik (Pototschnig) Das Porträt wird in der Narodna galerija (Nationalgalerie) in lijubljana aufbewahrt Sl. 2. Michelangelo baron Zois pl. Edelstein (1694—1777) po J. Potočniku Portret hranijo v Narodni galeriji v Ljubljani Michael Angelo Zois und die Herkunft der Familie Zois Die Geschichte des Hauses Zois vor dem sechzehnten Jahrhundert ist dunkel, ebenso ist der Name Zois nicht ganz klar. Nach F. X. J. Richter (1820, 5) stammen die Zois aus der Schweiz. Einer der Vorfahren von Sig- mund Zois muss sich spätestens im sechzehnten Jahrhundert im Berga- maskischen angesiedelt haben und hatte schon oder erhielt erst hier den Na- men Zois (F. Kidrič, 1939, 32). Stammort der Zois ist Cacodelli bei 8_ Ernest Faninger Berbenno im Tale Imagna nordwestlich von Bergamo. Sie lebten dort nach der Art der Gebirgsbewohner, einige dienten in der Venetianischen Republik beim Militär oder waren als Kuriere tätig (A. Müllner, 1898, 47—52). Abb. 3. Das ritterliche Wappen des Michael Angelo Zois von Edelstein. Michael Angelo Zois (1694—1777) wurde am 8. April 1739 von Kaiser Karl VI. in den Ritterstand erhoben unter Beilegung des Prädikats von Edelstein. Das Wappen ist abgebildet im Adelsakt, welcher im österreichischen Staatsarchiv — Allgemei- nes Verwaltungsarchiv, Wien, aufbewahrt wird Sl. 3. Viteški grb Michelangela Zoisa pl. Edelsteina. Cesar Karel VI. je 8. aprila 1739 povzdignil Michel- angela Zoisa v viteški stan s pridevkom pl. Edelstein. Grb je prikazan v plemiškem aktu, ki ga hranijo v arhivu na Dunaju Sigmund Freiherr Zois von Edelstein 9 Abb. 4. Das Wappen der Freiherren Zois von Edelstein. Kaiserin Maria Theresia erhob am 6. September 1760 Michael Angelo Zois von Edelstein (1694—1777) zum Freiherrn, womit auch eine Wappenbesserung ver- bunden war. Das Wappen des Michael Angelo Freiherr Zois von Edelstein befindet sich abgebildet in seinem Baronatsdiplom, welches im Narodni muzej in Ljub- ljana aufbewahrt wird 81. 4. Grb baronov Zoisov pl. Edelsteinov. Cesarica Marija Terezija je 6. septembra 1760 povzdignila Mi- chelangela Zoisa pl. Edelsteina (1694—1777) v barona, s čimer je bila tudi povezana izboljšava grba. Grb Michelangela barona Zoisa pl. Edelsteina je prikazan v njegovi baronski diplomi, ki jo hranijo v Narodnem muzeju v Ljubljani 10 Ernest Faninger Wann genau und wieso Michael Angelo Zois nach einem Zwi- schenaufenthalt in Triest nach Ljubljana (Laibach), die Hauptstadt des ehema- ligen Herzogtums Krain, kam, kann nicht eruiert werden. Im Familienkreis gab es eine sagenhafte Erzählung, nach der Michael Angelo Zois in eine Konspiration verwickelt gewesen sein soll, weswegen er mit wenig Habe aus Venedig fliehen musste und sich mit einer »Camera obscurda« durchge- schlagen haben soll. Anderseits steht aber auch fest, dass viele arbeitsuchende Bergamasker nach Krain kamen und hier ihr Glück fanden. Tatsache ist, dass Michael Angelo Zois zu Anfang des achtzehnten Jahrhunderts nach Ljubljana in das Eisenwarengeschäft des reichen ebenfalls aus dem Berga- maskischen stammenden Peter Anton Codeiii von Fahnenfeld kam, der ihn nach kurzer Zeit zum Compagnon machte. Schon 1728 kaufte sich Zois das erste Haus in Ljubljana. Im Jahre 1735 übernahm er C o d e 1 - 1 i s Geschäft und brachte es zu voller Entfaltung. Dabei besass Michael Angelo in seinem Neffen Bernardino Zois, den er sich aus der Heimat holte, eine unersetzliche Arbeitskraft. Mit Einzelhandel beschäftigte sich Michael Angelo Zois überhaupt nicht. Aussenhandel und Transit waren Aufgabe der Firma. Die in Krain, Kärnten und Steiermark erzeugte Eisenware ging in Italien und anderen Mittelmeerländern gut in den Handel. Insbesondere wuchs Michael Angelos Vermögen nach dem Ankauf mehrerer Eisen- und Bergwerke in Oberkrain. Er kaufte sich noch mehrere Häuser in Ljubljana. Die anliegenden baute er in einen prächtigen Palast um, dem später sein Sohn Sigmund noch ein weiteres Nachbargebäude an- schloss. Ferner besass Michael Angelo Zois in Triest mehrere Häuser und ein Magazin. Er wurde auch Eigentümer einiger Güter in Krain. Als das schönste galt das nahe der Stadt Kranj (Krainburg) liegende Fideicommis Brdo (Egg). Michael Angelo Zois wurde am 8. April 1739 von Kaiser Karl VI. wegen Förderung des Handels geadelt und zwar wurde er in den Ritterstand erhoben unter Beilegung des Prädikats von Edelstein. Später, am 6. September 1760 wurde Michael Angelo Zois von Edelstein wegen einer grossen Geldzuwendung während des Siebenjährigen Krieges von Kaiserin Maria Theresia zum Freiherrn ernannt. Aus dem selbstgewählten Adelsprädikat kann geschlossen werden, dass Michael Angelo Zois seinen Namen als »Gioja« verstand, was im toskanischen Idiom Edelstein bedeutet. Nach F. Kidrič (1939, 32—33), der sich aber wiederum auf eine Deutung von Willibald Zupančič (A. Müllner, 1898, 47) stützt, wäre die entsprechende ladinische Form dafür Zoia und Zois Plural davon. Auch der Löwe mit einer mit Edelsteinen gefüllten Schüssel in den Pranken auf dem ritterlichen Wappen des Michael Angelo Zois (Abb. 3) wie auch auf dem späteren Wappen der Freiherren Zois (Abb. 4) lässt eine solche Deutung des Namens Zois zu. Deshalb wurde auch schon ange- nommen, dass die Familie Zois der rätoromanischen Schweiz entstammt (L. Legisa &A. Gspan, 1956, 378). Jedenfalls aber müssten die Ge- schichte der Zois vor ihrer Ansiedlung im Bergamaskischen wie auch die Etymologie des Namens Zois neuerlich erörtert werden. Das wird schon dadurch erforderlich, dass jetzt eine andere Auffassung dagegensteht, die Sigmund Freiherr Zois von Edelstein_^_11 behauptet, das Geschlecht der Zois sei griechischen Ursprungs. Das geht aus einem von Arthur Zois an E. G ü b e 1 i n gerichteten Brief hervor, dessen wörtlicher Auszug veröffentlicht worden ist (Z. Dt. Gemmol. Ges. 25 (1976) 1; 32). Danach sei das Geschlecht der Zois noch heute auf der Insel Kreta anzutreffen. Im vierzehnten Jahrhundert sollen die Vorfahren des Arthur Zois nach Spanien verschleppt worden sein, von dort seien sie in die Lombardei gekommen und hätten sich in der Stadt Bergamo nieder- gelassen. Der Name ZOIS, geschrieben ZQHl', kommt auch auf der Halbinsel Attica sogar noch recht häufig vor; er leitet sich von ZiJH ab, was »Leben« bedeutet (Tita Kovač -Artemis, persöhnliche Mitteilung). Ferner wer- den im Österreichischen Staatsarchiv — Allgemeines Verwaltungsarchiv in Wien neben der Abschrift des Baronatsdiploms von Michael Angelo Zois (1760) auch zwei Dokumente (ein von Michael Angelo Zois an Kaiserin Maria Theresia gerichteter Brief mit einer als »Pro Me- moria« bezeichneten Beilage) aufbewahrt, aus denen hervorgeht, dass der Ursprung der Zois in der holländischen Stadt Ammersfort (jetzt Amersfoort) am Fluss Emme (jetzt Eem) in der Provinz Utrecht zu suchen sei. Sie nannten sich Z o e s i u s bzw. Zoes. In dieser Stadt florierte im sechzehnten Jahr- hundert Heinrich Zoesius, nobilis patricius, dem danach von Erzher- zog Albert die erste cathedra constitutionum verliehen worden ist. Von dieser Familie stammte Thomas Zoesius, Professor der Rechte zu Ammersfort, nachgehends Hofrat bei der Provinz Utrecht. Zur Zeit des Auf- standes in Holland verlegte N i c o 1 a u s , Sohn des Thomas Zoesius, der Religion halben seinen Wohnsitz nach Bergamo in Italien. Im Bergamaski- schen wurde der Name Zoes in Zois umgeändert, was mit der Aussprache dieses Namens zusammenhing. Obwohl die älteste Geschichte der Zois noch von Historikern untersucht werden muss, drängt sich nach all dem Gesagten die Frage auf, ob der Weg, der die Zois aus Griechenland über Spanien nach Bergamo führte, nicht zuletzt über Holland ging, welches im sechzehnten Jahrhundert eine Zeitlang unter der spanischen Hoheit stand? Michael Angelo Zois war zweimal verheiratet. Im Jahre 1730 heiratete er in Ljubljana Maria Anna Josepha Perneker. Zwei Söhne und eine Tochter stammen aus dieser Ehe. Der erstgeborene Franz Augustin Zois (1731—1808), gewöhnlich August in genannt, besass mehrere Güter in Unterkrain, übersiedelte später nach Graz und gilt als der Stifter der steirischen Linie Zois. Als Witwer heiratete Michael An- gelo Zois 1746 Johanna Catharina Kappus von Pichel- stein. Die zv/eite Ehe brachte noch mehr Kinder hervor. Zuerst kam Sig- mund Zois (1747—1819) zur Welt, dem dieser Aufsatz gewidmet ist. Im folgte sogleich Joseph Leopold Zois (1748—1817), gewöhnlich Jo- seph genannt, der Stifter der krainischen Linie Zois. Von den übrigen Kindern aus Michael Angelos zweiter Ehe soll nur noch Carl Zois (1756—1799) erwähnt werden, den wir schon als Botaniker kennengelernt haben. Sigmund wie auch Carl blieben unverheiratet. Von Michael Angelos Neffen muss unbedingt Carl Freiherr Zois von Edelstein (1775—1836), der Erstgeborene des Stifters der 12 Ernest Faninger krainischen Linie Zois, erwähnt werden. Carl unterhielt, wie wir noch sehen werden, enge Beziehungen zum Onkel Sigmund. Später übernahm er auch dessen Vermögen und Unternehmen. Michael Angelo Zois starb 1777 und wurde in der Kapelle des Hl. Kreuzes in der Domkirche in Ljubljana beigesetzt. Wie A. M ü 11 n e r (1898, 80) berichtete, zeigte die Gruftplatte das Wappen der Zois und die Inschrift: PRO FAMILIA L. В. ZOIS. ANNO D. 1771. Nach einer später er- folgten Umgestaltung der Kapelle ist die Gruftplatte nicht mehr zu sehen. Michael Angelos grosses Vermögen erbte der Erstgeborene aus zweiter Ehe, Sigmund Freiherr Zois von Edelstein. Sigmund Zois Sigmund Zois wurde am 23. November 1747 in Triest geboren. Die Kindheit verbrachte er in Ljubljana. Der Vater sprach mit ihm italienisch, die Mutter lieber slowenisch als deutsch, die Schule in Ljubljana war deutsch. Als Sigmund fünfzehn Jahre alt war, schickte ihn der Vater nach Reggio im Mondanesischen, um dort die humanistischen Studien zu vollenden. Hier entwickelte Sigmund ungewöhnliche Talente. Seine Sonette, Madrigale und andere Poesien sind voll von italienischer Originalität. Aber nur kurze Zeit konnte er in Reggio verweilen. Mit achtzehn musste er wieder nach Ljub- ljana zurück, um in die Geschäfte seines Vaters eingeweiht zu werden. Fortan vervollständigte Sigmund sein Wissen durch Selbststudien. Dabei halfen ihm in den naturwissenschaftlichen Fächern die Jesuiten Gabriel Gru- ber, Professor der Mechanik an der Hochschule in Ljubljana, und Joseph M a f f e i. Binnen kurzer Zeit hatte sich Sigmund Zois im neuen Wir- kungskreis so zurecht gefunden, dass er als Compagnion in das väterliche Unternehmen eintreten konnte, dem sein Cousin Bernardino Zois ge- schäftlich schon länger angehörte. Im Jahre 1774 löste Sigmund den Vater als Prinzipal des Unternehmens ab, wobei aber die Geschäftsführung bei Bernardino blieb, der älter und erfahrener war. Als Bernardino 1793 starb, übernahm Sigmund die Leitung des Unternehmens. Aber ihren Höhepunkt hatte die Firma Zois damals schon längst überschritten. In der zuzeiten Hälfte der siebziger Jahre tauchten nämlich in den Mittelmeerhäfen russische und schwedische Schiffe mit billigerem Eisen auf. Um konkurrenz- fähig zu bleiben, machte Sigmund eine lange Studienreise in die west- europäischen Länder und versuchte danach, seine Eisenwerke zu moderni- sieren. Aber seine Bemühungen brachten nicht viel Erfolg. Schuld daran wa- ren insbesondere die unzulänglich werdende Versorgung mit einheimischem Erz und die zu hohen Herstellungskosten (I. Mohorič, 1969, 35). Zwar gelang es Sigmund noch, den guten Ruf des einheimischen Eisens zu er- halten, aber die Zahl der Käufer nahm von Jahr zu Jahr ab. Dementsprechend verschlechterte sich auch die finanzielle Lage des Freiherrn. Noch 1804 schickte Sigmund seinen Neffen Carl Zois (1775—1836) nach Deutschland, um die dortigen modernen Eisenwerke zu studieren, doch dessen Erfahrungen konnte er nicht nutzen. Als Carl das Unternehmen seines Onkels 1819 über- Sigmund Freiherr Zois von Edelstein 13 , nahm, betrieb auch er die Werke in der hergebrachten Weise. Zwar bemühte sich Carl Zois, das Geschäft mit Italien wieder zu heben, aber auch ihm gelang das nicht aus den schon erwähnten Gründen. In seiner Bescheidenheit wollte Sigmund Zois nur ein gebildeter Metallurg, Ratgeber und Mentor, nicht aber ein produktiver Wissenschaftler sein. Es ist eine Ausnahme, dass er 1807 im Laibacher Wochenblatt einen nicht unterzeichneten Artikel über den in Unterkrain entdeckten Grottenolm veröf- fentlichte. Trotzdem hat Sigmund Zois auf seinem Gebiet ausserordent- lich vieles geleistet. Er kannte sich ausgezeichnet gut aus in der Mineralogie, Chemie, Metallurgie, Bergwesen, Zoologie und Botanik. Seine Grösse zeigte er im Schriftverkehr und persönlichen Kontakt. Zu seinen Korrespondenten können z. B. die Professoren Abraham Gottlob Werner, Martin Heinrich Klaproth und Peter Jordan gezählt werden. Manche Wissenschaftler, wie z. B. der Mineraloge Friedrich Mohs, besuchten Zois in Ljubljana. Wie Sigmund Zois von den Zeitgenossen geschätzt wurde, beweisen die vielen Ehrungen, die er von angesehenden wissenschaft- lichen Institutionen erhalten hat. Diplome erhielt er von der Gesellschaft der naturforschenden Freunde zu Berlin (1782); von der Imperialis Leopoldino- Carolina Academia Naturae Curiosorum, Erlangen (1793); von der Académie Celtique, Paris (1806); von der Jenaer herzoglich-mineralogischen Sozietät (1807); von der Wetterauschen Gesellschaft für Naturkunde zu Hanau (1808). Ein von Sigmund Zois entdecktes Mineral wurde 1805 ihm zu Ehren Zoisit benannt. Davon wird noch im folgenden die Rede sein. Auch von Kaiser Franz I. erhielt Sigmund Zois eine hohe Auszeichnung, das Com- mandeurkreuz des Leopoldordens (1809). Die umfangreiche Korrespondenz von Sigmund Zois wie auch die mit der Familie Zois im Zusammenhang stehende Dokumentation wird heute in Ljubljana in den folgenden Institutionen aufbewahrt: in der Narodna in univerzitetna knjižnica (National- und Universitätsbibliothek), im Arhiv SR Slovenije (Archiv der SR Slowenien) und im Narodni muzej (Nationalmuseum). Es muss aber betont werden, dass es sich bei der Korrespondenz grösstenteils um Briefe handelt, die Sigmund von anderen arhalten hat. Sigmund selbst fertigte mit peinlicher Sorgfalt Abschriften seiner an Fachgenossen in den Jahren 1778—1793 geschriebener Briefe an und band sie zu einem 188 vollbescriebener Seiten umfassenden Buch. Leider ist das etwa nur ein Drittel der anhaltenden wissenschaftlichen Tätigkeit Sigmunds. Bedauer- licherweise gilt heute dieses Kopierbuch als verloren. Auszüge daraus wurden von A. Belar (1894, 120—134) veröffentlicht. Schon diese Briefe beweisen, dass Sigmund Zois in mancher Hinsicht der damaligen Zeit voranschritt. So gab Zois in einem 1779 an Cavaliere Giacomo Morosini nach Venedig gerichteten Brief eine vollkommen realistische Beurteilung der Vorräte einiger in Tirol vorkommender Erzlagerstätten an. Es handelt sich um das Silberbergwerk Fierozzo und die schon vorher lang bekannten Lagerstätten in den Bezirken von Sterzing und Schwatz. Dasselbe kann auch für den Bericht »Silbererz in Oberkrain« gesagt werden, den er 1785 einem Unbekannten zustellen Hess. Eine erstaunlich sachgemässe Beschreibung des Ausscheidens der Manganerze und der Eisenblüte bei der Verwitterung des Eisenspates 14 Ernest Faninger befinden sich in einem Brief, den Zois 1780 an Baron Lapeidouse nach Toulouse schrieb. Wie gut sich Sigmund Zois in der Mineralogie auskannte, beweist die Entdeckung des später nach ihm benannten Minerals Zoisit. Ende des achtzehnten Jahrhunderts litt Zois immer stärker an Fussgicht. Seit 1789 konnte er nicht mehr die persönliche Aufsicht über seine Eisenwerke führen, 1793 war er das letzte mal in Oberkrain, und seit 1797 kam er nicht mehr aus seinem Hause in Ljubljana. Um sich aus einem Raum in den anderen bewegen zu können, benutzte Sigmund einen selbsterdachten Fahrsessel (F. X. J. Richter, 1820, 15—16). Damals reiste ein Sammler und Mineralienhändler namens Simon Prešern (Preschern) auf Sigmunds Kosten in Krain, Steiermark und Kärnten herum (Z. Buf on, 1971, 60). Dieser brachte Sigmund Proben eines auf der Saualpe (Kärnten) gebrochenen Gesteins. Sigmund erkannte darin ein neues bis dahin noch unbekanntes Mineral. Davon vesträndigte er A. G. Werner, Professor an der montanistischen Hochschule in Freiberg, und W. H. Klaproth, der als Professor der Chemie an der Hochschule in Berlin tätig war. Im Jahre 1805 wurde Zois von Werner benachrichtigt, dass er ein neues Mineral entdeckt habe, was dieser zu seiner Zeit noch bekannt machen werde (C. E. Moll, 1805, 445—446). Im selben Jahr teilte Klaproth mit, dass er mit D. L. Kar- sten und A. G. Werner entschlossen sei, das Mineral Zoisit zu nennen (F. X. J. Richter, 1820, 10). Von dieser Korrespondenz ist nichts erhalten geblieben (F. Kidrič, 1939, 70). Die Bezeichnung Zoisit kommt schon 1805 in der Bekanntmachung der neuesten Veränderungen in Werners Mineral- system vor (C. E. Moll, 1805, 453). In der Literatur wird A. G. Werner als der Namensgeber für Zoisit genannt. Vorher lief das Mineral unter den Namen Saualpit (C. Hintze, 1897, 202). Heute kennen wir genau die Lo- kalität, von wo die in der Sammlung Zois enthalteten Zoisite stammen: Prickler Halt oberhalb Kupplerbrunn auf der Saualpe (H. Meixner, 1952, 207—210; H. Wolle, 1984, 5—6). Ende des achtzehnten Jahrhunderts gab es Meinungsverschiedenheiten um die Frage der Entstehung der Gesteine. Plutonisten und Vulkanisten standen sich diesbezüglich gegenüber. Die ersten wurden von A. G. W e r n e r ange- führt, die Vulkanisten beriefen sich auf C. W. Voigt. Ein eifriger Verfechter der Vulkanistischen Theorie war auch der in Sibiu (Hermannstandt) lebende J. E. Fichtel (1732—1795). Dieser meinte, die Gebirgsrücken bestünden aus magmatogenem massivem Urkalk, dagegen käme der im Meer abgelagerte, geschichtete Kalk nur in deren unteren Lagen vor. Im Jahre 1794 erschien das Buch »Mineralogische Aufsätze, 1794, Wien«. Hier führt Fichtel als Beispiel das Triglavgebirge an. Recht anschaulich schildert er, wie einst die Bergkuppen von Triglav, Vršac und anderer umliegender Erhebungen aus dem Meer emporragten, während sich im Meer unter ihnen der geschichtete Kalk abgelagert hätte. Als Beweis dienten ihm Versteinerungen, die er von Zois erhalten hatte. Aber Zois war mit F i c h t e 1 s Theorie nicht einverstanden. Die an Fichtel gelieferten Versteinerunden entstammten nur deshalb den unteren Lagen des Triglavgebirges, weil in den höheren bis dahin einfach nicht danach gesucht worden war. Zois meinte dagegen, dass auch die Sigmund Freiherr Zois von Edelstein 15 höchsten Erhebungen des Triglavgebirges aus einem einst im Meer abgelagerten Kalk bestünden. Dazu brauchte er um so mehr Beweise, da sich jetzt viele Naturwissenschaftler, die das Buch von F i c h t e 1 gelesen hatten, mit der Bitte an ihn wandten, er möge ihnen entsprechende Belege schicken bzw. mitteilen, was er von der Theorie F i c h t e 1 s halte. So trat plötzlich der Triglav in den Vordergrund des Interesses der europäischen Wissenschaftler. Schon im Jahre 1795 organisierte Zois eine Expedition auf das Triglav- gebirge. Da Zois wegen seines schlechten Gesundheitszustandes an eine Teilnahme nicht einmal denken konnte, vertraute er die Führung der Expedition Valentin Vodnik (1758—1819) an, der damals Seelsorger in der Ortschaft Koprivnik in Bohinj (Wochein) war. Vodnik war schon vorher von Zois in die Gesteinswissenschaften eingeführt worden und wurde jetzt noch mit der Theorie von F i c h t e 1 vertraut gemacht. Der damals noch junge Naturwissenschaftler Franz Graf von Hohenwart und Joseph P i n h a k , damals Direktor des Priesterseminars in Ljubljana, ausserdem Amateurmineraloge, schlossen sich Vodnik an. Zois teilte ihnen noch einen erfahrenen Bergführer und Leute zum Suchen von Versteinerungen zu. Im August 1795 versammelte sich die Gesellschaft in Bohinj und erreichte nach einem anstrengenden Weg den Berggipfel Vršac. Nicht nur unterwegs, auch auf dem Berggipfel selbst wurden Versteinerungen entdeckt. Ferner konnte noch Vodnik mit dem Fernglas feststellen, dass auch der Triglav, der höchste Gipfel des nach ihm benannten Gebirges, aus geschichtetem Kalk gebaut ist. Vodnik führte die Expedition noch zum Triglav, wo aber, gewiss schon wegen zu grosser Ermüdung, keine Versteinerungen gefunden worden sind. Jedenfalls genügten schon die bisherigen Feststellungen, um die Theorie von F i c h t e 1 zu widerlegen. Doch der gewissenhafte Zois gab sich damit nicht zufrieden. Er wollte Belege auch vom Triglav selbst bekommen. Noch im September 1795 organisierte er eine neue, diesmal aus seinen Bergleuten und einem erfahrenen Versteinerungssucher bestehende Expe- dition, der sich aber unerwarteterweise noch Vodnik anschloss. Diesmal wurden genügend Versteinerungen gefunden als Beweis, dass der Triglav aus einst im Meer abgelagertem Kalk gebaut ist. Nun konnte die Theorie von F i c h t e 1 einwandfrei verworfen werden. Dies hat auch Valentin Vod- nik, der sich vor allem als slowenischer Dichter einen Namen gemacht hat, in der Ode Vršac siegesbewusst zur gebieterischen Apostrophe erhoben. Die entsprechende Strophe des slowenischen Gedichtes lautet in der deutschen Übersetzung (J. Rus, 1933, 106): Kahler Berge Felsenkerne Schicht auf Schicht sind aufgestuft. Komm du, Maurer, her und lerne! so der ew'ge Meister ruft. Als Sigmund Zois' Lebenswerk kann die schöne schon seinerzeit weithin bekannte Mineraliensammlung betrachtet werden. Viele Gelehrte besuchten Zois und sahen sich die Sammlung an. Proben aus fast allen 16 Ernest Faninger wichtigen Fundstellen in Mittel-, Nord- und Südeuropa sind darin vertreten. Viele Proben stammen aus Siebenbürgen und England, aber auch Mineralien aus aussereuropäischen Ländern fehlen nicht. Sigmund hatte die Mine- raliensammlung bei sich in seinem Palast. Aus der Dokumentation geht hervor, dass sie zuletzt nach dem Klassifikationsprinzip von Werner geordnet war. Zois hegte den Wunsch, dass wie manche andere Städte, auch Ljubljana einst zu einem Museum kommen sollte, dem er dann seine Mineraliensammlung übergeben könnte. Später, als sich die finanzielle Lage des Mäzens immer mehr verschlechterte, kränkte ihn nichts so sehr wie der Gedanke, seine Erben könnten einmal gezwungen sein, die Sammlung ins Ausland zu verkaufen. Glücklicherweise kam es nicht so weit. Bald nach Sigmunds Hinscheiden, 1821 schon, wurde in Ljubljana das Landesmuseum gegründet. Als dessen Curator wurde der uns schon bekannte Naturwissenschaftler Franz Graf Hohenwart bestellt. Als 1831 das Museum feierlich der Öffentlichkeit übergeben wurde, war die Mineraliensammlung von Zois das Wertvollste, was das Museum zur Schau stellen konnte. Heute wird die Mineraliensammlung von Zois im Prirodoslovni muzej Slovenije (Naturchistorisches Museum Sloweniens) ausgestellt, das unter anderem später aus dem Landesmuseum in Ljubljana hervorging; näheres darüber wurde schon mitgeteilt (E. F a n i n - g er, 1983). Als man 1971 den hundertfünfzigsten Jahrestag der Gründung des Landesmuseums in Ljubljana, zugleich auch des ersten Museums auf dem Gebiet des heutigen Sloweniens, feierlich beging, wurde in Prirodoslovni muzej Slovenije bei der Mineraliensammlung von Zois eine bronzene Büste, die den einstigen Eigentümer, nämlich Sigmund Zois darstellt, enthüllt. Das Denkmal ist ein Werk der akademischen Bildhauerin Dora Novšak. Obwohl sich Sigmund Zois intensiv mit der Mineralogie befasste, liess er auch zwei andere Zweige der Naturwissenschaft, Zoologie und Botanik nicht ausser Acht. Seine besondere Aufmerksamkeit galt den in unterirdischen Gewässern Krains lebenden Grottenolmen, welche er sogar in seinem Hause züchtete. Einigen Interessenten, besonders aber K. F. A. Schreibers in Wien, vermittelte er mehrere Exemplare dieses Tieres. Zois beschäftigte sich auch intensiv mit der Ornithologie. Im Zusammenhang damit stehen zwei in Leder gebundene Manuskripte. Das eine Heft mit der Aufschrift »Aves ter- restres (europeae)« enthält Eintragungen aus dem Jahre 1797, wobei neben den lateinischen auch die entsprechenden slowenischen Namen angegeben sind. Das andere Heft trägt den Titel »Bechstein Systema Ornithologicum Aves Europae = Germanicae«. Das darin enthaltene ornithologische Journal bezieht sich auf die Zeitspanne von April 1796 bis Mai 1797. Sigmund Zois schrieb eine Nomenklatur der in Krain bekannten Fische in slowenischer, deutscher und lateinischer Sprache. Dreisprachig ist auch eines seiner Ver- zeichnisse botanischer Namen. Nebenbei bemerkt, liegt von seinem meist auf dem Fideicommis Brdo lebenden Bruder Carl ein Verzeichnis in lateinischer, deutscher und slowenischer Sprache der in Krain vorkommenden Pflanzen vor. Die vielseitigen technischen Kenntnisse von Sigmund Zois kamen manchen zu Gute. Zois beteiligte sich an Besprechungen zur Ausarbeitung eines Planes zur Trockenlegung des Moores südlich der Stadt Ljubljana, mit welcher Arbeit Professor Gabriel Gruber beauftragt worden war. Seit Sigmund Freiherr Zois von Edelstein 17 1772 war Sigmund Zois Mitglied der krainischen Ackerbaugesellschaft; später, 1808, ernannte ihn auch die Landv^^irtschaftsgesellschaft zu Wien 7.u ihrem Mitglied. Viel Nutzen hatte auch die Stadt Ljubljana von dem menschenfreundlichen Freiherrn. Auf .seinem damals noch ausserhalb der Stadt liegenden Grund legte Zois einen botanischen Garten an und stellte ihn der Bevölkerung als Belustigungsort zur Verfügung. Das v/ar die sogenannte »Zoisische Alle«, die manchmal auch als der »Zoisische Garten« bezeichnet wurde. Jetzt ist diese Parkanlage schon längst verbaut. Auch das Abreissen der alten Stadtmauern und das Auffüllen der Gräben ging auf eine Idee von Zois zurück. Er schuf ein Beispiel, indem er 1794 die an seinem Palast entlanglaufende Mauer samt Graben ankaufte und jene niederreissen, diesen zuschütten liess. Auf dem so gewonnenen Gelände pflanzte er Bäume an. Heute verläuft dort die nach Sigmund Zois bennante »Cojzova cesta« (R. Andrej ka, 1934). An der Strasse wurde 1927 eine Steinpyramide als Denkmal zu Ehren Sigmund Zois' errichtet. Es trägt die Aufschrift ZOIS und ist ein Werk des Architek- ten Jože Plečnik. Ausserordentlich grossen Einfluss übte Sigmund Zois auch auf die kulturelle Entwicklung des Landes Krain aus. Dass Ljubljana ein Theater erhielt, war auch weitgehend das Verdienst von Zois. Auch gab er Anstoss zur Gründung des Landesmuseums in Ljubljana, was er aber leider nicht mehr erlebt hat. Sigmund Zois war der Mittelpunkt eines Kreises slo- wenischer Intelektueller, die sich die Pflege der slowenischen Sprache zur Aufgabe gesetzt hatten. Diese wurde in Krain als die Landessprache angesehen. Es handelt sieh um die erfolgreichste Gruppe der slowenischen Erneuerer. Die Mitglieder pflegten sich im Zoisschen Palast in Ljubljana zu ver- sammeln. Dabei stand ihnen Zois mit seiner hohen Bildung, allgemeinen Vertrautheit mit der Literatur und Kenntnis der altslawischen Sprache als A.uftraggeber, Ratgeber und Mäzen gegenüber. Wegen dieser für das nationale Erwachen der Slowenen überaus bedeutsamen Leistung wird der Name Zois heute in Slowenien besonders noch geschätzt. Strassen in vielen Städten Slo- weniens sind nach Zois benannt. Der Z o i s s c h e Kreis ist aus dem Stoff- plan des slowenischen Sprachunterrichts gar nicht wegzudenken. Diese Rolle von Sigmund Zois wurde von den L,iteraturhistorikern schon eingehend behandelt (F. Kidrič, 1939, 1—38; L. Legisa & A. Gspan, 1956). Trotzdem muss aber hier auf zwei Angehörige dieses Kreises hingewiesen werden, die sich zusätzlich noch mit der Geologie bzw. Mineralogie befassten. Einer war der uns schon bekannte slowenische Dichter Valentin Vod- nik, welcher die 1795 von Zois zusammengestellte Expedition auf das Triglavgebirge geleitet hatte. Später kam Vodnik nach Ljubljana, wo er als Professor am Gymnasium tätig war. Der andere war Jernej Kopitar (1780—1841), der eine Zeitlang als Privatsekretär von Sigmund Zois unter anderem auch dessen Mineraliensammlung betreute. Kopitar ging 1809 nach Wien studieren und nahm dort bald die Stelle eines Censors und Scriptors an der Hofbibliothek an. Er gilt als einer der hervorragendensten Slawisten. In der von F. Kidrič (1939, 1941) herausgegebenen deutsch ab- gefassten Korrespondenz zwischen Sigmund Zois und dem Slawisten in 2 — Geologija 27 18 Ernest Faninger Wien (aus den Jahren 1809—1810) befindet sich viel mineralogisch Interes- santes. Wie die anderen Feudalherren der zweiten Hälfte des achtzehnten Jahr- hunderts, so fühlte sich auch Sigmund Freiherr Zois von Edel- stein durch die Eingriffe des Staates unter Kaiser Joseph II in die vom Adel als unantastbar angesehenen Rechte gekränkt. In den Jahren 1781—1783 geriet Zois in Auseinandersetzungen mit den der Herrschaft Brdo (Egg) unterstehenden Fronbauern. Die Bauern reichten Beschwerde beim Hof ein. Da keine Einigung erzielt werden konnte, und es zur Verweigerung der Fron- arbeit kam, griff sogar das Militär ein. Die Nachricht vom Ausbruch der grossen französischen Revolution erschütterte Zois. Im Verhältnis zu seinen Fronbauern wurde er nachgiebig. (J. Žontar, 1954, 1956). Als die Franzosen zeitweilig, 1797 und 1805, Ljubljana besetzt hielten, und später nach ihrer Wiederkehr die Illyrischen Provinzen (1809—1814) mit Ljub- ljana als Hauptstadt gründeten, blieb Sigmund Zois Österreich treu. Das aber hinderte französische Würdenträger und Gelehrte, wie etwa Mar- schall Marmont oder Charles Nodier nicht, im Hause von Zois ein- und auszugehen, das weiterhin ein Musenhaus und Zentrum des geistigen Verkehrs blieb. Gewiss fühlte sich Zois dem alten Herrscherhaus in Wien für das junge Adelsdiplom zu Dank verpflichtet, anderseits konnte aber vom Adel in den Illyrischen Provinzen ohnehin nicht erwartet werden, dass er einer Verwaltung zugetan wäre, die das feudale System teilweise abgeschafft hatte. Ferner war Zois auch wegen der französischen Contributionen be- nachteiligt (Allgemeine Deutsche Biographie, 1900, 404; F. Kidrič, 1939, 37; F. X. J. Richter, 1920,16—17). Auch nach dem Abzug der Franzosen geriet Zois aus den schon angege- benen Gründen immer mehr in materielle Schwierigkeiten. Die Krankheit liess ihn schon jahrelang nicht mehr aus dem Haus. Sein Besitzstand geriet langsam in Schulden. Kurz vor seinem Tode übergab Sigmund Zois den ganzen Besitz samt Mineraliensammlung seinem Neffen Carl Zois (1775—1836). Sigmund Zois starb am 9. November 1819. Er wurde auf dem alten Friedhof von Ljubljana von Bischof Augustin Gruber bestattet. Als Anfang des zwanzigsten Jahrhunderts dieser Friedhof aufgegeben wurde und dann geräumt werden musste, wurde die eiserne Grabplatte an der Hofseite des Zoisschen Palastes in Ljubljana eingemauert. Wahrscheinlich ruhen heute Sigmunds sterbliche Überreste auf dem neuen, 2ale genannten Friedhof von Ljubljana und zwar an der Ecke, wo das eiserne Grabmal von Carl Zois (1775—1836) steht (M. Bajuk, 1930). Auch dieses wurde vom alten Friedhof von Ljubljana hierher überstellt. Erinnerungsstätten an die Zois in Ljubljana Wer heute in Ljubljana die Erinnerungsstätten an Sigmund und andere Mitglieder der Familie Zois besichtigen möchte, der sollte jedenfalls den Zoisschen Palast auf dem Breg 22 aufsuchen. Es handelt sich um einen Komplex von 6 Häusern, die derartig zu einem einzigen Gebäude umgebaut Sigmund Freiherr Zois von Edelstein 19 wurden, dass es heute einen Hof hufeisenförmig umgibt. Die Vorderseite des Palastes schaut zum Breg, die Seitentrakte werden flankiert von der verkehr- sreichen Cojzova cesta und einer Gasse, die nach dem Deutschrittersorden, der einst in der Nähe seinen Sitz hatte, den Namen Križevniška ulica führt. Links oberhalb des Haupteinganges am Breg befinden sich zwei Platten. Sie wurden im Garten gefunden und 1932 hier eingemauert. Die eine trägt die Aufschrift: Zois P.P. MDCCXCVIII, auf der anderen ist das Wappen der Stadt Ljubljana mit der Jahreszahl 1589 zu sehen. An der Hofseite befindet sich Sigmunds eiserne Grabplatte, die nach Aufgabe des alten Friedhofs hier eingemauert worden ist. Neben dem Palast steht auf der Cojzova cesta das gleichfalls schon erwähnte in Form einer Pyramide errichtete Denkmal mit der Inschrift: ZOIS. Einzelheiten über das Entstehen des Zoisschen Palastes wie über dessen Sehenswürdigkeiten wurden schon mitgeteilt (E. F a n i n g e r , 1983, Fig. 2, 3 und 6). In der Nähe des Zoisschen Palastes befinden sich das Mestni muzej Ljubljana (Städtisches Museum Ljubljana). In diesem Museum ist der von Sigmund Zois benutzte Fahrsessel ausgestellt. Dort hängt auch ein von A. H e r r 1 e i n gemaltes Porträt des Freiherrn. Die Mineraliensammlung von Zois ist in dem Prirodoslovni muzej Slo- venije. Neben der Sammlung steht die 1971 enthüllte bronzene Büste des Mäzens. Sehenswert ist auch das schon im Zusammenhang mit Sigmund Zois erwähnte Grabmal von Carl Freiherr Zois von Edelstein (1775—1836) auf dem Friedhof Žale in Ljubljana. Es wurde hergestellt in dem einstigen Eisengusswerk Dvor (Hof) im Auftrag seiner Gattin Seraphine Freiin Zois von Edelstein, geborene Gräfin von Eichelburg (1791—1849), deren Name ebenfalls auf dem Grabmal erscheint. Die anderen Angaben auf dem Grabmal, wie auch auf der daneben liegenden steinernen Platte, beziehen sich auf Verwandte. Nachwort Als C. Wurzbach (1891, 241) die Biographie von Sigmund Zois schrieb, fragte er sich, wo ein Denkmal des hochverdienten Mannes zu finden wäre. Dies kann jetzt befriedigend beantwortet werden. Es handelt sich um das 1927 neben dem Zoisschen Palast aufgestellte Denkmal und um die 1971 im Prirodoslovni muzej Slovenije enthüllte Büste des Mäzens. Danksagung Für die Transkription einiger Texte bedanke ich mich schönstens E m a U mek, Direktorin des Arhiv SRS in Ljubljana, ebenso Tita Kovač- Artemis aus Athen für die zitierte persönliche Mitteilung. 20 Ernest Faninger 2iga baron Zois pl. Edelstein Uvod Ime Zois pozna vsak naravoslovec. Po 2 ig i Zoisu (1747—1819) se imenuje mineral zoisit, na njegovega brata Karla (1756—1799) pa spominja- ta dve rastlini: Zoisova zvončnica {Campanula zoysii) in Zoisova vijolica (Viola zoysii). Naš članek je namenjen Žigi Zoisu (sl. 1), velikemu naravoslovcu, predvsem mineralogu, ki pa ima tudi v kulturnem pogledu velike zasluge, še posebej za narodno prebujanje, kot osrednja osebnost slovenskih prosvetljen- cev. Da bi pa lahko vzpon 2 i g e Zoisa tem lažje razumeli, moramo pri obravnavi življenjepisa upoštevati tudi njegovega očeta Michelangela Zoisa (1694—1777). Michelangelo Zois in poreklo rodovine Zois Najstarejša zgodovina rodovine Zois je še skrivnostna kot tudi še ni po- vsem pojasnjena etimologija priimka Zois. Po F. X. J. R i c h t e r j u (1820, 5) izhajajo Zoisi iz Svice. Najkasneje v šestnajstem stoletju se je eden od prednikov 2 i g e Zoisa naselil v dolini Imagna na Bergamaškem ter imel ali tukaj dobil priimek Zois. Osnoval je rodovino, ki se je v glav- nem ukvarjala s kmetijstvom, nekateri pa so služili kot vojaki ali kurirji v Beneški republiki (F. Kidrič, 1939,32; A. Mu liner, 1898,47—52). Kdaj natančno in zakaj je prišel Michelangelo Zois (sl. 2), doma v Cacodelliju pri Berbennu na Bergamaškem, preko Trsta v Ljubljano, ne moremo ugotoviti. Vsekakor je to moralo biti kmalu v osemnajstem stoletju. Službo je dobil v železarski trgovini rojaka Petra Antona Codellija pl. F a h n e n f e 1 d a. Kmalu je postal njegov družabnik, 1735 pa že lastnik trgovine. S svojim nečakom Bernardinom je organiziral prodajno mrežo po vsej Italiji in prodrl do glavnih centrov sredozemske trgovine. Se najbolj je obogatel, ko je postal lastnik rudnikov in železarskih obratov na Gorenj- skem, celo železarna v Mislinji na Štajerskem je bila Zoisova last. Kupil si je več hiš v Ljubljani in jih nekaj predelal v enotno palačo, ki jo je kasneje še povečal njegov sin 2 i g a. Tudi v Trstu je imel Michelangelo več hiš in skladišče. Prav tako si je kupil več fevdalnih gospostev na Kranjskem. Najlepše med njimi je bilo Brdo pri Kranju. Michelangelo Zois se je potegoval tudi za plemstvo. Kot priznanje za zasluge za pospeševanje trgovine ga je 1739. cesar Karel VI. povzdignil v viteški stan s pridevkom »von Edelstein«. Ko je Michelangelo Zois pl. Edelstein med tridesetletno vojno še prispeval velik znesek v izčrpano državno blagajno, mu je 1760 cesarica Marija Terezija še podelila baronski naslov. Gotovo si je Michelangelo predstavljal, da bi se njegovem priimek v toskanskem idiomu moral glasiti gioja, to je dragulj, saj je to besedo gladko prevedel za svoj nemški plemiški pridevek. Tudi lev s skodelo z dragulji v šapah tako na Michelangelovem viteškem grbu žiga baron Zois pl. Edelstein 21 (sl. 3) kakor tudi na grbu baronov Zoisov (sl. 4) govori za takšno razlago. Po F. Kidriču (1939, 32—33), ki pa sam zopet upošteva Willi bald a Zupančiča (A. Müllner, 1898, 37), je priimek Zois ladinskega izvo- ra; beseda zois naj bi pomenila isto kot gioja, to je dragulj, a zois naj bi bil množina od zoia. Zato tudi menijo, da izvirajo Zoisi iz retoromanske Švice (L. Legis a & A. Gspan, 1956, 378). Vendar bi morali sedaj znova pro- učiti zgodovino Zoisov pred njihovo naselitvijo na Bergamaškem kot tudi etimologijo priimka Zois, to še tem bolj, ker naj bi bila rodovina Zois po podatkih A r t h u r j a Zoisa (Z. Dt. Gemmol. Ges. 25 (1976) 1 ; 32) grške- ga porekla in še danes navzoča na otoku Kreti. V štirinajstem stoletju naj bi prednike Arthurja Zoisa zavlekli v Španijo, odkoder naj bi prišli v Lom- bardijo in se naselili v mestu Bergamu. Zelo zanimivo je tudi osebno sporočilo Tite Kovač-Artemis, avtorice zgodovinskega romana o Žigi Zoisu (Najbogatejši Kranjec), da je na polotoku Atiki pogost priimek ZQÌIH, to je ZOIS, pride pa od besede ZÜH, kar pomeni življenje. Nadalje hranijo v dunaj- skem arhivu Allgemeines Verwaltungsarchiv poleg prepisa Michelange- lo ve baronske diplome (1760) tudi pismo Michelangela Zoisa ce- sarici Mariji Tereziji s prilogo, imenovano »Pro Memoria«. Kot trdi Michelangelo Zois, izhajajo Zoisi iz nizozemskega mesta Ammers- fort (danes Amersfoort) ob reki Emme (danes Eem) v provinci Utrecht. Ime- novali so se Zoesius odnosno Zoes. V šestnajstem stoletju je v Ammers- fortu živel slavni Heinrich Zoesius, nobilis patricius, ki mu je nad- vojvoda Albert poveril prvo cathedra constitutionum. Iz te družine izhaja Thomas Zoesius, profesor prava v Ammersfortu, kasnejši dvorni svet- nik v provinci Utrecht. Za časa upora na Nizozemskem se je Thomasov sin N i c o 1 a u s zaradi vere preselil v Bergamo v Italiji. Na Bergamaškem se je priimek Zoes spremenil v Zois, kar je bilo povezano z izgovorjavo tega priimka. Čeprav še bodo morali proučiti najstarejšo zgodovino Zoisov zgodovi- narji, se lahko že danes sprašujemo, ali ni šla pot, ki je vodila rodovino Zois iz Grčije preko Španije v Bergamo, nazadnje preko Nizozemske, ki je v šest- najstem stoletju nekaj časa pripadala Španiji? Michelangelo Zois je bil dvakrat poročen. Z ženo Marijo Ano Jožef o roj. Perneker je imel dva sinova in eno hčerko. Prvorojenec Avguštin (1731—1808) je imel na Dolenjskem več graščin. Kasneje se je preselil v Gradec (Graz) in velja za ustanovitelja štajerske veje Zoisov. Kot vdovec se je Michelangelo poročil z Ivano Katarino roj. Kap- pus pl. Pichelstein. V drugem zakonu je bilo še več otrok, omenimo pa samo tri. Prvorojenec je 2 i g a (1747—1819), sledil mu je Jožef (1748—1817), eden od njunih mlajših bratov pa je Karel (1756—1799), znan kot odličen bo- tanik. Medtem ko sta Ziga in Karel ostala samska, velja njun brat Jožef za ustanovitelja kranjske veje Zoisov. Jožefov sin Karel (1775—1836) je imel tesne stike s stricem Žigom, o čem bomo še slišali. Michelangelo Zois je umrl 1777. Pokopali so ga v ljubljanski stol- nici v kapelici Sv. Križa. Nagrobna plošča je imela grb baronov Zoisov in napis: PRO FAMILIA L. B. ZOIS. ANNO D. 1771 (A. Müllner, 1898, 80). Po neki kasnejši preureditvi kapelice nagrobne plošče ne vidimo več. 22 Ernest Faninger Žiga Zois Žiga Zois se je rodil 23. novembra 1747 v Trstu. Otroštvo je preživel v Ljubljani. Oče je z njim govoril italijansko, mati rajši slovensko kot nem- ško, šola v Ljubljani je bila nemška. S petnajstim letom ga je oče poslal v Reggio Emilio študirat humanistične vede. Žigove takratne pesnitve so polne italijanske izvirnosti. Z osemnajstimi leti ga je oče poklical nazaj v Ljub- ljano, da bi ga uvedel v trgovske, rudarske in fužinarske posle. Poslej je Žiga dopolnjeval svojo izobrazbo zasebno. Pri tem sta ga uvedla v naravo- slovne vede jezuita Gabrijel Gruber in Jožef Maffei. Kmalu je postal Žiga družabnik v očetovem podjetju, v katerem je bil že prej poslov- no povezan Bernardino Zois. Leta 1774 je Žiga zamenjal očeta kot principal, in ko je 1793 umrl bratranec Bernardino, je Žiga prevzel celotno poslovanje podjetja v svoje roke. Toda vrhunec je podjetje doseglo že davno prej. V drugi polovici sedemdesetih let so se namreč pojavile v sredo- zemskih pristaniščih švedske in ruske ladje s cenejšim železom. Da bi se se- znanil s sodobno tehnologijo, je Žiga prepotoval zahodno Evropo in se preko Italije vrnil v Ljubljano. Skušal je modernizirati svoje obrate, toda nastopile so težave zaradi nezadostne oskrbe z domačo rudo. Proizvodnja je postajala vedno bolj nerentabilna, kupcev iz leta v leto manj. Žiga je 1804 poslal nečaka Karla (1775—1836) na študijsko potovanje v Nemčijo, toda njego- vih nasvetov ni mogel izkoristiti. Tudi ko je kasneje Karel prevzel stričevo podjetje, ni mogel konkurirati tujim železarnam, ki so delale v boljših proiz- vodnih razmerah. Žiga Zois je želel biti samo izobražen fužinar, ne pa produktiven znan- stvenik. Izjemoma je 1807 objavil v ljubljanskem nemškem tedniku nepodpisan članek o človeški ribici. Vendar je na svojem področju Zois zelo veliko naredil. Odlično se je spoznal v mineralogiji, geologiji, kemiji, metalurgiji in rudarstvu, veselili pa sta ga tudi zoologija in botanika. Njegova veličina se je pokazala v korespondenci z največjimi znanstveniki. Omenimo med njimi samo profesorja A. G. W e r n e r j a na rudarski visoki šoli v Freibergu, ali pa profesorja kemije na berlinski univerzi M. H. Klaproth a. Zoisovo korespondenco hranijo v raznih ustanovah v Ljubljani, vendar moramo pove- dati, da gre v glavnem za pisma, ki jih je Zois prejel od drugih. Sam je naredil prepise pisem, ki jih je poslal v letih 1778—1793 raznim znanstvenikom, in jih vezal v 188 strani obsegajočo knjižico. Žal danes te knjižice ne moremo več izslediti. Izvlečke pisem mineraloške vsebine je objavil A. Belar (1894). Ti dokazujejo, da je Zois v marsičem presegal miselnost takratnega časa. Kako so Žigo Zoisa cenili sodobniki, dovolj jasno potrjujejo diplome številnih znanstvenih ustanov, še posebej pa poimenovanje minerala zoisita. Zaradi tehnične razgledanosti sta Žigo Zoisa imenovali za člana kmetijskih družb v Ljubljani in na Dunaju. Cesar Franc I ga je 1809 odlikoval s ko- manderskim križom Leopoldovega reda. Zoisova zbirka mineralov je bila ena največjih in najlepših takratne Evrope. Marsikdo je obiskal Zoisa in si jo ogledal. Omenimo samo mineraloga F. Mohsa. Zoisova zbirka je postala temelj 1. 1821 ustanovljenega Deželnega muzeja v Ljubljani. Danes jo lahko občudujemo v Prirodoslovnem muzeju Slovenije v Ljubljani (E. F a n i n g e r , 1983). 2iga baron Zois pl. Edelstein_23 Pomemben je bil tudi Zoisov poseg v geologijo. Konec osemnajstega stoletja je potekal besedni boj med plutonisti in vulkanisti. Prvi so trdili, da so kamnine morske usedline, drugi pa so jim pripisovali ognjeniški izvor. Ko je J. E. F i c h t e 1 (1732—1795) trdil, da višje lege Triglavskega pogorja gradi masivni praapnenec, ki naj bi bil magmatskega izvora, je Ziga Zois dokazal, da imamo opravke s plastovitim apnencem, ki se je nekoč usedel v morju. Pri tem je Zoisu mnogo pomagal Valentin Vodnik (1758—1819), takrat župnijski upravitelj v bohinjskem Koprivniku, ki je 1795 vodil po Zoisu organizirano odpravo na Triglavsko pogorje, udeležil pa se je tudi druge istega leta. S tem v zvezi je nastala tudi Vodnikova oda Vršac. Podoben opis tega dogodka je že bil objavljen (J. Rus, 1933; E. Fanin- ger , 1983, 6). Manj znan je Ziga Zois kot zoolog in botanik. Doma je gojil in proučeval človeške ribice ter jih razpošiljal različnim interesentom, med njimi tudi K. F. A. Schreib er su na Dunaju. Ohranjeni so Žigovi ornitološki zapiski, seznam rib, ki so jih poznali na Kranjskem, ter seznami botaničnih imen. Pri tem je Ziga marsikje upošteval poleg latinščine ali nemščine še slovenščino. Mimogrede še omenimo, da je Žigov brat Karel, ki je večidel živel na Brdu pri Kranju, sestavil v latinskem, nemškem in slovenskem jeziku seznam rastlin, ki rastejo na Kranjskem. Mnogo zaslug ima tudi Ziga Zois za olepšavo Ljubljane. Na svojem posestvu med današnjo Prešernovo cesto, Rimsko cesto in Igriško ulico je uredil botaničen vrt, ki ga je lahko obiskovalo občinstvo. Pravili so mu Zoisova aleja, pa tudi Zoisov vrt. Nadalje je odkupil ob svoji palači del mestnega obzidja z jarkom. Zid je dal podreti, jarek zasuti in tako pridobljeno zemljišče posaditi z drevjem. Sedaj je Zoisova aleja že davno pozidana, preko nekdanjega obramb- nega jarka pa je speljana Cojzova cesta (R. A n d r e j k a , 1934). Kot osrednjo osebnost slovenskih prosvetljencev so Žigo Zoisa že pri- merno obravnavali slovstveni zgodovinarji. Na dva člana Zoisovega krožka, ki sta s svojim mentorjem sodelovala tudi na naravoslovnem področju, pa le moramo opozoriti. Eden je nam že znani slovenski pesnik Valentin Vod- nik, ki je bil kasneje premeščen v Ljubljano in postal profesor in ravnatelj gimnazije. Pri drugem gre za Jerneja Kopitarja (1780—1841), ki je najprej bil Zoisov tajnik in kot tak zadolžen z mineraloško zbirko. Kasneje je šel Kopitar študirat na Dunaj, kjer je postal cenzor in skriptor v dvorni knjižnici. Slovi kot velik slavist. Korespondenca med Zoisom in Kopi- tarjem v letih 1809-1810 (F. Kidrič, 1939; 1941) odkriva marsikaj mineraloško zanimivega. Kot drugi fevdalci je tudi Ziga Zois grenko občutil poseganje jožefinske absolutistične "države v njihove privilegije. V letih 1781 do 1783 se je Zois zapletel v spor s podložniki gospostva Brdo pri Kranju. Kmetje so se pritožili na dvor. Ko se z Zoisom niso mogli sporazumeti in niso več prišli na tlako, je intervenirala vojska. Novica o izbruhu velike francoske revolucije je Zoisa pretresla. Postal je popustljiv do podložnikov (J. Zonta r, 1954; 1956). Ko so Francozi 1797 in 1805 začasno zasedli Ljubljano in po svojem ponovnem prihodu ustanovili Ilirske province (1809—1814) s sedežem v Ljubljani, je 24 Ernest Faninger Žiga Zois ostal zvest Avstriji. To pa ni motilo francoskih dostojanstvenikov in znanstvenikov, kot npr. maršala Marmonta in Charlesa Nodiera, da ne bi zahajali v njegovo hišo, ki je še naprej ostala središče duhovne kulture. Gotovo se je Zois čutil hvaležnega stari vladarski hiši za še mlado plemiško diplomo, na drugi strani pa se od plemstva v Ilirskih provincah tako ni moglo pričakovati, da bi bilo naklonjeno upravi, ki je deloma odpravila fevdalni sistem. Poleg tega so Zoisa prizadele še francoske kontribucije (Allgemeine Deutsche Biographie, 1900,404; F. Kidrič, 1939,37; F. X. J. Richter, 1920, 16—17). Tudi po odhodu Francozov se je gmotni položaj Žige Zoisa vidno slabšal. Že od konca prejšnjega stoletja je bil zaradi ohromelosti nog navezan na bolniški voziček. Tik pred smrtjo je Žiga predal podjetje in premoženje nečaku Karlu (1775—1836). Umrl je 9. novembra 1819. Slovesno ga je pokopal škof Avguštin Gruber na starem ljubljanskem pokopališču pri Sv. Krištofu. Ko so v začetku dvajsetega stoletja to pokopališče opustili, so Zoisovo nagrobno ploščo vzidali na dvoriščni strani palače, v kateri je mecen umrl. Danes počivajo Žigovi posmrtni ostanki bržkone na Žalah, kjer je nagrobnik Karla Zoisa (1775.—1836). Tudi ta je nekoč stal na starem ljubljanskem pokopališču. Zoisova obeležja v Ljubljani Kdor si želi danes ogledati Zoisova obeležja v Ljubljani, naj najprej poišče Zoisovo palačo na Bregu 22. Levo od glavnega vhoda bo videl dve plošči. Ena ima napis Zois P. P. MDCCXCVIII, na drugi pa je grb mesta Ljubljane z letnico 1589. Obe plošči so našli na vrtu in ju vzidali na sedanje mesto. Na dvoriščni strani palače zapazimo železno nagrobno ploščo od Zoiso- vega groba na starem ljubljanskem pokopališču. Na Cojzovi cesti stoji poleg palače v obliki piramide zgrajen spomenik z napisom ZOIS. Postavili so ga 1927 Žigi Zoisu na čast, predstavlja pa delo arhitekta Jožeta Pleč- nika. Natančnejši podatki o Zoisovi palači so že bili objavljeni (E. Fa- ninger, 1983, sl. 2, 3 in 6). Mestni muzej Ljubljana razstavlja bolniški voziček, na katerega je bil Žiga Zois priklenjen svojih zadnjih dvajset let, pa tudi neki mecenov portret, ki ga je naslikal A. H e r r 1 e i n. Zoisova zbirka mineralov je na ogled v Prirodoslovnem muzeju Slove- nije. Poleg zbirke je bronast doprsni kip njenega bivšega lastnika. Odkrili so ga 1971, ko so slavih stopetdesetletnico prvega muzeja na Slovenskem, namreč Deželnega muzeja v Ljubljani, iz katerega so kasneje nastali po panogah ločeni Narodni, Etnografski in Prirodoslovni muzej. Kip Žige Zoisa je delo akademske kiparke Dore Novšak. Na pokopališču Žale stoji nagrobnik Karla Zoisa (1775—1836). Naročila ga je v bivši železolivarni v Dvoru pri Žužemberku njegova soproga Serafi- na, ki je bila kasneje tudi pokopana pri svojem soprogu. Drugi napisi na nagrobniku kot tudi na poleg ležeči kamniti nagrobni plošči se nanašajo na sorodstvo. Ziga baron Zois pl. Edelstein 25 Epilog Ko je C. Würz bach (1891, 241) pisal biografijo Žige Zoisa, se je vprašal, kje le stoji spomenik tega zaslužnega moža. Danes bi mu lahko zadovoljivo odgovorili. To sta kamnit spomenik ob Zoisovi palači v Ljub- ljani in bronasti doprsni kip v Prirodoslovnem muzeju Slovenije. Zahvala Najlepše se zahvaljujem Emi U m e k , ravnateljici Arhiva SRS v Ljublja- ni, za transkripcijo nekaterih tekstov, prav tako Titi Kovač-Artemis iz Aten za citirano osebno sporočilo. Literatur Allgemeine Deutsche Biographie, 1900. Fünfundvierzigster Band, Verlag von Duncker & Humbolt, Leipzig. Andrej ka, R. 1934, Kje so bili Zoisovi vrtovi? Glasnik muzejskega društva za Slovenijo, Letnik XV ,Zvezek 1—4, 107—115, Ljubljana. Bajuk, M. 1930, Vodnik po ljubljanskih pokopališčih. Ljubljana. Belar, A. 1894, Freiherr Sigismund Zois' Briefe mineralogischen Inhalts. Mittheilungen des Musealvereins für Krain, Siebenter Jahrgang, Zweite Abteilung: Naturkundlicher Theil, 120—134, Laibach. Bufon, Z. 1971, Naravoslovje v slovenskem narodnem prebujanju. Zbornik za zgodovino naravoslovja in tehnike, I, 16—77, Ljubljana. Faninger, E. 1983, Baron Žiga Zois in njegova zbirka mineralov. SCOPOLIA, No 6, 1—32, Ljubljana. F i c h t e 1, von J. E. 1794, Mineralogische Aufsätze. Wien. (Loc. cit. Rus, J. 1933: 96). H i n t z e , C. 1897, Handbuch der Mineralogie. Zweiter Band, Leipzig. Kidrič, F. 1939, Zoisova korespondenca 1808—1809. Korespondence pomembnih Slovencev 1. Izdala Akademija znanosti in umetnosti v Ljubljani. K i d r i č , F. 1941, Zoisova korespondenca 1809—1810. Korespondence pomembnih Slovencev 2. Izdala Akademija znanosti in umetnosti v Ljubljani. Laibacher Wochenblatt, Nro. XXIX. 1807: Nachrichten von der in Dorfe Vir bey Sittich vorkommenden Fischart. Legisa, L. & Gspan, A. 1956, Zgodovina slovenskega slovstva, I. Ljubljana. M e i X n e r , H. 1952, Entdeckung, Wiederauffindung und neue Beobachtungen am Zoisit-Zirkon-Vorkommen von der »Prickler-Halt«, Saualpe, Kärnten. Berg- und Hüttenmännische Monatshefte. 97 (11). 205—210, Springer Verlag, Wien. Mohor ič, I. 1969, Dva tisoč let železarstva na Gorenjskem. Prva knjiga. Mladinska knjiga, Ljubljana. Moli, von C. E. 1805, Annalen der Berg- und Hüttenkunde. 4. Band, München. Müllner, A. 1898, Die Zukunft der Stadt Laibach. ARGO, VI. Jahrgang, Laibach. Richter, F., X., J., 1820, Sigmund Zois, Freyherr v. Edelstein. 1—22, (Ljubljana). Rus, J. 1933, Triglav v herojski dobi geološke vede. Geografski vestnik, 9 (1—4), 94—106, Ljubljana. Wolle, H. 1984, Sigmund Freiherr Zois von Edelstein. Die Eisenblüte, Jahrgang 5 NF, Nummer 12, Graz. Wurzbach, von C. 1891, Biographisches Lexikon des Kaiserthums Oesterreich, Sechzigster Theil. Wien. Zeitschrift der Deutschen Gemmologischen Gesellschaft, 1976, Jahrgang 25, Heft 1, Idar-Oberstein. 2 o n t a r, J. 1954, Neznana pisma Žige Zoisa. Kronika, Časopis za slovensko krajevno zgodovino. Letnik II, Zvezek 3, 188—191, Ljubljana. 2ontar, J. 1956, Upor podložnikov gospostva Brdo pri Kranju v letih 1781 do 1783. Kronika, Časopis za slovensko krajevno zgodovino, IV. letnik, 1. številka, 24—29, Ljubljana. GEOLOGIJA 27, 27—38 (1984) Ljubljana UDK 929:55 Zois - 30 Die Beziehungen von Baron Sigmund Zois (1747—1819) zu Berliner Naturforschern Günter Hoppe Museum für Naturkunde der Humboldt-Universität zu Berlin, Invalidenstr. 43, DDR 1040 Berlin Auszug Sigmund Zois unterstützte die Bestrebungen der Gesellschaft naturforschender Freunde in Berlin, zu derem Mitglied er 1782 gewählt wurde, durch Sendungen von Mineralen, Gesteinen und Erzen. Das von ihm entdeckte und von A. G. Werner in Freiberg Zoisit genannte Mineral von der Saualpe in Kärnten brachte den Höhepunkt seiner Beziehungen zu Berlin. Der Chemiker M. H. Klaproth und der Mineraloge D. L. G. Karsten bestätigten und definierten das Mineral Zoisit durch chemisch-mineralogische Untersuchung. Einleitung Der Mineralname Zoisit erinnert an den Hüttenwerksbesitzer Sigmund Zois Freiherr von Edelstein (1747—1819) aus Ljubljana (Laibach), dem zu Ehren ein von ihm entdecktes Mineral benannt wurde. Sein verdienstvolles Wirken auf technischem, wissenschaftlichem und kulturellem Gebiet und seine Bedeutung für die Mineralogie wurde vor kurzem eingehend gewürdigt (E. Faninger 1983). Im Zusammenhang mit der Definition des Minerals Zoisit spielen zwei Berliner Naturforscher, Zeitgenossen von S. Zois, eine Rolle: der berühmte Chemiker Martin Heinrich Klaproth (1743—1817) und der ange- sehene Mineraloge Dietrich Ludwig Gustav Karsten (1768—1810). Durch eine Anfrage von Ernest Faninger, Ljubljana, angeregt, wurde versucht, die nur wenig bekannten Beziehungen von S. Zois zu Berlin aufzuklären, flierfür wurden unter anderem die Schriftgutsammlungen des Museums für Naturkunde der Humboldt-Universität zu Berlin herangezogen, und zwar die Tagebücher und Briefsammlungen der Gesellschaft natur- forschender Freunde in Berlin und Materialien der Mineralsammlung des Museums. 28 Günter Hoppe S. Zois und die Gesellschaft naturforschender Freunde in Berlin Die im Jahre 1773 gegründete Gesellschaft naturforschender Freunde in BerUn (im folgenden »Gesellschaft NFB«) war eine Vereinigung von Liebhabern der Naturkunde, die ihre Kenntnisse und Einsichten auf diesem Gebiet durch gemeinschaftliche Bemühungen zu vertiefen und zu vermehren suchten. Zu diesem Zweck trafen sie sich wöchentlich zu Aussprachen und Vorlesungen und unterhielten eine Bibliothek und ein Naturalienkabinett. Die Gesellschaft NFB bestand aus 12 ordentlichen Mitgliedern, die die Geschäfte abwechselnd führten. Durch Aufnahme zahlreicher außerordentlicher, meist auswärtiger Mitglieder erweiterte die Gesellschaft NFB ihren Gesichtskreis und Einzugs- bereich. Bei der Auswahl geeigneter Personen legte man anfangs großen Wert darauf, besonders solche Mitglieder zu gewinnen, die die Aussicht boten, das Naturahenkabinett und die Bibliothek der Gesellschaft NFB zu bereichern. Diese Beweggründe haben auch bei der Wahl von S. Zois, die am 22. 10. 1782 einstimmig erfolgte, eine Rolle gespielt. Der Wahlvorschlag stammte von dem Bankier Joseph Paul von Cobres (1749—1823) in Augsburg, einem Geschäftsfreund von S. Zois, der dessen weitreichende Handelsbe- ziehungen kannte. J. P. v. Cobres war über die Interessen der Gesellschaft NFB unterrichtet und hatte die Vermittlung von Beziehungen zu Italien versprochen. Von dort erhoffte sich die Gesellschaft NFB Mineral- und Gesteinsproben von Vulkanen für ihr Naturalienkabinett. S. Z o i s dankte für die Aufnahme in die Gesellschaft NFB mit einem undatierten, am 26. 2. 1783 eingetroffenen Brief, der seine bescheidene Haltung bezeugt. Nach E. Faninger (1983) sah er sich nicht so sehr als profilierten Wissenschaftler, sondern mehr als gebildeten Praktiker. Der Brief lautet (Orthographie modernisiert) : »Verehrungswürdigste Herren! Herr von Cobres hat sich durch die Freundschaft, die er mir schenkt, zu weit verführen lassen, da er Ihnen einen Menschen vorschlug, der nichts als ein bloßer Dilettant ist und folglich die Ehre und das Zutrauen, dessen Sie ihn würdigen, keinerdings verdient. Ich fühle meine Schwäche so sehr, daß ich dies aufrichtige Geständnis derselben meiner schuldigen Danksagung für das erhaltene Diplom vorauszuschicken gezwungen bin. Hienächst danke ich Ihnen ergebenst für die mir erwiesene Gnade und wünsche nichts sehnlicher, als daß ich mich derselben würdig machen könnte. Dieser und ähnliche Wünsche erfüllen mich ganz. Ich bin für Ihr verehrungswürdigstes Institut und für die ruhmvollen Verdienste jedes Ihrer gelehrten und arbeitsamen Mitglieder aus allen Kräften eingenommen. Ich würde mich glücklich schätzen, wenn ich auch im Stande wäre, etwas zu Ihrem gemeinschaftlichen Endzwecke beizutragen. Allein es fehlt mir gänzlich an solchen Aussichten und ich kann mich nur dem Dienste der Gesellschaft widmen, wie ich mich dann vorzüglich auch für ihre Kommunikation mit Italien, mit welchem mich meine Lage und mein Beruf in Verbindung setzt, erbiete und Sie, verehrungswürdigste Herren, versichere, daß ich Ihre Aufträge jederzeit mit Freude vollziehen und denselben mit Sehnsucht entgegensehen werde, um Ihnen beweisen zu können, mit wie vieler Dankbarkeit, Hochschätzung und Ergebenheit ich ewig sein will Die Beziehungen von Baron Sigmund Zois (1747—1819) zu Berliner Naturforschern 29 Ihr gehorsamster Diener und Freund Sigmund Zois Fh. v' Edlstein.« Das Schreiben war über die Adresse des Berliner Arztes Markus Eliesar Bloch (1723—1799), ordentliches Mitglied der Gesellschaft NFB, der durch seine Publikationen über Fische bekannt wurde, angelangt. M. E. Bloch erhielt auch die Anfrage von J. P. v. Cobres, wonach S. Zois »im Vertrauen« von ihm die Auskunft haben möchte, ob der Gesellschaft NFB eine Sendung von Eisenerzen der Insel Elba und von vulkanischen Produkten aus Italien angenehm wäre. J. P. v. Cobres teilte auch mit: »Vielleicht sendet er auch das Saggio Orittografico des Abtes Soldani, nebst einer ziemlich vollständigen Sammlung der darin behandelten mikrokopischen Schal- tiere.« Im September 1783 traf das gennannte Buch (A. Soldani 1780) mit einer 4 Kisten umfassenden Sendung in Berlin ein. Im folgenden Jahr sandte S. Zois dann zwei Kisten mit Eisenerzen und Pechsteinen von Elba. Im Dankbrief, der von Friedrich Wilhelm Siegfried (1734—1809), dem Verwalter des Naturalienkabinetts der Gesell- schaft NFB und ordentlichem Mitglied, verfaßt wurde, heißt es am 24. 4. 1785: »Im vorigen Jahre erhielten wir 2 Kisten mit den schönen und prächtigen Eisenstufen, ingleichen Pechsteinen von der Insel Elba und etlichen Schwefel und Lavenstücken, ohne Brief und sonstiger Nachricht. ... Durch Ihre Güte allein besitzen wir nun doch Mineralien aus Italien, indem unsere Herren italienischen Mitglieder noch nichts eingesandt, obgleich viel versprochen haben, wie zum Beispiel Herr Abt For tis Versteinerungen in Lava und andere von ihm beschriebene Stücke, Herr Arduino und mehrere.« Balthasar Hacquet (1740—1815), der einige Jahre am Lyceum in Laibach lehrte, hatte von dieser Sendung erfahren und reichte Abhandlung über die Pechsteine von Elba ein, die von der Gesellschaft NFB gedruckt wurde (B. Hacquet 1785). Im Jahre 1786 kam es nochmals zu einem Briefwechsel mit S. Zois, ausgelöst durch einen Besuch von B. Hacquet in Berlin am 12. 9. 1786. Im Kabinett der Gesellschaft NFB erkundigte sich dieser nach Basreliefs aus Tropfstein, die seines Wissens S. Zois nach Berlin geschickt hatte. Eine Nachfrage von F. W. Siegfried beantwortete S. Zois damit, daß er noch auf Material aus Italien warten würde, um dann eine Sendung für Berlin zusammenzustellen. Da nichts dergleichen angekommen ist, muß man wohl annehmen, daí3 die durch Napoleon verursachten unsicheren und kriegerischen Verhältnisse in Italien, die sich auch bis nach Laibach auswirkten, die Material- beschaffung verhindert haben. Von da an schweigen die Tagebücher der Gesellschaft NFB für etliche Jahre über Beziehungen zu S. Zois; erst 1804 5 lebten sie nochmals auf. Den Anstoß dazu gab ein Besuch des Berliner Mineralogen D. L. G. Kar- sten bei S. Zois in Laibach. Dietrich Ludwig Gustav Karsten (1768—1810) war ein Schüler des führenden Freiberger Mineralogen Abraham Gottlob Werner (1749—1817) (Abb. 1). Er kam 1789 nach Berlin und trat in die Bergverwaltung Preußens ein. Zugleich war er Lehrer an der 1770 gegründeten Berliner 30 Günter Hoppe Abb. 1. Dietrich Ludwig Gustav Karsten (1768—1810), Mi- neraloge und Bergbeamter in Berlin. Stich von S. Halle Bergakademie und Leiter des »Königlichen Mineralienkabinetts«, das als Lehrsammlung der Bergakademie diente. Bereits 1790 wurde er außerordent- liches, 1795 ordentliches Mitglied der Gesellschaft NFB. In diesen Jahren zeigte sich dort die Tendenz der Ablösung der älteren Generation ordentlicher Mitglieder, die fast sämtlich autodidaktisch gebildete Dilettanten waren, durch Wissenschaftler. Karsten betätigte sich in der Gesellschaft NFB sehr rege und nutzte die sich dort ergebenden Kontakte auch erfolgreich für die Vergrößerung des Fundus des Königl. Mineralienkabinetts aus, das schnell zu einer bedeutenden Sammlung anwuchs. Es wurde 1801 in einem eigens geschaffenen museumsartigen Gebäude untergebracht. Seine private Sammlung hatte Karsten schon 1789 dem Kabinett übergeben und sammelte nur noch für dieses. Im Jahre 1810 wurde das Königliche Mineralienkabinett der neu gegründeten Universität Berlin einverleibt und ist dadurch der Grundstock für das heutige Mineralogische Museum des Museum für Naturkunde der Humboldt-Universität Berlin. Die Beziehungen von Baron Sigmund Zois (1747—1819) zu Berliner Naturforschern 31 Im Jahre 1804 reiste Karsten in das »südliche Deutschland«. Anschließend war er in Wien, wo er mit A. G. Werner zusammentraf, besuchte einige Bergwerke in den Alpen und kam Mitte Oktober auch nach Laibach. Darüber berichtete er (Karsten 1805): »Einen halben Tag weilte ich bei dem alten Baron Zois, einem Veteran unter den auswärtigen Naturforschenden Freun- den, der ebenso reich an wissenschaftlichen Kenntnissen als erfahren in der Bereitungskunde des Brescianer Stahls ist, und von dessen Hüttenwerken bei Asling und Steier die Häfen im Archipelagus wie im Mittelländischen Meere reichlich mit Stahl versorgt werden.« Den persönlichen Kontakt hat Karsten gewiß benutzt, um S. Zois zum Senden von mineralogischem Material anzuregen. In seinem Reisebericht spricht er davon, ohne Namen zu nennen, daß Aussicht bestände, von verschi- edenen Seiten Sendungen zu erhalten. Im Dezember 1804 kam der Neffe von S. Zois und späterer Fortsetzer von dessen Lebenswerk, der Baron Carl Zois (1775—1836), nach Berlin und besuchte am 11. und 17. 12. 1804 sowie am 12. 3. 1805 die Gesellschaft NFB. Besonders die beiden ersten Zusammenkünfte dürften recht interessant gewesen sein, wie die behandelten Themen vermuten lassen: Explosion in einem oberschlesischen Kohlenbergwerk, chemische Untersuchung des Minerals Ich- thyophthalm (Apophyllit), Nektar der Pflanzen, Klima von Moskau und Karstens vorjährige Reise durch die Alpen. C. Zois traf dabei übrigens mit zwei schwedischen Eisenhüttenleuten, C. J. L i d b e c k und W. H i - 1 u s c h aus Västmanland zusammen. Die Gesellschaft NFB erhielt im Januar 1805 von S. Zois zwei Exemplare einer, wie es in dessen Brief an den Neffen hieß, »sehr merkwürdigen Amphibienart« aus einer Quelle von Sittich bei Laibach. Sie erwiesen sich als Grottenolm (Proteus anguinus). Weiterhin sandte S. Zois über Karsten zur gleichen Zeit auch das Verzeichnis einer großen Mineralsendung an die Gesellschaft NFB. Die 5 Kisten umfassende Sendung traf im Mai 1805 ein. Leider hat die Gesellschaft NFB später ihr Kabinett aufgegeben und die Akten nicht aufbewahrt. Dagegen blieb aber das Verzelichnis des beigefügten Materials »für Herrn Oberbergrat Karsten«, das heißt für das Königl. Mineralienkabinett, erhalten. Darin werden auf 4 Seiten 100 Mineral- und Gesteinsproben, einschließlich 6 großen Ausstellungsstücken, aufgeführt. 35 Stücke davon stammen aus Krain, 27 aus Kärnten (besonders von der Saualpe, Abb. 3) und 38 aus Steiermark. Bei den Eisenerzproben, die offenbar in den Hüttenwerken von S. Zois verarbeitet wurden, finden sich Angaben über die erschmolzenen Eisenqualitäten: zähes Eisen für Nägel und Draht aus dem Eisenlebererz der Wochein, Roheisen für Schmelzstahl aus Brauneisenstein und braunsteinhaltigem Zuschlagerz von Jauerburg, hart zähes Stabeisen aus Magneteisenstein von Mißling und Spateisenstein von Weitenstein. Berliner Arbeiten an dem von S. Zois stammenden Material Die von S. Zois im Jahre 1805 gesandten Minerale gaben Veranlassung zu mehreren Untersuchungen in Berlin. Neben Karsten war daran besonders der schon damals berühmte Pharmazeut und Chemiker Martin Heinrich 32 Günter Hoppe Abb. 2. Martin Heinrich Klaproth (1743—1817), Pharmazeut und Chemiker in Berlin. Marmorbüste von E. A. Lührssen im Museum für Naturkunde der Humboldt-Universität zu Berlin. Photo A. Tölke Klaproth (1743—1817) beteiligt (Abb. 2). Auch er gehörte der Gesellschaft NFB an, seit 1791 als ordentliches Mitglied. Am bekanntesten ist er durch die Entdeckungen einiger chemischer Elemente (U, Zr, Sr, Ti, Te u. a.), die das »Nebenergebnis« seiner sehr zahlreichen quantitativen Analysen von Mineralen waren Klaproth zeichnete sich durch große Exaktheit, durch genaue Darlegung des angewandten Analysenganges und Einführung neuer Aufschluß- verfahren aus. Wenn auch seine Analysen heute vielfach nur historischen Wert haben, muß aber anerkannt vv^erden, daß Klaproth die analytische und mineralogische Chemie außerordentlich gefördert hat. Klaproth kam sehr spät, erst nachdem er im Jahre 1780 Besitzer einer Apotheke in Berlin geworden war, zur wissenschaftlichen Betätigung. Die ersten Elemententdeckungen gelangen ihm im Jahre 1789 (U, Zr). In dem 25 Jahre jüngeren Mineralogen Karsten fand er einen Mitarbeiter und Freund, der ihm für seine mineralchemischen Publikationen Mineralbeschrei- bungen nach der Terminologie A. G. Werners lieferte. Karsten ge- langte unter dem Einfluß von Klaproth und auch durch die von ihm organisierte Übersetzung des stark kristallographischen Lehrbuchs der Mine- ralogie von R. J. Haüy (1804) dazu, die einseitige und ausschließliche Verwendung der äußerlichen Kennzeichen der Minerale abzulehnen und die Bedeutung der chemischen und kristallographischen Kennzeichen für die Systematik der Minerale zu betonen. Er hat dadurch zur Vervollkommnung der mineralogischen Systematik beigetragen (G. Hoppe 1984). Für seine Analysen verwandte Klaproth meist Material aus seiner privaten Sammlung, zu deren Aufbau Geschenke von verschiedenen Seiten beigetragen haben. Durch das Originalmaterial zu seinen Analysen erhielt die Sammlung erhebliche Bedeutung. Sie existiert größtenteils noch, da sie nach dem Tode Klaproths für die Berliner Universität angekauft wurde, und befindet sich im Museum für Naturkunde der Humboldt-Universität zu Berlin (G. Hoppe & G. Wappler 1983). Auch von S. Zois hat Klaproth Material erhalten. Näheres dazu ist unbekannt, da der schriftliche Nachlaß Klaproths nicht überliefert ist. Ledigleich in dem Artikel über das »körnige Eisen-Chromerz« von Steiermark (Klaproth 1806a, 1807a) heißt es (nach der Feststellung, daß das 1799 entdeckte Mineral bisher nur vom Ural und Frankreich bekannt ist): »Zur Auffindung einer dritten, am Chromgehalte sehr reichen Abänderung, welche den Gegenstand nachstehender Analyse ausmacht, hat der um das Fach der Mineralogie sehr verdiente Herr Baron von Zois zu Laybach durch gefällige Mitteilung mehrerer interessanter Fossilien aus den Kärntenschen, Krainschen und Steierschen Gebirgen die Veranlassung gegeben.« Es handelt sich um Chromit aus dem Serpentinlager an der Guisen ob Kraubat, das im Verzeichnis des an Karsten gesandten Materials nur als »unbekanntes Erz, zur Untersuchung« bezeichnet war. Klaproths Analyse erbrachte neben Chrom und Eisenoxid geringe Mengen »Alaun- und Kieselerde«, da der Chromit sich nicht sauber genug vom beigemengten Talk auslesen ließ. Besonderes Interesse beanspruchen die Untersuchungen am Zoisit. Dieses Mineral hatte S. Z o i s in dem Material entdeckt, das ihm der Mineralhändler Simon Preschern im Jahre 1804 von der Saualpe in Kärnten beschafft hatte. Im Verzeichnis der Sendung von 1805 tritt es viermal als »Unbekanntes Fossil« auf (Abb. 3): »50. Zyanit auf Gangquarz, mit blättrigem Augit, Granat, ganz kleinen Titankörnchen und dem tremolitähnlichen, noch unbestimmten Fossil. 51. Unbekanntes Fossil, ein in obigem Quarz mit Zyanit usw. eingewachsener Kristall, vielleicht mit dem Tremolit verwandt. 3 — Geologija 27 Die Beziehungen von Baron Sigmund Zois (1747—1819) zu Berliner Naturforschern 33 34 Günter Hoppe Abb. 3. Ausschnitt aus dem Verzeichnis der Mineralsendung, die S. Zois im Jahre 1805 nach Berlin sandte. Randnotiz ! von der Hand D. L. G. Karstens Die Beziehungen von Baron Sigmund Zois (1747—1819) zu Berliner Naturforschern 35 52. in Quarz mit großblättrigem Glimmer eingev^achsene Kristalle. (Von diesen 2 Arten sind bisher nur wenige Stücke gefunden worden). 53. Unbekanntes Fossil, in rostgelb verwitterten, derb zusammengehäuften Kristallen. (Steht vielleicht auch mit obigem in Verwandtschaft).« Zu diesen und einigen weiteren Positionen folgt der Zusatz: »Alle diese Fossilien gehören zu dem Smaragditfelslager der unteren Sau Alpe ob St. Osvald.«* Am Rande neben den Nr. 51—53 findet sich die spätere Eintragung »Zoisit« von der Hand Karstens, der die Sammlungsetiketten ursprünglich mit der von S. Zois verwendeten Bezeichnung beschriftet hatte (Abb. 4). Klaproths eigenhändige Etiketten bezeichnen das Mineral als Zoisit (Abb. 5). Bekanntlich stammt der Mineralname Zoisit von A. G. Werner, der dies aber nicht selbst publiziert hat. Vielmehr gelangte die Nachricht über den Namen und die systematische Stellung auf dem gleichen Wege in die Abb. 4. Sammlungsetikett zum Zoisit, geschrieben von D. L. G. Karsten, »Unbekanntes Fossil aus Kärnthen v. Zois« Abb. 5. Sammlungsetikett zum Zoisit, geschrieben von M. H. Klaproth, »Zoisit, in Quarz und Glimmer. Saualpe in Kärnthen« * Vgl. dazu: Meixner 1952. 36 Günter Hoppe Literatur, wie die Nachrichten über die von A. G. Werner jährlich vorgenommenen Veränderungen und Ergänzungen seines in den Vorlesungen benutzten Mineralsystems: es wurde mit oder ohne seine Genehmigung durch seine Schüler und Anhänger in Zeitschriften oder Lehrbüchern veröffentlicht. A. G. Werners Mineralsystem von 1804 kam als 38 X 45 cm große Tabelle im Heft 3 von C. E. Molls Annalen der Berg- und Hüttenkunde, München, Band 3 (1804, gedruckt 1805), heraus. Hierin ist der Zoisit noch nicht enthalten. Aus dem nächsten Band der gleichen Zeitschrift (Band 4, 1805, S. 445) erfährt man, daß A. G. Werner von Baron Zois Material von der Saualpe bekommen und darin »eine neue Steinart entdeckt habe, die er zu seiner Zeit bekannt machen werde.« Wenige Seiten weiter (S. 453) werden die »neuesten Veränderungen in Werners Mineralsystem« angezeigt, wonach Zoisit als 28. Gattung eingefügt ist, ohne mit den benachbarten Gattungen (Pistacit und Axinit) in einer Sippschaft vereinigt zu sein. Das volle Mineral- system A. G. Werners von 1805 ist im 4. Band des Lehrbuchs von F. A. Reus s (1806) abgedruckt. Mehr als nur den Namen und den Platz im System erfährt man von Freiberger Seite erst 6 Jahre später (C. A. S. Hoffmann 1811). Klaproth und Karsten akzeptierten den Namen Zoisit. Die Veröf- fentlichung Klaproths (1806b, wenig verändert 1807b) sagt dazu: »Statt der Benennung Saualpit, womit die dortigen Mineralogen diese (»bis jetzt unbestimmt gebliebene« 1807b) Steinart einstweilen bezeichneten, hat sie gegenwärtig, zu Ehren des um die Beförderung der Naturkunde sehr verdienten Herrn Barons von Zois, den Namen Zoisit erhalten.« In dem Artikel sind eine detaillierte »äußere Charakteristik« des Zoisits von Karsten und die chemischen Analysen von Klaproth enthalten. Anschließend daran publi- zierte Klaproth (1807c) noch seine Untersuchungen an dem »blättrigen Augit« der Saualpe, der den Zoisit begleitet. Nach Klaproths Analyse erwies sich der Zoisit als schwach eisen- haltiges Ca-Al-Silikat: »Kieselerde 45, Alaunerde 29, Kalkerde 21, Eisenoxid 3«, Summe 98 ''/o. Der rostgelbe Zoisit ist ähnlich beschaffen, hat aber etwas mehr Eisenoxid und etwas weniger »Kalkerde«. Damit ergab sich die Einrangierung des Zoisits in die Nähe des Pistazits (Epidot) durch A. G. Werner als berechtigt, wozu Klaproth jedoch nicht Stellung nahm. Erst aus den Tabellen von Karsten ersieht man, daß Karsten dem Zoisit ebenfalls eine eigenständige Stellung als »Gattung« zuspricht. Auffällig ist die Tatsache, daß in Klaproths und Karstens Ver- öffentlichungen A. G. Werner als Namensgeber des Zoisits nicht erwähnt wird. Nach Lage der Dinge dürfte dies wohl eine milde Form von Kritik gewesen sein. Zwar wurde A. G. Werner von beiden sehr hoch geschätzt, wie aus vielen Äußerungen hervorgeht, waren sie doch auch die Initiatoren für die Aufnahme A. G. Werners in die Berliner Akademie der Wissenschaften im Jahre 1808, Dennoch sind Unterschiede in ihren Ansichten nicht zu übersehen, besonders was die Berücksichtigung der chemischen Beschaffenheit der Minerale betrifft. Die dringende Notwendigkeit derselben ist von Klaproth wiederholt stark betont worden. Besonders drastisch war dies am Beispiel des Muriacits geschehen, der als Calciumchlorid galt und Die Beziehungen von Baron Sigmund Zois (1747—1819) zu Berliner Naturforschern 37 sich als Gemenge von Calciumsulfat und Steinsalz herausstellte (Klaproth 1795): »Wieviel umfassender würde nicht die Übersicht unserer gegenwärtigen Kenntnisse der Mineralkörper sein und der Berichtigungen weniger bedürfen, wenn jedes neu aufgefundene Fossil auch sogleich auf den chemischen Prüfstein gezogen, und nicht eher, als nach aufgedrucktem vollgültigen Siegel der Wahrheit ins System aufgenommen würde.« Aber ungenutzt blieb Kar- stens Angebot an A. G. Werner, ihm bei der Beschaffung chemischer Daten von Mineralen behilflich zu sein (Brief vom 16. 3. 1792; Wissensch. Altbestand der Bergakademie Freiberg, Briefe an Werner I, Bl. 166/7). A. G. Werner ging auch nicht auf Karstens Vorschlag ein, zwischen Freiberg und Berlin eine »Sozietät« zum Zwecke des gemeinschaftlichen Vorgehens in nomenklatorischer und klassifikatorischer Hinsicht zu gründen, wozu ihn sein Minister befugt und Mittel bewilligt hatte (Brief aus dem Jahre 1803; wie vor, Bl. 180 1). Erst als A. G. Werner Ende August 1805 Berlin besuchte, äußerte er den Wunsch, »in den Bestimmungen der neuentdeckten Fossilien mit möglichster Übereinstimmung zu verfahren«, wie Karsten brieflich bestätigte (wie vor, Bl. 175 6). Zur Zeit von A. G. Werners Besuch in Berlin war aber der Zoisit bereits benannt und in A. G. Werners System einrangiert. Die Berliner Arbeiten begannen erst danach. So teilte Klaproth am 17. 6. 1806 das Ergebnis seiner »neuesten Analyse« in der Gesellschaft NFB mit und verlas 4 Monate später das fertig gestellte Manu- skript, das noch im gleichen Jahr gedruckt wurde (Klaproth 1806b). Im Resultat jedocli kann man aber mit E. Faninger (1983) davon sprechen, daß das Mineral Zoisit von A. G. Werner in (nachträglicher) Übereinstim- mung mit Klaproth und Karsten aufgestellt worden ist. A.ngefügt sei noch, daß die Eigenständigkeit des Minerals Zoisit keineswegs unumstritten v/ar. Bereits J. J. Bernhardi (1774—1850), Botaniker und Mineraloge der Universität Erfurt, der den Zoisit der Saualpe im Sommer 1805 bei seinem Besuch in Laibach bei S. Zois gesehen hatte, hielt ihn für eine Varietät des Epidots (C. F. Bucholz 1806). Dies setzte sich fort, als noch weitere P\mde von Zoisit gemacht wurden (C. Hintze 1897). Auch der Berliner Chemiker C. F. Rammeisberg (1813—1899) neigte mehr zu dieser Meinung, nachdem er zahlreiche Zoisite, auch das Originalmaterial der Saualpe aus der Sammlung des Berliner Mineralogischen Museums, neu analysiert hatte (C. F. Rammeisberg 1857). Die endgültige Eigenstän- digkeit des Zoisits wurde erst durch die Modernen kristalloptischen und kristallstrukturellen Untersuchungen sichergestelt (H. Strunz 1977). Aus alledem geht hervor, daß S. Zois in Berlin verständnisvolle und dankbare Partner fand, die seine Bemühungen zu würdigen verstanden. Beson- ders mit seiner Sendung von 1805 löste S. Zois in Berlin intensive chemisch- mineralogische Untersuchungen aus, die den Höhepunkt, aber auch zugleich den Abschluß der Beziehungen bildeten. Ihre Fortsetzung wurde wahrscheinlich durch die politische Situation in Europa verhindert, die sich nach dem Sieg Napoleons über Preußen im Jahre 1806 für lange Zeit einstellte und erst spät überwunden werden konnte. Auch die gesundheitliche Lage von S. Zois, der viele Jahre seines Lebens an den Rollstuh] gefesselt war, kann mit dazu beigetragen haben. 38 Günter Hoppe Literatur Bucholz, C. F. 1806, Analyse des Zoisits. Journal für die Chemie und Physik, Hrsg. A. F. Gehlen, Band 1, 197—202, Berlin. Faninger, E. 1983, Baron Žiga Zois in njegova zbirka mineralov. Baron Sigmund Zois and his mineralogical collection. Prirodoslovni muzej Slovenije, Sco- polia. No 6, 1—32, Ljubljana. Hacquet, B. 178.5, Pechsteine der Insel Elba. Schriften der Gesellschaft naturforschender Freunde Berlin, Band 6, 77—87, Berlin. Haüy, R. J. 1804—10, Lehrbuch der Mineralogie. Übersetzung aus dem Französischen, Hrsg. D. L. G. Karsten, 5 Bände, Paris und Leipzig. H i n t z e , C. 1897, Handbuch der Mineralogie, Band 2, 202, Leipzig. Hoffman, C. A. S. 1811, Handbuch der Mineralogie, Band 1, 665—672, Freyberg. Hoppe, G. 1984, Der Anteil Dietrich Ludu^ig Gustav Karstens an der Entwicklung der Mineralsystematik. Zeitschrift für geologische Wissenschaften, Band 12, Heft 6. 709—717, Berlin. Hoppe, G. & Wappler. G. 1983, Die Mineralsammlung Martin Heinrich Klaproths und seine mineralanalytischen Bestrebungen. Zeitschrift für geologische Wissenschaften, Band 11, Heft 10, 1245—1253, Berlin. Karsten, D. L. G. 1805, Auszüge aus Briefen an einen Berlinischen Freund über einige Gegenstände der eben beendigten Reise. Neue Berlinische Monatsschrift, Band 13, Januar, 42—66, Berlin. Karsten, D. L. G. 1808, Mineralogische Tabellen mit Rücksicht auf die neuesten Entdeckungen, 2. Auflage, Berlin. Klaproth, M. H. 1795, Prüfung des vermeintlichen Muriacits. Beiträge zur chemischen Kenntnis der Mineralkörper, Band 1. 307—310, Posen und Berlin. Klaproth, M. H. 1806a, Chemische Untersuchung des körnigen Eisenchro- merzes aus Steiermark. Journal für die Chemie und Physik, Hrsg. A. F. Gehlen, Band 1, 189—192, Berlin. Klaproth, M. H. 1806b, Chemische Untersuchung des Zoisits. Journal für die Chemie und Physik, Hrsg. A. F. Gehlen, Band 1, 193—197, ВегИп. Klaproth, M. H. 1807a, 2. Abdruck: Beiträge zur chemischen Kenntnis der Mineralkörper, Band 4, 132—136, Posen und Berlin. Klaproth, M. H. 1807b, 2. Abdruck: Beiträge zur chemischen Kenntnis der Mineralkörper, Band 4, 179—184, Posen und Berlin. Klaproth, M. H. 1807c. Chemische Untersuchung des blättrigen Augits, von der Sau-Alpe. Beiträge zur chemischen Kenntnis der Mineralkörper, Band 4, 185— 189, Posen und Berlin. M e i X n e r , H. 1952, Entdeckung, Wiederauffindung und neue Beobachtungen am Zoisit-Zirkon-Vorkommen von der »Prickler Halt«, Saualpe, Kärnten. Berg- und Hüttenmännische Monatshefte der Montanistischen Hochschule Leoben, Band 97, Heft 11, 205—210, Wien. Rammeisberg, C. 1857, Über den Zoisit und seine Beziehungen zum Epidot. Annalen der Physik und Chemie, Hrsg. J. C. Poggendorff, Band 100, 133—142, Leipzig. Reuss, F. A. 1806, Lehrbuch der Mineralogie, 4. Teil, 42—59, (Zoisit S. 43) Leipzig. Soldani, A. 1780, Saggio orittografico, ovverro osservazioni sopra le terre nautilitiche e ammonitiche della Toscana. Siena. Strunz, H. 1977, Mineralogische Tabellen. 6. Auflage, 398, Leipzig. Paleontologija in st rat igra fija Paleontology and stratigraphy GEOLOGIJA 27, 41—95 (1984) Ljubljana UDK 551.761:562(497.12)=863 Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji Langobardian beds with daonellas and posidonias in Slovenia Bogdan Jurkovšek Geološki zavod Ljubljana, Parmova 37, 61000 Ljubljana Kratka vsebina Posamezne vrste rodov Daonella in Posidonia so odlični vodilni fosili, ki so zlasti pomembni pri razčlenjevanju ladinijskih plasti. Raziskali smo dvanajst profilov, v katerih smo našli bogato školjčno favno in z njo dokazali langobardsko starost plasti. Najpogostejša in najbolj razširjena langobardska vrsta v Sloveniji je Daonella lommeli (Wissmann). Našli smo jo v vseh dvanajstih opisanih profilih. Lepo ohranjeni primerki s Korošice v Kamniških Alpah so -nam omogočili natančen študij njenega ontogenetskega razvoja. V istem profilu je bila prvič v Sloveniji najdena tudi vrsta Posidonia pannonica Mojsisovics. Zelo razširjena langobardska vrsta v Sloveniji je tudi Posidonia wengensis Wissmann, ki je pogosto kamenotvorna v posameznih plasteh. Z vzporednimi raziskavami kono- dontov, amonitov in daonel smo pri Oblakovem vrhu dokazali langobard- sko podstopnjo. Abstract Individual species of genera Daonella and Posidonia are excellent index fossils, which are especially important in subdividing the Ladinian beds. Twelve sections have been investigated in Slovenia recently. Rich lamellibranch fauna in them proved the Langobardian age of the beds. The most abundant and most frequent Langobardian species is Daonella lommeli (Wissmann), which was found in all studied sections. Well preserved specimens from Korošica in the Kamnik Alps allowed a detailed study of its ontogenetic evolution. In the same section, for the first time in Slovenia, was also found the species Posidonia pannonica Mojsisovics. Another very frequent Langobardian species in Slovenia is Posidonia wengensis Wissmann, which can be rockforming. Parallel studies of conodonts, ammonites and daonellas at Oblakov vrh position it in the Langobardian substage. 42 Bogdan Jurkovšek Uvod V letih od 1979 do 1981 smo raziskali več zanimivih srednjetriasnih profilov v Sloveniji (sl. 1). Bogata fosilna favna nedvomno opravičuje njihovo pred- stavitev širši geološki javnosti. Z daonelami in pozidonijami smo lahko zanesljivo določili langobardsko podstopnjo. Poleg makropaleontoloških ra- ziskav smo opravili številne sedimentološke in mikropaleontološke analize zbruskov, pomembni pa so tudi rezultati vzporednih konodontnih raziskav. V tem delu je poleg vrst Posidonia pannonica Mojsisovics, P. wengensis Wissmann in Daonella cf. tripartita Kittl podrobno predstavljena tudi v Slove- niji najpogostejša vrsta Daonella lommeli (Wissmann) in njen biostratigrafski položaj. Konodontne analize je opravila T. Kolar-Jurkovšek, sedimento- loške S. O r e h e k in B. O g o r e 1 e c , mikropaleontološke L. S r i b a r , fotografije fosilov pa je izdelal M. G r m. Za dragocene nasvete in pomoč pri raziskavah se zahvaljujem S. Buserju in A. Ramovšu. SI. 1. Geografski položaj nahajališč langobardskih daonel in pozidonij Fig. 1. Geographical distribution of localities of Langobardian Daonella and Posidonia Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 43 Dosedanje raziskave langobardskih plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji Prve primerke vrste Daonella lommeli je na slovenskem ozemlju našel M. V. Lipoid (1858) v peščenjaku vzhodno od Primskovega in v njegovi bližnji okolici. V črnem bituminoznem apnencu na Korošici v Savinjskih Alpah je F. Teller (1885, 356, 357) določil poleg vrst Daonella lommeli in Posidonia ivengensis številne amonite, med njimi vodilni vrsti za langobardsko podstopnjo Trachyceras archelaus Laube in Monophyllites wengensis (Klipstein). Na po- bočju Celjskega gradu je Riedl našel amonita Trachyceras julium Mojsi- sovics. F. Teller je na podlagi te najdbe določil wengensko starost skrilavca. Zatem se mu je posrečilo najti v sivem skrilavcu še odtise školjke Daonella lommeli in tako ponovno dokazati wengensko starost plasti. Ko je poročal o najdbi daonel, je Teller (1889, 210) prvič imenoval ta skrilavec kot psevdoziljski. E. Kittl (1912) omenja najdbo školjke Posidonia idriana Mojsisovics iz wengenskih plasti pri Idriji in P. wengensis iz Hudega konca (Hudi klanec), kjer jo je v črnih skrilavcih našel F. K o s s m a t. Germovšek (1955, 121) je poročal tudi o wengenskih klastičnih kame- ninah med Petelinjkom in Drenovcem ter ob Tihabojskem potoku južno od Brgleza. Med njimi prevladuje sivi glinasti skrilavec, ki ga je imel za ekvivalent psevdoziljskih plasti. Ponekod vsebuje toliko kremena, da prehaja v kremenov skrilavec. V njem je našel več vrst daonel, med drugimi tudi vrsto Daonella lommeli. A. Ramovš (1958 a) je našel veliko daonel v temnem glinastem skrilavcu na južni strani velike zamočvirjene doline vzhodno od Lesnega brda. Med drugimi je tam tudi Daonella lommeli, vodilna okamenina za wengenske sklade. Na Jelovici leži na tufu breča iz temno sivih apnencev. V različnih kosih apnenca je O. K ü h n (1958, 450) določil naslednje vrste: Daonella cf. tyrolensis Mojsisovics, D. cf. hulogensis Kittl in D. lommeli. Apnenci z navedenimi fosili pripadajo različnim horizontom od spodnjega do zgornjega ladinija. A. Ramovš (1958 b, 150) je poročal, da spada del nekdanjih »krških skladov« severno od Vidma v ladini j sko stopnjo in so verjetno wengenske starosti. Poleg različnih skrilavcev in apnencev se pojavlja tudi tuf. H e r i t s c h in S e i d 1 sta ga opisala severno od Sv. Janeza kot »pietra verde« in ga uvrstila med buchensteinske sklade. V kremenastem apnencu in tufu najdemo redke školjke iz rodu Daonella, ki tudi govorijo za ladinijsko starost. Med domom v Podutiku in prevalom jugovzhodno od Toškega čela nastopa črni apnenec, apneni skrilavec in tuf. V skrilavcu je ponekod vse polno školjk vrste Posidonia wengensis (Ramovš, 1961, 147). K. Grad (1962, 116) je v članku »Geološke razmere med Rudnico in Savo« napisal, da so na pobočjih južno od Sremiča našli v črnem ploščastem apnencu ostanke školjk Daonella cf. lommeli in Posidonomya wengensis. Števil- ne daonele so našli tudi v silificiranem zelenkastem skrilavcu severno od vasice Plešivec in zahodno od Ravnega loga. Na osnovi teh najdb so potrdili wengensko starost omenjenih kamenin. 44 Bogdan Jurkovšek V okolici Idrije pripadnost konglomeratov langobardski podstopnji vsaj v novejšem času ni bila dokazana. F. Kossmat (1898) je opisal iz tufskih vložkov v konglomeratu pri Zavratcu ostanke školjk Daonella lommeli in Posidonia wengensis. J. Car (1968, 32), ki je proučeval razvoj langobardskih plasti v strukturi četrtega pokrova v bližnji okolici Idrije, je našel v apnencu skaunških plasti precej pogostne ostanke školjk Posidonia wengensis (Kovačev rovt) in Daonella lommeli (Urbanovec). J. Car (1968, 39) je napisal, da se pojavljata obe vrsti skupaj z amoniti rodu Trachyceras tudi \^ tufitu na Tičnici in da se je F. K o s - s m a t u že konec prejšnjega stoletja tam posrečilo najti določljiv primerek amonita Trachyceras idrianum Mojsisovics. Drugi profil, ki ga je opisal J. Car (1968, 42) na Zagodovem vrhu, je precej tanjši od prvega. Tu ležijo v dolomitni breči najprej pole gomoljastega apnenca, ki tu in tam prehaja že v konglomerat. Tem sledi bituminozni skoraj črni laporni apnenec z rastlinskimi ostanki. Na njem leži deloma silificirani temni tenko plastnati apnenec z vložki tufskega materiala. Pod cordevolskim svetlim dolomitom so tufi, tufski lapor in peščenjak. V tufskem laporju »Pri Koritu« je našel dobro ohranjene školjke vrste Daonella lommeli, Daonella sp. in Pectén sp. Z geologijo okolice Idrije se je v novejšem času prav gotovo največ ukvarjal I. Mlakar. Poleg že omenjenih podatkov o razvoju langobardskih plasti je Mlakar (1969, 14) zapisal, da bo potrebno ponovno preveriti podatke o tufu med karnijskimi plastmi na idrijskem območju, kajti tufske kamenine pri Dolencu, ki so jih doslej uvrščali med karnijske plasti, so z vrsto Daonella lommeli dokazane kot langobardske. A. Ramovš (1970, 167) je v članku »Stratigrafski in tektonski problemi triasa v Sloveniji« omenil, da pri Stopniku v dolini Idrijce nahajamo pisan apnenčev konglomerat s tufskim vezivom, ki mu je že F. Kossmat pripisal v^engensko starost. Vmes so vložki apnenca in apnenčevega skrilavca, v katerih so bile pri Reki in Jagrščah najdene školjke vrste Daonella lommeli. S Buser (1980) je našel v ploščatem apnencu na Pokljuki jugovzhodno od Belske planine vrste Posidonia wengensis Wissmann, Daonella pichleri Mojsisovics, D. cf. paucicostata Tornquist in D. cf. udvariensis Kittl. V zbruskih tega apnenca pa je bila najdena še Vidalina martana Farinacci. Iz ladinijskih skladov zahodnih Karavank je B u s e r (1980) omenil najdbe vrst Posidonia wengensis, Daonella cf. lommeli in D. cf. pichleri (določila jih je D. U r o š e v i Ć). Južno od Drete nedaleč od Nove Stifte je A. Grimšičar v sivem ladi- nijskem apnencu našel školjko Daonella lommeli (Buser, Grimšičar & Kuščer, 1974). Pri raziskavah za Osnovno geološko karto 1 : 100.000, ki so jih opravili geologi Geološkega zavoda Ljubljana, so bile najdene daonele in pozidonije tudi na številnih drugih mestih v Sloveniji. V glavnem gre za najdbe pri Jazbinah, v okolici Polhovega Gradca, pri Dražgošah, pri Robu, na Mladem vrhu, pri Mokronogu in drugod. Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 45 Opis nahajališč daonel in pozidonij 1. Korošica v Kamniških Alpah Zapis o tem nahajališču je nekoliko obširnejši, kajti langobardske plasti na Korošici so v novejšema času raziskovali številni geologi iz različnih vej geologije. Prav bi bilo, da bi imeli tudi za vsa druga nahajahšča tako vse- stranske geološke podatke, vendar bi bila zato potrebna nedvomno prevelika finančna sredstva. Na jugu Ojstrice blizu koče na Korošici, ob vznožju strme stene Dedca, ter jugovzhodno in vzhodno od koče izdanjajo plasti temnega bitumenoznega apnenca z rožcncem. 2e Teller (1885) je v teh plasteh našel vodilne fosile za langobardsko podstopnjo. Kasneje so področje Korošice v okviru geološkega kartiranja za Osnovno geološko karto SFRJ 1 : 100.000 lista Ravne na Koroškem obdelali geologi Geološkega zavoda v Ljubljani (P. Mioč & M. Znidarčič 1983, 33). Istočasno sta sedimentološko preiskala ladinijske plasti na Korošici S. Orehek in B. Ogorelec, B. Jurkovšek pa je nabral in določil makrofavno. L. S r i b a r je na podlagi vzorcev, ki so ji bili dani v obdelavo, določila mikroiosilne ostanke. Pri ponovni raziskavi langobardskih plasti na Korošici leta 1979 sem z do- voljenjem geologov, ki so omenjeni teren raziskovali, uporabil nekatere njihove podatke, za kar se jim na tem mestu najlepše zahvaljujem. Sedimentološke raziskave Za potrebe sedimentoloških raziskav je bil posnet detajlni profil tik pod strmo steno Dedca. Debelina plasti je tu približno 55 m in so skoraj horizontalne. V spodnjem delu profila ne vidimo kontakta, saj je zaradi precejšnje strmine pokrit s pobočnim gruščem. Nedvomno je, da tudi ta del langobardskih plasti leži na sedimentih, ki jih karakterizira zelen pelitski tuf »pietra verde«. V zgornjem delu profila so plasti nekoliko nagubane, nad njimi pa leži v tekton- skem odnosu svetlo sivi rahlo dolomitni apnenec, ki navzgor prehaja v rahlo apneni dolomit (gre le za manjše premike v horizontalnem smislu, ki na zaporedje plasti v profilu niso bistveno vplivali). Langobardske plasti nastopajo kot tankoplastnat, ploščast apnenec temno sive do srednje temno sive barve s tankimi vzporedno usmerjenimi silificiranimi laminami in silificiranimi konkrecijami ali gomolji. Debelina plasti je od 5 do 20 cm, mestoma nastopajo vmes tudi nekoliko debelejše plasti. Med tanko- plastnatim apnencem večkrat zasledimo od nekaj cm do 15 cm debele plasti debelozrnatega apnenca, ki ima na enem mestu izgled prave apnenčeve breče. V profilu prevladuje tankoplastnat drobnozrnat biomikritni, intrabiomikrit- ni, mestoma tudi pelintrabiomikritni apnenec z vmesnimi interkalacijami bolj debelozrnatega apnenca — biokalkarenit in biosparrudit. Drobnozrnati tanko- plastnati in ploščasti apnenec je navadno laminiran. Glede na velikost fosilnega materiala in alokemičnih zrn je opaziti postopno gradacijo v inverznem po- ložaju. Silifikacija je verjetno posledica vulkanske aktivnosti v tem časovnem obdobju. Regionalni vulkanizem in raztapljanje vulkanskega stekla sta 46 Bogdan Jurkovšek povzročila povečano koncentracijo SÌO2 v okolju, kar je bilo ugodno za povečanje količine planktona v morju. Kemizem oziroma pH morske vode se je občasno spreminjal, s tem v zvezi dobimo v plasteh tanke silificirane lamine. Dolomit, ki ga je skoraj v vseh vzorcih malo, je nastajal kasneje od silifikacije, verjetno v kasnejši stopnji diageneze. Nad opisanimi langobardskimi plastmi leži svetlo sivi rahlo dolomitni apnenec, ki prehaja navzgor v rjavkasto sivi apneni dolomit. Na kontaktu vzhodno od koče na Korošici, približno tam, kjer je bil posnet biostratigrafski profil, so bili vzeti vzorci, ki so uvrščeni v intrabiomikritni dolomitni apnenec. Vsebovali so intraklaste, med njimi tudi algne klaste, pelete in redke že rekristalizirane fosilne ostanke. Ta apnenec se je usedal v razmeroma mirnem okolju z nizkim energijskim indeksom v sublitoralnem pasu. Preiskanih je bilo tudi nekaj vzorcev zelenega tufa »pietra verde«, ki izdanja vzhodno od koče na Korošici ob poti proti Robanovemu kotu. Gre za laminiran pelitski tuf, verjetno kisle magme. Doslej smo plasti tufov na Korošici vzporejali z drugimi nahajališči in jih imeli za vodilni horizont fassanske podstopnje. Glede na to, da je bila tudi v langobardu močna vulkanska aktivnost in so bili izpolnjeni vsi pogoji za nastanek tufa »pietra verde«, bi bilo potrebno njegovo starost preveriti. Mikropaleontološke raziskave Mikropaleontološke raziskave je opravila L. Sribar in določila naslednje foraminifere: Endothyranella sp., ? Frondicularia sp., Planiinvolutina sp., En- dothyra sp., Glorvospira sp. m Meandrospira sp. V zbruskih sta bili najdeni tudi algi Gyroporella ladinica Bystricky in Teutloporella hercúlea (Stoppani). Poleg omenjenih fosilov so številni vzorci vsebovali odlomke pelagičnih školjk, ostanke ehinodermov, ostrakode ter radiolarije. Vsa mikrofavna kaže na pela- gični facies. Makropaleontološke raziskave V profilu pod Dedcem približno 15 m pod kontaktom z masivnim apnencem je plast s stisnjenimi in močno poškodovanimi ostanki majhnih amonitov, od katerih je bilo mogoče le pri enem primerku določiti rodovno ime (Trachyceras sp.), medtem ko so vsi drugi komaj zadostovali za uvrstitev v družino Trachy- ceratidae. Približno 10 m pod kontaktom se v 1 m debelem paketu temno sivega ploščastega in močno bituminoznega apnenca pojavljajo številne školjke Posidonia wengensis. Vzhodno od koče na Korošici leži 9 m pod masivnim apnencem približno 150 cm ploščastega in plastnatega črnega mikritnega apnenca in lapornatega apnenca s številnimi pozidonijami in daonelami (sl. 2, 3 in 4). V zgornjem metru teh plasti so v posameznih polah številne kamenotvorne velike pozidonije Posidonia pannonica Mojsisovics (tab. 1, sl. 2—4) in P. aff. pannonica (tab. 1, sl. 5 in 6). Poleg njih se pojavljajo zelo redke lupinice vrste P. wengensis in skromni ostanki amonitov. Pod polarni s pozidonijami je okoli 50 cm apnenca z daonelami. Silificiranih lamin je v tem delu manj kot v zgornjem, poleg Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 47 odraslih in juvenilnih primerkov vrste D. lommeli (tab. 7, sl. 1—6) pa se v zgornjem delu, proti apnencu s pozidonijami, v 6 cm debeli plasti pojavljajo še redke oblike P. pannonica in P. wengensis. Daonele in pozidonije so vezane na lezike med plastmi, kjer je apnenec boli lapornat, medtem ko so v mikritnem apnencu redke. Čeprav sem jemal orientirane vzorce (zgoraj-spodaj), v položaju lupin nisem opazil kakšne posebne zakonitosti, morda le to, da jih je nekaj več obrnjenih s konveksno stranjo navzgor. Juvenilni primerki so redko v samostojni poli in so ponavadi pomešani z odraslimi. Redki primerki so kljub izredno šibkemu ligamentu še obdržali skupaj obe lupini, iz česar lahko sklepamo, da je bil kakršen koli daljši transport izključen, razen v eni poli, kjer se pojavljajo samo fragmenti. O tem priča tudi izredna ohranjenost najfinejših delov lupinic. Ne smemo pa spregledati dejstva, da gre kljub temu za neke vrste nakopičenja fosilnih ostankov, saj so lateralno v plasti čedalje redkejši. SI. 2. Nahajališče školjk na Korošici Fig. 2. Locality on Korošica 48 Bogdan Jurkovšek 2. Rakitovec nad Blagovico Vzhodno od vrha Rakitovec (900 m) so v svetlo sivem glinastem skrilavcu ostanki juvenilnih daonel. Ker so plasti z daonelami povsod v tektonskem kontaktu z anizijskimi ali spodnjetriasnimi plastmi (v okviru trojanskega nariva), je zelo težko določiti njihovo natančno stratigrafsko lego. U. P r e m r u (1974, 273) je pravilno sklepal, da gre za juvenilne oblike daonel. Na osnovi geološkega pregleda celotnega področja je izdelal stratigraf- sko lestvico, v kateri jih je postavil pod plasti z vrsto Posidonia wengensis, najdeno 2 km vzhodno od tega nahajališča v nekaj milimetrov debeli laporni poli med črnim ploščastim apnencem. Primerjava daonel iz Rakitovca z juve- nilnimi oblikami s Korošice in Celjskega gradu je potrdila, da gre za nekoliko deformirane primerke vrste Daonella lommeli. SI. 3. Plasti z daonelami in pozidonijami na Korošici Fig. 3. Beds with Daonella and Posidonia on Korošica SI. 4. Stratigrafska lestvica langobardskih plasti na Korošici vr — zelo redka, r — redka, c — pogostna, vc — zelo pogostna, r/ — kamenotvorna Za konodonte, amonite in nekatere druge fosile je vpisano število najdenih primerkov Fig. 4. Stratigraphical column of the Langobardian beds on Korošica vr — very rare, r — rare, c — com.mon, î'c — very common, rf — rockforming For conodonts, ammonites and some other fossils, numbers of found individuals are given 4 — Geologija 27 50 Bogdan Jurkovšek 3. Celjski grad 2e proti koncu 19. stoletja je F. Teller (1889, 210) našel na južnem pobočju Celjskega gradu školjko Daonella lommeli in dokazal langobardsko starost sivega skrilavca, ki ga je imenoval psevdoziljski. V novejšem času smo v neposredni bližini Friderikovega stolpa našli 20 cm debelo plast tufa z daone- lami (sl. 5 in 6). Prevladovali so juvenilni primerki (tab. 6, sl. 4). Med njimi pa je bilo tudi nekaj dovolj dobro ohranjenih ostankov odraslih osebkov vrste D. lommeli (tab. 6, sl. 1—3). Približno 10 debelinskih metrov pod to plastjo (proti grebenskemu apnencu) se v svetlo sivem tufu in tufskem skrilavcu pojavi še ena 10 cm debela plast s samimi juvenilnimi primerki. Primerjava z juvenilnimi oblikami vrste D. lommeli s Korošice je pokazala, da tudi primerki s Celjskega gradu pripadajo tej vrsti, le da so zaradi pritiskov nekoliko deformirani. Od 3 do 10 m pod spodnjo plastjo z daonelami leži 3 m rjavo sivega masivne- ga apnenca s korozijskimi votlinami, navzdol pa mu sledi sivi grebenski apnenec s koralami in spongijami, iz katerega je D. Turnšek določila vrste SI. 5. Golica tufa z daonelami na Celjskem gradu. V ozadju je Friderikov stolp Fig. 5. Outcrop oí tuff with Daonella on the Celje castle hill. The Friderik tower in the background Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 51 SI. 6. Stratigrafska lestvica langobardskih plasti na Celjskem gradu Fig. 6. Stratigraphical column of the Langobardian beds on the Celje castle hill 52 Bogdan Jurkovšek Craspedophyllia cristata Volz, Omphalophyllia recondita Laube in Dictyocoelia manon (Münster). Že S. Bus er (1979), ki je kartiral na listu Celje, je napisal, da leži grebenski apnenec kot leča med tufskimi in skrilavimi kameninami. Glede na to, da je bila pod njim (F. Teller, 1889) in nad njim najdena vodilna školjka D. lommeli, bi lahko grebenskemu apnencu pripisal langobardsko starost. Kljub vsemu pa položaj plasti na Celjskem gradu ni povsem jasen, saj nepo- srednih kontaktov oziroma mej med posameznimi členi na terenu nismo ugotovili. 4, 5. Gradišče .ve?5erno od Zaklanca in Sevnik jugozahodno od Polhovega Gradca Na ozemlju med Polhovim Gradcem in Horjulom so že dalj časa znane langobardske plasti s številno fosilno makrofavno. Najpogostejši vrsti sta Posidonia wengensis in Daonella lommeli. I. Spacapan (1975), ki je kartiral to ozemlje v okviru diplomske naloge, je debelino langobardskih plasti ocenil na 160 m. Navzdol mejijo na pas zdrobljenega anizijskega dolomita ali pa na mnogo starejše trogkofelske kame- nine in so nanje narinjene. Nad langobardskimi kameninami se ob vsem pasu pojavlja cordevolski dolomit. Kontakt je skoraj povsod pokrit, vendar lahko sklepamo, da je meja z njim normalna. Čeprav so na tem ozemlju številni avtorji z makro- ш mikrofosili dokazali langobardsko starost, je še vedno odprto vprašanje fassanske podstopnje. Kot kaže profil pri Gradišču (sl. 7), kjer je bila s konodonti dokazana ilirska starost sivega gomoljastega in silificiranega apnenca s številnimi radiolariji pod tufom z vrsto D. lommeli (tab. 4, sl. 3 in 4), so kamenine fassanske podstopnje, čeprav v majhni debelini, nedvomno prisotne. Kamenine langobardske starosti zastopa črni ploščasti in skladnati apnenec, skrilavi apnenec in laporni skrilavec, sericitni skrilavec, drobnozrnati in debe- lozrnati tufit, črni silificirani apnenec s piritom in rožencem, črni apneno- peščeni tuf, tufski peščenjak, umazano rjavi glinovec, gomoljasti silificirani apnenec in sivi trdi silificirani apnenec. V njih je I. Spacapan (1975, 38) na več mestih našel fosilne ostanke školjke Posidonia wengensis, ki so običajno kamenotvorne v tankih polah med črnim ploščastim apnencem. Omenja tudi najdbe primerkov Daonella sp. in Posidonia sp. iz tufskega skrilavega peščenja- ka na kolovozu za kamnolomom ob cesti Dvor-Zaklanec. V enaki kamenini, ki verjetno odgovarja istemu stratigrafskemu horizontu, sem pri Sevniku našel in zanesljivo določil vrsto Daonella lommeli. V istem nahajališču so bile v črnem ploščastem apnencu, ki je mestoma lapornat, najdene številne školjke vrste Posidonia wengensis (tab. 1, sl. 1). Le-te nastopajo v štirih, le nekaj mm debelih polah, na debelini 7 cm. V zgornji poli se pojavljajo skoraj sami juvenilni primerki. Langobardski črni apnenec ima večinoma sparitno osnovo, ki so ji večkrat primešani različni drobci (biosparit, pelsparit). V zbruskih, ki jih je napravil Spacapan (1975), se vidijo lupinice pelagičnih školjk, polžev, ostanki krinoidov in drugi fosili. A. Ramovš (1977) je v konodontnem vzorcu, ki ga je vzel v poli črnega apnenca s pozidonijami pri Sevniku, določil vrsto Pseudofiirnishius murcianus van den Boogaard. Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 53 SI. 7. Stratigrafska lestvica srednjetriasnih plasti pri Gradišču Fig. 7. Stratigraphical column of the Middle Triassic beds at Gradišče 54 Bogdan Jurkovšek 6. Kucelj jugozahodno od Horjula Na zahodni strani Kuclja je v rjavo rumenem močno preperelem tufu ob kolovozni poti, 26 m pod cordevolskim dolomitom 5 cm debela plast s školjkami Daonella lommeli in Posidonia sp. (tab. 5, sl. 2—4). Približno 6 m pod dolomitom sva z A. Ramovšem našla v kosu sivo rjavega tufskega peščenjaka še en fragment vrste D. lommeli, ki dokazuje, da se daonele v tem nahajališču pojavljajo najmanj v dveh plasteh langobardske skladovnice (sl. 8). 7. Zahodno od Bašteta — jugovzhodno od Vojskega Na Vojskarski planoti, zahodno od kmetije pri Baštetu, najdemo v zelen- kasto sivem tufu zelo redke in slabo ohranjene fragmente školjke Daonella lommeli. Menjavajo se plasti debelozrnatega in pelitnega tufa. Plasti tufa vpadajo proti severozahodu in leže približno 30 m pod svetlo sivim masivnim SI. 8. Stratigrafska lestvica langobardskih plasti na Kuclju pri Horjulu Fig. 8. Stratigraphical column of the Langobardian beds at Kucelj near Horjul Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 55 SI. 9. Stratigrafska lestvica langobardskih plasti jugovzhodno od Vojskega Fig. 9. Stratigraphical column of the Langobardian beds southeast of Vojsko 56 Bogdan Jurkovšek apnencem, v katerem so številni ostanki grebenskih organizmov (kolonijske korale, spongije in drugi). V istem apnencu smo našli tudi lupino 2 cm velikega slabo ohranjenega rebrastega amonita, ki je bil na greben prinesen. Lateralno masivni apnenec prehaja v masivni dolomit. Debelina dolomitno apnenčevega paketa nad tufom je približno 20 m. Nad temi plastmi leži zrnati, po vsej verjetnosti cordevolski dolomit (sl. 9). Nadaljevanje tufskega kompleksa navzdol ni mogoče ugotoviti, ker ga prekine narivna cona. 8. Severozahodno od Bašteta — jugovzhodno od Vojskega Severozahodno od Bašteta sva s S. Buserjem v sivem tufskem laporju in peščenjaku, ki leži v posameznih kosih pod masivnim apnencem, našla slabo ohranjene školjke, ki pripadajo vrsti Daonella lommeli. Fosili so sicer pogostni, vendar slabo ohranjeni. Nastopajo izključno že odrasle oblike daonel, kar pa ne izključuje možnosti, da so bili nežni juvenilni primerki zaradi fosilizacije v razmeroma grobem sedimentu uničeni. Kamenina vsebuje tudi precej drobnih fragmentov rastlinskih ostankov, zato sva vzela vzorec za palinološko analizo, ki je vseboval palinomorfe, vendar so bile zaradi močne oksidacije nedoločljive (vzorec je analiziral B. Jelen). Kosov laporja z rastlinskimi ostanki in daonelami ni mogoče natančno uvrstiti v stratigrafsko lestvico, nedvomno pa je, da je njihov izvor zelo blizu meje s sivim grebenskim apnencem, podobno kot v prejšnjem nahajališču. 9. Podobnik jugoi^zhodno od Vojskega Pod opuščeno kmetijo Podobnik je v dolini Idrijce manjša golica s tankimi polarni črnega in temno sivega mikritnega apnenca ter trdega lapornatega apnenca in laporja, ki je precej peščen. Vidni so le 4 metri plasti, okolico pa sestavlja masivni cordevolski dolomit, s katerim so v tektonskem stiku. V sivo zelenem peščenem laporju so pogostne razmeroma velike školjke D. lommeli, ki leže pravokotno na skrilavost in so zaradi tega močno deformi- rane (tab. 5, sl. 1). Litološko je lapor z daonelami zelo podoben laporju iz prejšnjega nahajališča in je po vsej verjetnosti njegov prvotni položaj tik pod masivnim apnencem z grebensko favno ter s tem zelo blizu cordevolskega dolomita. 10. Severovzhodno od Oblakovega vrha Pri reambulaciji za OGK lista Tolmin sva s S. Buserjem severovzhodno od Oblakovega vrha pri Pisanicah našla delno razgaljen profil skozi lango- bardske plasti (.sl. 10). Profil se pričenja na dnu z diabazom, sledi mu 30 m temno sivega pelitnega tufa z vložkom mikritnega apnenca in nato okoli 20 m vulkanske aglomeratne breče s kosi diabaza in vložki konglomerata. Na njem leži okoli 20 m temno sivega skrilavega apnenca, v katerem smo našli fosile Daonella cf. tripartita Kittl (tab. 2, sl. 1—4 in tab. 3, sl. 1), Daonella sp. (tab. 3, sl. 2 in 3), Protrachy- ceras archelaus Laube (tab. 3, sl. 5), Trachyceras sp. (tab. 3, sl. 4), Posidonia sp. in še nekaj nedoločljivih fosilnih ostankov. Na teh plasteh leži tuf z vrsto D. lommeli (tab. 4, sl. 2). Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 57 SI. 10. Stratigrafska lestvica langobardskih plasti severovzhodno od Oblakovega vrha Fig. 10. Stratigraphical column of the Langobardian beds northeast of Oblakov vrh 58 Bogdan Jurkovšek V petih konodontnih vzorcih sivega mikritnega apnenca, ki se pojavlja v manjših lečah in gomoljih med skrilavim apnencem, je T. Kolar-Jur- kovšek (1983) našla naslednjo združbo: Epigondolella mungoensis (Diebel), Gladigondolella malayensis Nogami, Gl. tethydis (Huckriede), enantiognatiforml element, hindeodeliformi element, prioniodiniformi element, Acodina sp., Nur- rella vardahasi:oi Pomešano Cherchi, Nurrella sp., spikule spongij, ostrakodi in oogoniji haracej. Zanimivi so slabo ohranjeni, skoraj črni nedoločljivi konodontni ostanki iz dveh vzorcev, ki pričajo o živahni tektonski dejavnosti in visokih tempe- raturah (nad 300" C). To domnevo potrjujejo tudi močno deformiram (največ- krat stisnjeni) makrofosilni ostanki. 11, 12. Severozahodno od Čateža — Lačni vrh in Hude Ravne Pri raziskavah sem upošteval tudi nekaj primerkov, ki so bili vzeti izven profilov. Na Lačnem vrhu so daonele v ploščastem apnencu s tufsko primesjo, pri Hudih Ravnah pa v sivo zelenem tufu. Vsi primerki pripadajo langobardski vrsti Daonella lommeli (tab. 4, sl. 1). Paleontološki del Posidonia wengensis Wissmann 1841 Tab. 1, sl. 1 1912 Posidonia wengensis Wissmann — Kittl, S. 18, Taf. 1, Fig. 7—11. 1945 Posidonomya wengensis Wissmann — W i r z , S. 51, Taf. 75, Fig. 42—46. 1967 Posidonomya wengensis Wissmann — Leonardi, Taf. 26, Fig. 4. Nahajališče: Sevnik (jugozahodno od Polhovega Gradca) in Korošica. Material: Več kosov lumakele s številnimi odraslimi in juvenilnimi primerki. Opis: Obris lupine je okroglast, rahlo poševno ovalen. Lupina je daljša kot višja (tabela 1), zmerom konveksna, z močnim in naprej potisnjenim vrhom. Sklepni rob je kratek, v zadnjem delu nekoliko daljši kot v sprednjem. Koncentrične gube so močno razvite. Tudi pri največjih primerkih (H = 15 mm) ni opaziti radialne skulpture. Vrednost razmerja L : H je od 1,10 do 1,19 (terminologijo lupine pozidonije glej na sl. 11). Primerjava: Vrsto P. wengensis srečujemo v triasnih plasteh kot številne različke in jo lahko zamenjamo tudi z nekaterimi pozidonijami, ki so še opisane kot samostojne vrste. P. idriana Mojsisovics (E. Kittl 1912, 21) se od nje razlikuje po zelo kratki dorzalni strani in koncentričnih gubah, ki so precej visoke in imajo skoraj obliko kroga. Razlike so tako majhne, da verjet- no ne gre za samostojno vrsto, temveč le za morfotip, ki je podoben podvrsti Opomba: Vsi fosili so shranjeni v zbirki Bogdana Jurkovška, ki je registrirana pri Prirodoslovnem muzeju Slovenije v Ljubljani. Note: Ali studied specimens are reposited in the private collection of Bogdan Jurkovšek, which has been registered at the Natural History Museum of Slo- venia in Ljubljana. Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 59 Tabela 1. Dimenzije (v mm) primerkov vrste Posidonia wengensis iz Sevnika Table 1. Dimensions (in mm) of individuals of species Posidonia wengensis from _ Sevnik SI. 11. Terminologija in orientacija rodu Posidonia (desna lupina) L — dolžina, H — višina, D — debelina, A — razdalja od vrha do sprednjega roba, B — razdalja od vrha do zadnjega roba Fig. 11. Terminology and orientation of the genus Posidonia (right valve) L — length, H — height, D — thickness, A — distance from the beak to the anterior margin, B — distance from the beak to the posterior margin P wengensis cycloidalis (E. Kittl 1912, 20). Podvrsto P. wengensis robusta je Kittl (1912, 20) opisal iz wengenskih plasti Pederoa. Ta podvrsta se raz- likuje od značilne oblike po bolj ovalno podolgovatem, nekoliko poligonalnem obrisu, daljšem sklepnem robu in po vrhu, ki je močno potisnjen v sprednji del lupine. Prirastne gube, ki so na zadnji strani nekoliko kolenasto zapognjene, so pri tej podvrsti tudi ob zunanjem robu močno razvite. P. wengensis mut. altior je višja od tipične vrste in je razen tega opremljena z radialnimi brazdami. 60 Bogdan Jurkovšek E. Kittl (1912, 24) je bil mnenja, da bi lahko bili ti primerki juvenilne daonele, saj nastopajo skupaj s podobno oblikovanimi pozidonoidnimi daonelami vrst D. boeckhi Mojsisovics in D. guembeli (Mojsisovics). Značilnost podvrste (?) altior so tudi številnejše koncentrične gube. Najlepše ohranjene pozidonije so iz Sevnika (tab. 1, sl. 1). Primerki s Ko- rošice so iz dveh profilov. Vzhodno od koče se pojavljajo zelo redki primerki P. wengensis v plasteh skupaj z vrstami D. lommeli in P. pannonica, ob vznožju Dedca pa so primerki P. wengensis zelo pogostni v en meter debeli plasti približno deset metrov pod masivnim apnencem. Pozidonije s Kuclja so slabo ohranjene in močno deformirane, zato jih ni bilo mogoče zanesljivo določiti (tab. 5, sl. 3 in 4). Stratigrafska in geografska razširjenost: V svetu je po- znana iz Wengena, Corvare, St. Cassiana, Scheiblingbauerja pri Gross-Reiflingu (E. Kittl 1912, 20), iz Monte San Giorgia (A. Wirz 1945, 52), Dolomitov (P. Leonardi 1967), Karnije (G. Pisa 1972, 601), iz Bukovine (K. M. Paul 1876, 287), Bakonskega gozda (A. B i 11 n e r 1894, 291) in od drugod. Slovenska nahajališča so opisana pri dosedanjih raziskavah, kjer je podan tudi njihov stratigrafski položaj. Drugod po Jugoslaviji pa je bila P. wengensis najdena: v okolici Bosanske Krupe (M. Mojičevič et al. 1979), pri Ključu (R. Kajmaković 1961), zahodno od Prijedora (M. Jurić 1971, 1977), pri Sanskem mostu (S. Maksimčev & N. Lauševič 1964), na pobočjih Kozare (M. Milo- jević et al. 1977), v okolici Glamoča (A. Ahac 1968), na področju Ozrena pri Sarajevu (R. J o v a n o v i ć et al. 1978), v dolini Mlakve na severozahod- nih pobočjih Gučeva (S. Moj silo vie et al. 1977), vzdolž cele Budvansko- barske cone (R. Antonij evie et al. 1973), na področju Visokega krasa pri Baru (M. Mir ko vic et al. 1978), na planini Sinjajevini (M. Kalezić, M. Mirković & D. Skuletić 1973) in drugod. Vrsto P. wengensis večina geologov uvršča v langobardsko podstopnjo, nekateri jugoslovanski avtorji pa jo omenjajo tudi iz drugih triasnih dob. Pripadnost teh primerkov vrsti P. wengensis bi bilo potrebno ponovno preveriti, saj gre verjetno za zamenjavo z juvenilnimi primerki daonel (B. Jurkov- šek 1983). Posidonia pannonica Mojsisovics 1873 Tab. 1, sl. 2—4 1873 Posidonomya pannonica n. sp. — Mojsisovics, S. 437, Taf. 14, Fig. 5. 1873 Posidonomya alta n. sp. — Mojsisovics, S. 438, Taf. 14, Fig. 6. 1912 Posidonia pannonica Mojsisovics — Kittl, S. 22, Taf. 1, Fig. 1—2. 1912 (Posidonia alta Mojsisovics) — Kittl, S. 23, Taf. 1, Fig. 2. 1956 Posidonia (Posidonomya) pannonica Mojsisovics — Enčeva-Kanče- V a , str. 202, tabi. 4, fig. 4a—c Nahajališče: Vzhodno od koče na Korošici. Material : 14 razmeroma dobro ohranjenih primerkov, od tega 7 levih in 7 desnih lupin. Tabela 2. Dimenzije (v mm) primerkov vrste Posidonia pannonica ter primerjava s primerki po Mojsisovicsu (1873) in Kittlu (1912) ? leva lupina, d desna lupina, p merjeno na prirastnih linijah, c merjeno na celem primerku, A razdalja od vrha do sprednjega roba, B razdalja od vrha do zadnjega roba, L : H razmerje med dolžino in višino lupine, A v "/o od L razdalja od vrha do sprednjega roba izražena v procentih od celotne dolžine lupine. Primerka 10 in 11 sta deformirana. Primerki 12, 13 in 14 pri- padajo obliki Posidonia aff. pannonica Table 2. Dimensions (in mm) of individuals of species Posidonia pannonica, and comparisons with individuals after Mojsisovics (1873) and Kittl (1912) I left valve, d right valve, p measured on growth lines, c measured on the entire specimen, A distance from the beak to the anterior margin, B distance from the beak to the posterior margin, L : H ratio of the length and height of the valve, A in "/o of L distance from the beak to the anterior margin expressed in percent of the entire length of valve. Specimens 10 and 11 are deformed. Individuals 12, 13 and 14 belong to the form Posidonia aff. pannonica 62 Bogdan Jurkovšek O p i s : Lupine so prečno ovalne, z naprej pomaknjenim vrhom in nad- povprečno velike za pozidonije (tabela 2). Čeprav so skoraj vsi primerki stisnjeni, lahko sklepamo, da so bile lupine zmerno izbočene. Sklepni rob je razmeroma dolg, njegov sprednji del pa precej krajši od zadnjega. Površina dobro ohranjenih primerkov je pokrita s finimi radialnimi brazdami, ki jih opazimo šele, če so osvetljene od strani. Pri nekaterih primerkih je pod zadnjim delom sklepnega roba slabotno nakazano zelo ozko trikotno polje. Poleg osnovne oblike se v isti plasti pojavljata še dve obliki, ki še pripadata vrsti P. pannoriica. Prva je bolj pravokotne oblike in ima v mlajših stadijih bolj medialno ležeč vrh. E. Mojsisovics (1873, 438) jo je opisal kot vrsto P. alta, E. Kittl (1912, 22) pa je bil mnenja, da ta oblika pripada mlajšim primerkom vrste P. pannonica, ker se prirastne gube obeh vrst zelo dobro ujemajo. Tudi naši primerki potrjujejo K i 111 o v o odločitev o združitvi obeh oblik, saj se manjša odstopanja v razmerju L : H pojavljajo tudi pri primerjavi mlajših in starejših prirastnih gub na istem primerku. Druga oblika (tab. 1, sl. 5 in 6) se od tipičnih primerkov razlikuje predvsem po nekoliko nižji in daljši lupini z močno naprej pomaknjenim vrhom in zelo dolgem zadnjem ter kratkem sprednjem delu sklepnega roba. Primerjava: 2e Mojsisovics (1874, 8) je zapisal, da zelo šibke radialne brazde ob robu lupine močno spominjajo na vrsto D. boeckhi Mojsisovics, vendar jo je kljub temu imenoval Posidonia. Naši primerki so višji že v mlajših stadijih, so manj ekscentrični, imajo manj izrazito radialno skulpturiranost in ustrezajo tudi Kittlovemu opisu (1912, 22) vrste P. pannonica. Nedvomno gre za največjo triasno vrsto pozidonij, ki je filogenetsko zelo blizu skupini pozidonoidnih oblik daonel. Stratigrafska in geografska razširjenost: E. Mojsiso- vics je opisal vrsti P. pannonica in P. alta iz apnencev skupaj z vrstama Daonella boeckhi Mojsisovics in D. obsoleta Mojsisovics (pozidonoidni obliki) iz vmesnega horizonta med plastmi z amonitoma Arcestes studeri in A. tridenti- nus (Vaszoly, Bakonski gozd). E. Kittl (1912, 22), ki je imel vrsto P. alta za mlajše primerke vrste P. pannonica, je omenil najdbo obeh oblik tudi iz wengenskih plasti (Dörgicse), kjer nastopata skupaj z vrsto D. lorv/meli. M. Enčeva-Kančeva (1956, 202) je opisala vrsto P. pannonica iz ladinijskih plasti na ozemljih Catala-Slivensko in Sondite-Kazaniško v Bol- gariji. V profilu vzhodno od koče na Korošici tvori P. pannonica lumakelo v posa- meznih apnenčevo lapornih polah med temno sivim bituminoznim apnencem. Nekaj decimetrov nižje sem našel vrsto D. lommeli. Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 63 Daonella cf. tripartita Kittl, 1912 Tab. 2, sl. 1-^, tab. 3, sl. 1 cf. 1912 Daonella tripartita n. sp. — Kittl, S. 52, Taf. 3, Fig. 15—16. cf. 1915 Daonella tripartita Kittl — Arthaber, S. 191. cf. 1972 Daonelîa (Arzelella) tripartita Kittl — Turculet, P. 119, pl. 1, fig. 1, 2, 6. Nahajališče : Severovzhodno od Oblakovega vrha. Material: 40 bolj ali manj poškodovanih primerkov, od katerih je mogoče ločiti 16 levih in 8 desnih lupin. Trije primerki so pripadali juvenilnim osebkom. O p i s : Lupine so daljše kot višje s polkrožnim rahlo nazaj podaljšanim obrisom in ravnim sklepnim robom. Rebra so v sprednji tretjini lupine relativno široka, nedeljena in le slabotno razcepljena, sledi pa jim 4 do 8 tro- delnih reber. Ob zadnjem robu so rebra zopet dvodelna ali enodelna, pri neka- terih primerkih pa stisnjena in nejasna. Tudi ob sprednjem sklepnem robu so rebra ponavadi oslabljena. Med trodelna rebra so lahko vrinjena posamezna dvodelna rebra. Koncentrične gube so pri večini primerkov jasno izražene (terminologijo lupine daonele glej na sl. 12). SI. 12. Terminologija in orientacija rodu Daonella (leva lupina) L — dolžina, H — višina, D — debelina, A — razdalja od vrha do sprednjega roba, B — razdalja od vrha do zadnjega roba Fig. 12. Terminology and orientation of the genus Daonella (left valve) L — length, H — height, D — thickness, A — distance from the beak to the anterior margin, ß — distance from the beak to the posterior margin 64 Bogdan Jurkovšek Ohranjeni so tudi trije juvenilni primerki, dolgi okrog 5 mm, ki verjetno pripadajo tej vrsti. Zanje je značilna precejšnja izbočenost in koncentrična nagubanost. Radialnih reber ni opaziti, vrh pa je potisnjen nekoliko naprej. Dimenzije: Zaradi deformiranosti večine lupin bi bil prikaz dimenzij nerealen. Največji primerek je bil visok 50 mm, meritve na koncentričnih gubah pa kažejo, da je približna vrednost razmerja L : H od 1,35 do 1,61. Primerjava : Naši primerki so po jakosti in razporeditvi eno- dvo- in trodelnih reber identični s K i 111 o v i m opisom te vrste (1912, 52), vendar pomanjkljivi splošni opis kakor tudi zelo slabo ohranjena primerka na tab. 3, sl. 15 in 16 ne dopuščajo njihove natančne uvrstitve v vrsto D. tripartita. I. Turculet (1972, 119), ki je vrsto D. tripartita uvrstil v podrod Arzelella, prikazuje na tab. 1, sl. 1, 2 in 6 razmeroma dobro ohranjene primerke te vrste, ki so po obliki in rebratosti zelo podobni našim vzorcem, vendar Turculet ne podaja opisa vrste, ki bi dopolnil slikovni material. Naše primerke bi lahko primerjali tudi z vrsto D. arzelensis (E. Kittl 1912, 47), ki ima pod sklepnim robom spredaj in zadaj nerebrata ali šibko rebrata trikotna polja, ima pa manj reber kot D. tripartita. Podobni so še primerki D. loczyi Kittl, D. bulogensis in D. aff. indica, ki jo je A. B i 11 n e r (1899, 41) opisal iz Kulinga. Primerki z Oblakovega vrha se med seboj razlikujejo v jakosti koncentričnih gub in reber v trikotnih poljih pod sprednjim in zadnjim delom sklepnega roba. Po vsej verjetnosti gre za mutacije, ki so bile pri školjkah iz skupine D. tyrolensis prav pri teh značilnostih močno izražene. Stratigrafska in geografska razširjenost: E. Kittl (1912, 53) opisuje najdbe vrste D. tripartita iz tridentinskega apnenca Madžar- ske, v tabeli na strani 213 pa jo uvršča v wengenski horizont. G. Arthaber (1915a, 191) jo je opisal iz Anatolije, I. Turculet (1972, 119) je našel to vrsto v ladinijskih plasteh Bukovine. V Jugoslaviji je bila doslej najdena v apnencu ladinijsko-zgornjetriasne serije Budvansko-barske cone (R. A n t o - ni j evie et al. 1973, 23) in v apnencih s polami rožencev na Sinjajevini (M. Kalezić, M. Mirković&D. Skuletić 1973). Na Oblakovem vrhu je D. cf. tripartita skupaj z ostanki školjke Daonella sp., amoniti Trachyceras sp., Protrachyceras archelaus Laube in nekaterimi drugimi fosili v sivem skrilavem apnencu pod plastmi z vrsto D. lommeli. V istih plasteh je bilo vzetih več konodontnih vzorcev, ki so vsebovali bogat fosilni material. Konodontna favna, ki jo je določila T. Kolar-Jurkovšek (1983), kakor tudi amonit P. archelaus dokazujejo langobardsko starost teh plasti. Daonella lommeli (Wissmann) 1841 Tab. 4, sl. 1—4, tab. 5, sl. 1—4, tab. 6, sl. l-A, tab. 7, sl. 1—6 1874 Daonella lommeli Wissmann — Mojsisovics, S. 19, Taf. 2, Fig. 13—14. 1895 Halobia lommeli Wissmann — Salomon, S. 114, Taf. 5, Fig. 2—3. e. p. 1899 Daonella cf. lommeli Wissmann — B i 11 n e r , P. 33, pl. 7, Figs. 1—2. 1908 Daonella lommeli Wi.ssmann — Diener, p. 9, pl. 3, figs. 1—5. Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 65 1912 Daonella lommeli Mojsisovics — Kittl, S. 69, Taf. 4, Fig. 15—16. 1915 Daonella lommeli Wissmann — Arthaber, S. 192, Taf. 18, Fig. 4. 1927 Daonella lommeli Wi.ssmann — Ogilvie Gordon, S. 56, Taf. 7, Fig. .1. 1956 Daonella lommeli Wissmann — Enčeva-Kančeva, str. 195, tabi. 2, fig. 1 a—b. 1961 Daonella lommeli Wissmann — Kajmaković, tab. 4, sl. 1—2. 1963 Daonella lommeli (Wissmann) — Kobayashi, p. 109, pl. 5, fig. 6. 1964 Daonella lommeli (Wissmann) — Behlilović, str. 24, tab. 3, sl. 2. 1964 Daonella lommeli Wissmann — Maksimčev &Laušević, tab. 1, sl. 3. 1966 Daonella lommeli Wissmann — Beandone & de Capoa, tav. 3, fig. 1. 1967 Daonella lommeli Wissmann — Leonardi, tav. 24, figg. 5—6, tav. 29, fig. 3. 1967 Daoìiella lommeli Wissmann — Beandone, tav. 3, figg. 1, 2. 1967 Daonella {Daonella) lommeli Wissmann — Speciale, p. 1100, tav. LI, fig. 5. 1970 Daonella (Daonella) lommeli (Wissmann) — de Capoa, p. 46, tav. 5, figg. 1—18. 1971 Daonella lommeli fWissmann) — Astachova, str. 37, tabi. 1, fig. 1—2. 1971 Daonella lommeli (Wissmann) — Jurić, tab. 7, sl. 13. 1972 Daonella lommeli (Wissmann) — Entcheva, str. 53, tabi. 16, fig. 12. 1972 Daonella lommeli (Wissmann) — Pisa, p. 602, tav. 77, fig. 3—4. 1972 Daonella lommeli (Wissmann) — Tozer, pl. 9, fig. 5; pl. 10, figs. 1—2. 1972 Daonella (Lömmelella) lommeli (Wissmann) — Turculet, p. 119. 1973 Daonella (Daonella) lommeli (Wissmann) — Kotanski, p. 444, pl. 41, figs. 1—5. 1974 Daonella lommeli (Wissmann) — Krystyn& Gruber, S. 283, Abb. 2 a—b. 1976 Daonella (Daonella) lommeli (Wissmann) — Balogh, p. 285, pl. 1, figs. 1—2. V. 1978 Daonella lommeli (Wissmann) — Ramovš, str. 26, sl. 52. Nahajališče: Severovzhodno od Čateža (Lačni vrh), vzhodno od koče na Korošici, Rakitovec nad Blagovico, Hude Ravne, zahodno od Bašteta (Voj- skarska planota), severozahodno od Ba.šteta (Vojskarska planota), Podobnik (Vojskarska planota). Gradišče (severno od Zaklanca), Sevnik (jugozahodno od Polhovega Gradca), Kucelj (jugozahodno od Horjula), Celjski grad, severo- vzhodno od Oblakovega vrha. Material: Iz dvanajstih nahajali.šč sem določil več kot sto primerkov vrste D. lommeli. Iz treh nahajališč sem imel na razpolago tudi njene juvenilne obhke. Za statistično obdelavo je bilo primernih 25 dobro ohranjenih primer- kov s Korošice, juvenilne daonele s Celjskega gradu in Rakitovca pa sem pri- kazal le primerjalno, kot naknadno deformirane oblike. 5 — Geologija 27 SI. 13. Diagram razmerja med dolžino (L) in višino (H) lupine za primerke daljše od 10 mm Fig. 13. Diagram of the ratio of length (L) and height (H) of the valve for individuals longer than 10 mm SI. 14. Diagram razmerja med dolžino (L) in višino (H) lupine za primerke krajše od 6 mm Fig. 14. Diagram of the ratio of length (L) and height (H) of the valve for individuals shorter than 6 mm Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 67 SI. 15. Diagram razmerja med dolžino lupine (L) in razdaljo od vrha do sprednjega roba (A) za primerke daljše od 10 mm Fig. 15. Diagram of the ratio of length of valve (L) and the distance between the beak to the anterior margin (A) for individuals longer than 10 mm SI. 16. Diagram razmerja med dolžino lupine (L) in razdaljo od vrha do sprednjega roba (A) za primerke vrste Daonella lommeli s Korošice, Iii so krajši od 6 mm Fig. 16. Diagram of the ratio of length of valve (L) and distance from the beak to the anterior margin (A) for individuals of species Daonella lommeli from Korošica, which are shorter than 6 mm Tabela 3. Dimenzije (v mm) primerkov vrste Daonella lommeli I leva lupina, d desna lupina, p merjeno na prirastnih linijah, c merjeno na celem primerku, A razdalja od vrha do sprednjega roba B razdalja od vrha do zadnjega roba, L : H razmerje med dolžino in višino lupine, A v «/o od L razdalja od vrha do sprednjega roba izražena v procentih od celotne dolžine lupine, 10 in 10' dva primerka na istem vzorcu kamenine, 26 d do 32 d deformirani juvenilni primerki, M Mojsisovicsev primerek (1874, tab. 2, sl. 13) Table 3. Dimensions fin mm) of individuals of species Daonella lommeli I left valve, d right valve, p measured on growth lines, c measured ол the entire specimen, A distance from the beak to the an- terior margin, B distance from the beak to the posterior margin, L : H ratio of length and height of the valve, A in «/o of L dis- tance from the beak to the anterior margin expressed in percent of the entire length of valve, 10 and 10" two individuals on the same piece of rock, 26 d to 32 d deformed juvenile individuals, M Mojsisovics's specimen (1874, PI. 2, Fig. 13) 70 Bogdan Jurkovšek O p i s : Daonella lommeli ima karakteristične značilnosti, ki nihajo v zelo ozkih mejah. Lupina je daljša kot višja (sl. 13, 14 in tabela 3), z naprej po- maknjenim vrhom (sl. 15, 16 in 18).. Vrh leži glede na ravni sklepni rob v spred- nji polovici, in kot kaže diagram (sl. 17), se z rastjo vrh pomika še naprej (daljša se zadnji del sklepnega roba). Lupine so rahlo izbočene (primerki s Ko- rošice), kar pa je pri primerkih iz skrilavih kamenin težko opaziti, saj so le-ti običajno stisnjeni. Izbočenost se začne enakomerno na obeh robovih sklepa. Vrh je močno izbočen z izrazito nakazanim nerebratim embrionalnim delom. Primarna rebra, ki so že v bližini vrha razmeroma široka, se večkrat cepijo in tvorijo snopiče, v katerih je tudi do 16 posameznih sekundarnih reber. E. Mojsisovics (1874, 211) jih navaja celo 18 do 20. Na istem primerku sno- piči glede na število sekundarnih reber variirajo, vendar je radialna rebratost kljub temu videti regularna, ker nastopajo prve razcepitve primarnih reber dokaj enakomierno. Raziskovani primerki le izjemoma kažejo trodelne snope, medtem ko je dvodelnost snopov skoraj pravilo. Primarne brazde so zelo širo- ke, sekundarne, ki delijo snop v dva ali tri dele, pa so včasih tudi šibkeje izražene (tab. 4, sl. 1 in tab. 5, sl. 2—4). SI. 17. Diagram razmerja med dolžino sklepnega roba in dolžino njegovega zadnjega dela Fig. 17. Diagram of the ratio of length of the hinge line and the length of its posterior part Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 71 SI. 18. Dirigram razmerja med dolžino lupine (L) in v procentili izraženo raz-j daljo med vrhom in sprednjim robom od dolžine (A v "/o od L) i j Fig. 18. Diagram of the ratio of the length of valve (L) and distance between the beak and the anterior margin, expressed in percent of distance (Á in "/o of L), SI. 19 — Fig. 19 Daonella lommeli Prirastne linije na treh primerkih s Korošice Growth lines on three specimens from Korošica a) leva lupina, 1,5 X b) desna lupina, 2 X left valve, 1.5 X right valve, 2 X c) desna lupina, 3 X right valve, 3 X 72 Bogdan Jurkovšek Proti zadnjemu in sprednjemu delu sklepnega roba se snopičasta grupacija reber izgublja, s tem, da postanejo primarne in sekundarne brazde ožje, rebra pa finejša in bolj stisnjena. Brezrebrno trikotno polje, ki naj bi bilo pod spred- njim delom sklepnega roba (E. Mojsisovics 1874, 21), to je na mestu halobijskega ušesa, pri naših primerkih ni vidno. Običajno gre le za eno- do dvomilimetrski navzven razširjajoči se pas pod sklepnim robom. Prirastne gube pri vrsti D. lommeli so zelo slabotne, razen v neposredni okolici vrha (sl. 19). Juvenilni primerki Za študij juvenilnih oblik so bili najprimernejši primerki s Korošice, ker niso bili deformirani. Opazoval sem vse stadije ontogenetskega razvoja vrste D. lommeli. Najmanjši primerek je bil dolg le 0,7 mm. V tem stadiju je lupi- nica močno konveksna, skoraj enako dolga kot visoka, z medialno ležečim vrhom in s slabotno nakazanimi koncentričnimi gubami. Debelina celotne školjke je bila skoraj enaka dolžini in višini, tako da so bili najmlajši primerki kroglaste oblike. V naslednji fazi rasti, približno do 2,5 mm dolžine (tab. 7, sl., 2), je bilo razmerje L : H še vedno zelo blizu vrednosti 1. Vrh je v tej fazi že potisnjen naprej, izrazitejši postane sklepni rob, lupina pa je nekoliko po- ševna. Pri dolžini okoli 3 do 4 mm se že pojavijo oblike, ki jih kot embrionalni del lahko opazujemo tudi na odraslih primerkih (tab. 7, sl. 3). Lupine so po- stale daljše, bolje pa so vidne tudi koncentrične gube. Izbočenost lupine je še vedno velika, vendar znatno manjša kot v mlajšem stadiju. Pri dolžini pri- merkov okoli 5 mm ni opaziti bistvenih sprememb, razen tega, da lupine po- stajajo vse daljše in manj izbočene. Nad 5 mm se pojavijo ob spodnjem robu prva široka primarna rebra, ki pa so le slabotno nakazana in maloštevilna. Z nadaljnjo rastjo postajajo rebra izrazitejša in številnejša. 11 mm dolg pri- merek (tab. 7, sl. 6) ima že popolno obliko daonele. Primarna rebra, ki jih je okoli 13, so v zadnjem delu lupine že enkrat raz- cepljena, proti zadnjemu delu sklepnega roba pa je izoblikovano trikotno polje ozkih in gostih reber. Rebra so v sprednji polovici lupine še vedno enojna, vendar je že slabotno nakazana sekundarna brazda. Pod sprednjim delom sklepnega roba je široko nerebrato trikotno polje, ki se obdrži vse do dolžine primerkov med 18 in 20 mm. V tem stadiju pa je oblika že popolnoma formira- na z vsemi značilnostmi vrste D. lommeli, seveda s predpostavko, da se snopiči do popolnosti formirajo šele v nadaljnjih fazah rasti (tab. 7, sl. 1 in 4). Juvenilni primerki s Celjskega gradu (tab. 6, sl. 1 in 4) in z Rakitovca nad Blagovico, ki so bili zaradi pritiskov naknadno deformirani, so višji ali pa nižji, glede na to, kako so ležali v plasti. Deformirane primerke je kaj lahko spoznati, če vnesemo njihove dimenzije v diagram. Na sliki 14 vidimo nedefor- mirane primerke vrste D. lommeli s Korošice, ki se z rastjo enakomerno dalj- šajo. Juvenilne daonele s Celjskega gradu in Rakitovca pa ne kažejo nobene zakonitosti, razen te, da je bil pritisk, ki jih je deformiral, pri večini primerkov usmerjen pravokotno na daljši rob lupine. Primerjava: D. lommeli je bila školjka s tako tipično obliko in skulp- turnimi značilnostmi, da jo je težko zamenjati s katero koli drugo vrsto. Pri- merek, ki ga je E. Mojsisovics (1874, 21) prvič natančneje opisal in je Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 73 vključen v naše diagrame, samo še potrjuje razmišljanja, da se je lupina z rastjo daljšala, vrh pa pomikal čedalje bolj naprej. Zanimivi so primerki daonel, ki so v literaturi opisani kot D. aff. lommeli (C. Diener 1908, 10, M. Salopek 1918, 29), Halobia aff. lommeli (W. Salomon 1895, 82) in D. cf. lommeli (A. Bittner 1899, 33). V vseh pri- merih gre za podvrste, če ne celo za nove vrste, ki se od prave D. lommeli raz- likujejo predvsem po razporeditvi reber v snopiče. Nekatere od opisanih oblik močno spominjajo na D. esinensis (Salomon). Geografska in stratigrafska razširjenost: D. lommeli je vodilni fosil za langobardsko podstopnjo z veliko horizontalno razširjenostjo. Ро.7папа je iz Alp (A. P i c h 1 e r 1866, F. Hauer 1868, E. Mojsisovics 1874, A. Bittner 1894, W. Salomon 1895, E. Kittl 1912, P. Leo- nardi 1967, A. Speciale 1967, P. de Capoa 1970, G. Pisa 1972, L. Krystyn&B. Gruber 1974 in drugi), iz Španije, Balearov, Grčije (po P. de Capoa 1970), Madžarske (E. Mojsisovics 1874, A. Bitt- ner 1901, E. Kittl 1912, K. Balogh 1976, L Szabo, S. Kovacs, Gy. Lelkes&A. Oravecz-Scheffer 1980), Romunije (K. M. Paul 1876, I. Turculet 1972, V. Mutihac&I. Preda 1974), iz Bolgarije (M. Enčeva-Kančeva 1956 in 197?.), Anatolije (G. Arthaber 1915 a in b), Himalaje (A. Bittner 1899 C. Diener 1908), Nove Zelandije (K. Zittel 1863), Malaje (T. Kobayashi 1963) in od drugod. Slovenska nahajališča so zajeta pri opisih dosedanjih raziskav in nahajališč, kjer je podan tudi njihov stratigrafski položaj in spremljajoča favna. V drugih jugoslovanskih republikah pa je bila D. lommeli najdena: severo- vzhodno od Bosanske Krupe (M. Mojičevič et al. 1979), v okolici Ključa (R. Kajmaković 1961), pri Prijedoru (M. Jurić 1971 in 1977), pri Sanskem Mostu (S. Maksimčev & N. Lauševič 1964), zahodno od Bosanskega Grahova (I. G r i m a n i et al. 1975), v okolici Glamoča (A. Ahac 1968, J. Papeš&A. Ahac 1978), v okolici Konjica (M. Mojičevič & M. Lauševič 1973), na planini Cabulja (S. Behlilović 1964), na pod- ročju Visokega krasa pri Baru (M. Mirković et al. 1978), na področju planine Sinjajevine (M. Kalezić, M. Mirković & D. Skuletić 1973), omenjajo pa jo tudi Z. M. Bešić (1959), F. Hauer (1868), R. Kajmaković (1961) in drugi. Daonella sp. Tab. 3, sl. 2 in 3 Nahajališče: Severovzhodno od Oblakovega vrha. Material : Štirje zelo slabo ohranjeni primerki. O p i s : Obrisa lupine, njenih dimenzij, značaja vrha, sklepa in trikotnih polj pod sklepnim robom iz nabranega materiala ni mogoče ugotoviti. Dobro se vidi le razvrstitev reber v snopiče. Primarna rebra se cepijo že v bližini vrha na dve ali tri sekundarna rebra, takoj zatem pa sledi naslednja cepitev, ki je pri naših primerkih vedno dihotomna. Ob spodnjem robu lupine lahko naštejemo od 6 do 10 reber v snopiču. Močnejše sekundarne brazde, kot je pri vrsti D. lommeli, ni opaziti. Izstopajo le primarne brazde, vse druge pa so 74 Bogdan Jurkovšek po jakosti mnogo šibkejše in med seboj približno enakovredne. Vsi snopiči na enem in istem primerku si po številu sekundarnih reber niso enakovredni. Med širše z večjim številom se pogostoma vrivajo ožji snopiči z manjšim šte- vilom reber. Koncentričnih gub ni opaziti. Primerjava: Primerke z Oblakovega vrha bi lahko primerjali z vrsta- mi D. esinensis (Salomon) (E. Kittl 1912, tab. 2, sl. 11), D. aff. lommeli (W. Salomon 1895, tab. 5, sl. 4), D. cf. lommeli (A. Bittner 1899, tab. 7, sl. 2) in D. lindstromi Mojsisovics (E. Mojsisovics 1874, tab. 2, sl. 16). Najbolj podobni pa so naši primerki vrst D. aff. lommeli, ki jo je opisal M. S a 1 o p e k (1918, 29, tab. 1, sl. 1, 2) iz Gregurić brijega. 2e sam avtor ugotav- lja, da so razlike njegovih primerkov z vrsto D. lommeli tako velike, da bi opravičile imenovanje nove vrste. Geografska in stratigrafska razširjenost: Crni in temno sivi apnenec severovzhodno od Oblakovega vrha pod plastmi z vrsto Daonella lommeli. Amonit Protrachyceras archelaus in konodontna favna dokazujejo langobardsko starost teh plasti. Okolje in način življenja daonel in pozidonij Kljub veliki razširjenosti in biostratigrafski pomembnosti daonel in pozi- donij je bilo le malo poskusov, ki bi prikazali njihov način življenja, kajti recentne sorodne skupine školjk ne nudijo zadovoljive primerjave. Zato pa moramo vire za rekonstrukcijo njihovega načina življenja in razširjenosti iskati v sedimentološki, biostratigrafski in evolucijski smeri. Upoštevati mora- mo predvsem to, da so bile daonele in pozidonije vezane na razmeroma ozko določen tip okolja ter da je med njimi veliko kozmopolitskih vrst. O načinu življenja daonel, pozidonij in njim sorodnih halobij zasledimo v literaturi več različnih razlag, pri katerih so avtorji upoštevali predvsem morfologijo lupine in facialno okolje. Najpogostejši je bentonski način življe- nja, medtem ko so psevdoplanktonsko živele in se razširjale le nekatere bi- satne oblike. S. M. Stanley (1972) je poročal, da so v globokomorskih črnih skrilavcih našli karbonske pozidonije pritrjene na fragmente kalamitov in druge nedoločljive kose lesa. Le-te so morski tokovi raznašali in v novem ugodnem okolju so bile školjke sposobne ustvariti novo populacijo. B. Gru- ber (1976), ki je raziskoval halobije in perihalobije, je na osnovi različnih opazovanj prišel do zaključka, da sta ta dva filogenetsko ozko sorodna rodova z daonelami in pozidonijami živela bentonsko na tri različne načine: endo- bisatno, epibisatno in nektonsko. Seveda psevdoplanktonskega načina življenja ni izključil, saj so imele halobije jasno razvit bisus. Ker pa je predvsem pri daonelah obstoj bisusa vprašljiv, lahko za vrste najdene v Sloveniji sklepamo le na bentonski način življenja, veliko geografsko razširjenost pa so te vrste dosegle z migracijo planktonskih larv. Daonele in pozidonije najpogosteje najdemo v temnem bituminoznem apnencu in lapornatem apnencu, ki kažeta na redukcijsko sredino. Ta je na- stala zaradi razpada organske materije. Recentna sedimentološka opazovanja kažejo, da so redukcijske razmere, ki so kamenino temno obarvale, bile znotraj sedimenta neposredno pod dnom in torej niso bistveno vplivale na življenje Langobardian beds with daonellas and posidonias in Slovenia 75 daonel in pozidonij. Okolje, v katerem so živele, je bilo mirno (energijski indeks 1 do 1,5), nekateri primeri pa kažejo na nekoliko bolj razgibano okolje (energijski indeks do 3 po P 1 u m 1 e y u et al. 1962), ki so ga ponekod povzro- čili kalni tokovi. Ce je bilo okolje dalj časa razgibano, je to povzročilo popolno izginotje daonel in pozidonij, če pa je bilo razgibano le kratek čas, so se lupine zdrobile (npr.: plast z zdrobljenimi lupinami daonel na Korošici), vendar so kasneje, ko je prevladalo mirno okolje, školjke ponovno naselile svoj biotop. Najugodnejše za življenje daonel in pozidonij je bilo dno pokrito s finim kar- bonatnim blatom, občutljive pa niso bile tudi na manjše količine detritičnega materiala. Ce je bila sedimentacija najpogosteje tufskega materiala prehitra, je celotna populacija zamrla. Pri študiju razširjenosti daonel in pozidonij ne smemo zanemariti zaviral- nih faktorjev, ki so vplivali na migracijo njihovih larv. To so bile najpogosteje naravne ovire, kot so morski tokovi, temperatura, saliniteta vode in blatne plit- vine. Litoral karbonatnih platform in zaprte plitve lagune s povečano evapora- cijo niso bile neugodne le za nastanek novih populacij, temveč tudi za migracijo larv preko takšnih področij. Vse vrste daonel in pozidonij, ki se pojavljajo v Sloveniji, so živele v plitvejših delih pelagičnih jarkov (pregibi, dvignjene grude v jarkih), kjer voda verjetno ni bila globlja od 200 m. Langobardian beds with daonellas and posidonias in Slovenia Summary 1. Locality Korošica in the Kamnik Alps South of the Ojstrica mountain near the Korošica alpine hut, at the foot of the steep wall of Dedec, and southeast and east of the hut, beds of dark bituminous limestone with chert crop out. F. Teller (1885) already found in these beds leading fossils of the Langobardian substage. In the section beneath Dedec, about 15 m below the contact with massive limestone, there is a bed with compressed and heavily damaged remains of small ammonites. Among them one specimen only could be determined generi- cally (Trachyceras sp.), whereas the state of others barely permitted the attri- bution to the family Trachyceratidae. About 10 m below the contact, in a one meter thick bed of dark grey platy and highly bituminous limestone, numerous shells of Posidonia wengensis appear. East of the Korošica alpine hut, there is below 9 m of massive limestone a bed, about 150 cm thick of platy and layered black micritic limestone and marly limestone with numerous Posidonia and Daonella (Figs. 2, 3 and 4). In the upper meter of these beds there are individual sheets of numerous rock- forming large individuals Posidonia pannonica Mojsisovics (PI. 1, Figs. 2—4) and P. aff. pannonica (PI. 1, Figs. 5—6). Along with them occur very rare shells of P. wengensis, and modest remains of ammonites. The sheets with Posidonia are underlain by about 50 cm thick limestone bed with Daonella. Silicified laminae are less frequent in this part than in the upper one. In a 6 cm thick 76 Bogdan Jurkovšek layer towards the part of limestone with Posdonia rare forms of P. pannonica and P. wengensis appear next to adult and juvenile specimens of D. lomelli (PI. 7, Figs. 1-6). 2. Locality Rakitovec above Blagovica Remains of juvenile Daonella occur also in light grey shale east of the summit of Rakitovec (900 m). Since the beds with daonellas appear every- where (within the Trojane overthrust), in tectonic contact with the Anisian or Lower Triassic beds, their exact biostratigraphic position is very difficult to resolve. They are supposed to occur below the beds with the species Posi- donia wengensis, found 2 km east of this locality in a few millimeters thick marl sheet within the black platy limestone. A comparison of daonellas from Rakitovec with the juvenile forms from Korošica and the Celje castle hill confirmed the determination that they are somewhat deformed specimens of the species Daonella lommeli. 3. The Celje castle hill locality By the end of 19*^ century, F. Teller (1889, 210) found on the southern slope of the Celje castle hill the lamellibranch Daonella lommeli, hereby prov- ing the Langobardian age of the grey slate, which he named the Pseudozilian beds.* Immediately at the Friderik tower, a 20 cm thick sheet of tuff with daonellas (Figs. 5 and 6) was found recently. Juvenile specimens prevail (PI. 6, Fig. 4). Among them there are also several well preserved adult individuals of species D. lommeli (PI. 6, Figs. 1—3). About 10 m below this layer (towards the reef limestone) there is within the light grey tuff and tuff slate, another 10 cm thick layer containing ex- clusively juvenile specimens. Comparison with the juvenile forms of the species D. lommeli from Korošica shows that the individuals from the Celje castle hill belong to this species too. The specimens are slightly deformed. From 3 to 10 m below the lower layer with daonellas, there is a 3 m thick bed of brown-grey massive limestone with corrosion vugs, this being underlain by grey reef limestone containing porifera and corals of the species Craspedo- phyllia cristata Volz, Ompiialophyllia recondita Laube and Dictyocoelia manon (Münster). 4, 5. Localities Gradišče north of Zaklanec and Sevnik southwest of Polhov Gradec In the area between Polhov Gradec and Horjul the Langobardian beds with abundant fossil macrofauna have been known for a long time. Most frequent species here are Posidonia wengensis and Daonella lommeli. * In German literature the Pseudozilian beds are named Pseudogailthaler Schich- ten, in Slovenian psevdoziljske plasti. Zilja is the Slovenian name for the river Gail in Austria. Langobardian beds with daonellas and posidonias in Slovenia 77 I. Spaca p an (1975), who mapped this area some time ago, estimated the thickness of the Langobardian beds at 160 m. They rest on a belt of friable Anisian dolomite or much older Trogkofel beds, upon which they are over- thrusted. In this entire area the Langobardian beds are overlain by Cordevolian dolomite. Although the contact is almost everywhere covered, one may assume that it is normal. Although macro- and microfossils in this area evidenced the Langobardian age, the question of the Fassanian substage remains open. As indicated in the section of Gradisce (Fig. 7) where conodonts proved the Illyrian age of grey, nodular and silicified limestone with numerous radiolarians below the tuff with D. lommeli (PI. 4, Figs. 3—4), the rocks of the Fassanian substage are indubitably present, although in small thickness. The rocks of the Langobardian age are represented by black platy and unbedded limestone, slaty limestone and marly slate, sericite slate, fine grained and coarse grained tuffite, black silicified limestone with pyrite and chert, black calcareous sandy tuff, tuff sandstone, dirty brown, argillite, nodular silicified limestone and grey hard silicified limestone. In these rocks I. S p a - capan (1975, 38) found in several places the remains of Posidonia wengensis, which is usually rockforming in thin sheets within the black platy limestone. He also found specimens of Daonella sp. and Posidonia sp. in slaty tuffaceous sandstone near the quarry on the Dvor-Zaklanec road. In the same rock, which probably corresponds to the same stratigraphie horizon, the author found and determined at Sevnik the species Daonella lommeli. Numerous exemplares of Posidonia wengensis (PI. 1, Fig. 1) were found at this locality in black platy limestone, marly in places. The fossils occur in four few mm thick sheets which total thickness is 7 cm. Juvenile individuals prevail in the upper sheet. In a conodont sample collected in a sheet of black limestone with posidonias at Sevnik, A. Ramovš (1977) determined, the species Pseudofurnishius murcianus van den Boogaard. 6. Locality Kucelj southwest of Horjul The west side of Kucelj is built up by brown-yellow highly weathered tuff. On a cart-way, 26 m below the Cordevolian dolomite, a 5 cm thick bed harbors Daonella lommeli and Posidonia sp. (PI. 5, Figs. 2—4). About 6 m below the dolomite, another fragment of species D. lommeli was found in grey brown tuffaceous sandstone. Conseguently, the daonellas at this locality appear at least in two beds of the Langobardian succession (Fig. 8). 7. Locality west oj the Baste farm — southeast of Vojsko On the Vojsko plateau, west of the Baste farm, very rare and poorly preserved fragments of Daonella lommeli, occur in greenish grey tuff. The layers dip northwest and are overlain by about 30 m of light grey massive limestone, which contains numerous remains of reef organisms (colonial corals, sponges and others). The limestone passes laterally into massive dolomite, the total thickness of the carbonate sequence above tuff amounting to about 20 m. 78 Bogdan Jurkovšek These beds are overlain by grainy, most probably Cordevolian dolomite (Fig. 9). The dov^^nward continuation of the tuff sequence, is covered by the overthrust zone. 8. Locality northwest of the Baste farm — southeast of Vojsko Poorly preserved shells of Daonella lommeli appear northwest of the Baste farm as isolated float of grey tuffaceous marl and sandstone, below the massive limestone. Frequent fossils are poorly preserved. Adult forms of daonellas occur exclusively. The tender juvenile individuals might have been destroyed in the relatively coarse sediment during fossilization. There are many rather thin fragments of plant remains in the rock. The marl float with plant remains and daonellas could not be properly ranged into the stratigraphie column. It is however, evident that its origin ated very closely to the boundary with the grey reef limestone, similarly as at the previous locality. 9. The Podobnik farm locality — southeast of Vojsko The abandoned Podobnik farm is situated in the Idrijca valley. Thin sheets of black and dark grey micritic limestone and hard marly limestone and sandy marl outcrop beneath the farm. 4 m of beds are exposed only. The surrounding area is composed of massive Cordevolian dolomite, which appears to be in tectonic contact with the said beds. Frequent relatively large shells of D. lommeli can be found in the grey green sandy marl their position perpendicular to the schistosity. The fossils are strongly deformed (PI. 5, Fig. 1). Lithologically, the marl with daonellas resembles much the marl at the last mentioned locality. Its original position is most probably just below the massive limestone with the reef fauna, which means very close to the Cordevolian dolomite. 10. Locality northeast of Oblakov vrh At Pisanice northeast of Oblakov vrh begins the section (Fig. 10) at the bottom of diabase. 30 m of dark grey pelitic tuff with an intercalation of micritic limestone is followed by about 20 m of volcanic agglomerate breccia with fragments of diabase and sheets of conglomerate. The rock is overlain by about 20 m of dark grey slaty limestone in which the following fossils have been found: Daonella cf. tripartita Kittl (PI. 2, Figs. 1—4, and PI. 3, Fig. 1), Daonella sp. (PI. 3, Figs. 2—3), Protrachyceras archelaus Laube (Pl. 3, Fig. 6), Trachyceras sp. (PI. 3, Fig. 4), Posidonia sp., and some undeterminable fossil remains. These beds are overlain by tuff containing the species D. lommeli (PI. 4, Fig. 2). In five conodont samples of grey micritic limestone, which occurs in smal lenses and nodules within the slaty limestone, T. Kolar-Jurkovšek (1983) found rich microfauna containing the platform elements of Epigondolella mungoensis (Diebel), Gladigondolella malayensis Nogami and Gl. tethydis (Huckriede). Langobardian beds witii daonellas and posidonias in Slovenia 79 Poorly preserved, undeterminablie conodont remains in two samples suggest, by their black colour (CAI = 5), high temperatures (above 300 *C), which may be an indication of strong tectonic activity. This supposition is confirmed also by highly deformed (mostly compressed) remains of macro- fossils. 11, 12. Localities northwest of Catež-Lačni vrh and Hude Ravne Several fossil specimens, collected outside of the sections, were considered in this study too. On Lačni vrh daonellas occur in platy limestone with tuffaceous admixture, and at Hude Ravne in grey green tuff. All individuals belong to the Langobardian species Daonella lommeli (PI. 4, Fig. 1). Literatura Ahac, A. 1968, Stratigrafski pregled trijaskih naslaga u spoljnim Dinaridima na području Bosne i Hercegovine. Prvi kolokvij o geologiji Dinaridov. 1, 43—49, Ljubljana. Antonijević, R., Pavić, A. &Karović, J. 1973, Tumač za hstove Kotor i Budva, Osnovna geološka karta SFRJ 1 : 100.000, Beograd. Arthaber, G. 1915a, Die Trias von Bithynien (Anatolien). Beiträge Paläont. Geol. Osterr. Ung. u. d. Orients 27, 85—206, tab. 11—18, Wien. Arthaber, G. 1915b, Die Entwicklung der Trias in Anatolien. Mitt. Geol. Ges. 8, 47—61, Wien. Astachova, T. V. 1971, Triasovi dvostulkovi igolovonogi moluski Krimu. A. N. Ukrain. RSR. Inst. Geol. Nauk., 116 str., 12 tab., Kiev. Balogh, K. 1976, Pelecypods from the late Triassic of the Sout-Gemericum I. Acta Miner. Petr. 22, 2, 285—296, tab. 1—3, Szeged. Behlilović, S. 1964, Geologija Cabulja planine u Hercegovini. Geološki glasnik (posebna izdanja), 4, 79 str., 22 sl., 18 tab., 3 prloge, Sarajevo. Bešić, Z. М. 1959, Geološki vodič kroz narodnu republiku Crnu Goru. 559 str., 26 tab., 13 geol. prof., 7 si., 6 geol. skic, 2 pril., Titograd. Bittner, A. 1894, Zur neuern Literatur der alpinen Trias. Jb. Geol. R. A. 44, 2, 233—379, Wien. Bittner, A. 1899, Trias Brachiopoda and Lamellibranchiata. Paleontol. Indi- ca, ser. 15, Hymalayan Fossils 3, 2, 76 str., 12 tab., Calcutta. Bittner, A. 1901, Lamellibranchiaten aus der Trias des Bakonyerwaldes. Res. d. Wissensch. Erf. d. Balatonsees 1, 1, Pal. 3, 106 str., 9 tab., Wien. B u s e r, S. 1979, Tolmač lista Celje, Osnovna geološka karta SFRJ 1 :100.000, Beograd. B u s e r , S. 1980, Tolmač lista Celovec, Osnovna geološka karta SFRJ 1 : 100.000, Beograd. Buser, S., Grimšičar, A. & Kuščer, D. 1974, Vodnik po geoloških ekskurzijah (1. geološka ekskurzija). 8. jugoslovanski geološki kongres, 5—15, 3 sl., Ljubljana. Car, J. 1968, Razvoj langobardskih plasti v strukturi IV. pokrova v bližnji oko- lici Idrije. Diplomsko delo, Ljubljana. De Capoa Bonardi, P. 1970, Le Daonelle e le Halobie della serie calca- reosilicomarnosa della Lucania (Appennino Meridionale). Studio paleontologice e bio- stratigrafico. Mem. Soc. Natur. Napoli. 78, 1—130, tab. 1—19, Napoli, Diener, C. 1908, Ladinic, Garnie and Noric Faunae of Spiti. Palaeontol. Indi- ca, ser. 15, Hymalayan Fossils 5, 3, 157 str., 24 tab., Calcuta. Enčeva-Kančeva, M. 1956. Paleofaunistični izsledvanja vrhu triasa od Centralnija Balkan. God. Upr. geol. prouč. 4, 189—214, 4 tab., Sofia. Entcheva, M. 1972, Les fossiles de Bulgarie. II. Le Trias. Acad. Bulg. Sci- ences, 248 str., 44 tab., Sofia. 80 Bogdan Jurkovšek Germovšek, C. 1955, O geoloških razmerah na prehodu Posavskih gub v Dolenjski kras med Stično in Sentrupertom. Geologija 3, 116—135, Ljubljana. Grad, K. 1962, Geološke razmere med Rudnico in Savo. Geologija 7, 113—118, Ljubljana. Grimani, I., Juriša, M., Sikič, K. &Simunić, A. 1975, Tumač za list Knin, Osnovna geološka karta SFRJ 1 : 100.000, Beograd. Gruber, B. 1976, Neue Ergebnisse auf dem Gebiete der Ökologie, Strati- graphie und Phylogenie der Halobien (Bivalvia). Mitt. Geol. Ges. Bergbaustud. österr. 23, 181—198, 7 sl., 1 tab., Wien. Hauer, F. 1868, Geologische Uebersichtskarte der österreichischen Monarchie, Blatt 10 Dalmatien. Jb. Geol. R. A., Wien. Jefferies, P. S. & Minton, P. 1965, The mode of life two Jurassic species of »Posidonia« (Bivalvia), Paleontology, 8, 1, 156—185, tab. 19, London. Jovan 0 vie, R., Mojićević, M., Tokić, S. & Rokic, L. 1978, Tumač za list Sarajevo, Osnovna geološka karta SFRJ 1 :100.000, Beograd. J u rie, M. 1971, Geologija područja Banskog paleozoika u sjeverozapadnoj Bosni. Geološki glasnik (posebna izdanja) 11, 146 str., 9 tab., Sarajevo. Ju rie, M. 1977, Tumač za list Prijedor, Osnovna geološka karta SFRJ 1 :100.000 Beograd. Jurkovšek, В. 1983, Fassanske plasti z daonelami v Sloveniji. Geologija 26, 29—70, tab. 1—11, Ljubljana. Kajmaković, R. 1961, Prilog poznavanju srednjeg i gornjeg triasa okoline Ključa (SZ Bosna). III. kongres geologa Jugoslavije, 225—234, Titograd. Kalezić, М., Mirković,M. , & Skuletić, D. 1973, Tumač za list Savnik, Osnovna geološka karta SFRJ 1 : 100.000, Beograd. Kittl, E. 1912, Materialen zu einer Monographie der Halobiidae und Mono- tidae der Trias. Res. d. wissensch. Erf. d. Baitonsees 1, 1, Pal. 2, 229 str., 39 sl., 10 tab., Wien. Kobayashi, T. 1963, On the Triassic Daonella Beds in Central Pahang, Ma- laya, Japan. Jour. Geol. Geogr. 34, 101—112, tab. 5, Tokyo. Kolar-Jurkovšek, T. 1983, Srednjetriasni konodonti Slovenije. Rudar- sko-metalurški zbornik 30, 4, 323—364, tab. 1—14, Ljubljana. Kossmat, F. 1898, Die Triasbildungen der Umgebung von Idria und Gereouth (Ziel). Verh. Geol. R. A., Wien. Kotanski, Z. 1973, Ammonites, Nautiloids and Daonelles from the Upper Subtatric Triassic in the Tatra Mts. Roczn. Pol. Tow. Geol. 43, 4, 439—451, tab. 41—46, Warszawa. Krystyn, L. & Gruber, B. 1974, Daonella lommeli (Wissmann) in Hall- stätter Kalk der Nördlichen Kalkalpen (Österreich). N. Jb. Geol. Paläont. Mh. 5, 279—286, Stuttgart. Kühn, O. 1958, Trias fossilien aus den Julischen Alpen. Razprave IV. razr. SAZU, 435—450, Ljubljana. Leonardi, P. 1967, Le Dolomiti. Geologia dei monti tra isarco e Piave. 1, 551 str., 274 si., 47 tab., Ed. Manfrini, Rovereto. Lipoid, M. V. 1858, Bericht über die geologische Aufnahme in Unterkrain im Jahre 1857. Jb. Geol. R. A. 9, 257—276, Wien. Maksimčev, S. &Laušević, N. 1964, Prilog poznavanju starosti terena između Tornine i Kukavice kod Sanskog Mosta. Geološki glasnik 9, 47—54, tab. 1, Sarajevo. Milojević, М., Vilovski, S., Tomić, В. &Pamić, J. 1977, Tumač za list Banjaluka, Osnovna geološka karta SFRJ 1 : 100.000, Beograd. Mioč, P. &2nidarčič, М. 1983, Tolmač za list Ravne na Koroškem, Os- novna geološka karta SFRJ 1 : 100.000, Beograd. Mirkovič, M., Kalezić, M., Pajovič, M., Živaljević, M. & D o kič, V. 1978, Tumač za listove Bar i Ulcinj, Osnovna geološka karta SFRJ 1 : 100.000, Beograd. Mlakar, I. 1969, Krovna zgradba idrijsko žirovskega ozemlja. Geologija 12, 5—72, Ljubljana. Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 81 Mojičevič, M. & Lauševič, M. 1973, Tumač za list Mostar, Osnovna geološka karta SFRJ 1 : 100.000, Beograd. Mojičevič, M., Pamič, J., Maksimčev, S. & Papes, J. 1979, Tumač za list Bosanska Krupa, Osnovna geološka karta SFRJ 1 : 100.000, Beograd. Mojsilovič, S., Filipovič, I., Rodin, V., Navala, M., Ba- klaić, D., Đoković, I., Jovanovič, C., Živanović, D., Eremi- ja, M. &Cvetković, B. 1977, Tumač za list Zvornik, Osnovna geološka karta SFRJ 1 : 100.000, Beograd. Mojsisovics, E. 1873, Ueber einige Trias — Versteinerrungen aus den Süd — Alpen. Jb. Geol. R. A. 23, 4, 425—438, tab. 13—14, Wien. Mojsisovics, E. 1874, Über die triadischen PelecJфodengattungen Daonella und Halobia. Abh. Geol. R. A. 7, 2, 1—37, tab. 1—5, Wien. Mutihac, V. & Preda, I. 1974, Die mediterrane Trias Rumäniens. Die Stratigraphie der alpin-mediterranen Triassic. Erdwises. Komm, österr. Akad. Wiss. 2, 157—158, 1 tab., Wien. Ogilvie Gordon, M. M. 1927. Das Grödener-Fassa- und Enneberggebiet in den Südtiroler Dolomiten. Geologische Beschreibung mit besonderer der Überschiebungserscheinungen. III. Teil. Paläontologie: Abh. Geol. B. A., 24, 3, 89 Str., 13 tab., Wien. Papes, J. & Ahac, A. 1978, Tumač za list Glamoč, Osnovna geološka karta SFRJ 1 : 100.000, Beograd. Paul, К. M. 1876, Grundzüge der Geologie der Bukowina. Jb. Geol. R. A. 26, 3. 261—330, tab. 17, Wien. Pichler, A. 1866, Cardita-Schichten und Hauptdolomit. Jb. Geol. R. A. 16, 1, 73—81, Wien. Pisa, G. 1972, Geologia dei monti a monti di Forni di sotto (Carnia occidentale). Giorn. Geol., ser. 2a, voi. 38, fase. 2, 543—665, tab. 1—11, 1 pril., Bologna. Plumley, W. J. , Risley, G. A., Graves, R. W. & Kaley, M. E. 1962, Energy Index for Limestone Interpretation and Classification. Classification of carbonate rocks- a symposium. Am. Ass. Petrol. Geol. 1, 85—107, Tulsa. Premru, Ü. 1974, Triadni skladi v zgradbi osrednjega dela Posavskih gub. Geologija 17, 261—297, Ljubljana. Ramovš, A. 1958 a. Drenov grič—Lesno Brdo—Polodnica. Geolo(ški izleti po Sloveniji, Mladi geolog 2, 110—117, sl. 36—38, Ljubljana. Ramovš, A. 1958 b. Starost »krških skladov« v okolici Krškega. Geologija 4, 149—151, Ljubljana. Ramovš. A. 1961, Toško čelo. Geološki izleti po ljubljanski okolici, Mladi geolog 3, 138—152, 8 sl., Ljubljana. Ramovš, A. 1970, Stratigrafski in tektonski problemi triasa v Sloveniji. Geologija 13, 159—173, Ljubljana. Ramovš, A. 1977, Skelettapparat von Pseudofurnishius murcianus (Cono- dontophorida) im Mitteltrias Sloweniens (NW Jugoslawien). N. Jb. Geol. Paläont. Abh. 153, 3, 361—399, Stuttgart. Ramovš, A. 1978, Geologija. Filozofska in biotehniška fakulteta v Ljubljani, X-197 — 45 str. ilustracij, Ljubljana. Salomon, W. 1895, Geologische und palaentologische Studien über die Marmolata. Palaeontographica 42, 1—3, 210 str., 8 tab., Stuttgart. Salopek, M. 1918, O naslagama s Daonellama u Hrvatskoj. Prirodosl. istraž. Jugosl. akad. 13, 28—33, tab. 1—2, Zagreb. Scandone, P. 1967, Studi di geologia lucana: la serie calcareosilicomarnosa e i suoi rapporti con l'Appennino calcareo. Boll. Soc. Natur. Napoli 76, pt. 2, 301—474, 68 si., tab. 1—17, Napoli. Scandone, P. & De Capoa, P. 1966, Sulla posizione stratigrafica e l'età dei livelli a Daonella e ad Halobia in Lucania. Boll. Soc. Natur. Napoli 75, 30—39, tab. 1—7, Napoli. Speciale, A. 1967, Il Trias in Lombardia (Studi geologici e paleontologici), 21. Fossili del Trias medio valli Trompia e Sabbia. Riv. Ital. Paleont. Strat. 73, 4, 1055—1140, 14 si., tab. 79—83, Milano. 6 — Geologija 27 82 Bogdan Jurkovšek Stanley, S. M. 1972, Functional morphology and evolution of byssaly attached bivalve mollusks. J. Pal. 46, 2, 165—212, 34 sl., Tulsa. Szabo, I., Kovacs, S., Lelkes, Gy. & Oravecz-Scheffer, A. 1980, Stratigraphie investigation of a Pelsonian-Fassanian section at Felsoörs (Balaton Highland, Hungary). Riv. Ital. Paleont. 85, 3—4, 789—806, tab. 58—59, Milano. Spacapan, I. 1975, Geološke razmere med Polhovim Gradcem in Horjulom. Diplomsko delo, Ljubljana. Teller, F. 1885, Fossilführende Horizonte in der obern Trias der Sannthaler Alpen. Verh. Geol. R. A., 355—361, Wien. Teller, F. 1889, Daonella lommeli in den Pseudo-Gailthalerschiefern von СШ. Verh. Geol. R. A. 11, 210—211, Wien. T o z e r , E. T. 1972, Triassic Ammonoids and Daonella from the Nakhlak Group, Anarak Region, Central Iran. Geol. Survey Iran, No. 28, Teheran. Turculet, I. 1972, Contributii la studiul genului Daonella, cu privire spedala aspura faunei de Halobiide ladiniene din regiunae Rarau (Buoovina). An. st. Univ. lasi 2, b, tom. 18, 115—123, tab. 1—4, lasi. Z i 11 e 1, K. 1863, Halobia lommeli von Neuselaand. Jb. Geol. R. A. Verhandl. 13, 1, str. 2, Wien. W i r z, A. 1945, Beiträge zur Kenntnis des Ladinikums im Gebiete des Monte San Giorgio. Schweiz. Palaeont. Abh. 65, 3—84, 8 sl., tab. 74—76, Basel. Tabla 1 — Plate 1 Sl. 1 — Fig. 1 Posidonia wengensis Wissmann Lumakela, Sevnik, jugozahodno od Polhovega Gradca Lumachelle, Sevnik, southwest of Polhov Gradec Sl. 2, 3, 4 — Figs. 2, 3, 4 Posidonia pannonica Mojsisovics Lumakela, vzhodno od koče na Korošici Lumachelle, east of the Korošica alpine hut Sl. 5 — Fig. 5 Posidonia aff. pannonica Mojsisovics Leva lupina in fragment amonita Trachyceras sp. Left valve and fragment of ammonite Trachyceras sp. Sl. 6 — Fig. 6 Posidonia aff. pannonica Mojsisovics Desna lupma, vzhodno od koče na Korošici Right valve, east of the Korošica alpine hut Vse slike, pri katerih ni navedena povečava, so v naravni velikosti. Fotografije na tablah 1—7 izdelal M. G r m Natural size vvhere no magnification is indicated. Photograps of plates 1—7 by M. Grm Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 83 84 Bogdan Jurkovšek Tabla 2 — Plate 2 Daonella cf. tripartita Kittl 1, 2 Apnenec s fragmenti lupin Limestone with valve fragments 3 Kameno jedro leve lupine Mould of the left valve 4 Leva lupina, 2 X povečano Left valve, 2 X Vsi primerki so iz nahajališča severovzhodno od Oblakovega vrha (plasti z amonitom Protrachyceras archelaus) All specimens are derived from the locality northeast of Oblakov vrh (beds with ammonite Protrachyceras archelaus) Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 85 86 Bogdan Jurkovšek Tabla 3 — Plate 3 SI. 1 — Fig. 1 Daonella cf. tripartita Kittl Lumalcela Lumachelle SI. 2, 3 — Figs. 2, 3 Daonella sp. Fragmenti lupin Fragments of valves SI. 4 — Fig. 4 Trachyceras sp. Stisnjen primerek, 1,5 X povečano Compressed individual, 1,5 X SI. 5 — Fig. 5 Protrachyceras archelaus Laube Fragment lupine Fragment of valve Vsi primerki so iz nahajališča severovzhodno od Oblakovega vrha (plasti pod vrsto Dannella lommeli) All specimens ore from locality northeast of Oblakov vrh (beds belov^ the species Daonella lommeli) Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 87 88 Bogdan Jurkovšek Tabla 4 — Plate 4 Daonella lommeli (Wissmann) 1 Tuf z odtisom lupine, 2 X povečano, Hude Ravne Tuff with print of the valve, 2 X, Hude Ravne 2 Fragmenti dveh lupin, severovzhodno od Oblakovega vrha Fragments of two valves, northeast of Oblakov vrh 3 Tuf s kamenimi jedri. Gradišče (severno od Zaklanca) Tuff with mould. Gradišče north of Zaklanec 4 Kameno jedro taksodontne školjke med daonelami, 2 X povečano. Gradišče (severno od Zaklanca) Mould of a taxodont lamellibranch among daonellas, 2 X, Gradišče nort of Zaklanec Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 89 90 Bogdan Jurkovšek Tabla 5 — Plate 5 Sl. 1 — Fig. 1 Daonella lommeli (Wissmann) Poškodovani primerek, ki leži pravokotno na skrilavost, Podobnik (jugovzhodno od Vojskega) A damaged specimen which lies perpendicularly to the schistosity, Podobnik (southeast of Vojsko) Sl. 2 — Fig. 2 Daonella lommeli (Wissmann) Fragment kamenega jedra, 2 X povečano, Kucelj jugozahodno od Horjula Fragment of the mould, 2 X, Kucelj southwest of Horjul Sl. 3, 4 — Figs. 3, 4 Daonella lomwMi (Wissmann), Posidonia sp. Poškodovani in stisnjeni primerki v tufu, 2 X povečano, Kucelj jugozahodno od Horjula Damaged and compressed individuals in tuff, 2 X, Kucelj southwest of Horjul Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 91 92 Bogdan Jurkovšek Tabla 6 — Plate 6 Daonella lommeli (Wissmann) 1, 4 Deformirani juvenilni primerki, 5 ^ povečano Deformed juvenile individuals, 5 X 2, 3 Kamena jedra odraslih primerkov Moulds of adult individuals Vsi primerki so s Celjskega gradu All specimens are from the Celje castle hill Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 93 94 Bügdan Jurkovšek Tabla 7 — Plate 7 Daonella lommeli (Wissmann) 1 Kameno jedro leve lupine Mould of the left valve 2. 3 Kameni jedri juvenilnih primerkov, 5 X povečano Moulds of juvenile individuals, 5 X 4 Kamena jedra v apnencu Moulds in limestone 5 Kameno jedro zadnjega dela desne lupine, 2 X povečano Mould of the posterior part of the right valve, 2 X 6 Kameno jedro desne lupine, 3 X povečano Mould of the right valve, 3 X Vsi primerki so iz nahajališča vzhodno od koče na Korošici All specimens are from the locality east of the Korošica alpine hut Langobardske plasti z daonelami in pozidonijami v Sloveniji 95 GEOLOGIJA 27, 97—106 (1984) Ljubljana UDK 561.581.5:551.791:551.794(497.12) = 30 Beiträge zur Paläolimnologie des Bled-Sees in Slowenien (Jugoslawien) und zur Vegetations- und Klimaentwicklung der Umgebung Prispevki k paleolimnologiji Blejskega jezera v Sloveniji in razvoju okoliške vegetacije ter klime Contributions to paleolimnology of the Bled Lake, Slovenia, and to evolution of adjoining vegetation and climate Ekkehard Schnitze Institut für Limnologie, österreichische Akademie der Wissenschaften, A-531.0 Gaisberg 116, Österreich Auszug Die spät- und frühpostglazialen Abschnitte einen 675 cm langen Bohrkernes aus dem Ostbecken des Blejsko jezero wurden pollenanaly- tisch und pigmentanalytisch untersucht und mit Ergebnissen aus ähn- lichen Profilen in Kärnten verglichen. Kratka vsebina V 675 cm dolgem jedru kasnoglacialnih do zgodnjepostglacialnih se- dim-entov z vzhodnega dela Blejskega jezera sta bila raziskana pelod in pigment ter opravljena primerjava podatkov s podobnimi profili na Koroškem. Abstract In a 675 cm long core of late glacial to early postglacial sediments from the east part of the Bled Lake pollen and pigment were investigated and results compared with data from similar profiles in Carinthia (Austria). Einleitung Nach dem Studium einiger meromiktischer Seen in Kärnten, ergab sich die Gelegenheit vergleichsweise einen Bohrkern aus dem etwa 50 km südlich des Klagenfurter Beckens liegenden Bled-See (Blejsko jezero — Veldesersee) zu gewinnen. 7 — Geologija 27 98 _ Ekkehard Schultze Neben der Fragestellung der Vegetationsentwicklung stand auch die Er- forschung der See-Entwicklung im Vordergrund. Die kleinen Kärntner Seen (Längsee, Klopeiner See, Kleinsee) erreichten ihren meromiktischen Zustand am Ende des Pleistozäns ziemlich parallel mit der Klimabesserung (Alleröd, Präboreal), in einem Fall (Jeserzer-See) noch etwas früher (Bölling 1 b). Daher war es interessant, den Grund und den Zeitpunkt des Eintritts mero- miktischer Bedingungen im Bled-See kennen zu lernen. In sedimento] ogischer Hinsicht lagen Untersuchungen von M o 1 n a r et al. (1978). Sie beschränkten sich allerdings auf die jüngsten Abschnitte des See- sediments. So konnte eine sinnvolle Ergänzung dieser Studien durch ein Lang- profil (675 cm) erreicht werden. Geologische Situation Das Becken des Bled-Sees ist der westlichste Teil des Radovljica-Beckens, welches mit fluviatilen Sedimenten verfüllt ist. Es wurde in mehreren Schüben von den Gletschern der Eiszeiten vorgeformt. Die Endmoräne des Würmglet- schers liegt nordöstlich Radovljica (Radmannsdorf) etwa 6 km östlich des See- beckens. Zum Bled-See zu sind noch 3—4 Wälle ausgebildet, deren letzter den See im Nordosten umschliesst (vergi. S i f r e r 1969). Einige Inselberge ragen aus den pleistozänen Sedimenten heraus. Der im- posanteste ist der »Grad« mit einer klippenähnlichen Südwand bestehend aus mittelpermischen Klippenkalk und Breccie. Die kleine Insel im See besteht aus anisischem Dolomit (A. Grimšičar 1955). In einem schmalen Band treten untertriassische mergelige Schiefer am Nordrand des Zaka hervor. An einigen Stellen findet man pleistozäne kalkige Ablagerungen limnischen Ur- sprungs (S e r c e 1 j 1970) in Verbindung mit sandigkonglomeratischen Abla- gerungen. Der See hat kaum oberflächliche Zuflüsse, verschiedene menschliche Eingriffe haben den Abfluss erhöht. Der wichtigste Zufluss ist der Misca-Bach der Pleistozänsedimente nördlich des Sees durchschneidet. Der Solznik-Bach, der weniger lang und voluminös ist, wird hauptsächlich durch Schmelz- und Regenwasser gespeist und hat den Charakter einer Torrente. Den einzigen Abfluss stellt die Jezernica (Seebach) im Süden dar. Physiographische Daten des Bled-Sees (L ö f f 1 e r 1983) Länge 14<'5'30" E Breite 46022' N Höhe 457 m NN Ae 2,966 km2 Ae (+ Mišca) 7,502 km2 A 1,438 km2 Zmax (Westbecken) 30,2 m Zmax (Ostbecken) 25,0 m z 17,9 m V 25,7 mio m" Erneuerungszeit 2—3 Jahre (vor Einleitung aus der Rečica) Beiträge zur Paläolimnologie des Bled-Sees in Slowenien 99 Material 1982 wurde ein Bohrkern von 675 cm Länge aus dem Ostbecken bei einer Tiefe von 24,5 m abgeteuft. Als Gerät wurde ein modifiziertes Livingstone- Kolbenlot (Kullenberg-Lot) mit 250 cm Länge und 36 mm Kammerdicke ver- wendet (S c h u 11 z e 1975). Parallel zur Untersuchung von tierischen Rück- ständen und einiger Diatomeen (Loffi er 1983) wurden Proben von 1cm' Volumen pollenanalytisch und solche von 2—3 g Nassgewicht auf Carotinoide chromatographisch (Z ü 11 i g 1982) untersucht. Das Sediment beginnt mit sandig-tonigen Wechsellagen (675—635 cm) ge- folgt von laminierten Torfmoos-Schluff-Lagen (—600 cm) und Detritus-Gyttja (— 200 cm). Dann folgen laminierte Sedimente mit starkem Auftreten von Synedra ulna biceps V. Schönf. (L ö f f 1 e r 1983) bis zu einer Tiefe von 140 cm. Der hangende Abschnitt ist wieder mehr oder weniger homogen und wasser- reich. Ergebnisse Diagrammahschnitt 1 {DA 1) 675—645 cm Der Basiscore beginnt mit sandig-tonigen Wechsellagen (Abb. 1). Bei 675 cm war bereits ein See vorhanden, mit Vorkommen von ausschliesslich Daphnia sp. und Chironomiden. Als erster Ostracode tritt bei 660 cm Cytheris- sa lacustris Sars gefolgt von Candona candida O. F. Müller und Limnocythere sanctipatricii Bra. & Rob. auf. Das Vorherrschen der NBP und die geringe Pollendichte lassen den Schluss zu, dass dieses Sedimentpaket zur Zeit einer offenen Pionierphase abgelagert wurde. Strauchpollenwerte {Juniperus 15 "/o) zeigen jedoch bereits ein Vorkommen von Pioni ersträuchern. In den klimatisch und edaphisch begünstigten, relativ früh eisfrei gewordenen Gebieten ist mit einem Vorkommen von Arten aus der »Grex prostrata* wie Pinns mugo, Be- tula nana und B. humilis sowie Juniperus zu rechnen. Die Baumpollenwerte werden durch Fernflug von Pinns silvestris überlagert. Vom Pollenbild her kann geschlossen werden, dass das Gebiet um den Bled-See waldlos war. Diagrammabschnitt 2 {DA 2) 645—625 cm Nach einer Konsolidierungsphase findet man zwischen 630 und 620 cm ein laminiertes Torfband, gebildet von Wechsellagen aus gepresstem Campylium elodes Broth (det. R. K r i s a i) und Schluf f. Dieses Moos ist kalkliebend und kommt vom Tiefland bis ins Mittelgebirge (selten über 1500 m) in flachen Tümpeln vor. Das Ausfallen von Ostrakoden in diesem Abschnitt führt L ö f f - 1 e r (1983) entweder auf einen dramatischen Wechsel im Profundal des Sees oder auf eine Zerstörung der Schalen durch organische Säuren oder CO2 zurück. Wahrscheinlich dürfte aber eher eine Störung aus der Umgebung des Sees (Einschwemmung) dafür verantwortlich sein. Diese Annahme wird durch enormes Vorkommen von »Coccus nivalis« Klaus (1977) und durch relativ geringe Pollendichte bestätigt. Es finden sich verstärkt Pediastren. Pigment- analysen zeigten erhöhte Rohcarotinoidwerte (bis 100 pig/g). Dominant sind »Grünalgenpigmente« wie Neoxanthin, Loroxanthin und Lutein. Leider haben aber alle grünen Pflanzen diese Pigmente, sodass eine Aussage über die Phyto- planktonentwicklung nicht zulässig ist. 100 Ekkehard Schultze Beiträge zur Paläolimnologie des Bled-Sees in Slowenien 101 102 Ekkehard Schultze Erhöhte Werte von Pinns mugo und P. cembra sowie Juniperus zeigen ein Heranrücken der Waldfront in die Gegend um den See. Diagrammabschnitt 3 {DA 3) 625—615 cm Dieser Abschnitt ist charakterisiert durch erhöhte Pinus-Werte. P. silvestris tritt erstmals verstärkt auf, die Artemisia-Werte gehen stark zurück. Zu dieser Zeit tritt die Sukzession von der Sträucher-Krautvegetation zu Waldvegeta- tion ein. Diagrammabschnitt 4 {DA 4) 615—580 cm Bei 615 cm kommt es zu einem massiven Anstieg der Föhren und Birken- werte. Den Hauptanteil hat der Pollen von P. cembra. Die NBP-Werte nehmen ebenfalls stark ab, fallen jedoch nie unter 15 '•/o. Im Gegensatz zur Vegetations- entwicklung im Klagenfurter Becken bilden sich mehr oder weniger »offenere« Waldbestände aus. Bei 600 cm erscheint die geschlossene EMW- und Picea- Kurve die jedoch während dieses Abschnittes nie über 10 "/o bzw. 15 "/o an- steigen. Als erstes EMW-Element erscheint Tilia. Gegen Ende von DA 4 er- reicht die Lärche mit 5,2 "/o ihr Maximum. Die Entwicklung der Fauna ist in engem Zusammenhang mit der Klima- und Vegetationsentwicklung zu sehen. Zu Beginn dieses Abschnittes tritt wiederung Candona auf. Bei 610 cm kommt es zu einer Invasion von Bosmina. Auch Campylodiscus hibernica noricus (Ehr.) Grun. und Pisidium kommen vor (L ö f f 1 e r 1983). Die Rohcarotino- idmenge steigt auf durchschnittlich 120 /vg/g an und zeigt neben Lutein und Neoxanthin ein Vorkommen von Myxoxanthophyll (Blaualgenpigment) und später von Fucoxanthin, ein für Braunalgen typisches Pigment. Diagrammabschnitt 5 (DA 5) 580—550 cm Ein starker Kurvenanstieg der NBP auf über 40 "/o parallel zu einem Bir- kenanstieg zeigt eine Regression in der Waldentwicklung. Dies wird auch durch eine Depression der Fichten- und EMW-Kurven angedeutet. Während dieser Zeit hat die Lärche ihre Haupt Verbreitung (durchschnittlich 3—4 "/o). Offenbar tritt eine Auflockerung der Waldgesellschaften ein. Im Sediment herrschen wieder grössere Fraktionen vor, was vermutlich auf Erosion zu- rückzuführen ist. Die Rohcarotinoide erlangen nur extrem niedrige Werte. Ein Zeichen für allochthonen Eintrag ist auch das Massenvorkommen von »Coccus nivalis«. Die Rohcarotinoidkonzentration sinkt auf unter 10 jug/g. Diagrammabschnitt 6 {DA 6) 550—500 cm Das Sediment verändert sich gegenüber DA 4 kaum. Vorherrschend ist graubraune Tongyttja. In diesem Abschnitt erreicht Limnocythere das Ver- breitungsmaximum. Auch Cytherissa kommt regelmässig vor (L ö f f 1 e r 1983). Das Pollenbild zeigt parallel zu einem Betula-Gipfel (250/0) ein Anstei- gen der Fichten- und EMW-Kurve. Um die Mitte dieses Abschnittes, zugleich mit dem Kurvenanstieg der Hasel, verzeichnet der Pollen der EMW-Elemente mit über 30 "/o das Maximum im gesamten Profil. Bei 510 cm erscheint die geschlossene Fagfus-Kurve. Die Hasel erreicht gegen Ende des DA 6 mit über 45 "/0 ihr Maximum. »Coccus nivalis«, im DA 5 stark vetreten, verschwindet. Die Rohcarotinoidwerte steigen auf über 100 jug/g und werden hauptsächlich aus Blaualgen- und Pigmenten von grünen Pflanzen gebildet. Beiträge zur Paläolimnologie des Bled-Sees in Slowenien 103 Diagrammabschnitt 7 {DA 7) 500—470 cm Der DA 7 ist gekennzeichnet durch einen Wechsel von den mesophytischen Gehölzen wie EMW und Hasel in Richtung Klimax-Gesellschaft. Dieser Wechsel ist ausgedrückt durch einen Niedergang der Hasel- und EMW-Kurve und die Massenausbreitung von Fagus. Die NBP-Kurve sinkt auf unter 3 %, Artemisia verschwindet ganz. Diagrammabschnitt 8 {DA 8) ab 470 cm Die Buche dominiert das Waldbild, NBP fallen unter 2 Vo. Zu Beginn dieses DA tritt Abies in das Waldbild ein und erreicht bei 450 cm 12 o/o. Die klimati- schen Verhältnisse haben sich von trockenkontinental zu feucht-illyrisch ge- wandelt. Zeitliche Einstufung und Diskussion der Ergebnisse Älteres Spätglazial Das >.Ältere Spätglazial« (Fritz 1973, S c h u 11 z e 1979 b) umfasst die Diagrammabschnitte 1—3. Diese Zeit ist gekennzeichnet durch Fehlen einer Waldvegetation. Nach Ergebnissen aus dem Klagenfurter Becken (Wörthersee, Jeserzer See, Schultz e 1979 a, b) reicht das Ältere Spätglazial biostrati- graphisch bis zur beginnenden Wiederbewaldung. Radiokarbondatierungen er- gaben für die obere Grenze des Älteren Spätglazials ein Alter von 13.500 a.B.P. Dominierend sind kräuterreiche Poaceengesellschaften. Um die Mitte dieser Abschnitte (Grenze DA 2 : DA 3) schreitet die Sukzession in Richtung Wald- vegetation fort. Im benachbarten Klagenfurter-Becken ist dieser Diagrammteil durch einen markanten Juniperus-Gipfel gekennzeichnet, in Slowenien er- reichten bereits P. mugo und P. cembra eine gewisse Bedeutung. An dieser Stelle ist wiederum auf eine deutliche Vorzeitigkeit der Vegetation in den Südalpen hinzuweisen, die sicher edaphisch klimatische Ursachen hat. Auch die Nähe zu den Refugialgebieten mag dabei eine nicht untergeordnete Rolle spielen (vergi. Schul t ze 1984, Sercelj 1972). Jüngeres Spätglazial Das Jüngere Spätglazial umfasst die Abschnitte 4—5. In diesem Zeitraum ist die Gegend um den Blejsko jezero bereits mit Wald bedeckt. Nach den Erfahrungen aus Kärnten ist dieser Abschnitt zeitlich zwischen 14.000 und 10.300 vor heute anzusetzen. Ein Klimarückschlag im Sinne I c (Ältere Dryas) ist nicht zu beobachten. Sehr stark scheint aber die Jüngere Dryas (III) aus- gebildet zu sein, was ihre Ursache in der bereits weit fortgeschrittenen Wald- entwicklung haben könnte, sodass die »empfindlichere« mesophytische Vegeta- tion gegenüber Klimaschwankungen eher reagiert als kaltzeitlich angepasste Pioniervegetation. Älteres Postglazial Das ältere Postglazial umfasst die Diagrammabschnitte 6—8. Vegetations- geschichtlich stellt diese Zeit den Übergang von der pleistozänen Pflanzenwelt, wo hauptsächlich Föhren- und Birkengesellschaften das Vegetationsbild do- minieren, über EMW-Hasel-Fichten-Gesellschaften zur Klimaxgesellschaft mit 104_ Ekkehard Schultze Buchen-Tannendominanz dar. Auch im älteren Postglazial ist das frühe Auf- treten von mesophytischen Gehölzen (bereits im jüngeren Spätglazial) markant. Das von б e r c e 1 j (1972) festgestellte, frühere Auftreten der EMW-Gesell- schaften gegenüber der Hasel (also ähnlich wie im Riss-Würm Interglazial) ist inzwischen für alle südlich des Alpenhauptkammes in der collinen und sub- montanen Stufe liegenden Profile hinlänglich bewiesen (Fritz 1973, Schultze 1984, Bortenschlager 1976, Schmidt 1965). Dank Dank schuldet der Verfasser: Herrn Prof. Dr. H. Löffler, Frau Dr. Senekovič für die Möglichkeit ein Profil aus dem Blejsko jezero zu ge- winnen. Den Herrn M. B o b e k und R. Niederreiter für die tatkräftige Mithilfe bei der Bohrung. Herrn Prof. Dr. A. S e r c e 1 j und Frau M. C u - 1 i b e r g sowie den Herren Prof. Dr. S i f r e r und Doz. Dr. Vrhovšek für zahlreiche Diskussionen und Führungen bei Exkursionen in Slowenien; Herrn K. Mayer für die Ausführung der Zeichnungen und Frau I. Gradi für die bewährte Schreibarbeit, nicht zuletzt den Herren Prof. N e a 1 (GB) und Prof. S e r c e 1 j für die Übersetzung der Zusammenfassung. Zusammenfassung Paläolimnologische Untersuchungen von Bohrkernen aus dem Blejsko je- zero haben folgendes ergeben: 1. Die See- und Vegetationsentwicklung verläuft ähnlich wie im Klagenfur- ter Becken. 1.2. Das Pollenspektrum wird dominiert von Artemisia und zahlreichen anderen Kräutern. Es herrscht Waldlosigkeit. Dieser Abschnitt (Älteres Spät- glazial) reicht zeitlich bis ca. 13.800 B.P.* Als erste Faunenelemente erscheinen Daphnia sp. (Cladoceren), Chironomi- den und dann Ostracoden (Cytherissa laciistris Sars gefolgt von Candona can- dida O. F. Müller und Limnocythere sanctipotricii Bra.' & Rob.). 1.3. Im Jüngeren Spätglazial (13.800—10.300 B.P.) kommt es zur Massen- ausbreitung von Bosmina (Cladocera) und zum Erstauftreten von Pisidium sp. (Mollusca) und Campylodiscus hibernica noricus (Ehr.) Grun. (Diatomeae). Gleichzeitig findet ein Sedimentwechsel von anorganogenem Sand und Schluff zur organogenen Gyttja statt. Zu diesem Zeitpunkt beginnt die Wiederbe- waldung. Das Ende des Jüngeren Spätglazials wird durch einen Klimarückschlag (Jüngere Dryas, III) dokumentiert. 1.4. Der Pollenabschnitt im Präboreal (IV) wird durch EMW-Hasel-Gesell- schaften dominiert. Limnocythere erreicht ihre Hauptverbreitung. Cytherissa ist ebenfalls präsent. 1.5. Gegen Ende des Präboreais beginnt die Buchendominanz. 2. Pigmentonalysen (Carotinoide) zeigen enge Parallelität zu den oben ge- nannten Ergebnissen. * B.P. = Before Present, bezogen auf 1950. Contributions to paleolimnology of the Bled Lake 105 Prispevki k paleolimnologiji Blejskega jezera v Sloveniji in razvoju okoliške vegetacije ter klime Povzetek Paleolimnološke raziskave vrtine iz Blejskega jezera so dale naslednje re- zultate: 1. Razvoj jezera in vegetacije je podoben kot v Celovški kotlini. 1.2. V pelodnem spektru dominirajo Artemisia in številne druge zelnate rastline, gozdne vegetacije ni. Odsek (Starejši kasni glacial) obsega čas do ca. 13.800 let pred sedanjostjo. Kot prvi favnistični elementi nastopajo Daphnia sp. (Cladocera), Chironomidae in potem še Ostracoda {Cytherissa lacustris Sars), za njimi pa se pojavita Candona candida D. F. Müller in Limnocythere sanctipatricii Bra. & Rob. 1.3. V mlajšem odseku kasnega glaciala (13.800—10.800) je množično raz- širjena Bosmina (Cladocera), prvič pa se pojavita Pisidium sp. (Mollusca) in Campylodiscus hihernica noricus (Ehr.) Grun. (Diatomeae). V tem času se sedimentacija sprevrže iz anorganogenega peska in puste gline v organogeno gyttjo. Hkrati se začne razvijati gozd. Konec mlajšega odseka kasnega glaciala karakterizira poslabšanje podnebja (Mlajši Dryas, П1). 1.4. Pelodni odsek v preborealu (IV) predstavljajo združbe QM (Quercetum, mixtum) in leske {Corylus avellana). Limnocythere doseže največjo razširje- nost. Cytherissa je prav tako še prisotna. 1.5. Ob koncu preboreala se že začenja prevlada bukve. 2. Pigmentna analiza (karotinoidov) kaže ozko povezanost z zgoraj navede- nimi ugotovitvami. Contributions to paleolimnology of the Bled Lake, Slovenia, and to evolution of adjoining vegetation and climate Summary Paleolimnological examination of several cores from Lake Bled has estab- lished the following: 1. The development of the lake and the vegetation is quite similar to those of the Klagenfurter Basin of Carinthia, Austria. 1.2. The pollen spectrum is dominated by Artemisia and several other her- baceous plants. There is no forest vegetation. This interval (Older Late Glacial) lasted until c. 13.800 B.P. The first faunal elements occurring in the lake are cladocerans (Daphnia sp.), chironomids, ostracods (Cytherissa lacustris Sars followed by Candona candida D. F. Müller and Limnocythere sanctipatricii Bra. & Rob.). 1.3. During the Younger Late Glacial (13.800—10.300 B.P.) there was an explosion of Bosmina (Cladocera) and for the first time Pisidium sp. (Mollusca) and Campylodiscus hihernica noricus (Ehr.) Grun. (Diatom) occur. At the same time there was a change in sediment from inorganic sand-clay layers to organic clay-gyttja. Parallel with these changes reafforestation starts. The end of the 106 Ekkehard Schultze Younger Late Glacial interval is marked by a climatic deterioration (Younger Dryas, III). 1.4. The pollen spectrum in Preboreal (IV) is dominated by EMW (Querce- tum mixtum) associations and by Hazel {Corylus avellana). Limnocythere at- tains its maximum abundance. Cytherissa is still present. 1.5. Towards the end of the Preboreal, pollen of Fagus silvática starts to become predominant. 2. Analyses of plant pigments (Carotinoids) give results similar to those above. Literatur Bortenschlager, I. 1976, Beiträge zur Vegetationsgeschichte Tirols II. Kufstein — Kitzbühel — Pass Thum. Ber. nat. med. Ver. Innsbruck, 63, 105—137, Innsbruck. Fritz, A. 1973, Die Bedeutung des Längseemoores für die Vegetations- und Klimageschichte des Klagenfurter Beckens (Ostalpen). Carinthia II, 163/83, 277-^93, Klagenfurt. Grimšičar, A. 1955, Zapiski o geologiji Bleda (Notes on the geology of Bled). Geologija, 3, 220—225, Ljubljana. Klaus, V/. 1977, »Coccus nivalis«. Ein häufiges Microfossil des Spätglazials und frühen Postglazials. Linzer biol. Beitr. II 9/1, 81—84, Linz. Löffler, H. 1983, The paleolimnology of Lake Bled. Zusammenfassungen XXII Kongress d. internat. A'^erein. f. Limnologie, VII/1983, 211, Bordeaux. Molnar, F. M., Rothe, P., Förstner, U., Stern, J., Ogorelec, B., Šercelj, A. &Culiberg, M. 1978, Lakes Bled and Bohinj. Geologija, 21/1, 93—164, Ljubljana. Schmidt, H. 1965, Palynologische Untersuchungen an drei Mooren in Kärnten (Mit pollen- und sporenmorphologischem Anhang). Diss. phil. Fak., Universität Inns- bruck, Innsbruck. Schultze, E. 1975, Pollenanalytische Untersuchungen an zwei Profilen aus dem Goggausee in den Wimitzer Bergen in Kärnten. In: H. Löffler 1975: Arbeits- bericht der limnologischen Exkursion Goggausee 1974. Carinthia II, 165/85, 168—176, Klagenfurt. Schultze, E. 1979 a. Pollenanalytische Untersuchungen eines Seebohrkernes aus dem Profundal des Wörthersees (Westbecken) in Kärnten. Linzer biol. Beitr. ILI, 1—19, Linz. Schultze, E. 1979 b. Ein Beitrag zur Vegetationsgeschichte Kärntens. Das Pollendiagramm Jeserzer (Saisser) See. Carinthia II, 169/89, 359—366, Klagenfurt. Schultze, E. 1984, Neue Erkenntnisse zur spät- und frühpostglazialen Vege- tations- und Klimaentwicklung im Klagenfurter Becken. Carinthia II im Druck. Sercelj, A. 1970, Würmska vegetacija in klima v Sloveniji. Razprave SAZU 13/7, 211—249, Ljubljana. Šercelj, A. 1972, Verschiebung und Inversion der postglazialen Waldphasen am südöstlichen Rand der Alpen. Ber. Deutsch. Bot. Ges. 85/1—4, 123—128, Berlin. S i f r e r, M. Г969, Kvartarni razvoj dobrav na Gorenjskem. Geogr. zbornik, XI, 101—220, Ljubljana. Z ü 11 i g , H. 1982, Untersuchungen über die Stratigraphie von Carotinoiden in den geschichteten Sedimenten von 10 Schweizer Seen zur Erkundung früherer Phyto- plankton-Entfaltungen. Schweiz. Z. Hydrol., 44/1, 1—98, Zürich. GEOLOGIJA 27, 107—158 (1984) Ljubljana UDK 551Л61:552.5:56.02(234.323.6) = 863 Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom Carnian beds at Tamar and at Log pod Mangartom Bojan Ogorelec, Bogdan Jurkovšek, Ljudmila Šrihar, Bogomir Jelen, Božo Stojanovič in Miha Mišic Geološki zavod Ljubljana, Parniova 33, 61000 Ljubljana Kratka vsebina Raziskane so bile karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Man- gartom. V delu so prikazani rezultati mikrofacialnih, paleontoloških, mi- neraloških in geokemičnih analiz. Cordevolski dolomit je svetle barve in vsebuje nad 90 "/o karbonata. Nastal je z zgodnje- in kasnodiagenetsko dolomitizacijo biomikritnega in stromatolitnega apnenca v litoralnem in sublitoralnem okolju odprtega šelfa. Julsko-tuvalske plasti so temne barve. Zanje je značilno menjavanje plastovitega lapornatega apnenca s tanjšimi polami laporja in glinovca. Apnenec je biomikriten, s števil- nimi školjkami in foraminiferami. Odlagal se je v zelo plitvem zaprtem šelfu z lagunami (redukcijsko okolje), karbonatno sedimentacijo pa je občasno prekinjal dotok detritične komponente. V krovnini julsko-tuval- skih plasti leži plastoviti dolomit, ki navzgor prehaja y dachsteinski apnenec. Mikrofacialne analize julsko-tuvalskih plasti kažejo, da gre tako v Tamarju kot pri Logu pod Mangartom za precej enoten in mono- ton razvoj oziroma za podobno sedimentaci j sko okolje. Zato lahko raz- širimo pojem »tamarska formacija« tudi na karbonatno klastične plasti v okolici Loga pod Mangartom. Abstract Investigated were Carnian beds in Tamar and at Log pod Mangar- tom. In the paper are presented results of microfacial, paleontológicas mineralogical and geochemical analyses. The Cordevolian dolomite is of light color, and it contains above 90 "/o carbonate. It was formed by early and late diagenetic dolomitization of biomicritic and stromatolitic limestone in the littoral and sublittoral environment of the open shelf. Julian-Tuvalian beds are of dark color. They are characterized by inter- bedding of layered marly limestone with thinner sheets of marl and shale. Limestone is biomicritic and it contains numerous pelecypods and foraminifers. It was deposited in a very shallow restricted shelf with lagoons (reducing environment). Carbonate deposition was at times in- terrupted by supply of detritic component. Julian-Tuvalian beds are overlain by layered dolomite which passes upwards into the Dachstein limestone. Microfacial analyses of Julian-Tuvalian beds indicate at Ta- mar and at Log pod Mangartom a rather uniform and monotonous de- velopment, respectively a similar depositional environment. The term Tamar Formation can therefore be extended also to carbonate clastic beds in the surroundings of Log pod Mangartom. 108 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Šribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic Uvod Članek opisuje rezultate raziskav karnijskih plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom, ki smo jih opravili za Osnovno geološko karto SFRJ 1 :100.000. Posebno pozornost smo posvetili razvoju julskih in tuvalskih plasti, njihovi fosilni združbi ter interpretaciji sedimentacijskega okolja. Okvirno podajamo tudi regionalno geološko zgradbo z opisom spremljajočih kamenin v njihovi krovnini in talnini. Terenske in stratigrafske raziskave sta opravila B. Jurkovšek in B. Stojanovič, sedimentološke in geokemične analize B. Ogorelec, mikropaleontološke analize zbruskov S r i b a r , palinološke analize B. Jelen, rentgensko pa je vzorce raziskal M. Mišic. Pregled dosedanjih raziskav Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom so bile že v pre- teklosti predmet številnih bolj ali manj natančnih proučevanj. O njih je pisal že K. Peters (1856). Sledil jih je v Belopeški dolini in na vznožju Mangarta, Sl. 1. Lega raziskanih profilov karnijskih plasti v Julijskih Alpah Fig. 1. Location map showing investigated profiles of Carnian beds in Julian Alps Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom 109 do zahodnega obronka Ponce, majhno sled karnijskih kamenin (rabeljskih plasti) pa je odkril tudi v Mali Pišnici. Sele C. Diener (1884) je ugotovil rabeljske plasti tudi v Tamarju in jih sledil v pasu, ki se izklinja med Velikim Sleme- nom in Mojstrovko. Tudi on omenja te kamenine iz notranjega kota Male Pišnice. Na pregledni geološki karti tega ozemlja F. Kossmata (1913) у.г na severnem vznožju Mangarta zarisan pas rabeljskih plasti, ki se vleče ne- pretrgano od visoke Ponce v loku proti Tamarju. A. Winkler-Herma- den (1936) je zapisal, da so rabeljske plasti klastično razvite samo na sever- nem robu Julijskih Alp, kar kaže na njihov nastanek v obrežnem pasu. Kar- nijske plasti na tem ozemlju so opisovali tudi I. Rakovec (1951), R. Selli (1963) in še nekateri drugi avtorji, ki pa so v obsežnejših študijah v glavnem interpretirali podatke starejših avtorjev. SI. 2. Shematizirani litostratigrafski stolpec zgornjetriadnih plasti v raz- iskanem delu Julijskih Alp Fig. 2. Schematic lithostratigraphic column of the Upper Triassic beds in the investigated area of Julian Alps 110 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Sribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic K poznavanju geološke zgradbe ozemlja zahodno od Mangarta so med 1955. in 1967. letom pomembno prispevali geologi, ki so ta prostor raziskovali v okvi- ru sledenja svinčeve in cinkove mineralizacije (A. Nosan, M. Iskra, S. Pire in K. Braun). Izdelali so geološko karto v merilu 1 : 10.000 ter prečne geološke in geokemične profile. Podrobno so opisali srednjetriadni ru- donosni dolomit, rabeljske plasti, glavni dolomit in dachsteinski apnenec. Zal izsledki vseh teh raziskav niso bili objavljeni. Shranjeni so v arhivu Geološke- ga zavoda Ljubljana. Makrofavno iz karnijskih plasti pri Logu pod Mangartom je opisala M. M i k n i ć (1978). Določila je 12 vrst školjk, od katerih je večina vodilna za zgornji del rabeljskih plasti. V zadnjem obdobju je karnijske plasti na ozemlju severnih Julijskih Alp raziskoval A. Ramovš (1981 in 1985). Ugotovil je, da se julske in tuvalske plasti v Tamarju ločijo po litološkem razvoju in po fosilni združbi od rabeljskih plasti v klasičnem najdišču Rabelj. Zato je zanje upravičeno uvedel novo ime — »tamarska formacija«. Geološka zgradba ozemlja Ozemlje, ki smo ga raziskali, leži v zahodnem delu Julijskih Alp in se raz- teza zahodno od Vršiča preko Tamarja in Loške Koritnice proti Predelu (sl. 1). Sl. 3. Geološka karta Tamarja in lega raziskanega profila Crna voda Fig. 3. Geological map of Tamar area and location of the investigated profile Crna voda Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom 111 Pretežno je zgrajeno iz zgornjetriadnih karbonatnih kamenin (sL 2), nekaj malega pa je tudi jurskih in krednih apnencev, ki jih zasledimo v luskasti zgradbi Mangartskega sedla in na Plešivcu. Preko ozemlja potekajo številni sistemi prelomov. Večina jih je neotekton- skega porekla, nekateri pa kažejo tudi na predneotektonsko aktivnost. Najpo- membnejši prelomni sistemi imajo prečnodinarsko smer. V smeri severovzhod- jugozahod poteka močan prelom iz Male Pišnice preko Grla in Tamarja v Loško Koritnico, kjer so ga že prejšnji avtorji poimenovali koritniški prelom. Podobno smer ima tudi prelom, ki poteka iz Tamarja preko Jalovške škrbine proti Ple- šivcu. Na celotnem ozemlju zasledimo tudi močan sistem prelomov v smeri sever—jug. Ob takem prelomu se je izoblikovala ledeniška dolina Planice, nič manj pogostni pa niso prelomi v tej smeri na področju Mangarta in Jalovca ter zahodneje od tod proti Predelu. Omeniti moramo predvsem klanjški prelom, ki poteka iz doline Belopeških jezer v Loško Koritnico. Ob njem se stikata cordevolski in karnijsko-norijski dolomit, ki so ga poimenovali tudi »glavni dolomit«. Eden od odcepov klanjškega preloma poteka preko Gornjega stana, nanj pa je vezana baritno-sulfidna mineralizacija. S stališča prospekcije svin- čevo-cinkove mineralizacije je bil za prejšnje raziskovalce zelo zanimiv tudi prelom v smeri severozahod—jugovzhod v dolini Predelice. Prelomi v drugih smereh so manj izraziti; so krajši in niso bistveno vplivali na geološko zgradbo opisanega ozemlja. 112 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Sribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic Opisi profilov Tamar Na ozemlju med Veliko Pišnico na vzhodu in jugoslovansko-italijansko mejo na zahodu prevladujejo cordevolske kamenine. Največ je belega in svetlo si- vega masivnega ali debelo skladovitega sparitnega dolomita s prekristaljenimi algami v posameznih horizontih. Nad planiškimi skakalnicami je razvito tudi nekaj plastovitega apnenca in dolomitiziranega apnenca z rekristaliziranimi ostanki alg, med katerimi smo določili vrsto Diplopora annulata Schafhäutl in foraminifere Diplotremina astrofimhriata Kristan-Tollmann, Variostoma sp. in Earlandinita sp. V splošnem lahko ugotovimo, da je na širšem področju več apnenčevih plasti v spodnjem delu cordevolskega zaporedja. Zrnat cordevolski dolomit sega še globoko v dolino Tamarja, kjer tvori talnino julsko-tuvalskim plastem. Te so razvite karbonatno-klastično in izdanjajo v 4 km dolgem pasu med Tamarjem in Vršičem. Zasledimo jih tudi ob izviru Nadiže in v posamez- nih krpah na Ciprniku, v Grlu ter na severnem pobočju Škrbinjka v Mali Pišnici. Karbonatne plasti julske in tuvalske podstopnje so makroskopsko značilne po temni barvi in menjavanju tankih plasti apnenca in laporja. Zajeli smo jih s profilom v 80 metrov debeli skladovnici v grapi Crna voda nad dolino Tamar (sl. 3 in 4). Profil je vseskozi odlično odkrit. Zajeta sta tako njegova talnina, ki jo sestavlja cordevolski dolomit, kot tudi krovnina (dolomit noriško-retske stopnje — »glavni dolomit«). Lateralno je v julsko-tuvalski skladovnici pone- kod razvit le dolomit z rožencem, ki doseže debelino tudi do 100 m, drugod pa dolomit z rožencem manjka oziroma se močno stanjša. Sl 4. Geološki presek čez dolino Tamar. Razlago glej na sl. 2 Fig. 4. Geologie cross-section through Tamar valley. See fig. 2 for explanation Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom 113 V vrhnjem delu profila so plasti ob prelomu sicer premaknjene v dolžini 30 metrov, vendar pa lahko profil po značilnih plasteh v popolnosti rekonstru- iramo. Plasti padajo z naklonom od 20" do 40" proti jugu in jugozahodu. Skup- no je bilo v profilu odvzetih 58 vzorcev. Litološki razvoj plasti je prikazan na sl. 5. Profil se pričenja s svetlo sivim zrnatim dolomitom cordevolske starosti, z debelino plasti 10 do 20 cm. Prvotna struktura kamenine v dolomitu ni več ohranjena. Prehod med cordevolskim dolomitom in plastmi julsko-tuvalske podstopnje je oster. Pogojen je s spremembo barve kamenine, ki postane temno olivno siva, in s številnimi polarni temnega laporja. V spodnjih desetih metrih profila se menjavajo plasti apnenca in dolomita, oboje pa prekinjajo ca. 20 cm debele pole in plasti laporja. Večidel so plasti tanke, merijo 5 do 10 cm, izjema sta le dve 0,5 in 1 meter debeli plasti. Tako apnenec kot dolomit sta precej lapornata. Delež karbonata v preiskanih plasteh znaša med 79 in 93 "/o. Apnenec je po strukturi biomikriten in vsebuje številno favno. Najbolj pogostne so lupine tanko- in debelolupinskih školjk, slede mikrogastropodi, ploščice ehinodermov in ostrakodi (tab. 1, sl. 2 in 3, tab. 2, sl. 2 in 3). Mestoma se javljajo še drobne foraminifere. Delež fosilov cenimo v povprečju na 10 do 20 "/o, tako da kamenino po Dunhamovi klasifikaciji uvrščamo v »wackestone«. Nekatere plasti je zajela kasnodiagenetska dolomiti- zacija. Dolomitni romboedri merijo med 20 in 30, izjemoma do 80 um, delež dolomita pa cenimo na 10 do 30 "/o, razen v plasteh, ki so skoraj popolnoma dolomitizirane. Zanimiva sta vzorca št. 8 in 6, pri katerih je celotna osnova popolnoma dolomitizirana, medtem ko so školjčne lupine in ploščice ehinoder- mov kalcitne. V vzorcu 6 so krinoidi tako številni, da apnenec lahko poimenu- jemo kar »krinoidni«. Energijski indeks vzorcev je nizek do zelo nizek (1—2), kar kaže na sedimentacijo v mirnem okolju. Osrednji del profila, med 10. in 50. metrom, je zelo monoton (sl. 6). Menja- vajo se 5 do 20 cm debele plasti temnega lapornatega apnenca in 5 do 10, izjemoma do 120 cm debele plasti laporja, kar na terenu lepo opazujemo po značilnem nazobčanem reliefu. Apnenčeve plasti kažejo teksturo budinaža. Fosilna združba tega dela profila je enaka kot v spodnjem delu, pač pa je fosilov manj (pod 10 Vo), kar uvršča apnenec v skupino »mudstone«. Školjke so le drobne in tankolupinske, več pa je foraminifer. Od alokemov se občasno pojavljajo še posamezni peleti. Delež karbonata se giblje med 61 in 91 "/», primes organske komponente pa daje kamenini vonj po bitumnu. Nekarbo- natnemu delu vzorcev pripadajo le minerali glin, organska primes in piritni pigment. Delež dolomita (do 30 ¡jm veliki romboedri) znaša od sledov do 15 "/o; izjema je le ena plast (št. 3), ki vsebuje 76 Vo dolomita. V redkih plasteh, te so ponavadi nekoliko debelejše, opazujemo drobne korozijske votline. Te imajo nepravilne oblike, merijo do 2 cm, z daljšo osjo so orientirane vzporedno s plastovitostjo kamenine in so zapolnjene z zrnatim dolomitom. Zaradi primesi železa je dolomit obarvan rjavkasto, kar daje kamenini na površini še posebno patino. Korozijske votline kažejo na občasne lokalne okopnitve znotraj sedi- mentacijskega bazena, ki so omogočile zakrasevanje karbonatnega zaporedja. Vrhnji del profila se od osrednjega dela makroskopsko ne loči bistveno. Se vedno se menjavajo 5 do 20 cm debele plasti temno olivno sivega apnenca 8 — Geologija 27 114 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Šribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic Sl. 5. Litostratigrafsko zaporedje karnijskih plasti v profilu Crna voda nad Tamarjem Fig. 5. Lithosiratigraphic sequence of the Carnian beds in Crna voda at Tamar Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom 115 z budinažasto krojitvijo in do 20 cm debele plasti trdega laporja (sl. 7 in 8). Mestoma vsebuje lapor toliko organske snovi, da je že črne barve in ga terensko poimenujemo kar »premoški lapor«. Apnenec je temno siv, bolj ali manj lapornat, in vsebuje 83 do 95 "/o karbonata. Po strukturi je biomikriten in biopelmikriten, glede na delež fosilov in alokemov pa večidel spada v grupo Legenda k slikama 5 in U Explanation of figures 5 and 11 116 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Šribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic »wackestone«, poredkeje v »mudstcne« in »packstone«. Med fosili so najštevil- nejše školjčne lupine, tako tanko- kot debelolupinske, pogostne so tudi drobne foraminifere, manj pa je polžev, ostrakodov in ehinodermov; v sledovih so prisotne še skeletne alge. V nekaterih plasteh so fosili tako številni, da tvorijo že prave lumakele. Med školjkami sta najbolj pogostni vrsti Lopha montiscapri- lis (Klipstein) in majhne megalodontidne školjke. Od alokemov opazujemo drobne pelete, mestoma pa tudi mikritne plastiklaste. Redke plasti apnenca so dolomitizirane. Dolomitizacija je kasnodiagenetska; javlja se v obliki do 150/^m velikih romboedrov, delež dolomita pa cenimo med 2 in 20 "/o. Popolnoma dolomitizirane so plasti v vrhnjih treh metrih profila, na prehodu v noriški dolomit (»glavni dolomit«). V vzorcu št. 54 opazujemo v sledovih do 40 «m velika kremenova zrna detritičnega izvora. Energijski indeks preiskanih vzorcev je nizek do zelo nizek (1—2), kar kaže na sedimentacijo v mirnem plitvem šelfu lagunskega značaja. Le v dveh vzorcih je mikritna osnova nekoliko izprana in delno nadomeščena z drobnozrnatim sparitom dveh generacij. Sl. 6. Menjavanje apnenčevih in lapornih plasti v karnijskem pro- filu Crna voda nad Tamarjem Fig. 6. Alternation of limestone and marl beds within Carnian profile Crna voda at Tamar Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom 117 Mineralna sestava štirih plasti laporja in glinovca, ki se pojavljajo med plastmi apnenca in dolomita, je prikazana v tabeli 1. Mineralna sestava preiskanih vzorcev je precej enotna, z izjemo vzorca 52, kjer je kalcit nadomeščen z dolomitom. Med minerali glin prevladuje illit nad kloritom, v dveh vzorcih (25 in 44) pa je prisoten še montmorillonit. Zanj predvidevamo, da je lahko nastal pri diagenetskih spremembah vulkanskega stekla kot avtigen mineral. Tz julsko-tuvalskih plasti v Tamarju, iz profila Crna voda, smo mikro- paleontološko raziskali več vzorcev in v njih določili mikrofavno, ki potrjuje domnevno starost plasti. V raziskanih zbruskih prevladujejo foraminifere: Pilamminella kuthani (Salaj), Agathammina austroalpina Kristan-Tollmann & Tollmann, Nodosaria ordinata Trifonova, Aulotortus sinuosus Weynschenk, Angulodiscus gaschei praegaschei (Koehn-Zaninetti), Glomospira sp., Glomospi- rella sp. in Ophthalmidium sp. Poleg foraminifer smo v vzorcih dobili še ostanke ostrakodov, lupine mehkužcev in ehinoderme. Alge so zelo redke; dobili smo jih v dveh vzorcih. Ohranjene so slabo, pripadajo rodu Clypeina, verjetno vrsti SI. 7. Detajl apnenčevih in lapornatih plasti znotraj profila Crna voda—Tamar Fig. 7. Detail of limestone and marl beds within Crna voda—Tamar succession 118 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Šribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic Clypeina besici Fantič, ki je vodilna vrsta julske podstopnje. V istem horizontu smo našli tudi algo Poikiloporella duplicata (Pia). Konkordantno na julsko-tuvalskih plasteh leži plastovit dolomit. Meje med obema litološkima enotama nam v profilu Crna voda s fosili ni uspelo dokazati. Postavljena je glede na litološko spremembo plasti tam, kjer se laporni vključki ne pojavljajo več in kjer postane dolomit svetel, čist karbonat pa brez detritičnih primesi. V krovnini profila Crna voda je plastovitega dolomita razmeroma malo; zato ga na karti nismo izdvojili. Nad dolomitom leži debela skladovnica dachsteinskega apnenca, ki gradi najvišje gorske grebene južno in zahodno od Tamarja. Sedimentološko in mikropaleontološko smo raziskali tudi okrog 70 m debelo julsko-tuvalsko skladovnico pri izviru Nadiže v Tamarju (sl. 3). Profil je večidel lepo odkrit. Spodnji del izdanja med meliščem, ki ga je odkril plaz, vrhnjih 30 metrov profila pa poteka v živi skali pod samim izvirom Nadiže. Profil zajema le vrhnji del karnijskega karbonatnega zaporedja; v talnini je prekrit z meliščem. V bistvu je raziskani profil le ostanek zahodnega krila antiklinale, katere os poteka po dolini Tamarja. Sl. 8. Detajl iz vrhnjega dela karnijskih plasti v profilu Crna voda—Tamar. Apnen- čeve plasti kažejo budinažasto teksturo Fig. 8. Detail from the upper part of the Carnian succession at Crna voda—Tamar. Remarkable boudinage structure of limestone beds Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom 119 Tabela 1. Mineralna sestava karnijskega laporja in glinovca, profil Tamar Table 1. Mineral composition of Carnian marl and claystone, Tamar succession Tabela 2. Mineralna sestava karnijskega la- porja, izvir Nadiže v Tamarju Table 2. Mineral composition of marl; Carn- ian succession at Nadiža source in Tamar Raziskani profil pri izviru Nadiže lahko litološko razdelimo v dva dela — spodnjega, ki ga sestavlja apnenec z vložki laporja, in v zgornji, dolomitni kompleks. Apnenec je srednje olivno sive barve in se javlja v 10 do 40 cm, poprečno 20 cm debelih plasteh. Kontakti posameznih plasti so večidel neravni. Pogosto opazujemo budinažasto teksturo, ki je pogojena s številnimi, do 10 cm debelimi vmesnimi lapornimi polami. Po strukturi je apnenec biomikriten in biopel- mikriten, po Dunhamovi klasifikaciji (1962) pa so zastopani vsi strukturni tipi od »mudslone« do »packstone«. Med fosili prevladujejo tanko- in debelo- lupinske školjke nad polži, ehinodermi, foraminiferami, ostrakodi in algami (tako neskeletnimi kot skeletnimi). Školjčne lupine, velike do 2 cm, so večkrat tako številne, da govorimo lahko že kar o lumakelnih plasteh. Osnovo med fosili in peleti sestavlja gost mikrit z do 5 //m velikimi zrni, med katerega so kot pigment pomešani redki minerali glin ter občasno tudi pirit in organska snov. Slednja dva kamenino lokalno temneje obarvata, zaradi primesi gline (do 5 "/«) pa imajo nekatere plasti videz lapornega apnenca in tako laže preperevajo. V nekaterih vzorcih opazujemo bioturbacijsko teksturo ter redke in drofene stilolitne šive. Energijski indeks kamenine je zelo nizek (1—2) in kaže na mirne pogoje sedimentacije znotraj plitvega zaprtega šelfa z občasnim 120 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Sribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic dotokom klastične komponente (glina). Redke plasti je zajela kasnodiagenetska dolomitizacija. Dolomit, katerega delež cenimo od sledov do 2 "/o in največ 10 "/o, se javlja v izoliranih romboedrih. Zaradi limonitizacije piritnih zrn so nekatere plasti apnenca lokalno rjavkasto obarvane. Analizi dveh vzorcev laporja kažeta, da ta vsebuje zelo nizek odstotek karbonata (ca. 25 "/o), tako da je že na meji z glinovcem. Med karbonatnimi minerali kalcit rahlo prevladuje nad dolomitom, med minerali glin pa natrijev montmorillonit nad kloritom in illitom (tabela 2). Apnencu z lapornimi polami sledi 12 metrov masivnega zrnatega dolomita svetlo sive barve, nato pa okrog 20 metrov tankoplastovitega do ploščastega dolomita z redkimi gomolji roženca in polami laporja. V zrnatem dolomitu (dolosparit z do 150 jum velikimi zrni) prvotna struktura kamenine ni več ohranjena. Pač pa kaže ploščasti dolomit strukturo rekristaliziranega biomikrita (tab. 3, sl. 3) in biopelmikrita (»mudstone« in »wackestone« po Dunhamovi klasifikaciji). Fosilna združba je enaka, kot jo opazujemo v apnenčevem kompleksu spodnjega dela profila. Zastopane so školjke, foraminifere in ploščice ehinodermov. Foraminifere so rekristalizirane in nedoločljive, pre- poznamo jih le po konturah. Vendar pa po fosilni združbi in mikrofacialnih značilnostih vzorcev vseeno lahko sklepamo, da pripada ta ploščasti dolomit še najbolj verjetno vrhnjemu delu karnijskega zaporedja. V več vzorcih opazujemo tudi piritni pigment in stilolitne šive. Prvotna mikritna osnova je rekristalizirana v mikrosparitni dolomit. Gomolji roženca so redki, merijo do 5 cm in na površini izstopajo iz kamenine. Po .strukturi je roženec mikrokristalen, nastal pa je v okolju plitvega zaprtega self a. Na tako okolje, občasno tudi z litoralnimi pogoji, sklepamo po mikrofaciesu in po izsušitvenih porah v redkih vzorcih. Izvor kremenice za nastanek gomoljev lahko iščemo v detritični klastični komponenti lapornih lezik, ko je prišlo pri lokalnih povišanjih pH znotraj sedimentacijskega bazena med diagenezo do raztapljanja kremenovih zrn, pri ponovnem znižanju pH (kislo in nevtralno okolje) pa do izločanja kremenice v obliki roženčevih gomoljev. V nekaterih vzorcih opazujemo tudi lepe, okrog 50 jum velike kristale avtigenega kremena. Dolomitizacija vrhnjega karnijskega kompleksa je po vsej verjetnosti dvojnega značaja. Ploščasti dolomit z ohranjeno prvotno strukturo kamenine in mikritno osnovo je zajela zgodnjediagenetska dolo- mitizacija; zanjo so bili litoralni pogoji zaprtega šelfa zelo ugodni. Zrnati dolomit pa je rezultat kasnodiagenetske dolomitizacije. V preiskanih vzorcih smo našli naslednje foraminifere: Pilamminella kutha- ni (Salaj), Agathammina austroalpina Kristan-Tollmann & Tollmann, Nodosaria ordinata Trifonova, Aulotortus sinuosus Weynschenk, Angulodiscus gaschei praegaschei (Koehn-Zaninetti), Pseudonodosaria cf. tenuis (Bornemann), Vario- stoma sp., Acicularia sp. in Ophthalmidium sp. Vzorec 7 je vseboval poleg fora- minifer tudi bogato mikrofloro. Določili smo alge: Clypeina hesici Pantić, Poikiloporella duplicata (Pia) in Thaumatoporella parvovesiculifera (Raineri). Poleg foraminifer in alg smo našli še ostanke krinoidov Ossicrinus cf. reticulatus Kristan-Tollmann, ehinoderm, ostrakodov in mehkužcev. Nad karnijskim dolomitnim zaporedjem je več sto metrov debela skladov- nica dolomita, v kateri se menjavajo tanjše pole stromatolitnega in loferitnega Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom 121 dolomita z debelejšimi plastmi zrnatega dolomita. Starosti teh plasti nam ni uspelo paleontološko dokazati. Sam kontakt med karnijskim ploščastim dolo- mitom z gomolji roženca in dolomitom je omejen z lokalnim prelomom in nekaj metrov debelo milonitno cono. Log pod Mangartom Na širšem področju raziskanega profila smo izdvojili cordevolski dolomit, julsko-tuvalsko karbonatno-klastične plasti, »glavni dolomit« in dachsteinski apnenec (sl. 9 in 10). Poleg julsko-tuvalskih plasti je zanimiv predvsem cordevolski dolomit, saj je prav ta nosilec orudenenja v rabeljskem rudniku in ga imenujejo tudi rudonosni dolomit. Iz cordevolskega dolomita smo orientacijsko preiskali 15 vzorcev. Dolomit je deloma masiven, deloma pa plastovit in izredno čist (vsebuje nad 98 "/o karbonata). Preiskani vzorci pripadajo praktično dvema facialnima tipoma. Sl. 9. Geološka karta ozemlja Loške Koritnice in situacija raziskanega profila kar- nijskih plasti. Le,genda pri sl. 3 Fig. 9. Geological map of Loška Koritnica area and location of the investigated Car- nian succession. See fig. 3 for explanation 122 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Sribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic Debele plasti in masivni dolomit so po strukturi biointramikritni oz. intra- pelmikritni in kažejo na sedimentacijo v relativno mirnem okolju zelo plitvega šelfa (sublitoral). Med fosili so zastopane tanke školjčne lupine, polži, redke rekristalizirane foraminifere, kopuče neskeletnih alg in posamezni ostrakodi. Energijski indeks vzorcev je zelo nizek do nizek (1—2). Večkrat je tak dolomit delno ali pa popolnoma rekristaliziran v sparitni dolomit s hipidiotopično strukturo, tako da prvotna struktura kamenine ni več opazna. Bolj debelozrnat dolomit je lokalno tudi rahlo porozen; gre za medzrnsko poroznost nekaj deset џт dimenzij, delež por pa cenimo na ca. 5 ^/o. Drugi tip dolomita, ki se mikroskopsko loči na terenu že po tanjši plasto- vitosti (pole in plasti do 30 cm) ter po teksturnih oblikah, kaže na sedimentacijo v litoralnem okolju, kjer so se med sedimentacijo epizodično ponavljale faze kratkotrajnih okopnitev in preplavitve ozemlja. Za litoralni facies so značilne plasti stromatolitnega dolomita, onkosparita ter pravega loferita s številnimi, do nekaj mm velikimi izsušitvenimi porami (te so naknadno zapolnjene s sparitnim dolomitom ali kalcitom, tab. 1, sl. 1). Tip sedimentacije je bil v cordevolskem obdobju na ozemlju Mangarta enak, kot ga opazujemo v mlajši formaciji dachsteinskega apnenca, le da je prvotna struktura kamenine zaradi bolj ali manj izrazite dolomitizacije dosti slabše ohranjena kot npr. pri dachsteinskem apnencu. Za večji del dolomitnega kompleksa predvidevamo kasnodiagenetske dolomitizacijske procese, medtem ko so bile stromatolitne in loferitne plasti po vsej verjetnosti delno dolomi- tizirane že v fazi zgodnje diageneze. Nad cordevolskim dolomitom leži več deset metrov debela skladovnica julsko-tuvalskih plasti, ki izdanjajo v nekaj sto metrov širokem pasu med Vraškim Skrabom na jugoslovansko-italijanski meji in dolino Loške Koritnice. Nekaj posameznih krp julsko-tuvalskih plasti izdanja tudi ob koritniškern prelomu na severnem pobočju Loške Koritnice, pri Gornjem stanu in ob Sl. 10. Geološki presek med Loško Koritnico in Malim vrhom pod Mangartskim sedlom. Razlago glej na sl. 2 Fig. 10. Geologic cross-section through Loška Koritnica valley and Mali vrh below Mangartsko sedlo. See fig. 2 for explanation Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom 123 SI. 11. Litostratigrafsko zaporedje karnijskih plasti v profilu Log pod Mangartom. Legenda pri sl. 5 Fig. 11. Lithostratigraphic sequence of the Carnian beds at Log pod Mangartom. See fig. 5 for explanation 124 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Sribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic SI. 12. Osrednji del karnijskega profila v grapi Nakel — profil Log pod Mangartom Fig. 12. Middle part of the Carnian carbonate succession in Nakel gorge — Log pod Mangartom SI. 13. Detajl apnenčeve plasti z izluženimi megalodontidnimi školj- kami; profil Log pod Mangartom Fig. 13. Detail of limestone bed with numerous megalodontid pe- lecypods: Log pod Mangartom Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom 125 Tabela 3. Mineralna sestava lapornih plasti znotraj karnijskega zaporedja; profil Log pod Mangartom Table 3. Mineral composition of marl within Carnian carbonate succession, profile Log pod Mangartom klanjškem prelomu. S profilom so bile te plasti zajete v potoku Nakel (na nekaterih kartah imenovan tudi Ilovec), 300 m vzhodno od ostrega cestnega ovinka med vasjo Log pod Mangartom in prelazom Predel( sl. 11). Skladovnica karnijskih plasti je tu debela 25—30 metrotv, v profilu pa smo preiskali 40 vzorcev. Plasti padajo z nagibom 25" proti jugozahodu. Julsko-tuvalsko karbonatno-klastično zaporedje kaže v celotni debelini precej monoton oz. enoten, tako litološki kot mikrofacialni razvoj. Za celoten profil je značilen temno olivno siv, bolj ali manj lapornat apnenec, med katerim se javljajo tanjše, največ do 30 cm debele plasti laporja (sl. 12 in 13). Apnenec je večidel tankoplastovit s 5 do 20 cm debelimi plastmi; izjema pa je nekaj plasti, ki merijo 50 do 120 cm. Tanjše plasti imajo neravne ploskve in budi- nažasto teksturo, prav tako pa so tudi bolj lapornate kot debele plasti apnenca. Delež karbonata se v apnencu giblje med 83 in 97 "/o, v povprečju pa okrog 95 "/o. Po strukturi je apnenec biokrimiten, v vrhnjem delu profila tudi intra- biomikriten, s spremenljivim deležem fosilov, tako da ga po Dunhamovi klasifikaciji uvrščamo v vse prehodne skupine med tipoma »mudstone« m »packestone«. Med fosili so najbolj pogoste debelo- in tankolupinske školjke, manj zastopani pa so polži, ehinodermi, ostrakodi in foraminifere (tab. 2, sl. 1, tab. 3, sl. 1). V nekaterih plasteh so med fosili prisotni skoraj izključno ostra- kodi. V sledovih se javljajo še skeletne alge in kopuče neskeletnih alg z neiz- razito stromatolitno strukturo (tab. 3, sl. 2). Od drugih alokemov nastopajo poredki peleti ter posamezni mikritni intraklasti in plastiklasti. Školjčne lupine so mestoma tako številne, da imajo nekatere plasti značaj pravih lumakel. Večidel gre za drobne, do 3 cm velike školjke iz skupine megalodontid. Mikritna osnova, med katero so enakomerno pomešani tudi minerali glin, organska snov in piritni pigment, je navadno rahlo rekristalizirana. Večji del apnenca je rahlo dolomitiziran. Dolomit je kasnodiagenetski in nastopa v 40 do 80 um velikih izoliranih romboedrih. Njegov delež cenimo med 2 in 10 "/n, izjemoma do 25 "/o. Iz analiz na tabeli 3 je razvidno, da delež karbonata v laporju narašča — v talnini profila znaša le 27 "/o, v vrhnjih delih profila pa doseže do 80 "/o. Med minerali glin prevladuje illit nad kloritom, v vzorcu 11 pa se pojavlja še montmorillonit. Njegov izvor je verjetno^ isti, kot ga predvidevamo za vzorce 126 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Šribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic iz profila Crna voda v Tamarju. Precej pogost mineral je še pirit; njegov delež se giblje, po rentgenskih analizah, med 3 in 10 ^/o. Piritu pripisujemo avtigen nastanek in kaže na redukcijske pogoje znotraj sedimentacijskega okolja. Na ozemlju snemanega profila leži konkordantno na julsko-tuvalskih plasteh »glavni dolomit«, ki je v spodnjem delu verjetno še tuvalske starosti. Plasti »glavnega dolomita« je Braun razdelil v tri dele. Spodnji del ob meji z julsko-tuvalskimi plastmi je debeloplastovit in brez lapornih vložkov, debeline okrog 200 m, srednji del karakteriziraj o zelene, do 1 m debele plasti dolomitnih laporjev, v zgornjem delu pa laporji zopet izginejo. V splošnem ugotavljamo, da je spodnji del bolj plastnat, navzgor proti dachsteinskemu apnencu, ki leži konkordantno nad »glavnim dolomitom«, pa plastnatost pojema. Iz profila Log pod Mangartom smo pregledali 12 mikropaleontoloških zbruskov. V njih smo določili naslednje mikrofosile: Ammodiscus parapriscus Ho, Agathamndna judicariensis Premoli Silva, Agathammina austroalpina Kristan-Tollmann & Tollmann, Agathammina sp., Pilamminella kuthani (Salaj), Glomospira sp., Glomospirella sp., Angulodiscus gaschei praegaschei (Koehn- Zaninetti), Aulotortus sinuosus Weynschenk, Nodosaria cf. ordinata Trifonova, Nodosaria sp., Ophthalmidium tori Zaninetti & Brönnimann, Ophthalmidium sp. in Trocholina sp. Mikrofavna dokazuje karnijsko starost raziskanih plasti, alg, vodilnih za julsko-tuvalsko podstopnjo, pa nismo našli. Paleontološki del Paleontološko smo obdelali pomembnejše fosilne ostanke iz skupine alg, palinomorf in foraminifer. Vzorce smo raziskali po ustaljenih laboratorijskih postopkih. 1. Alge Dasycladaceae Diplopora annulata Schafhäutl, 1863 Tab. 6, sl. 1, 2 1920 Diplopora annulata Schafhäutl — Pia, 73—87, Taf. 5, Fig. 12—27. 1950 Diplopora annulata Schafhäutl — Herak, Tab. 1, sl. 2, 3, Tab. 2, sl. 1, 2. Tab. 4, sl. 1. 1964 Diplopora annulata Schafhäutl — Herak, 22—24, PI. 6, figs. 1—4, pl. 7, figs. 3—4, pl. 12, fig. 7. 1964 Diplopora annulata var. annulata Schafhäutl — Bystricky, 140—143, Tab. 29, f. 1—3, 4. Material : Cordevolski, nekoliko dolomitizirani apnenec iz Planice (nad skakalnico). Zbruski Be 7219/2 in Be 7219/3 z različnimi preseki dazikladacej. Kratek opis: Talus ima cilindrično obliko, vejice so razvrščene v vrete- na. Apnenčev ovoj kolobarjaste oblike ima premer od 2,2 mm do 4,00 nun. Steblo je segmentirano, razdeljeno na vretena, vejice oblike trichophora pre- bijajo apneni ovoj in se končujejo v tanke asimilatorje. Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom 127 Stratigrafska in geografska razširjenost: V Sloveniji je Diplopora annidata razširjena v plitvomorskem razvoju cordevolskega apnenca in dolomita v slovenskem delu Dinaridov. Nad skakalnicami v Planici smo našli Diploporo annulato v združbi foraminifer, ki so živele od anizijske do vključno karnijske stopnje. Na območju sosednje Hrvaške jo je opisal M. H er a k (1950, 1964) iz številnih nahajališč ladinijskega apnenca Dalmacije in Like. V ladinijskih plasteh Srbije in Cme gore so vrsto Diplopora annulata opisali S. Pantić in J. P. Rampnoux (1972) ter S. Fantič (1975); J. Bystricky (1964) citira vrsto prav tako v ladinijskih sedimentih na območju Slovaške (Slovensky kras) in Karpatov ter v celotnih Alpah. Clypeina besici Pantić, 1965 Tab. 9, sl. 3, 4 1965 Clypeina bešiči sp. nov. — Fantič, 134—135, Tab. 1—5. 1975 Clypeina besici Fantič — Pantić, 27, Tab. 71, sL 1, 2; Tab. 72, sl. 1. 1978 Clypeina besici Fantič — Trifonova, 49—62, Pl. 5, fig. 9. Material : Floščast, nekoliko lapornat karnijski apnenec v dolini Tamar, profil Nadiža, vzorec 7. Kratek opis: Talus alge sestavljajo zaporedna vretenca čašaste oblike. Število vejic vretenc se giblje od 12—22. Vejice so med seboj zraščene, razen na distalnem delu. Premer odprtine talusa je od 0,55—0,65 mm, višina vretenc približno 0,60 mm. Stratigrafska in geografska razširjenost: Karnijski ap- nenec (jul-tuval) v dolini Tamarja. Dokaj pogosto nastopa vrsta tudi drugod v Sloveniji v karnijskem apnencu šelfnega razvoja na območju lagune in litorala. Znana nahajališča so na območju Idrije, v Polhograjskih Dolomitih in širši okolici Ljubljane. V Bolgariji nastopa Clypeina besici v julsko-tuvalskih (?) sedimentih, ki ustrezajo coni Turritellella mesotriassica — Involutina gaschei praegaschei (Trifonova, 1978). Poikiloporella duplicata (Fia), 1943 Tab. 9, sl. 3, 4 1920 Oligoporella duplicata nov. spec. — Fia, 48—50, Tab. 2, Fig. 23—29. 1964 Poikiloporella duplicata (Pia) — Bystricky, 107—108, Tab. 9, f. 1—3. 1968 Poikiloporella duplicata (Pia) — Ott, 259—260, Abb. 2. 1972 Poikiloporella duplicata Pia — Fantič & Rampnoux, 317, Fl. 2, Fig. 5 in 6. Material : Karnijski ploščast, nekoliko lapornat biomikritni apnenec v dolini Tamarja (izvir Nadiže, vzorec 7, in Crna voda, vzorec 38). Kratek opis: Talus je kalciten, ravne trobčaste oblike in nečlenjen. Pore prebijajo stene talusa in so poševne na os steljke. Premer talusa doseže velikost do 2,50 mm. 128 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Šribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic Stratigrafska in geografska razširjenost: Vrsta nastopa v julsko-tuvalskih plasteh Tamarja. Pojavlja se tudi drugod v Sloveniji v kar- nijskih plasteh, pogosto skupaj z vrsto Clypeina hesici. Iz Srbije in Cme gore ter ostalih Dinaridov citirajo vrsto S. Pantič in J. P. Rampnoux (1972) ter S. P an tic (1975). J. Bystricky (1964) je uvrstil plasti z vrsto Poikiloporella duplicata v najvišji del ladinijske stopnje, in to iz Severnih Alp, Dinaridov in Slovaške (Slovensky kras). 2. Palinomorf e Palinološko sta bila raziskana vzorca iz plasti 9 in 11 — profil Log pod Mangartom. Spektra obeh vzorcev sta si podobna, zato ju obravnavamo skupaj. Acritarcha Leiosphaeridium sp. Veryhachium sp. Dictyotidium tenuiornatum Eisenack, 1955 S p o r i t e s Calnmospora sp. Todisporites minor Couper, 1958 Concavisporites crassexinius Nilsson, 1958 Lycopodiacidites kokenii Van der Eem, 1983 Sellaspora rugoverrucata Van der Eem, 1983 Densosporites sp. cf. Paleospongiosporis P o 11 e n i t e s Patinasporites densus (Leschik, 1956) Scheuring, 1970 Alet (proto)dissacat sp. div. Vitreisporites pallidus (Reissinger, 1950) Nilsson, 1958 Lunatisporites sp. Ovalipollis pseudoaletus (Thiergart, 1949) Schuurman, 1976 Enzonalasporites tñgens Leschik, 1956 Enzonalasporiies sp. 1 Enzonalasporites sp. 2 Praecirculina grnnijer Leschik, 1956 Partitisporites maljawkinae (Klaus, 1960) Van der Eem, 1983 Partitisporites verrucosus (Praehauser Enzenberg, 1970) Van der Eem, 1983 Duplicisporites granulatus Leschik, 1956 Cycadopites sp. Od stratigrafsko pomembnih oblik bo opisana oblikovna vrsta Partitisporites maljawkinae. Opisi ostalih so že objavljeni (B. Jurkovšek et al., 1984). Dobljena združba Patinasporites densus in Partitisporites maljawkinae določa kronocono densus-maljawkinae. Le-ta v Alpah obsega julsko podstopnjo (J. G. L. A. Van der Eem, 1983, 236—242, H. V iss cher & W. A. Brugman, 1981, 119). Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom 129 SI. 14. Porazdelitev relativnih frekvenc morfoloških skupin palinomorf v plasteh 9 + 11. Metoda po H. Visscherju & C. J. van der Zwanu (1981) Fig. 14. Relative frequency distribution of the morphological groups of palynomorphs in beds 9 -!- 11. Method of H. Visscher & van der Zwan (1981) A Monoletne akavatne spore Monolete acavate spores B Triletne akavatne levigatne in apikulatne spore Trilete acavate laevigate and apiculate spores C Triletne akavatne murornatne spore Trilete acavate murornate spores D Triletne cingulatne in conotriletne spore Trilete cingulate and zonotrilete spores E Skupina Aratrisporites Aratrisporites group F Porcellispora kompleks Porcellispora complex G Monosulkatni pelod Monosulcate pollen grains H OvalipoUis kompleks Ovalipollis complex I Aletni (proto) bisakatni pelod Alete (proto) bisaccate pollen grains J Samaropollenites K Teniatni (proto) bisakatni pelod Taeniate (proto) bisaccate pollen grains L Triadispora kompleks Triadispora complex M Vezikatni pelod U Leiosphaeridia Vesicate pollen grains V Micrhystridium N (Proto) monosakatni pelod Z Dictyotidium (Proto) monosaccate pollen grains Y Veryhachium O Circumpollis skupina UVZY Mikrofitoplankton — akritarhi Circumpollis group Microphytoplankton — Acritarchs 9 — Geologija 27 130 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Sribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic Kronocono densus-maljawkinae označuje oblikovna vrsta P. maljawkinae in nastop oblikovne vrste Partitisporites quadruplicis. Zadnja v dobljeni združbi manjka. V Sloveniji jo redkokje najdemo. Sodimo, da sta plasti 9 in 11 julske starosti. Osnutka nove kronostratigrafske razdelitve karnijske stopnje (H. Zapfe, 1983, 11) nismo uporabili. Kljub zahtevani uporabi kronostratigrafskega termina kronocona so pali- nologi pričeli uporabljati izraz faza, npr. faza densus-maljawkinae. Tukaj smo se odločili za kronocono. Histogram na sl. 14 kaže odstotkovne odnose v združbi. Dane morfološke skupine palinomorf lahko ekološko uvrstimo. Prevladujejo kserofilni elementi z relativno frekvenco 58,1 "/o. Higrofilni elementi so zastopani z relativno frekvenco 9,0 "/o, mezofilni elementi in elementi z nepoznano ekološko pre- ferenco s 25,4 ''/o. Predhodno omenjamo, da se karnijski palinološki spekter Julijskih Alp kvalitativno in kvantitativno močno razlikuje od enako starih spektrov, ugo- tovljenih severno od periadriatske tektonske linije. Partitisporites maljawkinae (Klaus, 1960) Van der Eem, 1983 Tab. 5, sl. 5 1960 Paracirculina maljawkinae n. sp. — Klaus, 163, Taf. 36, Fig. 62—63. 1983 Partitisporites maljawkinae (Klaus 1960) Van der Eem, nov. comb. — Van der Eem, 256, PI. 27, Fig. 1. Material : Primerki so pogosti, primerna ohranjenost omogoča pravilno določitev. O p i s : Pelod brez vidne germinalne odprtine, v ekvatorialni ravnini skoraj okrogel. Seksina, ki je pritrjena na neksino, je brez strukture in skulpture. Subekvatorialno na distalni strani teče naokrog utor brez seksine (tenuitas). Utor razdeli pelodno zono na dve neenaki polovici. Distalna polobla je manjša. Tam ima na polu manjši triletni znak. Na proksimalnem polu je okrogla površina stanjšane seksine. Stratigrafska razširjenost: V Alpah obsega julsko podstopnjo, v zahodni in srednji Evropi pa julsko in tuvalsko podstopnjo ter norijsko stopnjo. Geografska razširjenost: Evropa. 3. Foraminifere Ammodiscidae Reuss, 1862 Ammodiscus parapriscus Ho, 1959 Tab. 8, sl. 1, 2 1959 Ammodiscus parapriscus sp. nov. — Ho, 408, Pl. 2, figs. 3—6. 1976 Ammodiscus parapriscus Ho — Z a n i n e 11 i, 89, Pl. 2, fig. 1—2. 1983 Ammodiscus parapriscus Ho — Salaj, Borza & Samuel, 61, Pl. 1, fig. 2; Pl. 6, fig. 3—8. Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom 131 Material : Karnijski, nekoliko dolomitizirani mikrosparitni apnenec iz profila Tamar—Crna voda, vzorec 22 in karnijski apnenec iz profila Log pod Mangartom, vzorec 32. Kratek opis: Mala aglutinirana hišica je diskoidalne, konkavne oblike. Proloculu sledijo planspiralni zavoji (4—5) z ustjem na odprtem koncu tubularne kamrice. Premer hišice je 0,15 mm, višina pa je 0,04 mm. Stratigrafska in geografska razširjenost: V Julijskih Alpah (dolina Tamar in Log pod Mangartom) v karnijskem apnencu. Holotip je opisan iz spodnje in srednje triade Kitajske (J. Ho, 1959). Vrsto poznamo iz spodnje triade Irana (L. Zaninetti, 1976) ter v anizijski in retijski stopnji Češkoslovaške (J. Salaj, K. Borza & D. Samuel, 1983). Pilamminella kuthani (Salaj), 1967 Tab. 7, sl. 2, 3: Tab. 9. sl. I 1967 Pilammina kuthani Salaj n. sp. — Salaj, Biely & Bystricky, 124, Taf. 3, Fig. 5—6. 1976 Glomospira kuthani (Salaj) — Zaninetti, 91—92, PI. 2, Fig. 22, 23. 1978 Pilamminella kuthani (Salaj) — Salaj, 107, Tab. 1. 1983 Pilamminella kuthani (Salaj) — Salaj, Borza & Samuel, 69, PI. 13, fig. 1—4; Pl. 14, fig. 1—4; Pl. 47, fig. 3 b. Material : Številni preseki v zbruskih iz karnijskega apnenca iz profila Crna voda, vzorec 36, in Nadiža, vzorec 5, v dolini Tamar. Kratek opis: Aglutinirana hišica ovalne oblike s sferičnim prolokulom v aksialnem preseku. Deuterolokulum tvori nepravilno okroglasto obliko s 4—5 zavoji. Premer hišice je od 0,55—0,65 mm, višina od 0,25—0,30 mm. Stratigrafska in geografska razširjenost: Karnijski apne- nec v Julijskih Alpah v dolini Tamarja in v profilu Log pod Mangartom. Vrsta Pilamminella kuthani je vodilna karnijska vrsta v Karpatih (J. Salaj, K. Borza&D. Samuel, 1983) in na Balkanu (E. Trifonova, 1978). Fischerinidae Millet, 1898 Agathammina austroalpina Kristan-Tollmann & Tollmann, 1964 Tab. 9, sl. 2; Tab. 10, sl. 1, 4 1964 Agathammina austroalpina sp nov. — Kristan-Tollmann & Tollmann, 550—551, PL 2, fig. 6—13; Pl. 5, fig. 8—9. 1972 Agathamrrdna austroalpina Kristan-Tollmann & Tollmann — Samuel, Borza & Köhler, Pl. 17, fig. 5—7. 1974 Agathammina austroalpina Kristan-Tollmann — Pantič, Pl. 6, fig. 5, 6. 1976 Agathammina austroalpina Kristan-Tollmann & Tollmann — Zani- netti, 131—132, Pl. 5, fig. 1, 2; Pl. 7, fig. 3—13. 1983 Agathammina austroalpina Kristan-Tollmann & Tollmann — Salaj, Borza & Samuel, 96—97, Pl. 7, fig. 6—11, Pl. 49, fig. 1—16, Pl. 50, fig. 1—6, Pl. 123, 4 e 132 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Sribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic Material : Karnijski biomikritni apnenec iz doline Tamarja v profilu Nadiža, vzorec 5 in Crna voda, vzorec 26 ter v zbruskih iz karnijskega apnenca v profilu Log pod Mangartom, vzorca 19 in 32. Kratek opis: Kalcitna hišica je uniserialna, imperforatna z enostavnim terminalnim ustjem. Preseki v zbruskih imajo okroglasto, ovalno do trikotasto obliko z značilnimi kvinkveJokulinskimi zavoji. Širina hišice je ca. 0,14 mm, višina do 0,25 mm. Stratigrafska in geografska razširjenost: Holotip je iz retijskih plasti avstrijskih Alp (E. Kristan-Tollmann & A. Toll- man n, 1964). Stratigrafski razpon vrste je od srednje do zgornje triade na celotnem območju Tetide, kjer jo citirajo številni avtorji. Vrsta je zelo pogostna v karnijskih plasteh v Julijskih Alpah (dolina Tamarja in Log pod Mangartom), pa tudi drugod v Sloveniji. Pogosto nastopa zlasti v zgornjetriadnih sedimentih. Nodosariidae Ehrenberg, 1838 Nodosaria ordinata Trifonova, 1965 Tab. 10. sl. 1, 2 1965 Nodosaria ordinata sp. nov. — Trifonova, 216, Pl. 1, fig. 1—15. 1975 Nodosaria ordinata Trifonova — Chatalov & Trifonova, 5—6, Tab. 2, fig. 4, 5. 1983 Nodosaria ordinata Trifonova — Salaj, Borza & Samuel, 118— 119, Pl. 53, fig. 9, 14; Pl. 144, fig. 10. Material: Karnijski apnenec v dolini Tamarja in v profilu Log pod Mangartom, različni preseki v zbrusku 19. Kratek opis: Hišica je kalcitna, gladka in rekristalizirana. Najpogosteje sestoji le iz 5 do 7 kamric (maksimalno 10), ki so skoraj enake velikosti in nanizane v eni ravnini. Dolžina hišice je ca. 0,50 mm. Karnijske oblike so manjše od srednjetriadnih. Stratigrafska in geografska razširjenost: Karnijski ap- nenec Julijskih Alp v dolini Tamarja in v profilu Log pod Mangartom. Vrsta je zelo razširjena v karnijskih plasteh tudi drugod v Sloveniji. Holotip je iz norijskih plasti Bolgarije (E. Trifonova, 1965), v Zahodnih Karpatih (A. G a ž d z i c k i, 1974) nastopa v sedimentih anizijske, karnijske, norijske in retijske stopnje. Discorbidae Ehrenberg, 1838 Diplotremina astrofimbriata Kristan-Tollmann, 1960 Tab. 6, sl. 3, 4 1960 Diplotremina astrofimbriata nov. gen. spec. — Kristan-Tollmann, 64, Pl. 14, fig. 1—4. 1972 Diplotremina astrofimbriata Kristan-Tollmann — Pantić & Ramp- noux, 313—323, Pl. 1, Fig. 6. 1983 Diplotremina astrofimbriata Kristan-Tollmann — Salaj, Borza & Samuel, 152, PI. 131, fig. 3—8. Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom 133 Materia: : Spodnjekarnijski-cordevolski biopelmikritni apnenec pri pla- niški skakalnici v Julijskih Alpah, različni preseki v zbruskih Be 7219 1 in 7219/3. Kratek opis: Trohospiralna kalcitna hišica s konveksno dorzalno in ventralno stranjo. Dorzalni del hišice je nekoliko bolj vzbočen, na preseku je vidnih 12 kamric. Ustje je interiomarginalno in leži med popkom in perifernim delom. Premer hišice je ca. 0,40 mm, višina pa 0,20 mm. Stratigrafska in geografska razširjenost: Vrsta Diplo- tremina astrofimhriata nastopa v Julijskih Alpah (Planica) v cordevolskem apnencu, skupaj z algo Diplopora annulata. Stratigrafski razpon vrste je od anizijske do vključno karnijske stopnje (cordevol), in to na območju celotnih Alp in Karpatov. Archaediscidae Cushman, 1928 Permodiscus pragsoides Oberhauser, 1964 Tab. K), sl. 3 1964 Permodiscus pragsoides nov. sp. — Oberhauser, 200—201, Pl. 1, fig. 10, 12, 13, 14, 16, 17; Pl. 2, fig. 2, 3, 23; Pl. 4, fig. 8, 9. 1967 Arenovidalina pragsoides (Oberhauser) — Salaj, Biely & By- stricky, 125—126, Taf. 1, Fig 22; Taf. 2, Fig. 2 a; Taf. 4, Fig. 2(a); Taf. 6, Fig. 3: Taf. 8, Figs. 1, 3, 4. 1969 Involutina sinuosa (Weynschenk) pragsoides (Oberhauser) — K o e h n - Zaninetti, 126, Text. fig. 37, 1, 4, 5, 6. 1975 Involutina (Aulotortus) sinuosa pragsoides (Oberhauser) — G u š i ć , 17— 18, Pl. 4, fig. 5. 1983 Permodiscus pragsoides Oberhauser — Salaj, Borza & Samuel, 140, Pl. 11, fig. 3 a; Pl. 43, fig. 3 b: Pl. 92, fig. 1—6; Pl. 105, fig. 2 a. Material : Različni preseki v zbruskih 20 in 32 iz biomikritnega karnij- skega apnenca pri Logu pod Mangartom. Kratek opis: Kalcitna hišica ima lečasto obliko s sferično začetno kamrico. Druga kamrica je nesegmentirana, planspiralno zavita z ustjem na odprtem koncu. Premer kamrice je ca. 1 mm. Stratigrafska in geografska razširjenost: Stratigrafska razširjenost vrste je od ladinijske do vključno norijske stopnje. Razširjena je v celotnih Alpah, Dolomitih, Dinaridih in Karpatih. Involutinidae Biitschli, 1880 Aulotortus sinuo.sus Weynschenk, 1956 Tab 8, sl. 3, 4 1956 Aulotortus sinuosus nov. gen. n. sp. — Weynschenk, 26—28, Pl. 6, fig. 1. 1965 Aulotortus sinuosus Weynschenk -- Zaninetti & Brönnimann 700—705, Pl. 1, fig. 1—3.^ 134 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Sribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic 1967 Aulotortus sinuosus Weynschenk — Salaj, Biely& Bystricky, 127, Taf. 5, Fig. 4. 1969 Involutina sinuosa sinuosa (Weynschenk) — Koehn-Zaninetti, 121—122, Fig. 36 (1—3); Fig. 37 (3). 1972 Involutina sinuosa sinuosa (Weynschenk) — Pantić & Rampnoux, 317, Pl. 3, Fig. 3. 1975 Involutina (Aulotortus) sinuosa sinuosa (Weynschenk) — Gušić, 16—17, Pl. 3, figs. 1—8. 1976 Involutina sinuosa siniLosa (Weynschenk) — Zaninetti, 167—168, Pl. 9, fig. 18. 1983 Aulotortus sinuosus Weynschenk — Salaj, Borza & Samuel, 142, Pl. 102, fig. 1—5; Pl. 103, fig. 1—3. Material: Primerki so iz julsko-tuvalskega zaporedja plasti, vzeti v Tamarju, profil Crna voda, vzorca 24 in 34, ter iz profila Log pod Mangartom, vzorec 32. Kratek (jpis: Kalcitna hišica je lečaste oblike, sferičnemu proloculu sledijo planspiralni zavoji nerazčlenjene kamrice (deuteroloculum). Ustje je na koncu tubularne kamrice. Aksialni preseki v zbruskih imajo eliptično obliko z večjim ali manjšim osciliranjem pri zavijanju deuterolocula. Megasferične hišice so približno dvakrat večje od mikrosferičnih. Premer hišice na tablah prikazanih primerkov je približno 1 mm. Stratigrafska in geografska razširjenost: Vrsta je zelo razširjena v karnijskih plasteh raziskanega dela Julijskih Alp, pa tudi drugod v Sloveniji je zelo pogostna oblika predvsem v zgornji triadi. Stratigrafska razširjenost je velika; pojavi se že v zgornjem ladiniju in sega še v celotno zgornjo triado. Vrsta A. sinuosus je tudi geografsko zelo razširjena v severnih Alpah, Dolomitih, Dinaridih in Karpatih. Pripomba: V smislu nomenklature po L. Koehn-Zaninetti (1969) smo začeli opisani vrsti Permodiscus pragsoides Oberhauser in Aulotortus sinuosus Weynschenk označevati kot Involutina sinuosa pragsoides (Oberhauser) in Involutina sinuosa sinuosa (Weynschenk). J. Gušić (1975) je predlagal delitev rodu Involutina v podrodove, npr. Involutina (Aulotortus) sinuoso sinuosa (Weynschenk) in Involutina (Aulotortus) sinuosa pragsoides (Ober- hauser). Pri paleontoloških opisih naših vrst smo se držali sistematike po A. Loeblich & H. Tappan, 1964, ki se pa glede involutin tudi ne ujema povsem z najnovejšim sistemom triadnih foraminifer (J. Salaj, K. Borza & D. Samuel, 1983). Geokemične raziskave Iz obeh profilov karnijskih karbonatnih plasti — iz Crne vode v Tamarju in Loga pod Mangartom — je bilo geokemično preiskanih 45 vzorcev, in sicer na železo, mangan, natrij, cink ter CaO in MgO. Za analizo posameznega vzorca, preiskanega s plamensko atomsko absorpcij- sko metodo, smo raztopili 1 g homogeniziranega prahu v 100 ml razredčene Golitrne kisline v razmerju 1 : 20. CaO in MgO smo določili s kompleksometrično metodo. Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom 135 Tabela 4. Vsebnosti Fe, Mn, Na, CaO in MgO v karnijskem apnencu, profil Crna voda v Tamarju Table 4. Concentrations of Fe, Mn, Na, CaO and MgO in limestone of the Carnian succession, profile Crna voda in Tamar Analize - Analyses: Laboratorij Rudnikov, svinca in topilnice Mežica (Fe, Mn, Na) Laboratorij Geološkega zavoda Ljubljana (CaO, MgO, skupni karbonat - total carbonate) Rezultati analiz preiskanih vzorcev po posameznih profilih so prikazani v tabelah 4 in 5. Profil Crna voda v Tamarju (25 vzorcev): Značilne za ta profil so relativno visoke vsebnosti tako železa in mangana kot tudi natrija. Železo je v mejah od 0,31 do 2,20 "/o (poprečno okrog 0,8 "/o), mangan je v mejah od 55 do 490 / 4 Praecirculina granifer Leschik, 600 < 5 Partitisporites maljawkinae (Klaus) Van der Eem, 600 X 6 Partitisporites verrucosus (Praehauser Enzenberg) Van der Eem, 600 X 7 Duplicisporites granulatus Leschik, 600 X S Cycadopites sp., 600 X 10 — Geologija 27 146 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Sribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic Tabla 6 — Plate 6 Planica Karnij; cordevol — Carnian; Cordevolian 1 Diplopora annulata Schafhautl, Diplotremina astrofimbriata Kristan-Tollmann, 20 X 2 Diplopora annulata Schafhautl, 20 X 3, 4 Diplotremina astrofimbriata Kristan-Tollmann, 65 X Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom 147 148 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Sribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic Tabla 7 — Plate 7 Profil Tamar (Crna voda) — Profile Tamar (Crna voda) Karnij; jul-tuval — Carnian; Julian-Tuvalian 1 Glomospira sp., Glomospirella sp., 40 X 2 Pilamminella kuthani (Salaj), 65 X 3 Pilamminella kuthani (Salaj), Glomospirella sp., 50 X 4 Poikiloporella sp., Aulotortus sinuosus Weynschenk, 20 X Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom 149 150 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Šribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic Tabla 8 — Plate 8 Profil Tamar (Crna voda) — Profile Tamar (Crna voda) Karnij; jul-tuval — Carnian; Julian-Tuvalian 1, 2 Ammodiscus parapriscus Ho, 150 X 3 Aulotortus sinuosus Weynschenk, 40 X 4 Aulotortus sinuosus Weynschenk, Agathammina sp., Glomospirella sp., 40 X Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom 151 152 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Sribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic Tabla 9 — Plate 9 Profil Tamar (Nadiža) — Profile Tamar (Nadiža) Karnij; jul-tuval — Carnian; Julian-Tuvalian 1 Pilamminella kuthani (Salaj), 65 X 2 Agathammina austroalpina Kristan-Tollmann & Tollmann, 85 X 3, 4 Poikiloporella duplicata (Pia\ Clypeina besici Pantič, 20 X Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom. 153 154 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Sribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic Tabla 10 — Plate 10 Profil Log pod Mangartom — Profile Log pod Mangartom Karnij; jul-tuval — Carnian; Julian-Tuvalian 1 Nodosaria ordinata Trifonova, Agathammina austroalpina Kristan-Tollmann & Toll- mann, 100 X 2 Nodosaria ordinata Trifonova, 65 X 3 Permodiscus pragsoides Oberhauser, 65 X 4 Agathammina austroalpina Kristan-Tollmann & Tollmann, Agathammina sp., mik- rogastropod, 40 X Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom 155 156 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Šribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic Literatura Bystricky, J. 1964, Slovensky kras. Vyd. Geol. Ust. D. Stura, 1—204, Bra- tislava. Bystricky, J. 1982, The Middle and Upper Triassic of the Stratenská hor- natina Mts. and their relation to the Triassic of the Slovak Karst Silica nappe (the West Carpathians Mts., Slovakia). Geol. Zborn., Geologica carpathica, 33, 4, 437—462, Bratislava. Chatalov, G. & Trifonova, E. 1975, Microfacies in the Triassic carbo- nate rocks in the Teteven anticlinorium. Rev. Bui. Geol. Soc, 3, 3—9, Sofia. Diener, C. 1884, Ein Beitrag zur Geologie des Zentralstockes der Julischen Alpen. Jb. Geol. R. A., 34, 659—706, Wien. Dunham, R. J. 1962, Classification of Carbonate Rocks according to deposi- tional Texture. In: Ham W. E. (ed.) — Classification of Carbonate Rocks, a Sym- posium. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Memoir 1, 108—122, Tulsa. Gazdzicky, A. 1974, Rhaetian microfacies, stratigraphy and facial develop- ment in the Tatra Mts. Acta geol. pol., 24, 17—96, Warszawa. G u š i Ć , J. 1975, Upper Triassic and Liassic Foraminiferida of Mt. Medvednica, Northern Croatia. Paleont. jugoslavica, 15, 1—45, Zagreb. Herak, M. 1950, Ladiničke Dasycladaceae Jugoslavije i njihovo stratigrafsko značenje. Rad. Jug. akad., knj. 280, 115—141, Zagreb. Herak, M. 1964, Comparative Study of some Triassic Dasycladaceae in Yugo- slavia. Geol. vj., 18/1, 3—31, Zagreb. Ho, J. 1959, Triassic foraminifera from the Chialingchiang Limestone of South Szechuan. Acta paleont., Pékin. 405—418, Pékin (po katalogu). Jurkovšek, В., Ogorelec, В., Kolar-Jurkovšek, T., Jelen, В., Sribar, L. in Stojanovič, B. 1984, Geološka zgradba ozemlja južno od Vršiča s posebnim ozirom na razvoj karnijskih plasti. Rudarsko-metalurški zbornik, 31, 301—334, Ljubljana. Klaus, W. Ì960, Sporen der karnischen Stufe der ostalpinen Trias. Jb. Geol. B. A., Sonderbd. 5, 107—184, Wien. Koehn-Zaninetti, L., 1969, Les Foraminifères du Trias de la région de l'Almtal (Haute-Autriche). Jb. Geol. B. A., 14, 1—155, Wien. Koehn-Zaninetti, L. & Brönnimann, P. 1968, Angulodiscus ? gaschei, n. sp., un Foraminifere de la Dolomie principale des Alpes Calcaires septen- trionales (Autriche). C. R. Sci. SPHN, NS, 2, 1. 74—80, Genève. Kossmat, F. 1913, Die adriatische Umrandung in der alpinen Faltenregion. Mitt. Geol. Ges. Wien 6, 61—165, Taf. (1) III, (2) IV, Wien. Kristan-Tollmann, E. & Tollmann, A. 1964, Das mittelostalpine Rhät-Standardprofil aus dem Stangalm — Mesozoikum (Kärnten). Mitt. Geol. Ges., V. 56, n. 2, 539—589, Wien. Loeblich, A. R., Jr. &Tappan,H. 1964, Protista 2; Sarcodina; chiefly »Thecamoebians« and Foraminiferida. — In: Moore, R. C. (Ed.): Treatise on Invertebrate Paleontology, C. XXXI + 900, 653. sl. Geol. Soc. Am. and Univ. Kansas Pre.ss. Miknić, M. 1978, Lamellibranchiata torskih slojeva (trijas, karnik) Ilovec po- toka pod Mangartom u Julijskim Alpama. Geol. vj., 30, 481—483, Zagreb. Oberhauser, R. 1964, Zur Kenntnis der Foraminiferengattungen Permo- discus, Trocholina und Triasina in der alpinen Trias und ihre Einordnung zu den Arhaedisciden. Verh. Geol. Bundesanst., 2, 196—209, Wien. Ott, E. 1968, Zur Nomenklatur obertriadischer Kalkalgen, besonders der Gat- tungen Hetercporella Praturlon und Poikiloporella Pia (Dasycladaceae). Mitt. Bayer, staattssamml. Paläont. hist. Geol., 8, 253—262, München. Pantič, S. 1965, Clypeina besici sp. nov. iz trijaskih sedimenata spoljašnjih Dinarida. Geol. glasn., knj. 4, 133—141, Titograd. Pantič, S. 1974, Contributions to the stratigraphy of the Triassic of the Prokletije Mountains. — Za\'. Geol. Geof. istraž. Ves., A, 31/32, 135—150, Beograd. Pantič, S. 1975, Trijaske mikrofacije Dinarida. Društvo za nauku i umj. Crne gore, odd. prirodnih nauka, knj. 4, 9—257, Titograd. Karnijske plasti v Tamarju in pri Logu pod Mangartom 157 Pantić, S. & R a m p n o u X , J. P. 1972, Concerning the Triassic in the Yugo- slavian Inner Dinarids (Southern Serbia, Eastern Montenegro): Microfacies, Micro- faunas, an attempt to give a Paleogeographic Reconstitution. Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud., 21. 311—326, Innsbruck. Peters, K. 1856, Bericht über die geologische Aufnahme in Kärnten, Krain und dem Görzer Gebiete im Jahre 1855. Jb. Geol. R. A., 7, 629—691, Wien. Pia, J. 1920, Neue Studien über die triadischen Siphoneae verticillatae vom Karbon bis zur Kreide. Abhandlungen d. Zool.-bot. Gesellschaft 11'2, 1—263, Wien. Rakovec, I. 1951, K paleogeografiji Julijskih Alp. Geogr. vestnik 23, 109—135, Ljubljana. Ramovš, A. 1981, Nova spoznanja o razvoju julskih in tuvalskih plasti v se- vernih Julijskih Alpah. Rudarsko-metalurški zbornik, 28, 177—181, Ljubljana. Ramovš, A. 1985, Geološke raziskave severnih Julijskih Alp in njihov bio- stratigrafski razvoj. Jeklo in ljudje. Jeseniški zbornik, 5, 391—428, Jesenice. Salaj, J. 1976, On the phytogeny of Ammodiscidae Rhumbler, 1985, Fischeri- nidae. Millet, 1898 and Involutinidae Buetschli, 1880 emend. Salaj, Biely and Bystricky, 1967 from the Central Carpathian Triassic of Slovakia. First Int. Symp. Benth. Foram. of Cont. Margins. Part B: Paleoecology and Biostratigraphy Maritime Sediments, Spec. pubi. 1, 529—536, Halifax. Salaj, J. 1978, Contribution à la microbiostratigraphie du Trias des Carpates occidentales tchécoslovaques. Act. du VI' Coll. Afr. Micropal., Tunis, 1974, Ann. Mines. Geol., 28, 103—127, Tunis. Salaj, J., Biely, A. & Bystricky, J. 1967, Trias Foraminiferen in den Westkarpaten. Geol. Prace, Spravy 42, 119—136, Bratislava. Salaj, J., Borza, K. & Samuel, D. 1983, Triassic Foraminifers of the West Carpathians. Geologicky ustav Dion3>za Stura, 1—213, tab. 1—157, Bratislava. Samuel, O. , Borza, K. (S;- Köhler, E. , 1972, Microfauna and Lithostrati- graphy of the Paleogene and adjacent Cretaceous of the Middle Váh Valley (West Carpathians). Vyd. Geol. Üst. D. Štura, 1—246, Bratislava. Selli, R. 1963, Schema geologico delle Alpi Gamiche e Giulie occidentali. Annali Museo Geol. Bologna. Ser. 2 a, Voi. 30, 1—136, Tav. 1—7, Bologna. Trifonova, E. 1965, Nodosaria ordinata sp. nov. form the Upper Triassic in Bulgaria. Rev. Eulg. Geol. Soc, 2, 213—216, Sofia. Trifonova, E. 1978, Foraminifera Zones and Subzones of the Triassic in Bulgaria. II. Ladinian and Carnian. Geol. Balean., 8, 4, 49—64, Sofia. Van der Eem, J. G. L. A. 1983, Aspect of Middle and Late Triassic Paly- nology. 6. Palynological investigations in the Ladinian and Lower Karnian of the Western Dolomites, Italy. Rev. Palaeota. Palyn. 39 3—4: 189—300, Amsterdam. Visscher, H. &Brugman, W. A. 1981, Ranges of selected palynomophs in the Alpine Triassic of Europe. Rev. Palaeob. Palyn. 34 1: 115—128. Amsterdam. Visscher, H. &van der Zwan, C. J. 1981, Palynology of the Circum- Mediterranean Triassic. Geol. Rundschau, Bd. 70, Hf. 2, 625—636, Stuttgart. Weynschenk, R. 1956, Aulotortus, a new genus of Foraminifera from the Jurassic of Tyrol, Austria. Contr. Cush. Found. Foram. Res., 7 1, 26—28, Washington. Winkler-Hermaden, A. 1936, Geologische Studien in den inneren Ju- lischen Alpen. Min. Geol. Pal. Abt. B, 54—63, Stuttgart. Zaninetti, L. 1976, I^es Foraminifères du Trias. Essai de synthèse européen et asiatique. Riv. Ital. Paleont.. 82, 1, 1—258, Milano. Zaninetti, L. &Brcnnimann, P. 1965, Étude morphologique et strati- graphique de l'espèce type du genre Aulotortus Weynschenk. 1956. Arch. Sci. Genève, 18, 3, 699—705, Genève.'^ Zaninetti, L. & Brönnimann, P. 1974, Étude micropaléontologique comparée des Involutinidae (Foraminifères) des formations triassiques d'Elika, d'Espahk et de Nayband, Iran. Ecl. geol. Helv., 67, 2, 403—418, Basel. Zaninetti, L. & Brönnimann, P. 1978, Enroulement et structures chez les Involutinidae Buetschli, les Archaediscidae Cushman, et les Hemigordiopsidae Nikitina (Foraminifères). Not. Lab. Paleont. Univ., Genève, 2, 13—17, Genève. 158 B. Ogorelec, B. Jurkovšek, L. Šribar, B. Jelen, B. Stojanovič in M. Mišic Zapfe, H. 1983, Das Forschungsprojekt »Triassic of the Tethys Realm« (IGCP Proj. 4). Abschlussbericht. Neue Beiträge zur Biostratigraphie der Tethys — Trias, österreichische Akademie der Wissenschaften. Schriftenreihe der Erdwissenschaft- lichen Kommissionen, 5, 7—16, Wien. Sedimentologija in petrologija Sedimentology and petrology GEOLOGIJA 21; 161—170 (1984) Ljubljana UDK 54.027:546.21.546.26:552.5:551.791:551.794(234.323.6) = 863 Izotopska sestava kisika in ogljika v recentnem sedimentu iz Blejskega jezera in v pleistocenski jezerski kredi Julijskih Alp The isotopie composition of oxygen and carbon of the recent sediment from the Bled Lake and of the Pleistocene lacustrine chalk from the Julian Alps Tadej Dolenec Inštitut za geologijo pri FNT, VTOZD Montanistika, Aškerčeva 20, 61000 Ljubljana in Inštitut »Jožef Stefan«, Jamova 39, 61000 Ljubljana Jože Pezdič Inštitut »Jožef Stefan«, Jamova 39, 61000 Ljubljana Bojan Ogorelec in Miha Mišic Geološki zavod Ljubljana, Parmova 37, 61000 Ljubljana Kratka vsebina Izotopska sestava kisika in ogljika v recentnem sedimentu iz jezerske plitvine v jugozahodnem delu Blejskega jezera kaže, da gre za kemični sediment, to je za pravo jezersko kredo, ki nastaja večinoma z izločanjem kalcita v izotopskem ravnotežju s kisikom iz jezerske vode pri tempe- raturi med približno 5 in 18 "C. Povsem drugačna izotopska sestava kisika in ogljika pa je značilna za jezersko kredo iz nekaterih slovenskih nahajališč alpskega prostora. Ta je pretežno detritičnega izvora in ima podobno izotopsko sestavo obeh prvin kot mezozojski apnenci in dolomiti, ki sc njene matične kamnine. Abstract The isotopie composition of oxygen and carbon in the recent sediment from the SW part of the Bled Lake indicates a chemical precipitate, the so-called lacustrine chalk, which was formed mostly by precipitation of calcite in isotopie equilibrium with oxygen from the lake water at temperatures between about 5 and 18 "C. An entirely different isotopie con\position of oxygen and carbon is typical for the lake chalk from some deposits in Slovenia. The latter is most probably of detrital origin, and its isotopie composition of both chemical elements is the same as that of rocks which furnished the material for its formation. 11 — Geologija 27 162_Tadej Dolenec, Jože Pezdič, Bojan Ogorelec in Miha Mišic Uvod Recentni sediment iz Blejskega jezera so sedimentološko raziskovali F. M. Molnar in sodelavci (1978). Iz osrednjih delov obeh kadunj so analizirali vzorce 15 zajemov s površja jezerskega dna ter vzorce iz dveh 45 cm globokih jeder. Ugotovili so, da pripada sediment karbonatnemu glinastemu melju, ki vsebuje v zgornjih 3 centimetrih do 10,7 "/o organskega ogljika. Delež karbonata v raziskanih vzorcih se giblje med 55 in 79 "/», kalcit močno prevladuje nad dolomitom. Nekarbonatno komponento sestavljajo minerali glin, kremen, gli- nenci ter skeleti diatomej. F. M. Molnar in sodelavci (1978) sklepajo, da je recentni sediment Blejskega jezera pretežno detritičnega izvora, za del kalcita pa predvidevajo možnost avtohtonega nastanka ob udeležbi vodnih rast- lin, predvsem alg. Po analizah peloda cenijo, da je sediment do globine 45 cm mlajši od 400 do 500 let. Za boljše razumevanje značilnosti in okoliščin recentne sedimentacije v Blejskem jezeru smo sklenili jezerski sediment še nadrobno izotopsko raz- iskati in tako dopolniti predhodne analize, ki so jih napravili F. M. Molnar in sodelavci (1978). V ta namen smo v letu 1983 masnospektrometrično anali- zirali izotopsko sestavo kisika in ogljika v recentnem sedimentu na lokaciji B-10. Ta je neposredno ob obali v jugozahodnem delu Blejskega jezera, kjer raste v plitvem zalivu precej trstičja (sl 1). Za primerjavo smo analizirali tudi vzorce pleistocenske jezerske krede iz Radovne, Srpenice, Plužne pri Bovcu, jugozahodno od Mlinega, Bohinja in Planice (sl. 2). Vzorčevanje Vzorce recentnega sedimenta iz Blejskega jezera smo vzeli v profilu A-B s pomočjo steklenega valja, in sicer v globinah, 1, 2, 3 in 4 m (sl. 3). Vsi vzorci pripadajo belemu karbonatnemu blatu, ki vsebuje lupine in drobne hišice raz- ličnih polžev ter odlomke školjke Anodonta cygnaea (jezerska brezzobka). Pri podvodnem kartiranju obrežnega predela jezera smo ugotovili, da do- seže debelina recentnega sedimenta v profilu A-B do 60 cm. Globina vode v zalivu, kjer raste trstičje, znaša 50 doi 80 cm, nato pa se v smeri proti otoku globina jezera hitro povečuje in doseže v osrednjem delu zahodne kotanje do 29,6 m. Na območju, kjer smo vzorčevali recentni sediment, smo opazili vse polno školjčnih lupin vrste Anodonta cygnaea, a le redke žive primerke. Razen sedimenta smo vzeli za izotopsko analizo tudi hišice različnih polžev in lupine jezerske brezzobke. Vzorce jezerske krede iz Radovne smo vzeli iz 20 m globoke vrtine V-2, jezersko kredo iz Srpenice pa iz 23 m globoke vrtine C-8 in iz dnevnega kopa. Ostali vzorci krede so iz površinskih izdankov (jugozahodno od Mlinega, Bo- hinj, Planica in Plužna pri Bovcu). Priprava vzorcev in masnospektrometrično določevanje Vzorce recentnega sedimenta hišice polžev in lupine školjke Anodonta cygnaea ter vzorce jezerske krede smo najprej posušili, nato pa zdrobili in raztopili v 100 "/o H^POi pri temperaturi 50 ± 0,5 "C. Pri reakciji med karbo- nati in Н.РО^ je nastal CO^,, ki smo mu izmerili izotopsko sestavo z masnim Izotopska sestava kisika in ogljika v sedimentih Blejskega jezera in Julijskih Alp 163 Slika 1. Lokacija odvzetih vzorcev jezerske krede iz Blejskega jezera Fig. 1. Location map of samples of lacustrine chalk from the Bled Lake Slika 2. Lokacije odvzetih vzorcev pleistocenske jezerske krede Julijskih Alp Fig. 2. Location map of samples of the Pleistocene lacustrine chalk from the _ Julian Alps 164 Tadej Dolenec, Jože Pezdič, Bojan Ogorelec in Miha Mišic spektrometrom VARÍAN MAT 50. Izotopsko sestavo kisika in ogljika v raz- iskanih vzorcih podajamo v tabeli 1 kot relativne vrednosti ò^^O oziroma ^*^C, izražene v promilih glede na standard (SMOW) oziroma (PDB). Masnospek- trometrične meritve izotopske sestave kisika in ogljika so bile napravljene na Inštitutu »Jožef Stefanx v Ljubljani. Natančnost meritev tako za ô^^O kot ()i=»C znaša ± 0,05 %o. Razlaga rezultatov izotopske raziskave Recentni sediment Blejskega jezera Z masnospektrometrično analizo smo ugotovili, da niha â^^O v recentnem karbonatnem sedimentu iz profila A-B (sl. 3) v sorazmerno ozkem razponu od + 22,05 %ü do + 22,91 %o (tab. 1), medtem ko se giblje б^^С od — l,03%o do —2,36 %o (T. Dolenec in sod. 1984). Rentgenska analiza vzorcev kaže, da je sediment kemično zelo čist, saj vsebuje izključno le kalcit in je brez primesi detritičnih mineralov. Na podlagi dobljenih podatkov sklepamo, da gre za pravo jezersko kredo, to je za kemični sediment, ki nastaja v jezeru z izločanjem kalcita iz vode. Kreda je zelo čist karbonatni sediment, vsebuje nad 98 "/o karbonata (rentgensko določen le nizko-magnezijev kalcit), njegova srednja zrnavost pa je okrog 10 ^m, kar ga po zrnavosti uvršča v drobnozrnati melj. Pri izločanju kalcita iz jezerske vode igrajo pomembno vlogo alge in druge jezerske rastline ter fitoplankton. S fotosintezo te znižujejo vsebnost CO^ v vodi, kar vodi do prenasičenja razstopine s Ca2+, do višjega pH ter do izločanja CaCO,. Ta proces poteka po splošno znani enačbi Slika 3. Odvzcmna mesta vzorcev recentnega sedimenta v profilu A—B, na lokaciji B—10, Blejsko jezero Fig. 3. Sampling sites of the recent sediment in profile A—B, locality B—10, Bled Lake Izotopska sestava kisika in ogljika v sedimentih Blejskega jezera in Julijskih Alp 165 Tabela 1. Izotopska sestava kisika in ogljika v preiskanih vzorcih Table 1. Oxygen and carbon isotopie composition of investigated samples 166 Tadej Dolenec, Jože Pezdič, Bojan Ogorelec in Miha Mišic Izotopska sestava kisika Ker je izotopska sestava kisika v kalcitu, ki se izloča iz vodne raztopino, odvisna od izotopske sestave te prvine v raztopini in od njene temperature, lahko s pomočjo splošne enačbe: 1000 In a,„-v = A(10« T-2) + B(f5»« Om — 0^^ Ov) (1) ki podaja temperaturno odvisnost faktorja izotopske frakcionacije (a) v siste- mu mineral-voda, izračunamo temperaturo nastanka kalcita. Temperaturo iz- ločanja kalcita lahko izračunamo tudi s pomočjo enačbe: T »C = 16,9 — 4,2 (ÒOk — ò Ov) + 0,13 {бОк — б Ov)^ (2) To je modificirana C raigo va enačba (H. Craig 1965), ki izraža od- visnost izotopske sestave kisika v kalcitu od izotopske sestave te prvine v vodi in od temperature vode. Običajno jo uporabljamo za računanje paleotempera- ture. V enačbi pomeni ò Ok izotopsko sestavo kisika v CO.^, ki smo ga dobili pri reakciji med 100 »/o H,PO, in kalcitom, ô Ov pa je izotopska sestava kisika v CO.,, uravnoteženem z vodo 'pri 25 "C. Gre za vodo, iz katere se izloča kalcit. Oba parametra morata biti merjena na isti standard. S pomočjo enačbe (1) ali (2) lahko torej določimo temperaturo nastanka kalcita. Pri tem pa moramo poznati poleg izotopske sestave kisika v kalcitu tudi izotopsko sestavo kisika v vodi, iz katere je kalcit kristaliziral. Zavedati se moramo, da bo tako izračunana temperatura pravilna le v primeru, da se je izločal kalcit v izotopskem ravnotežju s kisikom iz vode. Ce vzamemo, da niha ò^^O v kalcitu, ki tvori recentni jezerski sediment, od + 22,05 %o do -f- 22,91 %n, medtem ko se spreminja d^^O v jezerski vodi na lokaciji B-10 v teku leta od — 9,56 %o do — 7,72 %o, dobimo za temperaturo nastanka kalcita vrednosti 5,4 "C in 16,5 "C. Temperaturo smo izračunali s pomočjo enačbe (1), pri čemer smo za parametra A in B vzeli vrednosti ^ 2,78 in 3,40. ki jih navajajo J. R. O'Neil et al. (1969). Nekoliko višjo temperaturo nastanka kalcita, nekako med 7,9 "C in 18,4 "C, smo dobili pri računanju z enačbo (2). Na podlagi dobljenih podatkov sklepamo, da se izloča kalcit, ki tvori recentni jezerski sediment na lokaciji B-10, veči- noma v izotopskem ravnotežju s kisikom iz vode pri temperaturi približno med 5 "C in 18 ^C. Temperatura jezerske vode se namreč na raziskanem ob- močju v teku leta giblje večinoma od 4 do 20 ^C. Izotopska sestava ogljika Za recentni sediment smo ugotovili, da ima ò^^C v območju od — 1,03 %o do — 2,36 %o. S pomočjo frakcionacijske enačbe, ki ima za sistem СаСО:(-СО. obliko 1000 In acaC<):,-C(), = A (10«T-2) + B (^^^Cc^.co, — б'''СсоЈ (3) lahko izračunamo izotopsko sestavo ogljika v CO^, ki je pri dani temperaturi v izotopskem ravnotežju z nastajajočim kalcitom. Ce vstavimo v omenjeno Izotopska sestava kisika in ogljika v sedimentih Blejskega jezera in Julijskih Alp 167 enačbo za parametra A in B vrednosti + 1,194 in —3,63 (P. Deines et al. 1974), za ô^^C vrednosti — 1,03 %o in — 2,36 %o ter izračunano temperaturo nastanka kalcita, ki tvori jezersko kredo, dobimo za izotopsko sestavo ogljika v CO^, iz vode vrednosti med —11,50 %o in —14,18 %o. Dobljene vrednosti kažejo, da ima pri nastanku recentnega karbonatnega sedimenta (jezerske krede) pomembno vlogo tudi ogljik organskega izvora. Ta je v primerjavi s C0.¿, katerega (У^ je okrog — 7 %o, obogaten z lahkim izotopom б^^С. Lupine organizmov Masnospektrometrična analiza izotopske sestave kisika in ogljika v lupinah različnih organizmov, ki jih najdemo na lokaciji B-10 v Blejskem jezeru, je pokazala, da ima d^^O v lupinah jezerske brezzobke (Anodonta cygnaea) v povprečju vrednost + 23,14 %o, medtem ko znaša Ò^^C v povprečju — 8,08 %о. Nekoliko večji ò^^O, s povprečjem + 23,78 %o, je značilen za hišice polža svitka (Planorhis planorhis). Njihov ô^^C ima srednjo vrednost —6,73 %o. Se več težkega kisikovega izotopa, v povprečju + 24,26 %o, smo ugotovili v hišicah polža mlakarja (Radix ovata). Njegov б^^С znaša v povprečju —6,69 %o. Dobljeni podatki povedo, da so lupine organizmov nekoliko obogatene s težkim kisikovim izotopom, pri čemer pa vsebujejo precej več lahkega oglji- kovega izotopa v primerjavi z recentnim karbonatnim sedimentom (jezersko kredo). Kaj pravzaprav vpliva na variabilnost parametra ô^^O v lupinicah organizmov, za zdaj še ne vemo natančno. Vendar predpostavljamo, da sta glavna faktorja izotopska sestava kisika v vodi in temperatura, ki se med letom precej spreminjata. Vzrok variabilnosti izotopske sestave kisika je v manjši meri lahko tudi posledica različne mineralne sestave karbonatnih lupinic. Za lupinice jezerske brezzobke smo z rentgensko analizo ugotovili, da so zgrajene tako iz kalcitnih kot aragonitnih zrn. Kakšna je pravzaprav frakcionacija ogljikovih izotopov pri nastanku lupinic različnih organizmov, za zdaj še ne vemo. Na podlagi dobljenih podakov pa lahko sklepamo, da vgrajujejo omenjeni organizmi v svoje lupine več lahkega ogljikovega izotopa kot kalcit, ki tvori jezersko kredo. Pleistocenska jezerska kreda Kot vidimo iz tabele 1, niha ò^^O v jezerski kredi iz raznih nahajališč alp- skega prostora od + 27,00 %o do + 28,45 %o, medtem ko se giblje ò^^C od + 1,45 %o do + 3,34 %o. Dobljeni rezultati jasno kažejo, da ima ta jezerska kreda drugačno izotopsko sestavo kisika in ogljika kot recentni karbonatni sediment z obrobja Blejskega jezera. V povprečju je namreč za več kot 5 %o bogatejša s težkim kisikovim izotopom, poleg tega pa ima tudi več kot 2,88 %u večji ^^^C v primerjavi z recentnim blejskim sedimentom. Rentgenska ana- liza jezerske krede iz Radovne in Srpenice je pokazala, da je poleg kalcita prisoten od karbonatnih mineralov še dolomit. Razmerje med kalcitom in dolomitom v kredi iz Radovne je približno 2 : 1 (59,2 do 68,5 "/o kalcita in 20,6 do 32,6 "/o dolomita), medtem ko vsebuje kreda iz Srpenice nekoliko manj dolomita. Delež kalcita v njej niha med 41 do 72 "/o, medtem ko se količina 168 Tadej Dolenec, Jože Pezdič, Bojan Ogorelec in Miha Mišic Tabela 2. Mineralna sestava nekarbonatnega dela je- zerske krede. Radovna, vrtina V-2 (analize treh vzor- cev) Table 2. Mineral composition of non-carbonate compo- nent of the lacustrine chalk. Radovna, borehole V-2 (three samples determined) dolomita giblje med 11 in 38 "/o. Mineralne parageneze raziskanih vzorcev je- zerske krede iz Radovne dopolnjujejo še kremen, minerali glin, glinenci, v sledovih pa najdemo še zrna pirita, granata, cirkona, stavrolita, amfibolov, rutila in klorita. V tabeli 2 je prikazana povprečna mineralna sestava nekar- bonatnega deleža jezerske krede iz Radovne. Po zrnavosti uvrščamo jezersko kredo iz Radovne v glinasti melj s srednjo zrnavostjo med 4 in 10 um ter deležem glinaste frakcije do 30 "/o. Na podlagi rezultatov masnospektrometričnih analiz sklepamo, da je je- zerska kreda iz raziskanih nahajališč detritični sediment, ki so ga v med- in postglacialnem obdobju odložili v ledeniška jezera reke in potoki. Ti so iz- pirali iz ledeniških moren drobne delce kalcita in dolomita, v manjšem obsegu pa tudi druge minerale. Apnenec in dolomit sta namreč daleč najbolj pogosti kamnini v Julijskih Alpah, ki so izvorno področje pleistocenske jezerske krede. Ker pri transportu drobcev najverjetneje ni prišlo do bistvene izotopske iz- menjave med kisikom in ogljikom iz vode ter kisikom in ogljikom iz detri- tičnih karbonatnih delcev, ima sediment podobno izotopsko sestavo obeh prvin kot matične karbonatne kamnine. (У^О mezozojskih kamnin v Sloveniji se po podatkih dosedanjih analiz nahaja večinoma v območju med + 27,00 "/oo in + 33,29 %o, medtem ko niha ò^^C večinoma od — 1,50 %o do + 4,56 %o. Pri tem pa ugotavljamo, da so dolomiti običajno obogateni s težkim kisikovim in oglji- kovim izotopom glede na apnence. Zahvala Za kritični pregled članka se avtorji zahvaljujejo prof. dr. Matiji D r o v e n i k u. Oxygen and carbon isotopes in Bled Lake and Julian Alps sediments 169 The isotopie composition of oxygen and carbon of the recent sediment from the Bled Lake and of the Pleistocene lacustrine chalk from the Julian Alps Summary The mass spectrometric analyses of the isotopie composition of oxygen and carbon of the recent sediment from the Bled Lake reveals a genuine lacustrine chalk (figs. 1 and 3). It is very pure chemically, containing according to X-ray analysis only calcite without admixture of detrital minerals. Its isotopie composition varies in a very narrow range from + 22.05 %o to + 22.91 %o, and that of carbon from — 1.03 %o to —2.36 %o. It is being formed in the lake by precipitation of calcite from water strongly influenced by the living processes of algae and other lacustrine plants. It is deduced from the isotopie composition of oxygen in chalk and in lake water that it represents a chemical sediment which mostly precipitates at temperatures between 5 and 18 "^C in isotopie equilibrium with oxygen in water. An entirely different isotopie composition of oxygen and carbon and mineralogical composition has the lacustrine chalk in some deposits in west part of Slovenia. These are the deposits of the lacustrine chalk in the valleys of the Radovna river, Sava Bohinjka river (SW of Mlino), Bohinj, Soiča river (Srpenica, Plužna) and Planica (fig. 2). The mass spectrometric analyses of the isotopie composition of oxygen and carbon, and mineralogical composition of the lacustrine chalk from the menti- oned deposits show a detritic sediment which was deposited in lakes during the postglacial period by rivers and creeks. They washed out from glacial moraines fine particles of limestone and dolomite, as well as of other minerals. Since in the course of these processes no essential isotopie exchange between oxygen and carbon from water, and oxygen and carbon from carbonate par- ticles took place, the sediment has a similar isotopie composition as the Meso- zoic carbonate rocks of Julian Alps which furnished the source material. The isotopie composition of oxygen in the chalk from the mentioned deposits varies between + 27.00 %o and + 28.45 %o and that of carbon between + 1.45 %o and + 3.34 %o, while the Mesozoic carbonate rocks in Slovenia in ô^^O between + 27.00 %o and + 33.29 %o and in ô^^C values between — 1.50 %o and + 4.56 %o. 170_Tadej Dolenec, Jože Pezdič, Bojan Ogorelec in Miha Mišic Literatura Craig, H. 1965, The measurement of oxygen isotope paleotemperatures. In: Stable Isotopes in Océanographie Studies and Paleotemperatures. Spoleto, July 26—27, 1965. Consiglio Nazionale delle Ricerche, Laboratorio di Geologia Nucleare, 1—24, Pisa. Deines, P., Lang muir, D. & Harmon, R. S. 1974, Stable carbon isotope ratios and the existence of a gas phase in the evolution of carbonate ground water. Geochim. Cosmochim. Acta, 38, 1147—1164, Oxford. Dolenec, T., Pezdič, J., Ogorelec, B. & Mišic, M. 1984, Isotopie and mineralogical characteristics of lake chalk in NW Slovenia. 5th European regional meeting of sedimentology. Abstract, Marseille. Molnar, F. M., Rothe, P., Förstner, U., Stern, J., Ogorelec, B., Šercelj, A. &Culiberg, M. 1978, Lakes Bled and Bohinj. Origin, Com- position and Pollution of Recent Sediments. Geologija, 21, 93—164, Ljubljana. O'Neil, J. R., Clayton, R. N. & Mayeda, T. K. 1969, Oxygen isotope fractionation in divalent metal carbonates. Jour. Chem. Phys., 51, 5547—5558, Lancaster. GEOLOGIJA 27, 171—199 (1984) Ljubljana UDK 552.43(497.12) = 863 Regionalna metamorfoza pelitov in karbonatno-silikatnih skrilavcev na območju severno od Raven na Koroškem Regional metamorphism of pelites and calc-silicate rocks in the area north of Ravne na Koroškem Ana Hinterlechner-Ravnik Geološki zavod Ljubljana, Parmova 37, 61000 Ljubljana Kratka vsebina V zaporedju metamorfnih faz, ki so bile vtisnjene v petite na območju Raven na Koroškem, so postali njihovi minerali granat, stavrolit in muskovit nestabilni. Posledica tega je rast fibrolitov sillimanita po biotitu, ki prvi nadomešča granat. Vendar opazujemo tako ohranjene kristale granatov kakor tudi njihove idiomorfne oblike, ki so povsem nadomeščeni s fibroliti sillimanita. Metamorfna stopnja redkih silikatno- karbonatnih pol ustreza stopnji, opazovani v metapelitih. Za metamorfne kamenine širšega območja Raven na Koroškem so značilne številne pegmatitne žile levkogranitne sestave. Njihov nastanek si lahko razla- gamo kot posledico anatekse gnajsov, ki je možna na samem začetku sillimanitnega polja opazovanega v metapelitih. Abstract During the prograde regional metamorphism of the Ravne na Koro- škem pelites, the instability of garnet, staurolite, and muscovite led to the development of sillimanite fibrolite after biotite replacing the garnet. Completely preserved garnet crystals, and also complete fibrolite pseudo- morphs after idiomorphic garnet are observed. The metamorphic grade of scarce calc-silicate intercalations corresponds to the one observed in metapelites. For the metamorphic area are characteristic many pegmatitic veins of leucogranitic composition. They may be considered products of the anatexis of gneisses at the very beginning of the sillimanite metamorphic field observed in the adjacent schist and gneiss. Uvod Regionalno metamorfne kamenine na širšem območju Raven na Koroškem so prepredene s pegmatitnimi žilami. Zaradi možne ekonomske vrednosti pegmatitov je bilo ožje območje severno od Raven na Koroškem, ki obsega nekaj 100 m^, podrobno raziskano. Med večletno raziskavo je dr. I. Struci, 172 Ana Hinterlechner-Ravnik Ekonomski center Maribor — Ravne, pošiljal na Geološki zavod vzorce plitvih vrtin, dolžine do ca. 200 m. Le redki vzorci so bili nabrani na površju. Skupno je bilo pregledanih 86 zbruskov. Kljub retrogradni metamorfozi so ohranjene petrogen(etsko pomembne asociacije. Kažejo na več značilnih faz metamorfne rekristalizacije celotnega kompleksa. Metamorfozi v amfibolitnem faciesu je sledila metamorfoza v visokem amfibolitnem faciesu s sillimanitiza- cijo. Sillimanit je pogosto ohranjen, kljub temu, da opazujemo še mlajšo retro- gradno metamorfozo s splošno rastjo potektonskega muskovita. Ustrezne pretvorbe najdemo tudi v silikatnem marmorju in metalaporju. V sillimanitnem polju je možen nastanek prvih levkogranitnih talin, ki so kristalizirane kot pegmatit. Litološka sestava Raziskano območje pripada obronkom Strojne (sl. 1). V krovnini visoko metamorfne serije ležijo v tektonskem kontaktu kloritno-amfibolovi skrilavci in staropaleozojski kremenovo-sericitni filiti (K i e s 1 i n g e r , 1929 in Mioč et al., 1981). Predmet raziskave so visoko metamorfne kamenine. Med njimi gre za različne izhodne kamenine, predvsem glinaste sedimente in grauwacke. Metakvarcit je v redkih tankih polah. Silikatni metakarbonati nastopajo kot Sl. 1. Shematske nakazana razprostranjenost metamorfnih kame- nin Vzhodnih Alp v Sloveniji in lokacija raziskanih vzorcev se- verno od Raven na Koroškem. Mislinjski prelom je podaljšek la- botskega preloma Fig. 1. Schematic map of the distribution of the Eastern Alps metamorphic rocks in North Slovenia and the sample location north of Ravne na Koroškem. Mislinja fault is the prolongation of the Lavanttal fault Regionalna metamorfoza pelitov in karbonatno-silikatnih skrilavcev pri Ravnah 173 zelo tanke, nekaj centimetrov debele nehomogene pole in prehajajo v prav tako tanke metalaporje. Vključki metabazitov, nekdanjih vulkanitov, so redki. Volumsko pomembna vključka, ki v profilih vrtin prevladujeta, sta blasto- milonitni pegmatitni gnajs in tudi bolj homogeni grobozrnati pegmatit. V bazi širšega kompleksa najdemo sivkasti očesni gnajs. Litološka sestava v pogostni menjavi je vzporedna foliaciji. Opazujemo le nekaj primerov diskordantnih pegmatitnih žil. Vpad foliacije, opazovan na jedrih, je zelo različen: strm in položen. Sledovi finih stisnjenih gub so ohranjeni, nakazani v redkih blastih plagioklaza. Med petrografsko raziskanimi vzorci sta pomembni dve skupini: metapeliti in metakarbonati s silikatno primesjo oz. metalaporji. Podali bomo njihove petrografske posebnosti. Petrografija metapelitov Metapeliti so najbolj razširjena kamenina. Zaradi splošne prisotnosti rdečka- sto rjavega biotita so rdečkasto rjave barve. Kremen in plagioklaz sta diferencirania. V nekaterih različkih je več muskovita. Zato lahko označimo kamenine kot biotitni gnajs in kot muskovitno-biotitni gnajs. Vzorci brez plagioklaza so redki. Razen tega so značilni granat, ostanki stavrolita in sillimanit. Andaluzita, cordierita in K-glinenca nisem našla, kljub temu, da so možna mineralna faza. Iz struktur in preraščanja naštetih mineralnih komponent lahko sklepamo, da se prekrivajo različne mineralne parageneze, ki so kristalizirale v različnih pogojih metamorfoze v nekem časovnem presled- ku. V skladu s podatki petrografske preiskave in po primerjavi literaturnih podatkov (von Raumer, 1983; Yardley, 1977; Carmichael, 1969) sklepamo, da je prvotni mineralni paragenezi z biotitom, granatom, stavrolitom in kianitom sledila kristalizacija sillimanita — fibrolita ter biotita in pla- gioklaza druge faze. Zadnja, nižje metamorfna rekristalizacija pa je zopet izražena s splošno rastjo muskovita. Granat je v raziskanih vzorcih pogosto prisoten. Lahko kristalizira potekton- sko v idiomorfnih kristalih s premerom do 1 cm (tabla 1, sl. 1). Nekateri večji kristali so izrazito conami. Pri tem ločimo jedro, ovoj, poln finih neprozornih vključkov in zunanji rob brez njih. Zlasti jedro je polno drobnih orientiranih neprozornih paličic, verjetno ilmenita. Nastopajo tudi sintektonski skeletni kristali, orientirani paralelno foliaciji (vz. B-VI'V-I, 65 m). Glede na literaturne podatke lahko sklepamo, da z naraščajočo metamorfozo v conarno grajenih granatih narašča komponenta piropa. Ob padajočem PT pa mora vsebovati kristalizirajoči obod več železa, mangana in kalcija. Da bi to pokazali na naših vzorcih, bi bile potrebne analize granata z mikrosondo. Granat je rožnat, kar kaže na prevladujočo almandinovo komponento, ali pa rahlo rumenkast oziroma brezbarven, kar kaže na prevladujočo grosularjevo komponento. V nekaterih kristalih je vidna sled foliacije in rotacije zrn, nakazana z vključki kremena, z drobnimi paličicami ilmenita in s fino neprozorno snovjo. Smeri foliacije sledijo prve spremembe po granatu. Večji kristali so pogosto razpokani in ob razpokah mestoma zamaknjeni. Ob teh razpokah, in tudi sicer statično, so napredovale spremembe. Izražene so kot nadomeščanje z rdečkastim biotitom in plagioklazom ali kot nadomeščanje 174 Ana Hinterlechner-Ravnik s plagioklazom, s precej biotita in malo sillimanàtnega fibrolita. Agregat plagioklaza kaže na prvoten kalcijev granat (tabla 1, sl. 2 in 3). Značilna psevdomorfoza Fe-Mg granata pa je izražena z biotitom in s fibrolitom sillimanita, ki zapolnjujeta kroglaste oblike. Sillimanit jasno spodriva rdečkasti biotit, v katerem še lahko opazujemo ostanke granata. Končna sprememba je popolna sillimanitizacija prvotnega granata (tabla 1, sl. 4). Dokazuje izdaten dotok Al ionov, ki izhajajo v zaprtem sistemu v tej stopnji metamorfoze iz neobstojnega stavrolita in muskovita (Y a r d 1 e y , 1977). Ohranjene oblike prvotnih, sedaj psevdomorfoziranih mineralov dokazujejo, da so bile pretvorbe statične. Ravnotežna temperatura pretvorbe je bila le malo presežena, reakcije so potekale skoraj v ravnotežnih pogojih. Rdečkasto rjavi biotit je v pregledanih vzorcih bistveni mineral. V rekri- staliziranem drobnozrnatem gnajsu je večinoma izraziteje kristaliziran kot v psevdomorfozah po granatu in je orientiran paralelno foliaciji. Raste tudi pahljačasto in najmlajši celo prečno na foliacijo. Zato sklepamo, da je različne starosti. Kemična sestava biotita raznih kristalizacijskih faz se verjetno razlikuje, kar pa se da ugotoviti le z mikrosondo. Biotit osnove gnajsa je, enako kot v psevdomorfozah po granatu, pogosto v preraščanju s fibrolitom sillimanita; zadnji ga izpodriva (tabla 1, sl. 3). Biotit opazujemo tudi v pre- raščanju z dobro kristaliziranim najmlajšim muskovitom. Plagioklaz je v metapelitih večinoma prisoten. V enakomerno rekristalizi- ranih različkih osnove je drobnozrnat. V vzorcih, kjer opazujemo večfazne sledove metamorfoze, imajo več milimetrov veliki blastični agregati plagioklaza zelo neenotno strukturo, kar vidimo po zrnih plagioklaza z različno orientacijo lamel. Te so deloma paralelne foliaciji, pogosto so nanjo prečne. V teh neenotnih agregatih lahko še najdemo z gostimi nizi finih neprozornih vključkov nakaza- no fino laminacijo in drobne stisnjene gube, ki kažejo na starejšo tektonsko fazo. Zelo pogosti so vključki drobnih ovalnih zrn kremena. V te vrste neenot- nem plagioklazu najdemo razen številnih drobnih lusk biotita tudi paličice ilmenita in še po kak ostanek stavrolita. Opazujemo tudi novo rast sillimanita (tabla 2, sl. 1 in 2). To nam dokazuje komplicirano nadomeščanje starejših mineralnih faz z mlajšimi. Mestoma izražena izrazita in nepravilna conarnost plagioklaza kaže neravnotežje ob kristalizaciji. Meritev plagioklazov na univerzalni mizici v nekaterih zrnih ne da podatka. Sicer so vrednosti grupirane na okrog 40 '"/o anortita (od 35—50 "/o, npr. B-VI/V-1, 50 m in 95 m). Določena je bila tudi vrednost okrog 70 anortita (B-VII/V-1, 45 m in B-VI/V-1, 50 m). Skrajne vrednosti vsebnosti anortita v sestavi plagioklaza dokazujejo neravnotežje. V vzorcu iz globine 50 m ima izrazito zrnati agregat drobno lamelarnega plagioklaza, ki raste glede na foliacijo pod določenim kotom in je verjetno vezan na razpad stavrolita, okrog 70 anortita. Drobnozrnati agregat plagioklaza, ki raste po granatu, pa ima samo 50 "/» anortita. Stavrolit zlato rumene barve nastopa večinoma kot relikt in je redko ohranjen nakopičen v milimetrskih dvojčičnih kristalih. Za večje kristale je značilno, da vsebujejo fine nize neprozornih vključkov, sled starejše laminacije. Stavrolit je ohranjen predvsem v senci ob blastičnem granatu in ob biotitu, s katerima raste v ravnotežju. V pregledanih vzorcih najdemo njegove Regionalna metamorfoza pelitov in karbonatno-silikatnih skrilavcev pri Ravnah 175 ostanke v psevdomorfnem agregatu plagioklaza. Ta kot mlajša faza raste po stavrolitu, od katerega je privzel značilno fino neprozorno laminacijo. Stavro- litovi ostanki v plagioklazu kažejo na bližino zgornje sillimanitne cone (Yardley, 1977). Relikti stavrolita so v raziskanih vzorcih razen v blastih plagioklaza tudi v posameznih kristalih potektonskega muskovita (vz. В-УЦ/У-1, 105 m). Njegove ostanke najdemo vkleščene tudi med mladimi muskovitnimi agregati metapelitov. Sillimanit ]e značilen mineral raziskanih metapelitov in je bil na območju slovenskega dela Vzhodnih Alp prvič z gotovostjo določen. Fibroliti sillimanita v prostoru Vzhodnih Alp so v literaturi znani. Na sosednji Svinški planini jih omenja M e i x n e r (1975), ki povzema najdbo po Neugebauerju (1970). Precej pogosti so fibroliti sillimanita južno od Turškega okna (Sassi in Zirpoli, 1973). V pregledanih vzorcih pa je razen fibrolitov tudi nekaj redkih tipičnih drobnih kristalov sillimanita. Najlepši kristali s tipičnim presekom so v relativno grobem biotitu skrilavca s korodiranim stavrolitom in granatom (tabla 2, sl. 3 in 4, tabla 3, sl. 1). V enem samem vzorcu so lepi prizmatski kristali sillimanita v preraščanju s kremenom (tabla 3, sl, 2). Ta kremen izhaja verjetno iz neobstojnega muskovita. V enem različku s širšega območja, vzorčevanega južno od Raven na Koroškem, opazujemo v plagiokla- zovo-kremenovi lamini agregat kianita, ki ga prerašča sillimanit. Agregat kianita kaže na psevdomorfozo po andaluzitu. Celotna slika ustreza kristalizaciji v bližini trojne točke modifikacije Al,0.^ . SiO.. Drobnejši ostanki agregatov sillimanita, s tipičnimi preseki kristalov, obdanimi od neprozorne snovi, so pogosto vključeni v neenotnih psevdomorfnih blastičnih agregatih plagioklaza (tabla 2, sl. 1). Večinoma nastopa sillimanit kot fibrolit v pahljačastih agregatih. Zelo je razširjen v preraščanju z rdečkastim biotitom, ki ga sillima- nit kot mlajši spodriva. V komplicirani ionski zamenjavi lahko biotit s sillimanitom delno, pa tudi sillimanit sam, povsem nadomesti granat, pri čemer je blastična oblika granata ohranjena (tabla 1, sl. 4). Opazujemo tudi manjše podolgovate, do 1 mm dolge kristalne oblike, psevdomorfozirane s samim fibrolitom sillimanita, kjer morda ne gre za prvotni drobni granat. Samega kianita ali njegovih ostankov nisem nikjer ugotovila, kljub temu, da je v teh z AI2O3 bogatih metapelitih ob stavrolitu morala biti predhodna sillimanitova faza kianit. Pri nadomeščanju granata je lahko nastali agregat blastičnega plagioklaza vezan na prvotno grosularjevo komponento ob kianitu (von Raumer, 1983). Sprememba je sledila reakciji: grosular + kianit + kremen = anortit. Sillimanit opazujemo zelo redko v preraščanju z ostanki kristalov stavrolita ob biotitu. Prva možna kristalizacija sillimanita na račun stavrolita poteka v nižje temperaturnem območju stavrolitove obstojnosti po enačbi: stavrolit + klorit + muskovit biotit -r- sillimanit. Po Yardleyu (1977) je sillimanitizacija granata, kakršno opazujemo, posledica dveh reakcij, ki potekata zvezno in istočasno: stavrolit + muskovit + kremen -> biotit + sillimanit + H^O, granat + muskovit -> biotit + sillimanit + kremen. 176 Ana Hinterlechner-Ravnik Druga reakcija je možna v visokem temperaturnem območju neobstojnosti stavrolita ob muskovitu. V njej ni neposredno prisotna fluidna faza. Pri tem pogoju zavisi obseg navedene reakcije na posameznem izdanku pri poljubni temperaturi od majhne razlike v sestavi posameznih mineralnih faz. Dejansko so v pregledanih vzorcih nekateri kristali granata ohranjeni, nekateri nado- meščeni s plagioklazom in biotitom, zopet drugi povsem sillimanitizirani. Premeščanje ionov iz posameznih mineralnih faz je komplicirano in težko razumljivo. Relativna mobilnost različnih komponent je kontrolirana s ste- hiometrijo reakcij in nukleacijskim vzorcem novo nastalih mineralnih faz ter ni odvisna od narave gibajočih se ionov. Takšna prerazporeditev v majhnem zaprtem prostoru je pogosta. Dogaja se ob pogojih, ki so blizu ravnotežja. Toplotni tok je temperaturo glede na ravnotežne pogoje reakcij le rahlo povišal (Yard ley, 1977). Mineralne parageneze sillimanitne cone so torej vezane na račun izginja- jočih mineralov stavrolitne cone. Kianit, stavrolit in granat niso več obstojni. Prav tako ni obstojen muskovit. V pregledanih vzorcih pa je muskovit precej pogosten. Večinoma ni deformiran in raste potektonsko. Vezan je na sillimanitni gnajs, medtem ko je v drobnozrnatem biotitnem gnajsu odsoten. Prav tako kot sillimanit je tudi muskovit pogosto vezan na biotit. Kot najmlajši mineral prerašča muskovit biotitne luske pogosto pod kotom ali celo prečno. Muskovit je mestoma jasna psevdomorfoza po sillimanitu (tabla 3, sl. 3). V enem primeru je v potektonskem muskovitu še ohranjena izginjajoča struktura fine gube, nakazana s sillimanitom (tabla 3, sl. 4). Muskovit je glede na sillimanit vedno mlajši. Zato pomeni kasno, vendar še vedno visokotemperaturno retrogradno pretvorbo, najverjetneje po reakciji: sillimanit + K-glinenec + H.O -> muskovit + kremen. Retrogradna reakcija je bila možna zaradi ponovnega dotoka vode ob padajočem PT (sl. 2). V tej fazi rekristalizacije ni bila od fluidov prisotna le voda, temveč tudi bor. Zato so izkristalizirali številni drobni in večji idiomorfni kristali turmalina, ki je mestoma že kameninotvoren. Turmalin kaže na pegmatitno-pnevmatolitsko fazo. Kristali so večinoma izrazito conarni, v jedru rahlo modrikasti, njihov večji del pa je rumenkasto rjav. Prva barva kaže na več železa in ustreza šorlitu. Prevladujoča barva pa kaže na magnezijev turmalin dravit. V končni fazi metamorfoze je kremen v pregledanih vzorcih večinoma močno rekristaliziral: ima poligonalne kontakte, mestoma celo obliko kapljice in potemnjuje enotno. Akcesorni so apatit, titanit, zirkon in pirit. Ostanki neke prvotne mineralne asociacije faciesa zelenega skrilavca, iz katerih so opisani metapeliti verjetno izšli, niso več ohranjeni. Redko opazujemo tudi končne retrogradne pretvorbe visoko metamorfnih mineralov ob padajočem PT do razmer faciesa zelenega skrilavca. Ustrezno je biotit nado- meščen z Mg-kloritom, stavrolit je sericitiziran in kloritiziran, kalcijev granat je zoisitiziran. Kemijska analiza sillimanitno-biotitnega gnajsa (vz. B-VIV-l, 80 m) je dala naslednje procentualne rezultate: SiO„ 44,0; TiO, 1,46; A1,,0, 31,6; Fe.O, 1,60; FeO 7,23; MnO 0,18; MgO 1,86; CaO 1,65; Na.,0 1,05; K.,0 5,71; P.,0, 0,28; CO., 0,16; FeS., 1,87; H.,0+ 2,48. Regionalna metamorfoza pelitov in karbonatno-silikatnih skrilavcev pri Ravnah 177 Sl. 2. Ocenjena visoka in zelo visoka stopnja metamorfoze, ki se nanaša na značilne srednje in visoko metamorfne pre- tvorbe metapelita in metalaporja v okolici Raven na Koro- škem. Prikazane ravnotežne krivulje so privzete po litera- turi in so jih po raznih avtorjih zbrali Winkler (1979), Hewitt (1973) ter Storre in Nitsch (1974) Trojna točka in meje stabilnosti treh faz AUSiO.ï mineralov so prikazane po Althausu (1967), Richardsonu et al. (1969) in Holdawayu (1971) v smislu padajočega pritiska (A andaluzit, K kianit, S sillimanit) mu muskovit, ca kalcit, do dolomit, q kremen, an anortit, K-glin K-glinenec — K-feldspar, ki klorit, cord cordierit, ctd kloritoid, st stavrolit, bi biotit, di diopsid, tr tremolit, zoi zoisit, gr grosular, fo forsterit, co korund Fig. 2. Estimated conditions of medium and high meta- morphic grades related to some mineral associations observed in metapelite and metamarl of the Ravne na Koroškem surroundings. Approximate equilibria reaction curves are taken from different sources compiled by Winkler (1979), Hewitt (1973), Storre and Nitsch (1974) Triple point and stability limits for AI2SÌO5 minerals are presented after Althaus (1967) Richardson et al. (1969) and Holdaway (1971) in order of decreasing pressure 12 — Geologija 27 178 Ana Hinterlechner-Ravnik Petrografija silikatnega marmorja in metalaporja Silikatni marmor in metalapor tvorita do nekaj cm debele interkalacije med metapeliti. Te so prostorsko omejen lagunsko-plimski sediment, ki je vezan na kratkotrajne poplave in kasnejšo evaporacijo. Karbonatne interka- lacije so prestale enake okoliščine regionalne metamorfoze kot obdajajoči metapeliti. Ker je površina raziskovanega območja majhna in ker so vrtine plitve, predpostavljamo izenačene PT pogoje ob kristalizaciji raziskovanih kamenin. Potek določene reakcije v metakarbonatih je pri izbranih pogojih bivarianten, ker se ob pretvorbah sprošča plin CO.^. Pri določenem tlaku je zato temperatura določene mineralne pretvorbe odvisna od sestave fluidne faze, to je od razmerja koncentracije plinov H^O-CO.. Ker imamo opravka le s tankimi karbonatnimi vložki, je voda med progresivno metamorfozo, t. j. med postopno dehidratacijo metapelitov, lahko prodirala iz njih v karbonatne lamine in nižala koncentracijo CO^. Splošna prisotnost zoisita v ohranjenih progresivnih mineralnih asociacijah kakor tudi prisotnost klinozoisita — epidota v retrogradnih agregatih nam kažeta na precej stalno visoko vsebnost H^O med večfazno metamorfozo. Glede na opazovane mineralne asociacije in literaturne podatke pa lahko sklepamo, da se je med metamorfozo razmerje obeh plinskih faz tudi nekoliko spreminjalo (Ferry, 1976; Sanford, 1980) in bilo lahko na zelo majhnem območju pri določenem PT različno (sl. 3). Reakcije metakarbonatov, ki vključujejo primesi, so občutljivi indikatorji stopnje metamorfoze in kažejo tudi na sestavo fluidne faze. Za številne reakcije v karbonatni sredini je poleg kalcita pomembna prisotnost dolomita in kremena. Sam kalcit in kremen sta namreč obstojna drug poleg drugega do ekstremnih pritiskov in temperatur regionalne metamorfoze. Količina dolomita v pregle- danih vzorcih je bila majhna, prav tako količina kremena. Vendar še lahko zasledimo kako kremenovo ali pa mikroklinovo zrno ob kalcitu, kar kaže na presežek obeh glede na dolomitno komponento. Med metamorfozo metakarbonatov so z reakcijami med izhodnimi mineralni- mi fazami postopno kristalizirali višje metamorfni minerali. Nastopajo dife- rencirani v lamine. Teksture preraščanja posameznih mineralnih parov v posameznih laminah se razlikujejo v odvisnosti od vrste mineralov. Diferen- ciacija je posledica lokalnih metasomatskih reakcij in difuzije, ki so potekale v bližini ravnotežnih pogojev ob prenosu snovi vzdolž kemičnih gradientov. Mobilnost komponent pada v naslednjem vrstnem redu: CaO > MgO > SiO. > KAlSi.,Oy. Zato nekateri avtorji ne zagovarjajo popolnega kemičnega rav- notežja ob metamorfnih pretvorbah (Sanford, 1980). Izograde, ki kažejo enako istopnjo metamorfoze, temelje na predpostavki neposredno se dotikajočih značilnih mineralov. Nekatere izograde temelje na ravnotežju reakcij med šestimi mineralnimi fazami, ni pa možno opazovati skupnih kontaktov vseh mineralnih faz. Zaradi tega predpostavljajo nekateri raziskovalci, da je ravno- težje doseženo na območju ca. 1,4 mm, ki ga opazujemo pod mikroskopom. Teksturna neravnotežja, kot npr. vključki enega minerala v drugem, površinsko prehajanje nekega minerala v agregat drugega, pa so primeri neravnotežja (Ferry, 1976). Metamorfne reakcije v marmorju, ki je vseboval primes dolomita, kremena in mikroklina, so z naraščajočim PT dale minerale flogopit, tremolìi in diopsid. Regionalna metamorfoza pelitov in karbonatno-silikatnih skrilavcev pri Ravnah 179 Ustrezne pretvorbe pri 6 kbar, naraščajoči temperaturi in v odvisnosti od sestave fluidne faze so prikazane na sliki 3. Potrebna primes za kristalizacijo flogopita je mikroklin. Glede izvora mikroklina v marmorju so mnenja deljena. Lahko gre za klast, lahko je njegova prisotnost posledica prvotne salinarne sestave sedimenta, ali pa je metasomatskega porekla. Ker je bil mikroklin relativno pogosten, je bila v pregledanih vzorcih opazovana parageneza kalcit + flogopit (biotit) + mikroklin, ki nastane po reakciji: 3 dolomit + 1 K-glinenec + IH.O = 1 flogopit + 3 kalcit + ЗСО2. Gre za značilno nizko metamorfne pretvorbo, ki poteka pri nekoliko nižji temperaturi kot kristalizacija lojevca. Ce ni primesi, je flogopit obstojen do visoko metamorfnih pogojev. Pri nekoliko višji temperaturi in neodvisno od razmerja med fluidi poteka reakcija, ki je bila v raziskanih vzorcih presežena: 5 flogopit + 6 kalcit + 24 kremen 3 tremolit + 5 K-glinenec + 6C0, + 2H,0. Sl. 3. T-Xf>o2 diagram, računan za ravnotežja pri 6 kbar, v sistemu CaO-MgO-SiOa-KAlSisOs-HsO-COs. Presek pri 600 °C kaže možne mineralne pretvorbe pri različni sestavi fluidov Хц.,,)/Хг.„.,. -Podatke je po raznih avtorjih zbral Sanford (1980) Mc mikroklin, Do dolomit, Ph flogopit, Cc kalcit, Q kre- men, Tr tremolit. Di diopsid Fig. 3. T-X,.,,j diagram calculated for 6 kbar for some equilibria in the system CaO-MgO-Si02-KAlSin08-H20-C02 depending on variation of fluid composition. Data from various sources compiled by Sanford (1980) 180 Ana Hinterlechner-Ravnik Značilen za naslednjo stopnjo metamorfoze je diopsid ob tremolitu: oba ločeno in v paralelnem preraščanju. Vsekakor kaže preraščanje obeh mineralov in odsotnost prostega kremena v zbruskih, da ob tremolitu in kalcitu ni bilo vedno dovolj kremena, ki je potreben za rast diopsida: 1 tremolit + 3 kalcit + 2 kremen = 5 diopsid + 3CO., + 1H.,0. Ta reakcija že poteka tudi v sillimanitnem polju. Glede na izolirana zrna tremolita v kalcitnih laminah bi bila možna reakcija med dolomitom in kremenom, ki poteka pri zelo visokem Xcoj- V pregledanih vzorcih je flogopit redek vključek v diopsidu in ob njem ter kaže na reverzibilno reakcijo v mikro- klin in tremolit, ki je odvisna od majhne spremembe v fluidni fazi (sl. 3; tabla 4, sl. 1). Forsterita nisem našla, kar je posledica neustrezne sestave z malo dolomita. Ob prisotnosti dolomita kristalizira pri še nekoliko višji metamorfni stopnji klinohumit poleg forsterita. Na Golici v Avstriji ju je našel Heritsch (1978) v leči marmorja eklogitne cone. V pregledanih vzorcih ga zaradi neustrezne sestave kamenin nisem ugotovila. Sanford (1980) pa je mnenja, da različne mineralne asociacije posa- meznih lamin silikatnih marmorjev na manjšem območju oz. celo v posameznem vzorcu ne morejo biti posledica razlike v temperaturi, temveč je verjetnejša po plasteh ali celo po laminah neizenačena koncentracija CO^ v fluidni fazi Presek pri 600 "C na sliki 3 kaže, da so vse navedene mineralne pretvorbe možne druga ob drugi, če je sestava fluidne faze nehomogena. Take razmere ustrezajo tudi raziskanim diferenciranim polam silikatnega marmorja. Karbonatno silikatni skrilavci, ki so bili pregledani, so zelenkasto sivi. Kalcit je bel. Diopsid je svetlo zelenkast. Prav po barvi vidimo, da nastopa redko celo v večmilimetrskih kristalih. Podobno velja za tremolit. Značilna sta oranžno rjavi flogopit in rdečkasto rjavi biotit. Primes, ki daje mestoma tem- nejšo barvo, je pirit. Diopsid je na univerzalni mizici pogosto neenoten, celo conaren. Značilni so preseki z lamelarno strukturo, paralelno ploskvi (100), in slednice razkolnosti ploskev prizme, ki oklepajo kot ca. 86**. Kot potemnitve Nz s tretjo kristalo- grafsko osjo je ca. 32—42». Neposredno merjeni kot optičnih osi pa je 2Vz = = 62«. V kalcitnih laminah ima kalcit pogosto blastomilonitno strukturo. Biotit- flogopit kažeta znake rekristalizacije v smeri striga (tabla 4, sl. 1). Diopsid in mikroklin sta korodirana. Tremolit je idiomorfen. Mikroklinska mreža K-glinenca je bolj ali manj jasno izražena. V zadnjem primeru je možno mikroklin ločiti od kremena le po optičnih oseh. Zoisit je v preiskanih kalcitnih marmornih skrilavcih redek. Njegova prisotnost kaže na nizek Xco.. med metamorfne kristalizacijo. Retrogradna metamorfoza do stopnje zelenega skrilavca ni razširjena in je najbolj izrazita na nekaterih kristalih diopsida. Pretvorjeni so v lamele tremolita in kalcita, ob njih je malo kremena. Pretvorba je statična. Pogosti so tudi polprosojni mikrokristalni retrogradni agregati, ki niso več natančneje določljivi in morda izhajajo iz spremenjenega klinohumita in forsterita. Za stopnjo metamorfoze značilne mineralne asociacije imajo tudi meta- laporji. Te glineno-karbonatne kamenine so kompliciran sistem K^O-CaO-MgO- Regionalna metamorfoza pelitov in karbonatno-silikatnih skrilavcev pri Ravnah 181 ALOg-SiOa-CO.^-H^O, kot ga prikazujejo številni avtorji (npr. Winkler, 1976; Kerrick, 1974; zelo detajlno Hoschek, 1980; sl. 4). Nekatere značilne mineralne asociacije so iste kot v marmorju, ki je prvotno vseboval kremen, malo dolomita in mikroklin. Gre za tremolit ob mikroklinu, tremolit v preraščanju z diopsidom, diopsid sam; razen teh so značilni še zoisit v preraščanju s tremolitom, odsotnost muskovita ob mikroklinu in plagioklazu (anortitu), predvsem pa redka skapolit in granat (tabla 4, sl. 2, 3 in 4, tabla 5, sl. 1, 2 in 3). Možne mineralne faze so še kalcit, kremen, plagioklaz, zoisit, flogopit, biotit in titanit. Prav asociacija kalcit + kremen in kalcit + mikroklin kaže na odsotnost večje primesi dolomita. Posamezni minerali oz. mineralni pari so ločeni po laminah. To dokazuje metamorfno diferenciacijo. Glede na splošno prisotnost zoisita je bila fluidna faza stalno bogata s H^O, vendar je detajlna sestava lahko nekoliko variirala. Prisotnega je bilo tudi nekaj železa. Na to kaže mestoma zeleno pleohroičen amfibol, rahlo rožnati granat poleg brezbarvnega in biotit poleg flogopita. Prisotnost železa znižuje tempe- raturo pretvorb. Zoisit v preraščanju s tremolitom kaže na prvotni dolomit in klorit poleg kalcita (ta!bla 4, sl. 2). Akcesorna sta apatit in neprozoren mineral. Našteti značilni metamorfni minerali so kristalizirali v tankih vložkih metalaporja praktično na isti globini in istočasno. Kristalizacija metamorfnih mineralnih asociacij je bila odvisna le od fine razlike v sestavi izhodne kame- nine in fluidne faze. Metalapor pa se zmenjuje z metapeliti, ki vsebujejo silli- manit. Zato je celoten paket različnih kamenin v različnih metamorfnih fazah rekristaliziral pod enakim PT. Kristalizacija diopsida in mikroklina ob tremolitu se že približuje pogojem kristalizacije v sillimanitnem polju. Muskovit ob kremenu iu kalcitu ni bil več obstojen. V nekaterih laminah metalaporja opazujemo ustrezno preraščanje anortita z mikroklinom. PoHewittu (1973) je zelo verjetno, da poteka reakcija: muskovit + kalcit kremen anortit + K-glinenec + CO^ + H^O na samem začetku sillimanitnega polja (sl. 2). Primes albita v plagioklazu in večja ali pa manjša molarna koncentracija Xco. = 0,5 v fluidni fazi znižujeta temperaturo pretvorbe, kar je na sl. 2 prikazano s puščico. Na univerzalni mizici določena sestava plagioklaza, ki je v nepravilnem prežemanju z mikro- klinom, glede na katerega ima izrazito pozitiven relief, je ca. 70 anortita (vzorec B-V/V-1, 40 m). Poseben in redek mineral pregledanih metalaporjev je skapolit, katerega kristalizacija je vezana na sillimanitno cono (Ferry, 1976). Mineral krista- lizira po reakciji med kalcitom in plagioklazom. Glede na viisok dvolom se sestava našega skapolita približuje meionitu, ki je različek, bogat s kalcijem oz. z anortitom. V sestavi skapolita so razen CO.^ lahko še drugi ioni. Natančna sestava tega minerala, ki lahiko nastopa v visoko metamorfnih in vulkanskih kameninah, služi kot geotermometer in geobarometer (Goldsmith in New^ton, 1977). V pregledanih vzorcih nastopa le po kako zrno skapolita, večinoma ob diopsidu. Kameninotvoren pa je v vzorcu B-IV/V-1, 172 m. V njem ni kalcita, pač pa zoisit, diopsid, kremen in malo tremolila (tabla 5, sl. 1 in 2). 182 Ana Hinterlechner-Ravnik Zelo redko je v pregledanih metalaporjih ohranjen granat. Ima idiomorfno tendenco. Za razliko od ostalih mineralov je večinoma podvržen retrogradni metamorfozi: nadomeščen je z agregatom nepravilnih in optično anomalnih zrn conarnega klinozoisita-epidota, kar ustreza prehodu v facies zelenega skrilavca. V tem agregatu mestoma še lahko opazujemo granatove ostanke. Nekaj redkih zrn granata je ohranjenih v senci lamin kalcita ali kremena oziroma obeh. Zanimiva je lamina kalcita, kjer nastopa rahlo oranžen idiomorfen granat ob idiomorfnem /''-zoisitu in diopsidu. Kaže nam na ravnotežne pogoje njihove kristalizacije. Teoretično lahko kristalizira prvi Ca-granat ob zoisitu le v ozkem polju ob enaki ali še nižji koncentraciji CO^ v fluidni fazi, kot jo zahteva kristalizacija samega zoisita (sl. 4). V pregledanih vzorcih pa je dokazana tudi asociacija: zoisit + grosular + kremen + anortit + kalcit. Ravnotežni pogoji te mineralne asociacije ustrezajo invariantni točki Sl. 4. T-Xp,)„ diagram, računan za nekatera ravnotežja pri 7 kbar, v sistemu K20-CaO-MgO-Al203-Si02-C02-H20. Podatke je po raz- nih avtorjih zbral Kerrick (1974). Približno ustrezajo raziskani metamorfni stopnji K/s K-glinenec — K-feldspar, do dolomit, cc kalcit, and andaluzit, ma margnrit. ms muskovit, q kremen, tr tremolit, an anortit, co korund, tr tremolit, zoi zoisit, gr grosular, ph flogopit, wo wollastonit Fig. 4. T-Xf4,2 diagram calculated for 7 kbar for some equilibria in the system K20-CaO-MgO-Al203-Si02-002-H20. Data from various sources compiled by Kerrick (1974). They correspond approximately to the observed grade of the Ravne calc-schists Regionalna metamorfoza pelitov in karbonatno-silikatnih skrilavcev pri Ravnah 183 pri določenem PT. Obstojna je tudi v sillimanitnem polju, kot prikazuje slika 2. Granat raste v pogojih invariantne točke na račun več reakcij, v katerih so izmenoma udeleženi zoisit, kalcit, kremen in anortit (Winkler, 1976, p. 141). Albit v sestavi plagioklaza in primes železa v zoisitu znižujeta temperaturo pretvorbe, kar je nakazano s puščico (sl. 2). Retrogradna metamorfoza v metalaporju je redko izražena. Najmanj obstojen, kot že omenjeno, je bil granat. Diopsid je mestoma retrogradno prešel v lamele tremolita in kalcita; kremen je le redko viden ob teh zrnih. Kloritiza- cija biotita in muskovitizacija-sericitizacija glinencev je najnižji metamorfni pojav. Sklep Skrajni deli Vzhodnih Alp oz. Austridov sežejo v severovzhodno Slovenijo. Za Vzhodne Alpe so značilne večkrat regionalno metamorfozirane stare kamenine, imenovane v literaturi »Altkristallin«. Grade jih tudi paleozojski, mezozojski in terciarni sedimenti ter magmatske kamenine. Metamorfne kame- nine so v Sloveniji razširjene v masivu Pohorja ter v grebenih Kobanskega in Strojne. Strojno loči od Kobanskega in Pohorja mislinjski prelom, ki je podaljšek labotskega, ob katerem je pohorski masiv dvignjen in zamaknjen proti jugovzhodu (Kieslinger, 1928; sl. 1). Biotitni gnajsi z vključki marmorja in amfibolita v talnini eklogitne cone na območju južnega Pohorja verjetno ustrezajo visoko metamorfnim kameninam Strojne (Hinterlech- ner-Ravnik, 1971). V Mislinjskem jarku tega dela zaporedja ni, kar je ugotovil že Kieslinger (1928). Na območju Strojne pa ni narinjenega dela zaporedja z eklogitom. Za visoko metamorfne kamenine Vzhodnih Alp so značilne pegmatitne žile, ki dosežejo prav na območju Raven, na Koroškem pogosto debelino več deset metrov in dolžino preko 1 km. Predmet te raziskave je metamorfna prikamenina pegmatitnih žil severno od Raven na Koroškem; to so metapeliti in metalaporji. Ker je površina raziskanega območja majhna, predpostavljamo izenačene PT pogoje ob kristalizaciji raziskovanih kamenin. Razmerje koncentracije plinov H.O CO. je lahko nekoliko variiralo. Vendar kaže splošna prisotno.st zoisita na visoko vrednost H^O v fluidni fazi. Mineralne parageneze metapelitov ob pegmatitih na območju Raven na Koroškem so polimetamorfne. Ohranjene mineralne parageneze sillimanitne cone so nastajale na račun mineralov stavrolitne cone: stavrolita, kianita, granata in muskovita. Ti niso bili več obstojni in so pretvorjeni v agregate sillimanita ter rdečkastega biotita in plagioklaza druge kristalizacijske faze. Ohranjene oblike in ostanki prvotnih mineralov nam nakazujejo, da so spremembe pt^tekale v bližini ravnotežnih pogojev ob komplicirani ionski zamenjavi. Stavrolit ustreza kristalizaciji v amfibolitnem faciesu pri tempe- raturi nad 550 «C (H o s c h e k , 1967). Kristalizacija sillimanita pa zahteva glede na trojno točko, ki je po literaturnih podatkih do sedaj različno določena, temperaturo 510 "C po Holdawayu (1971) oziroma 625 "C po Richard- sonu et al. (1969). Ce se v sillimanitnem polju temperatura dovolj dvigne, je v metapelitih in metagrauwackah možna tvorba prve granitne taline (sl. 2), ki je vezana na visoki amfibolitni facies. Pegmatit je lahko kristaliziral iz take levkogranitne taline. Ce menimo, da so bili vsaj nekateri pegmatiti raziskanega 184_Ana Hinterlechner-Ravnik območja vezani na sillimanitizacijo, potem temperatura 650 "C ni bila bistveno presežena. Tem temperaturam oz. siilimanitnemu polju lahko ustreza tudi kristalizacija diopsida ob tremolitu, grosularja, skapolita-meionita v tankih vložkih metalaporja in silikatnega marmorja. Muskovitova obstojnost je bila v raziskanih mineralnih paragenezah meta- laporja in metapelita s sillimanitom prekoračena. Vendar je muskovit v pre- gledanih metapelitih pogosten in tipično potektonski mineral. Ohranjeni so tudi dokazi za značilno pretvorbo sillimanita v muskovit (tabla 3, sl. 3 in 4). Glede na to je muskovit posledica retrogradne metamorfoze, ki je potekala ob ponov- nem dotoku vode ob padajočem PT, vendar še vedno visoki temperaturi ca. 600 "C in ob odsotnosti usmerjenega pritiska. Retrogradne pretvorbe, izraženie v asociacijah faciesa zelenega skrilavca, opazujemo redko. To dokazuje, da v zadnji, najverjetneje alpidski orogenezi, voda ni splošno penetrativno prepojila raziskovane kamenine in so se zato lahko ohranile starejše (idiomorfne) mineralne faze s sillimanitom. Relativno neobstojen pa je bil granat v metalaporju v asociaciji s kremenom, kalcitom, plagioklazom in tudi zoisitom. Opazujemo, da je bil večinoma pretvorjen v kli- nozoisit ДП epidot. Na najvišji doseženi pritisk ob metamorfozi je težko sklepati. Krivulje dehidratacije raznih opazovanih mineralnih reakcij potekajo strmo. Von R a u m e r (1983) pa je računal pritisk pri metamorfnih spremembah v meta- pelitih, analognih našim, iz detajlne kemične sestave ostankov granata grosularja, vezanega na novo nastajajoči plagioklaz anortit. Ta pretvorba ima za posledico naraščanje volumna in je možna le pri močnem padcu pritiska. Glede na pretvorbo granata v plagioklaz, kakršno lahko opazujemo tudi v pregledanih vzorcih, je pritisk padel od 8—10 kbar na 4—6 kbar. Na nižje vrednosti pritiska je sklepal von R a u m e r tudi po prisotnosti cordierita v granitoidih. Med pregledanimi vzorci cordierita zaenkrat nisem našla. Ustrezna pot skladovnice metamorfnih kamenin v odvisnosti od pritiska in temperature, kot se kaže v ohranjenih metamorfnih mineralnih asociacijah, je shematsko prikazana na sl. 2. Najvišja ohranjena metamorfna stopnja v naših metamorfnih kameninah pa je petrogenetsko vidna v vzorcu retrogradno spremenjenega metabazita eklogitne cone z južnega Pohorja. Kaže jo pretvorba zoisita ob kianitu v anortit ob rožnatem korundu. Sillimanitizacija pregledanih metapelitov dokazuje, da se je temperatura med metamorfnimi procesi dvignila. Iz polja kianitove obstojnosti so kamenine prešle v polje obstojnosti sillimanita. V tem PT polju pa je v metapelitih možen z njihovim delnim nataljevanjem nastanek prve granitne taline, kar je geološko in eksperimentalno ponovno dokazano (W i n k 1 e r , 1976). Lahko predpostav- ljamo le manjše premikanje anatektične taline na krajšo razdaljo. V Vzhodnih Alpah so v visoko metamorfnih kameninah pegmatitne žile povsod razširjene. Dosedanji raziskovalci so pegmatite, vezane na metamorfne kamenine skrajnega vzhodnega dela Vzhodnih Alp razhčno razlagali. Ki es linger (1935) pred- postavlja, da gre za hipotetične diferenciale neke globlje ležeče granitne magme, ki je ostala skrita v globini. Beck-Mannagetta (1967) pa že meni, da gre za delno mobilizacijo materiala na licu mesta. Istega mnenja je raziskovalec ravenskega pegmatita F an ing er (1981). Regionalna metamorfoza pelitov in karbonatno-silikatnih skrilavcev pri Ravnah 185 Za analogne metamorfne pretvorbe v metapelitih v »Altkristallinu« helvet- skega območja »zunanjih masivov« na skrajnem zahodnem obrobju Alp daje von R a u m e r (1983) geološko razlago, ki je sprejemljiva tudi za raziskano območje Raven na Koroškem. Začetni metamorfni cikel je bil vezan na tekto- niko horizontalnih transportov, na strukture položnih gub in lusk ter na narivanje samih metamorfnih kamenin vzdolž položnih ploskev premikanja. V takih terenih so pogoste blastomilonitne strukture, ki so posledica raztezanja kril gub ali pa predstavljajo strme diskordantne strižne cone. Nastajale so med predvariscičnim ali zgodnje variscičnim premikanjem. Serija starejših anateksi- tov je blastomilonitno predelana. Tudi eklogiti in granuliti se lahko pojavljajo vmes. Na ta proces je vezana splošna odebelitev skorje, ki je posledica visoko tlačne mineralne asociacije s stavrolitom in kianitom. Sledilo je znižanje pritiska, vezano na dviganje in erozijo velikega pro- stora. Izraženo je s paragenezo biotita, ki ga spodriva sillimanit. Oba sta rasla na račun neobstojnih mineralov stavrolitne cone. Spremembe PT razmerja, ki so ohranjene v metamorfnih asociacijah, so odvisne od globine pogreznitve terena, sledečega dviganja in stopnje erozije. Ob dviganju in eroziji so bili doseženi najbolj ugodni PT pogoji za nastajanje in prodiranje mlajših granitnih talin. Vrinjene magmatske taline so bile dodaten vir toplote. Posamezni metamorfni masivi lahko kažejo ohranjene enake metamorfne stadije. Vendar so v njih izraženi enaki metamorfni procesi lahko potekali istočasno ali pa v različnem absolutnem času. Tudi številni drugi raziskovalci menijo, da je v starih metamorfnih skladih Vzhodnih Alp izražena visokotlačna kaledonska in nizkotlačna heroinska metamorfoza (npr. Borsi et al., 1973 in Jäger, 1983). Med zadnjo je bila dosežena visoka temperatura, primerna za nastajanje granitnih talin. Zato so na heroinsko metamorfozo v Alpah vezani številni granitni plutoni. V kameninah Vzhodnih Alp pa je izražena tudi alpidska metamorfoza kot posledica alpidske orogeneze. Potrjena je prav v muskovitih pegmatitov z Golice in Svinške planine v Avstriji. M o r a u f (1981) je po Rb-Sr metodi določil starost velikih kristalov muskovita na 240 do 265 milijonov let, t.j. predalpidska starost. Alpidska deformacija pa je povzročila kristalizacijo majhnih kristalov musko- vita v istih pegmatitih, ki so alpidske starosti: 72 do 122 milijonov let, kar je bilo določeno po K-Ar metodi. Na večjih kristalih se mlada deformacija pozna kot pomladitev. Slične vrednosti lahko pričakujemo tudi pri ravenskih pegmatitih. Prikazane so polimetamorfne pretvorbe metapelitov in metalaporjev v okolici Raven na Koroškem. Ostaja problem detajlne geološke karte in kemič- nih analiz polimetamorfnih mineralnih asociacij, ki nam bodo lahko dale točnejše podatke o okoliščinah metamorfoze. Zahvala Zahvaljujeni se Raziskovalni skupnosti Slovenije, ki je financirala to raziskavo, prof. M. Vragoviču, Rudarsko geološko naftni fakultet Zagreb, za dragocene pripombe med delom in C. Gantarju, FNT Ljubljana, za lepe mikroskopske posnetke. 186 Ana Hinterlechner-Ravnik Regional metamorphism of pelites and calc-silicate rocks in the area north of Ravne na Koroškem Conclusions Metamorphic rocks in northern Slovenia are a part of the Eastern Alps (fig. 1). For Eastern Alps are characteristic polymetamorphic rocks known in literature as "Altkristallin". In Slovenia these old metamorphic rocks build the Pohorje, Kobansko and Strojna mountainous area which formed only during the late Alpine orogenic events. Old metamorphic rocks, especially those occurring south of Strojna Mt., include many pegmatite veins. Their country rock are metapelite and metagraywacke including scarce and thin lenses of calcite marble grading to metamarl. All studied samples (86) come from a small area of uniform grade, where metapelite shows characteristic poly- metamorphic transformations. During prograde metamorphism of metapelites the instability of garnet, staurolite, and muscovite led to the development of sillimanite fibrolite. Kyanite was not stable either, and is not observed. Garnet was first replaced by biotite, and this biotite was later replaced by sillimanite fibrolite. All intermediate stages of replacement are observed. Besides preserved syn- and posttectonic garnet blasts, also biotite-plagioclase and biotite-plagioclase-sillimanite repla- cements with some possible garnet remnants are observed. But some sillimanite related to biotite or to quartz forms even small crystals. In both crystal forms sillimanite has been for the first time detected as a main component in the metamorphic rocks of Slovenia. — Muscovite in metapelite is quite frequent. It is always later than sillimanite, often pseudomorphous after it. Retrogression of a still lower degree, leading to the greenschist facies recrystallization, is only seldom observed. The metamorphic grade of foliated calcite marble inclusions is indicated by segregated minerals: diopside, tremolile, microcline, and phlogopite (biotite). Besides them m metamarl plagioclase, zoisite, scapolite-meionite, and garnet occur. Muscovite is absent. Accessory minerals are apatite, opaque minerals and tourmaline. Dolomite in the original rock was scarce, since free quartz and microcline may be observed. The metamarl mineral association of zoisite, grossularie, quartz, anorthite-rich plagioclase, and calcite points to the equilibrium conditions at the isobaric invariant point that is stable also in the low temperature part of the sillimanite field. The general presence of zoisite indicates a low partial pressure of CO^, although with regard to some different adjacent mineral associations the variation of fluid composition Н^О/СО^ at a single temperature is assumed. Such conditions were shown to be possible for a small area of uniform grade by Sanford (1980). During the last meta- morphic event a high instability of colourless or yellow garnet, probably grossularite, is observed in calc-schists and also in some metapelite samples. This garnet is replaced by clinozoisite-epidote aggregate. In calcite marble a blastomylonitic texture is usual. In the metamorphic complex of Ravne, eclogite occurrences are absent. Eclogite lenses are abundant in the eastern part of Pohorje. There in an eclogite- like sample the transition of zoisite and kyanite to anorthite and corundum Regional metamorphism of pelites and calc-silicate rocks at Ravne 187 is observed, pointing to the highest preserved metamorphic grade imprinted on the metamorphic rocks in Slovenia (fig. 2). The observed pol y metamorphic transformations in metapelites of Ravne can be compared with those which were repeatedly observed, and also geochemically and geologically interpreted in literature (Yardley, 1977; von R a u m e r , 1983). The complete fibrolite pseudomorph after garnet preserving its original shape indicates temperatures close to the isochemical equilibrium condition (Yardley, 1977). The temperature rose from the stability field of kyanite to that of sillimanite. Mineral associationis in adjacent calc-schist correspond to the respective grade. In such metamorphic conditions also the early anatectic melts of leucogranitic composition may form (Winkler, 1979). The melts, which did not penetrate far, crystallized as pegmatite veins, usually showing blastom.ylonitic texture with recrystallized quartz in the matrix. Pegmatite is composed of K-feldspar (microcline), albite-oligoclase, quartz, minor muscovite and tourmaline (Faninger, 1981). Sillimanite fibrolites in pegmatite are scarce, because they are muscovitized to a high degree. The muscovite age for big crystals of similar pegmatites from Saualpe and Koralpe in Austria determined by the Rb-Sr method is 240—265 million yrs. (M o r a u f , 1981), the age that could be expected for the formation of at least some Ravne pegmatites. The general process of muscovitization, muscovite being often pseudo- rnorphous after sillimanite, as observed in metapelite and seldom in pegmatite, indicates a further drop of pressure and temperature in the entire metamorphic complex with respect to the previous sillimanite crystallization. Similar metamorphic path of progressive regional metamorphism as observed by metamorphic overprints in the Ravne complex was studied in detail in the rocks of "Altkristallin" in the Helvetic realm by von Ra um er (1983). He considered the high pressure metamorphic event as the consequence of crustal thickening; later geothermal evolution was dominated by uplift, erosion and somewhat increased temperature leading to anatexis, and was followed by a further drop of temperature and pressure. A detailed research of Ravne metamorphic rocks will be our future target. 188 Ana Hinterlechner-Ravnik Tabla 1 — Plate 1 Sl. 1. Vzorec B-VII V-1, 80 m. Muskovitno-biotitni gnajs z velikimi porfiroblasti granata in ostanki korodiranega stavrolita (niso na sliki). Glede na pogostnost vključkov kaže granat conarnost, pri čemer je zunanja cona bolj prosojna; številni so vključki paličic ilmenita. Po obodu je granat sillimanitiziran. Sillimanit je tudi v preraščanju z relativno starejšim biotitom, ki tvori zunanji ovoj okrog granata. V končni fazi metamorfoze je bil sillimanit močno muskovitiziran Fig. 1. Sample B-VII V-1, 80 m. Muscovite-biotite gneiss with large porphyroblasts of garnet and (not shown) corroded staurolite remnants. Garnet zoning is indicated by fine opaque dust and ilmenite inclusions. Garnet becomes corroded, and it is replaced along margins by biotite. This biotite is replaced in turn by sillimanite. Sillimanite itself was highly replaced by muscovite during the last metamorphic phase Sl. 2. Vzorec B-VI V-1, .50 m. Biotitni gnajs. Blast granata je pretvorjen v agregat plagioklaza in biotita. Plagioklaz je rahlo cenaren andezin Fig. 2. Sample B-VI V-1, 50 m. Biotite gneiss. Garnet porphyroblast is corroded and replaced by plagioclase-biotite aggregate. Plagioclase is an andesine showing slight zoning Sl. 3. Vzorec B-V V-3, 94 m. Muskovitno-biotitni gnajs z blasti granata in stavrolita. Delna periferna sillimanitizacija granata. Radialni sillimanitov agregat spodriva rdečkasti biotit. Stavrolit poln finih neprozornih vključkov obdaja rdečkasto rjavi biotit in potektonski muskovit Fig. 3. Sample B-V V-3, 94 m. Muscovite-biotite gneiss with porphyroblasts of garnet and staurolite. Outer edges of garnet are partly replaced by red-brown biotite, and biotite itself by radiating sillimanite fibrolite. Staurolite grains enclosing fine opaque inclusions are embayed by sillimanite-free biotite and late muscovite Sl. 4. Vzorec B-VIl V-1, 85 m. Muskovitno-biotitni blestnik z ohranjenimi blasti granata (niso prikazani na sliki) in tudi s povsem sillimanitiziranimi kristali Fig. 4. Sample B-VII V-1, 85 m. Muscovite-biotite schist containing some preserved garnet blasts (not shown in the figure), and some crystals completely replaced by sillimanite fibrolite without biotite 190 Ana Hinterlechner-Ravnik Tabla 2 — Plate 2 Sl. 1 in 2. Vzorca B-VII V-1, 95 m in B-VI V-1, 85 m. Muskovitno biotitni gnajs z redkimi blasti granata, ki so deloma nadomeščeni s sillimanitom. Prikazan je agre- gat plagioklaza, ki raste prečno na foliacijo. Ta je nakazana z nizi finega neprozornega prahu, kakršni so značilni za ohranjene kristale stavrolita. Plagioklaz verjetno nadomešča stavrolit, katerega drobne kapljice so v njem redko ohranjene. Drugi vključki so: biotit dveh generacij, sillimanit, obdan od neprozornega minerala, drobni kristali turmalina, muskovit in najmlajši epidot. Plagioklaz je bogat z anortitom Figs. 1 and 2. Samples B-VII V-1, 95 m and B-VI, V-1, 85 m. Muscovite-biotite gneiss with sparse garnet which is partly replaced by sillimanite. Presented is a posttectonic plagioclase aggregate: it is later than the foliation indicated by fine opaque streaks usually preserved in crystals of staurolite from which it is inherited. Plagioclase is supposed to leplace the staurolite: its droplets are preserved in plagioclase aggre- gate. Numerous other inclusions in plagioclase belong to; reddish biotite of two generations: sillimanite aggregates surrounded by an opaque mineral: fine tourmaline and muscovite: the latest is epidoto. Plagioclase is anorthite-rich Sl. 3 in 4. Vzorec K-10 73. Sillimanitno-biotitni skrilavec z redkimi kristali granata in potektonskim muskovitom. Sillimanitni kristalčki nadomeščajo biotit rdečkasto rjave barve. Slika 4 kaže detajl Figs. 3 and 4. Sample K-10 73. Sillimanite-biotite schist with sparse garnet and much posttectonic muscovite. Sillimanite replaces biotite. Fig. 4 represents a detail 192 Ana Hinterlechner-Ravnik Tabla 3 — Plate 3 Sl. 1. Vzorec K-10'73. Sillimanitno-biotitni skrilavec z redkimi kristali granata in potektonskim muskovitom. Detajl: fibrolit in idiomorfni kristali sillimanita spodrivajo biotit Fig. 1. Sample K-10'73. Sillimanite-biotite schist with sparse garnet and much posttectonic mupcovite. Detail: sillimanite fibrolite and also its small crystals replace the pre-existing biotite Sl. 2. Vzorec K-10 65 a. Kristal in fibrolit sillimanita vezan na kremenovo lamino z malo muskovitiziranega albita Fig. 2. Sample K-10 65 a. Crystal and fibrolite of sillimanite in a quartz lamina with some large grains of partly muscovitized albite Sl. 3. Vzorec 27. 6. Preraščanje fibrolita sillimanita z mlajšim muskovitom Fig. 3. Sample 27. 6. Late muscovite overgrowing sillimanite fibrolite Sl. 4. Vzorec K-10 73. Postkinem.atski muskovit v preraščanju s sinkinematskim_ fibrolitom sillimanita Fig. 4. Sample K-IQ 73. Postkinematic muscovite overgrowing synkinematic sillima- nite fibrolite _ 13 — Geologija 27 194 Ana Hinterlechner-Ravnik Tabla 4 — Plate 4 Sl. 1. Vzorec E-Vl/V-1, 26 m. Kalcitni marmor s silikatno primesjo, manjši vključek v metapelitu. V centru je kristal korodiranega diopsida v prepraščanju z idiomorfnim tremolitom, z mikroldinom in flogopitom. Kalcit osnove ima blastomilonitno strukturo in tudi na flogopitu je viden znak striga. Kalcit v senci kristala diopsida je izraziteje zrnat Fig. 1. Sample B-VI V-1, 26 m. Calcite marble interlayered with sillimanite metapelite. A corroded diopside crystal (in the centre) encloses idiomorphic tremolite, some irregular microcline grains, and rare fine phlogopite flakes. The complex mineral composition suggests internal disequilibrium resulting from differences in fluid composition. Calcite matrix shows blastomylonitic texture. Abundant phlogopite flakes are sheared too. Calcite in the diopside pressure-shadow is less strained Sl. 2. Vzorec B-V| V-2, 62,5 m. Tremolitno-zoisitna lamina v skrilavem kalcitnem marmorju. Akcesoren je neprozorni mineral. Zoisit je skoraj enoosen, optično pozitiven Fig. 2. Sample B-V V-2, 62,5 m. Tremolite-zoisite lamina, part of foliated calcite marble. Accessory opaque mineral. Zoisite is optically positive, nearly uniaxial Sl. 3 in 4. Vzorec B-V,'V-2, 62,5 m. Silikatni kalcitni marmor z izrazito foliacijo. V centru slike je korodiran kristal diopsida v preraščanju z mikroklinom in tremo- litom (spodaj desno). Osnova je obarvani kalcit. Akcesoren je titanit in nekaj zrn neprozornega minerala Figs. 3 and 4. Sample B-V V-2, 62.5 m. Foliated silicate calcite marble. A corroded diopside crystal is associated with microcline and late tremolite (on right, below). Matrix: stained calcite. Some grains of titanite and opaque minerals 196 Ana Hinterlechner-Ravnik Tabla 5 — Plate 5 Sl. 1 in 2. Vzorec B-IV V-1, 172 m. Iz zoisita, diopsida, skapolita in kremena zgrajeni skrilavec. V nekaterih laminah, kar na sliki ni vidno, nastopa v preraščanju s kreme- nom in z optično anomalnim /)'-zoisitom tudi tremolit. Akcesorna sta titanit in neprozorni mineral Figs. 1 and 2. Sample B-IV V-1, 172 m. Zoisite-diopside-scapolite-quartz rock. Not shown in this figure is the tremolite overgrowing the recrystallized granoblastic quartz and also /)'-zoisite with abnormal interference colours. Accessory opaque mineral and titanite Sl. 3. Vzorec B-V V-2, 60 m. Kvarcit z granatom, ki je deloma pretvorjen v klinozoisit. Kremen je granoblastiòno rekristaliziran. Relief klinozoisita se ne loči od granatovega Fig. 3. Sample B-V V-2, 60 m. Quartzite including some garnet crystals partly retro- gressed to clinozoisite. Note the nearly equal refringency of both. Quartz grains are granoblastic Sl. 4. Vzorec B-VII V-1, 90 m. Aplitna žilica, obogatena z drobnimi conarnimi rjavkasto pleohroičnimi kristali turmalina in neprozornim mineralom. V sredi slike je sillima- nitni fibrolit z ostanki rdečkasto rjavega biotita. Plagioklaz je po sestavi albit. Na sliki niso prikazani redki K-glinenec, muskovit in kremen Fig. 4. Sample B-VII V-1, 90 m. Aplitic veinlet enriched with small slightly zoned tourmaline crystals and opaque mineral. Tourmaline is showing brownish pleochroism. In the centre a sillimanite fibrolite. Plagioclase is of albite composition. Not shown and scarce are K-feldspar, muscovite and quartz Fotografirane je pri paralelnih nikolih. Navzkrižni nikoli so označeni s + Photographs are in plane polarized light. Crossed polarizers are marked by + 198_ Ana Hinterlechner-Ravnik Literatura A 11 h a u s , E. 1967, The triple point andalusite-sillimanite-kyanite. Contr. Mineral. Petrol., Vol. 16, 29—44, Berlin, Heidelberg, New York. Beck-Mannagetta, P. 1967, Die »venoide« Genese der Koralpengneise. Joanneum, Mineral. Mitteilungsblatt, 12, 6—9, Graz. Borsi, S. , del Moro, A. , Sassi, F. P. & Z i r p o 1 i, G. 1973, Metamorphic evolution of the Austridic rocks to the south of the Tauern Window (Eastern Alps): radiometric and geo-petrologic data. Mem. Soc. geol. Ital., Vol. 12, 549—571, Pisa. Carmichael, D. M. 1969, On the mechanism of prograde metamorphic reactions in quartz-bearing pelitic rocks Contr. Mineral. Petrol., Vol. 20, No. 3, 244—267, Berlin, Heidelberg, New York. Faningei, E. 1981, Glinenci ravenskih pegmatitov. Geologija, 24 1, 75—87, Ljubljana. Ferry. J. M. 1976, Metamorphism of calcareous sediments in the Waterville- Vassalboro area, south-central Maine: mineral reactions and graphical analysis. Am. J. Sc., Vol. 276, 841-882, New Haven. Goldsmith, J. R. & Newton, R. C. 1977, Scapolite-plagioclase stability relation^- at high pressures and temperatures in the system NaAlSi.'í08-CaAl2SÍ208- CaC0:í-CaS04. Am. Miner., Vol. 62, No 11 12, 1063—1081, Washington. Heritsch. H. 1978, Regionalmetamorphose eines Marmor-Kalksilikatschie- fer-Komplexes unter geringem Partialdruck von CO2 in der Koralpe, Steiermark. N. Jb. Miner. Abh., Bd. 133, H. 1, 41—52, Stuttgart. Hewitt, D. A. 1973, Stability of the assemblage muscovite-calcite-quartz. Am. Miner., Vol. 58, No. 7 8, 785—791, Washington. Hinterlechner-Ravnik, A. 1971, Pohorske metamorfne kamenine. Geologija 14, 187—226, Ljubljana. Hinterlechner-Ravnik, A. 1982, Pohorski eklogit. Geologija, 25/2, 251—288, Ljubljana. Holdaway, M. J. 1971, Stability of andalusite and the aluminium silicate phase diagram. Am. J. Sc., Vol. 271, 97—131, New Haven. Hoschek, G. 1967, Untersuchungen zum Stabilitätsbereich von Chloritoid und Staurolith. Contr. Mineral. Petrol. Vol. 14, 123—162, Berlin, Heidelberg, New York. Hoschek, G. 1980, Phase relations of a simplified marly rock system with application to the Western Hohe Tauern (Austria). Contr. Mineral. Petrol., Vol. 73, No. 1, 53—68, Berlin, Heidelberg, New York. Jäger, E. 1983, The age of the continental crust of Central, Southern and W4'stern Europe-arguments from geochemistry and isotope geology. Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt, Ed. 63, H. 2 3, 339-346, Zürich. Ker rick, D. M. 1974, Review of metamorphic mixed volatile (H2O-CO2) equilibria. Am. Miner., Vol. 59, No. 7 8, 729—762, Washington. Kieslinger, A. 1928, Die Lavanttaler Störungszone. Jb. geol. Bundesanstalt, Jg. 78, 499—527, Wien. Kieslinger, A. 1929, Geologische Spezialkarte der Republik Österreich Unterdrauburg. Zone 19, Kol. XII, Wien. Kieslinger, A. 1935, Geologie und Pétrographie des Bachern. Verh. der Geol. Bundesan.stalt, Nr. 7, 101—110, Wien. M e i X n e r , H. 1975, Die Mineralvorkommen der Saualpe. Clausthaler Geol. Abh., Sdbd. 1, 199—217, Clausthal-Zellerfeld. Mioč, P., Znidarčič, M. & Jerše, Z. 1981, Osnovna geološka karta SFRJ Ravne na Koroškem, L33—54, 1 : 100.000, Redakcija in založba Zveznega geološkega zavoda Beograd, Beograd. M or auf, W. 1981, Rb-Sr- und K-Ar-Isotopen-Alter an Pegmatiten aus Kor- und Saualpe, SE-Ostalpen, Österreich. Tschermaks Min. Petr. Mitt., Vol. 28. N0. 2, 113—129, Wien, New York Neugebauer, J. 1970, Alt-paläozoische Schichtfolge, Deckenbau und Me- tamorphose-Ablauf im südwestlichen Saualpen-Kristallin (Ostalpen). Geotekt. Forsch., H. 35, 23—93, Stuttgart. Regionalna metamorfoza pelitov in karbonatno-silikatnih skrilavcev pri Ravnah 199 von R a u m e r , J. F. 1983, Die Metapelite von Emosson (Aiguilles-Rouges- Massiv) als Beispiel spätkaledonisch-frühvariszischer Metamorphose im Altkristallin des helvetischen Bereichs. Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt., Bd. 63, H. 2/3, 421—455. Zürich. Richardson, S. W. , Gilbert, M. C. & Bell, P. M. 1969, Experi- mental determination of kyanite-andalusite and andalusite-sillimanite equilibria; the aluminum silicate triple point. Amer. J. Sci., Vol. 267, 259—272, New Haven. Sanford, R. F. 1980, Textures and mechanisms of metamorphic reactions in the Cockeysville marble near Texas, Maryland. Am. Miner., Vol. 65, No. 7/8, 654—669, Wa.shington. Sassi, F. P. & Zirpoli, G. 1973, Sulla distribuzione di sillimanite nel basamento au<^troalpino a sud della Finestra dei Tauridi (Alpe orientali). Boll. Soc. Geol. It., 92, 831—839, Roma. Storre, B. &Nitsch, K.-H. 1974, Zur Stabilität von Margarit im System CaO-Al203-SiO--H20. Contr. Minerai. Petrol., Vol. 43, No. 1, 1—24, Berlin. Heidelberg, New York. T r Ö g e r, W. E. 1979, Optical determination of rock-forming minerals. E. Schweizerbart'sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart. Winkler, H. G. F. 1976 in 1979, Petrogenesis of metamorphic rocks. 4th and 5th ed., Springer-Verlag, New York, Heidelberg, Berlin. Y a r d 1 e y , B. W. D. 1977, The nature and significance of the mechanism of sillimanite growth in the Connemara schists, Ireland. Contr. Mineral. Petrol., Vol. 65, No. 1, 53—58, Berlin, Heidelberg, New York. GEOLOGIJA 27, 201—212 (1984) Ljubljana UDK 552:551.78(497.13) = 86;i Granitne stijene sjeverozapadnog dijela Moslavačke gore u sjevernoj Hrvatskoj Granites from the northwestern slopes of Mt. Moslavačka Gora in northern Croatia Jakoh Pamić, Eugen Krkalo & Esad Prohić Geološki zavod, Sachsova 2, 41000 Zagreb Sažetak Rad prikazuje geološko-petrološke karakteristike granita sjevero- zapadnih dijelova Moslavačke gore. Relativno male mase granita izbijaju kao erezioni ostaci ispod transgresivno nataloženih miocenskih i pliocen- skih sedimenata. Raspoloživi radiometri j ski podaci ukazuju na mlado- alpmsku starost moslavačkih granita, a iste su starosti i graniti na okolnoj planini Motaj ici. Moslavački graniti su normalni graniti i sadrže kalijski glinenac, oligoklas, kvare i biotit s muskovitom. Na kraju rada se daje detaljan geokemijski prikaz. Abstract The paper deals with geology and petrology of granites from the northwestern slopes of Mt. Moslavačka Gora. Comparatively small masses of granites are unconformably overlain by Miocene and Pliocene sediments. Available radiometric data point to the young-Alpine age of the granites which is correlatable with isotope age of granites from the adjacent Mt. Motajica. Granites of Mt. Moslavačka Gora are normal, and contain K-feldspar, oligoclase, quartz and biotite with secondary muscovite. At the end, the geochemistry of the granites is discussed in aetail. Uvod Granitne stijene Moslavačke gore su od davnine poznate, a prvi ih spominje H. Wolf (1862), a zatim i L j. Vukotinović (1868). Iza toga E.Cohen (1887) navodi da u mineralnom sastavu moslavačkih granita dolazi i andaluzit. М. K i š p a t i ć (1889) je dosad najdetaljnije petrografski obradio granite Moslavačke gore; u mineralnom sastavu se pojavljuju kremen, glinenci, među kojima je više ortoklasa nego li plagioklasa (obično oligoklas), te biotit s malo muskovita, a od akcesornih sastojaka: andaluzit, apatit i cirkon. М. Kišpa- t i ć (1887) također je petrološki obradio i različite varijetete gabra Moslavačke gore, a u zasebnom članku je sumirao sve svoje petrografske podatke za to 202 Jakob Pamić, Eugen Krkalo & Esad Prohić područje (M. K is p a tic, 1900). F. Tucan (1904) je objavio članak 0 pegmatitskim stijenama iz Moslavačke gore. Gotovo nevjerojatno, ali točno, to je zapravo sve što se dosad radilo na granitima Moslavačke gore. Istina, F. Tucan (1953), F. Tucan i L j. Barić (1955) i Lj. Barić (1954, 1955, 1956 i 1972) obrađuju detaljno petrološki hornfelse i kontaktnometamorfne mramore, ali pri tome ne obraćaju pažnju na granite. Jedna jedina dosad raspoloživa kemijska analiza moslavačkih granita objavljena je u radu tehničko-petrografskog karaktera (L. Marić, 1932). Kasnije je L. Marić (1958) detaljno petrološki obradio granitno jezgro iz naftne bušotine iz okolice Vrbovca i pretpostavio da ti graniti odgovaraju granitima Moslavačke gore. Kasnije S. P a v 1 o v i ć et al., (1972) prikazuju rezultate istraživanja kordijerita iz gnajseva Moslavačke gore, a М. Vrago- vi ć i V. M a j e r (1979) kordijeritne škriljavce istog područja. Niz novih podataka o granitima sjeverozapadnog dijela Moslavačke gore dobili su se kroz izvođenje detaljnih geoloških istraživanja kvarcnih pijeska na kojima je radio drugo navedeni autor. Geološka građa Istraživano područje pripada sjeverozapadnom rubnom području Moslavačke gore. To su inače izvanredno pokriveni tereni s malo otvorenih izdanaka. Najveće površinsko rasprostiranje imaju nanosi lesa, dok se granitne stijene 1 sedimenti neogena mogu samo fragmentarno izdvojiti u dubljim jarcima i usjecima puteva. Geomorfološke karakteristike terena ocrtava tektonski izlomljena masa kristalinskih stijena izrazito blokovske građe na kojoj kao tanji pokrov transgresivno leže tektonski i eroziono reducirane naslage miocena i pliocena, te nanosi kvartara. Jasno je izražena horstna građa ma.siva sjeverozapadnog dijela Moslavačke gore u odnosu na dolinu Česme kao graničnog prostora bazena savske potoline. Na širem području Vrtlinske ističu se tri osnovna tipa rasjeda koji daju osnovno obilježje morfostrukturnom sklopu rubnog područja. Inače najoštriji dinaridski pravac SZ-JI isprekidan je i maskiran kasnijim pokretima. Više se ističu vertikalni rasjedi pravca SI-JZ i rasjedi pružanja ISI-ZJZ. Ovi tektonski elementi produžuju se i reflektiraju prema zapadu u utonuli paleoreljef zapadnog dijela savske potoline. Na priloženoj geološkoj karti (slika 1) izdvojeni su, pored granita, još i miocenski i pliocenski sedimenti, te kvartarne tvorevine. Graniti Temeljno gorje izgrađuju graniti raznih stadija trošnosti; nalaze se u jarcima istočno od doline potoka Koprivnice i sela Vrtlinska, te sjeverno od Vrtlinske, Pavličana i Pobrđana. Granit je također nabušen u podini kvarcnih pijesaka u ležištu Vrtlinska. Granit je leukokratna, svijetlosiva, srednjozrnasta stijena ujednačenih strukturno-teksturnih karakteristika na cijelom području istraživanja. Izdanci svježih granita se rijetko nalaze; najčešće se na površini javlja zona grusi- fikacije debljine od nekoliko metara. Granitne stijene sjeverozapadnog dijela Moslavačke gore u sjevernoj Hrvatskoj 203 Sl. 1. Geološka karta sjeverozapadnih obronaka Moslavačke gore 1 rječni sedimenti, 2 les, 3 pliocenski sedimenti, 4 miocenski sedimenti, 5 graniti, 6 rasjed, 7 mjesto uzorkovanja Fig. 1. Geologie map of the northwestern slopes of Mt. Moslavačka Gora 1 river sediments, 2 loess, 3 Pliocene sediments, 4 Miocene sediments, 5 granites, 6 fault, 7 sampling sites 204 Jakob Pamić, Eugen Krkalo & Esad Prohić Za detaljnu laboratorijsku obradu uzeli smo ukupno 6 uzoraka: uzorci 1 do 4 iz bušotina i uzorci 5 i 6 sa površinskih izdanaka (položaj uzoraka naznačen je na priloženoj geološkoj karti — slika 1). O geološkom, odnosno stratigrafskom položaju granitno-metamorfnog kom- pleksa Moslavačke gore postoje 3 različita mišljenja: 1. М. K i šp a tic (1889) i F. Koch (1899 i 1906) smatraju da je on arhajske starosti. 2. I. Jurković (1962) je iznio pretpostavku da ga treba uvrstiti u her- cinski orogenetski ciklus. 3. G. Del eon (1969) je određivao Rb/Sr izotopnu starost na 3 tinjca iz moslavačkih granita i dobio starost od 62 do 90 milijuna godina, što odgovara stratigrafskom rasponu: gornja kreda-stariji paleogen. Po tim podacima bi moslavački granitno-metamorfni kompleks trebalo uvrstiti u alpinski oroge- netski ciklus. Geološki sa.stav kartiranog područja sjeverozapadnih obronaka Moslavačke gore je takav da onemogućava detaljnije razmatranje ovog problema. Rezultati geološkog kartiranja pokazuju da mladi miocenski sedimenti leže transgresivno preko granita, pa su, prema tome, graniti pre-miocenske starosti. Miocen — torton Transgresivno na granitu leže naslage tortona koje su izdvojene samo na manjim površinama jugoistočno od Vrtlinske. Sastoje se od svijetložuti.h laporovitih vapnenaca, lapora i poluvezanih pješčenjaka s vapnenjačkim vezi- vom. Unutar ovih sedimenata nađena je bogata mikrofauna karakteristična za tortonske (badenske) naslage. Pliocen — pont Naslage ponta leže transgresevno na granitu i tortonskim sedimentima. Sastoje se od horizonata kvarcnog pijeska, a najviše od glinovitih i pjeskovitih lapora na prijelazu u pjeskovite i siltozne gline. Horizont pijeska je detaljno istražen kod Vrtlinske, gdje je okontureno rudno ležište kvarcnog pijeska. Glinovito-laporovite naslage samo mjestimice prekrivaju naslage pijeska, a ta- kođer su samo djelomice sačuvane kao izrazito transgresivan litostratigrafski član na kristalinskom temeljnom gorju. Kvartar Najveći dio kartiranog područja izgrađen je od lesnih nanosa koji se sastoje od smeđih i žutosmeđih siltova i praha s finodispergiranim česticama gline. Registrirani su u usjecima cesta i puteva, te u istražnim bušotinama s najčešćim debljinama od 3—6 m. Holocen Aluvijalni nanosi ispunjavaju dolinu potoka Koprivnice i ravničasti prostor doline rijeke Česme. Sastoje se od zaglinjenih pijesaka, šljunaka, gline i pre- taloženog lesa i mulja. Granitne stijene sjeverozapadnog dijela Moslavačke gore u sjevernoj Hrvatskoj 205 Petrološko-geokemijski podaci Ispitivane granitne stijene sa sjeverozapadnih obronaka Moslavačke gore imaju ujednačene strukturno-teksturne karakteristike i mineralni sastav. To su leukokratne stijene, obično s kolornim indeksom oko 10, zrnaste su i masivne, rijetko kada i sa slabo izraženom folijacijom listićavih sastojaka. Promatrano mikroskopski, graniti imaju hipidiomorfno do alotriomorfno zrnastu strukturu; veličina zrna se najčešće kreće od 0,5 do 3 mm, a kod podređenih krupnozrnijih varijeteta i do 5—6 mm. Tekstura je masivna, a rijetko se zapaža foliacija listićavih sastojaka. U mineralni sastav ulaze kvare, glinenci, tmjci, te različiti akcesorni minerali. Među glinencima je najčešći ortoklas koji se obično javlja kao samac ili u sraslacima, obično dvojcima. Optički je negativan, a kut optičkih osi, mjeren na teodolitnom mikroskopu, varira od — 65" do — 79«. Većinom su svježi ili vrlo slabo zamućeni, kaolinizirani i sericitizirani. Plagioklas je podređeniji, jav- lja se u sraslacima, obično polisintetskim, sraslim po albitnom sraslačkom zako- nu; nekad je slabo zonalan. Fedorevljevom teodolitno-mikroskopskom metodom je određivan sastav plagioklasa na 5 zrna; sadržaj anortita varira od 11 do 15 «/o, srednja vrijednost je 13«/o An. Plagioklas je također većinom svjež. Mimo ortoklasa i plagioklasa, rjeđe se nailazi na pegmatitske proraslace kvarca i alkalijskog glinenca. Važno je istaći da se, i pored najveće pažnje, nisu mogli zapaziti nikakovi znaci mikroklinizacije. Kvare je količinski dosta podređeniji od glinenaca od kojih se jasno odvaja po izrazitoj alotriomorfnosti. Biotit je fomski sastojak; pokazuje pleohroizam u rumenkastosmeđoj boji i obično je svjež. U nekim izbruscima se jasno zapaža muskovitizacija biotita i vrlo je vjerojatno da je sav, inače količinski potčinjeni muskovit, nastao na račun biotita. U samo jednom izbrusku (uzorak 5) zapaženo je da se po biotitu razvija veća količina fibrolita (?). Od akcesornih sastojaka zapazili smo vrlo malo opakog minerala, zatim apatit, rutil, turmalin (?) i cirkon. Interesantno je istaći da u nijednom uzorku, i pored najveće pažnje, nismo mogli mikroskopski utvrditi prisustvo andaluzita. I М. Kišpatić (1889) naglašava da andaluzit ne dolazi u svim moslavačkim granitima. Kemijski sastav ispitivanih granita prikazan je na tabeli 1, i iz njega se vidi da je sadržaj glavnih komponenti uglavnom vrlo ujednačen. Prema Nigglijevim vrijednostima (tabela 2), većina kemijski analiziranih uzoraka pada u grupe leukogranitnih i granitnih magmi, a samo neke stoje na prijelazu ka trondhje- mitskim magmama. Po normativnom CIPW sastavu, to su tipske granitne stijene, jer količina riormativnog kvarca koleba od 34 do 38 «/o. Sastav normativneg plagioklasa varira od 11 do 21 "/o An, srednja vrijednost je 15 "/o An, u odnosu na 13 «/o An koji je dobiven teodolitno-mikroskopskim određivanjem. Analizirani uzorci pokazuju i ujednačen mikrokemijski sastav, a koncentra- cije odabranih elemenata u tragovima blizu su vrijednosti koncentracija koje se u literaturi smatraju tipičnim za »standardne granitne stijene« (К. Tu- re ki an and K. Wedepohl, 1961). 206 Jakob Pamić, Eugen Krkalo & Esad Prohić Tabela 1. Sadržaj makroelemenata (tež. "/o) i mikroelemenata (/, ki se giblje od 0,46 do 47,30 "/o. Pretežni del odpade na glinene primesi, toda včasih je tudi veliko kremena. Po vsebnosti SÌO2 se rudni ritmiti tudi razli- kujejo od neposredne prikamenine, ki je v splošnem zelo revna s SÌO2, saj ne vsebuje v poprečju več kot 0,16 «/0. Zelo različna je tudi sestava rudnih komponent. Največ je sfaleritnih ritmitov, toda tudi galenitni ritmiti v me- žiškem rudišču niso redkost. Najbolj presenetljive so pravzaprav analize slednih prvin, ker kažejo povsem druge vrednosti kakor analize sulfidnih mineralov ostalih rudnih koncentracij. Na prvi pogled te vrednosti sicer niso kaj dosti večje, toda če upoštevamo, da se nanašajo na sorazmerno nizke vrednosti Pb in Zn, so razlike precej očitne. Sfaleriti v rudnih ritmitih so bogatejši s kadmijem kakor sfaleriti metasomatske rude. Ker je bilo anali- ziranih le 9 vzorcev, tega zdaj morda še ne bi smeli posplošiti, vendar je zanimivo, da je bilo od 9 vzorcev kar 6 takih z vsebnostjo kadmija nad 0,50 «/0; v enem pa je bila vsebnost kadmija celo 2,35 «/0, in sicer v sfaleri- tu edinega interstratificiranega orudenenja v unionskem revirju (odkop št. 1 na 15. obzorju). Seveda gre za preračunane vrednosti iz razmerja Cd, Zn. Oksidacija Pb-Zn orudenenj Vsako rudišče ali orudenenje, ki je dalj časa izpostavljeno oksidacijskim in drugim fizikalno-kemičnim učinkom supergenih procesov, zgubi prej ali slej del svoje prvobitnosti, ne samo zaradi sprememb v mineralni sestavi ali morfoloških značilnostih rudnih teles, temveč tudi zaradi delne ali popolne, predvsem pa različne in selektivne prerazporeditve — migracije posameznih mineralnih komponent. Mežiško rudišče in seveda tudi ostala karavanška rudišča so bila v preteklosti izpostavljena dokaj intenzivni oksidaciji. Po- sledica se kaže v tem, da se prek 20 "/o svinca in okoli 30 do 40 "/o cinka javlja v obliki raznovrstnih oksidnih spojin. Razen tega moramo upoštevati tu še veliko migrativno sposobnost cinka, zaradi katere je bilo osiromašeno celotno rudišče ali vsaj posamezni njegovi deli. Stopnja oksidacije se v mežiškem rudišču zelo spreminja. Ponekod, na primer na Mali Peci, v Heleni, Igrčem in Navršniku, so posamezna rudna 268 Ivo Struci telesa oksidirana od 50 do 90 "/o, drugod, v Grabnu, Moringu in Unionu, pa niti 5 do 10 "/o. Zanimivo je, da globina tu niti ne igra dominantne vloge. Močno oksidirane rude ne najdemo samo v zgornjih delih rudišča oziroma nad prvotnim nivojem podtalnice, temveč tudi v najnižjih delih, in to celo 300 m in več pod tem nivojem. Kako različna je oksidacija, je razvidno iz pogostnostnih diagramov na sliki 16. Pri proučevanju stopnje oksidacije rude posameznih rudnih sistemov nastane vtis, da so bile rude podvržene oksidaciji že v triasu, ob njihovem nastanku ali neposredno po njem. K temu nas na- vajajo podatki o oksidaciji interstratificiranih in osemurnih (120") žilnih orudenenj. Mnoga od njih, zlasti tista, ki so 50 do 60 m oddaljena od 1. skri- lavca, so namreč izredno močno oksidirana, in to ne glede na globino, v kateri nastopajo. Naj omenimo samo močno oksidirana orudenenja na 14. (+ 492m), 15. (+371 m) in 16. obzorju (+ 348 m) v rudišču Navršnik, kjer se giblje stopnja oksidacije osemurnih in tudi nekaterih interstratificiranih orudenenj med 40 in 90 "/o. Ta del rudišča pa je bil pred rudarjenjem najmanj 300 do 400 m pod nivojem podtalnice. Razmeroma močno oksidirana so tudi inter- stratificirana orudenenja na koti + 300 m v revirju Moring. Tabela 13 nam pokaže stopnjo oksidacije po posameznih revirjih. Iz nje je razvidno, da je grabensko rudišče najmanj oksidirano, čeravno je naj- bližje površje. Razen tega niti nima vodoneprepustnega pokrova, kakršen je na primer nad centralnim rudiščem. Seveda so bila tudi v grabenskem rudišču nekatera rudna telesa močneje oksidirana, zlasti v zahodnem delu, toda v glavnem v višjih legah. Prav tu smo našli tudi redke svinčeve oksidne minerale, kot so: minij — Pb:tO^, litargit — « PbO in masikot — /i PbO (Grafenauer, 1959). Sl. 16. Pogostnostna diagrama stopnje oksidacije svinca in cinka 142 različnih odkopov (po podatkih vzorčevanja iz leta 1963) Fig. 16. Frequency of degree of oxidation of lead and zinc from 142 different slopes (after sampling data from 1963) Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča 269 Tabela 13. Stopnja oksidacije Pb-Zn rude v posameznih revirjih mežiškega rudnika Table 13. Degree of oxydation of Pb-Zn ores in individual mine districts of the Me- žica mines Vrednosti V tabeli so iz enkratenga vzorčevanja po odkopih v letu 1963 The values in the table are the result of a single sampling of stopes in-1963 K 1 Metasomatska ruda interstratificiranega orudenenja Stratiform metasomatic ore K 3 Rudne breče interstratificiranih orudenenj Stratiform ore breccia D 1 Rude V subvertikalnih NW-SE razpokah (osemurna orudenenja) Ores in subvertical NW-SE fissures D 2 Rude vzdolž prelomov in prelomnih con N-S (unionski sistem) Ores linked to N-S faults and fault-zones (Union system) D 3 Diskordantna i.ietasomatska orudenenja Unconformable metasomatic ores Regionalni in lokalni povzročitelji oksidacije Klima Ce bi zadostovala analiza sedanje klime, bi bil problem razmeroma enosta- ven. Ker pa je rudišče prestalo celo vrsto različnih klimatskih obdobij, je problematika precej bolj zamotana. Sedanja klima kaže vse značilnosti alp- skega podnebja z velikimi temperaturnimi kolebanji v vseh letnih časih, z dolgotrajnimi zimami in kratkimi poletji. Poprečnia letna temperatura je 8,3 "C, padavin pa je sorazmerno mnogo. Desetletno poprečje 1970 do 1979 na hidrometeoroloških postajah v Topli, Heleni in Mežici znaša 1.394 mm, petindvajsetletno od 1945 do 1971 pa 1.312 mm leto. Toda odkar je bilo ru- dišče na prelomnici med miocenem in pliocenom dvignjeno, to je približno pred 7 milijoni leti, je prešlo skozi različna klimatska obdobja — subtropsko in sredozemsko ter ledena in medledena obdobja. Ne nazadnje moramo upo- 270_Ivo etrucl števati še paleoklimatske razmere tistega časa, ko je rudišče nastajalo, in sicer pred odložitvijo glinenih usedlin 1. skrilavca karnijske stopnje. Kot je bilo že rečeno, je prišlo med odlaganjem sedimentov wettersteinskih plasti večkrat do regresije morja, s katero so bili seveda podani tudi pogoji za oksidacijo. Območje z lagunskimi sedimenti je bilo zadnjič popolnoma razkrito, ko je nastala črna breča, ki je okrog 10 m oddaljena od 1. skrilavca. Po flori in favni v wettersteinskih plasteh sodimo, da je bila klima subtropska, torej so bili pogoji za oksidacijo in kraške procese več kot idealni. Vse te različne klimatske razmere so seveda tudi na različne načine in z različno učinkovitostjo vplivale na potek in globino oksidacijskih procesov. Tektonsko-morfološka zgradba Severne Karavanke so po tektonskih in morfoloških značilnostih zelo raz- gibano in sorazmerno mlado gorovje, Tektonska zgradba je bila zaključena v pliocenu. Dokaze za to najdemo v brečah in konglomeratih, ki so mlajši od zgornje- miocenskih (sarmatskih) plasti leske in mežiške kadunje. Medtem ko so sar- matski glineni sedimenti, ki so bili odloženi na paleozojskih kameninah, v glavnem še brez komponent iz skladovnice mezozojskih kamenin, sestoje konglomerati m breče pretežno iz njih. Razen njih pa najdemo še prodnike tonalita, smrekovškega andezita in seveda tudi paleozojskih kamenin. Severne Karavanke so razkosane na številne tektonske enote, toda v po- dolžni smeri se precej jasno ločijo tri večje cone: južna, centralna in severna narivna cona. Za proučevanje problematike oksidacije je pomembna pred- vsem centralna cona, v kateri nastopajo praktično tudi vsa najvažnejša Pb-Zn nahajališča. Centralna cona daje severnim Karavankam visokogorski značaj, ne samo zaradi največjih višin, temveč tudi zaradi skalnatih in drugih geomorfoloških ter visokogorskih kraških značilnosti. Počez je razko- sana s številnimi prelomi z zelo različnimi elementi premikanja, ki se seveda zrcalijo tudi v geomorfoloških značilnostih ipokrajine. Močno izstopajoča grebena Pece in Uršlje gore sta tektonsko dvignjeni grudi. Ker sta večidel zgrajeni iz wettersteinskega apnenca, se tudi po geo- morfoloških začilnostih precej razlikujeta od sosednjih, manj visokih gora in grebenov. Centralni revirji mežiškega rudnika — Navršnik, Moring, Triurno rudišče. Srednja cona, Union, Igrče, Barbara, Fridrih in Stari Fridrih — ležijo med dvema velikima prelomoma, Pecinim in Sumahovim, med katerima je cela vrsta več ali manj vzporednih, velikih in malih prelomov, ki dajejo rudišču značilno stopničasto zgradbo. Ta je na območju rudišča izrazito monoklinalna; pri tej vpadajo plasti v glavnem proti jugovzhodu pod kotom 40 do 60". Wet- tersteinski apnenec je razkosan tudi še s številnimi drugimi prelomi in raz- pokami, zlasti z medplastovnimi in prečnimi na plastovitost. Prav zaradi močne razpokanosti apnenca in velikega padavinskega za- ledja na Peci, Mali Peci in Sumahovem vrhu je mežiški rudnik s stalnim dotokom vode od 40 do 45 m* min najbolj vodonosen izmed vseh jugoslovan- skih rudnikov. Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča 271 Vloga prikavienine pri oksidaciji Neposredne odvisnosti med vrstami prikamenine in stopnjo oksidacije ni opaziti. To nam potrjujejo tudi naslednje primerjave. V pretežno dolomitni kamenini nastopajo Pb-Zn rude v Navršniku, Starem Fridrihu, Topli in Grabnu. V prvih dveh revirjih je ruda močno oksidirana, v drugih dveh pa zelo malo. Ce naredimo podobno primerjavo z orudenenji v apnencu, vidimo, da je tudi v njem stopnja oksidacije zelo različna. Zelo močno so na primer oksdirane rude v osemurnih razpokah in zgornjem delu unionskega sistema, interstratificirane rude v srednji coni pa so oksidirane zelo malo. Edina razlika med eno in drugo vrsto prikamenine ter oksidacijo se kaže v tem, da v dolo- mitu nikjer ne najdemo koncentracije smithsonita, medtem ko so v apnencu te koncentracije sorazmerno pogostne. Praviloma so v apnencu tudi večje in širše razpoke, po katerih se talna voda hitreje pretaka in je zato tudi bolj bogata s kisikom. Prav zato so rude v razpokah praviloma tudi najbolj oksidirane. Pri tem zlasti prednjači j o osemurne razpoke, v katerih je stopnja oksidacije več kot 40 0/0, in to ne- odvisno od globine. Drugače je v unionskih razpokah, v katerih pa lahko ugotavljamo določene spremembe z ozirom na globino (glej tabelo 14). Toda v unionskem sistemu se stopnja oksidacije lahko spreminja na isti višini — obzorju že na zelo kratki razdalji. Najvišjo stopnjo oksidacije kažejo praviloma orudenenja z wulfenitom, v katerih praktično ni sfalerita. Vpliv primarne mineralne sestave na oksidacijo Mineralna sestava igra pri oksidaciji zelo pomembno vlogo. Cim več je sulfidov skupaj, tem bolj in hitreje pride tudi do oksidacijskih procesov. V glav- nem pripisujemo to elektropotencialnim razlikam posameznih mineralov. Elek- trični tok teče namreč od minerala z višjim potencialom k mineralu z nižjim, zaradi česar se v slednjem pospešuje proces raztapljanja in oksidacije. Primar- ni minerali imajo naslednje potencialne vrednosti: markazit 0,37, pirit 0,18, ga- lenit 0,15 in sfalerit od —0,20 do —0,40. Povsod, kjer je v rudi več markazita, je stopnja oksidacije večja kakor tam, kjer tega minerala ni. Najbolj se to Tabela 14. Stopnja oksidacije rude v sistemu unionskih razook Table 14. Degree of oxydation in the ores linked to the faults of the Union system (N-S) 272 Ivo Struci pokaže v osemurnih orudenenjih, iz katerih je sfalerit vsaj v 95 "/o primerov povsem izginil. Enako bi se verjetno zgodilo tudi z galenitom, če se ne bi pred nadaljnjo oksidacijo zavaroval s težko topno plastjo oksidnih mineralov. Podobnie primere srečujemo tudi v sistemu interstratificiranih orudenenj, v katerih je markazit sorazmerno pogost mineral. Toda skoraj v vseh prime- rih lahko ugotavljamo, da je markazit tudi močno oksidiran. V mnogih pri- merih je ves spremenjen v goethit, v katerem tu in tam še odsevajo njegove strukturne značilnosti. Povsem drugače pa je z monomineralnimi orudenenji, v katerih je stopnja oksidacije praviloma zelo nizka. Najbolj nam to pokažejo velika ZnS orudenenja v Grabnu in v južnem delu Moringa med 6. in 10. obzorjem. V slednjem imamo celo tipičen primer obrnjene globinske razpo- reditve oksidacije. V zgornjih delih je ruda namreč manj oksidirana kakor v spodnjih obzorjih f 332 in f 300 m. Sl. 17. Hidrogeološka skica širše okolice mežiškega rudišča Fig. 17. Hydrogeological sketch map of the broader surroundings of the Mežica mine 1 vodoprepustne (zakrasele) wettersteinske plasti, 2 zgornjetriasne in jurske karbonat- ne kamenine z neprepustnimi plastmi glinenih skrilavcev ter laporjev, 3 magmatske kamenine (granodiorit, granit-porfir in tonalit), 4 vodoneprepustne kamenine (paleo- zojski metamorfni skrilavci, permske in triasne plasti, miocenske gline), 5 smer tokov podzemnih vod, 6 najpomembnejši prelomi, 7 severni karavanški nariv, 8 črpalna po- staja na koti 4- 300 m 1 permeable (karstified) Wetterstein beds, 2 Upper Triassic and Jurassic carbonate rocks with impermeable beds of claystones and marls, 3 igneous rocks (granodiorite, granite porphyry, tonalité), 4 impermeable rocks (Paleozoic schists, Permian and Triassic beds, Miocene clays), 5 direction of the groundwater flow, 6 the most impor- tant dislocations, 7 the North Karavanke overthrust, 8 pumping station on the mine level + 300 m Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča 273 Kot primer neenake oksidacije v odvisnosti od mineralne sestave lahko omenimo rudo v rudnem telesu št. 2 na obzorju -t- 815 m v revirju Barbara- vzhod. V njem so v južnem delu odkopavali monomineralne, neoksidirano ZnS rudo, le nekaj metrov severno od nje pa zelo močno oksidirano svinčevo rudo z veliko limonita in z zelo malo ali nič sfalerita. Cirkulacija in kemične značilnosti talne vode Iz geološke skice (sl. 17) in profila (sl. 18) je razvidno, da prihaja voda v centralno rudišče v glavnem z območja Pece, kjer je wettersteinski apnenec razkrit na sorazmerno veliki površini. Hidrogeološke raziskave z barvanjem snežnice v letu 1981 so pokazale, da rabi voda za pot od vrha Pece do središča jame na koti r 300 m okrog dva meseca, to pomeni, da teče s hitrostjo od 0,08 do 0,12 cm s. Nad samim rudiščem je wettersteinski apnenec v večjem delu pokrit s karnijskimi sedimenti v katerih se menjavajo za vodo nepre- pustne kamenine z visečimi vodonosniki. Del talne vode prihaja v rudnik skozi manjša tektonska okna v Heleni in Fridrihu ter z območja vzhodno od Sumahovega preloma. Sl. 18. Shematski geološki profil skozi mežiško rudišče Fig. 18. Schematic geological cross-section of the Mežica ore deposit 1 zgornjetriasne kamenine, 2 wettersteinske plasti, 3 Pb-Zn orudenenja, 4 črpalna postaja v Unionu, 5 nivo talne vode pred odpiranjem rudnika, 6 sedanji nivo talne vode, 7 prelomi 1 Upper Triassic rocks, 2 Wetterstein beds, 3 Pb-Zn ore bodies, 4 pumping station in the Union district, 5 ground water level before opening of the mine, 6 the present ground water level, 7 faults 18 — Geologija 27 274 Ivo Struci Zaradi velikih visinskih razlik med ponori na Peci in izviri v dolini ter zaradi razpokanosti in zakraselosti apnenca je bila cirkulacija talne vode skozi rudišče zmeraj zelo intenzivna. Danes, ko so z rudarskimi deli prispeli do kote + 300 m, znaša višinska razlika 1.800 m, pred začetkom rudarjenja pa je bila 1.540 do 1.600 m. Razumljivo je, da so se ti podatki od pliocena sem močno spremenili, vendar lahko po tektonski zgradbi sklepamo, da so bile tudi v daljnji preteklosti razmere podobne, le s to razliko, da je bil nivo talne vode precej višji in da je segal v samem rudišču celo do 1. skrilavca. Od zadnje ledene dobe sem se je korito Meže med Žerjavom in Mežico znižalo za okrog 150 m. Na to nas navajajo ostanki starih rečnih teras, ki jih najdemo po vsej dolini, med drugim tudi nad Orešnikom na Poleni na nadmorski višini + 640 m. Nivo talne vode se v danem obdobju torej ni spreminjal samo v odvisnosti od klimatskih razmer, temveč tudi zaradi morfoloških sprememb v ponornem in izvirnem območju. V preteklosti je prišlo prav gotovo do močnega mešanja podzemnih vod, zaradi katerega so lahko v rudi- šču nastajale geokemične bariere. Izotopne analize so pokazale, da znaša doba mešanja padavinske in podzemeljske vode okrog 5 let. Kemična sestava vod iz vodonosnikov wettersteinskega apnenca je razvidna iz analiz na tabeli 15. Prve tri analize so iz mežiške jame, druge tri pa iz okolice. Razlike so očitne, zlasti po vsebnosti Pb, Zn in SO^^- toda razlike se kažejo tudi v prevodnosti vode, trdoti in vsebnosti drugih elementov. Razlike so tudi dovolj velike, da lahko hidrokemične raziskave uporabimo kot regionalno prospekcijsko metodo. Iz več analiz jamske vode povzamemo, da znaša poprečna vsebnost Pb 0,01, Zn pa 0,05 mg 1. Ce upoštevamo te vred- nosti in še odtok vode iz jame, ki znaša 40 m^ min, lahko ugotavljamo, da se rudišče letno osiromaši za 210 kg svinca in za petkrat toliko cinka, to je 1051 kg. Na prvi pogled to sicer niso tako velike količine, če pa upoštevamo pri tem še čas, tudi niso tako majhne. Razen tega moramo tu še upoštevati,, da je rudišče danes že precej odkopano, saj je bilo doslej odkopano prek 16 milijonov ton rude. S04^~ se spreminja v jamski vodi od 35 do 161 mg/l, poprečje 15 analiz pa znaša 72,5 mg/l Po kemični sestavi vode lahko torej sodimo, da je prišlo v rudišču zaradi oksidacijskih procesov do zelo velikih sprememb, ne samo v mineralni sestavi, temveč tudi zaradi osiromašitve in premestitve rudnih komponent. Danes je odtok podzemeljske vode zaradi rudarskih del prav gotovo hitrejši kakor takrat, ko se je voda še izlivala skozi kraške razpoke v doline. Tempe- ratura vod iz wettersteinskih plasti se giblje med 6,5" in 9 "C, torej okrog poprečne letne temperature. Toda kot kaže, lahko nastopajo lokalno tudi višje temperature. Na to nas opozarjajo navedbe T e 11 e r j a (1896) o toplem vrelcu (22,5 "C) v Mušeniku, ki je zaradi rudarskih del usahnil. Ena od možnih in tudi precej verjetnih razlag je, da pripišemo povišano temperaturo oksidacijskim procesom v zaledju izvira. Oksidacija sulfidnih mineralov Iz mnogih različnih analiz ugotavljamo, da se stopnja oksidacije v kara- vanških rudiščih giblje v zelo širokih mejah, in sicer od 2 do 100 "/o. V zvezi s tem so nastali tudi skoraj vsi tehnološki in ekonomski problemi pri pridobi- Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča 275 Tabela 15. Kemična sestava talne vode iz wettersteinskih plasti Table 15. Chemical composition of the groundwater in Wetterstein beds Analize so bile narejene v kemičnem laboratoriju Železarne Ravne The waters were analyzed in the chemical laboratory oí' the Iron-works Ravne vanju mineralnih komponent. Oksidacija je prinesla v sicer zelo enostavno mineralno paragenezo primarnih mineralov celo vrsto novih, spremenila pa je tudi strukturne in teksturne značilnosti ter fizikalno-kemične lastnosti rude in prikamenine. V oksidacijski coni nastajajo najrazličnejši kemični procesi, zaradi katerih se delno ali popolnoma razkrajajo sulfidni minerali. Migrira predvsem žveplo, toda prav tako tudi nekateri drugi elementi. Ker nastajajo praviloma najprej sulfati, ki so v vodi večinoma zelo topni, pomeni oksidacija tudi izluženje. Oksidacija poteka v vodi, ki je bogata s kisikom, po naslednjih reakcijah (Smirnov, 1954): 2 FeS.. + 7 O, + 2 H.,0 = 2 FeSO, + 2 U.,SO^ PbS + 20,- PbSO, ZnS + 2 O, = ZnSO, Hitrost posameznih reakcij je odvisna od različnih činiteljev: topnosti nasta- lih sulfatov, temperature, velikosti in površine dotika vode in sulfida, topnosti sulfidov, hitrosti obnavljanja vode, stabilnosti določene modifikacije itd. Ker igrata markazit in pirit v oksidacijskem procesu v mežiškem rudišču zelo pomembno vlogo, si poglejmo najprej oksidacijo teh dveh mineralov. Iz številnih poskusov in terenskih opazovanj sledi, da poteka oksidacija po naslednjih reakcijah (Smirnov, 1954): 276 Ivo Struci 2 FeS., + 7 O., + 2 Н,0 = 2 FeSO, + 2 H.SO, 12 FeSO", + 6 H,0 + 3 O., 4 Fe,(SOJ, + 4 Fe(OH), ali 4 FeSO, = 2 H.,SO, + O., 2 Fe^iSOJ, + 2 H.,0 Fe,(SOJ, + 6 H.,0^ 2 Fe(OH), + 3 H,SO, Oksidacija je torej večstopenjska in se odvija po tem vrstnem redu: FeSo -> FeSO, -^Fe,(SOJ, -> Fe(OH), -> limonit. Limonit je končni proizvod oksidacije in je eden najbolj stabilnih mineralov oksidacijske cone. Pogosto se pojavlja tudi povsem sam, brez drugih mineralov, zlasti v osemurnih (120") razpokah in posameznih delih interstratificiranih orudenj. Minerali, ki izhajajo iz vmesnih stopenj oksidacijskega procesa, so v mežiškem rudišču sorazmerno redki. Tu in tam se sicer pojavlja melanterit, toda povečini gre za recentne tvorbe v starih rudarskih delih ali razpokah nad nivojem podzemeljske vode. Sulfat dvovalentnega železa je v slabo kislih raztopinah ob prisotnosti prostega kisika zelo nestabilen in se kaj hitro spremeni v trovalentni železov sulfat, ki je prav tako nestabilen, zlasti v slabo kisli in nevtralni sredini. Fe,(SOJ.( namreč hitro hidrolizira in koagulira, izločeni gel pa se z razvodnja- vanjem spremeni v limonit. Oksidacija pirita je pomembna predvsem zategadelj, ker nastajajo vmesni in stranski proizvodi, ki nadaljnjo oksidacijo še pospešujejo, in to ne samo lastno, temveč tudi drugih mineralov. Iz naslednjih reakcij po Smirnovu (1954) je razvidna vloga trovalentnega železovega sulfata, ki je znan kot močan oksidant: FeS, + Fe,(SOJ, 3 FeSO, + 2 S 2 ZnS + 2 Fe.,(SOJ, + 3 O., + 2 H.,0 2 ZnSO, + 4 FeSO, + 2 H.,SO, ZnS + Fe.,(SOJ, = ZnSO, + 2 FeSO, + S 2 PbS + 2 Fe,(SOJ, + 3 O, + 2 H,0 - 2 PbSO, + 4 FeSO, + 2 H.^SO, Trovalentni železov sulfat reagira s karbonati praviloma po naslednji formuli: 3 RCO, ^ Fe,(SOJ, + 3 H,0 = 2 Fe(OH), + 3 RSO, + 3 CO, Na ta način nastajajo tudi razne psevdomorfoze limonita po karbonatnih mineralih. Fe,(SOJ.5 je tudi eden glavnih nosilcev kisika za oksidacijo globljih delov rudišča, kjer v vodi ni več prostega kisika. Iz pirita in markazita nastane tudi sorazmerno največ proste žveplove kisline, ki v procesu oksidacije tudi igra pomembno vlogo. Pri nekaterih procesih nastaja tudi prosto žveplo, ki pa sorazmerno hitro oksidira v SO., in SO, in je zato bolj redko. Tu in tam pa ga najdemo tudi v mežiškem rudišču, zlasti v višjih legah, nad nivojem pod- zemne vode. Sfalerit spada v skupino sulfidov, ki so najlaže podvrženi procesu oksidacije, zlasti če so v združbi z drugimi sulfidi. V združbi z markazitom oksidira sfalerit 10 do 14-krat hitreje, kakor če se pojavlja sam. Tudi v mežiškem rudišču imamo za to mnogo dokazov. Dovolj je, da primerjamo med seboj stopnjo oksidacije Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča 277 monomineralnih ZnS orudenenj grabenskega rudišča in osemurnih orudenenj. V prvih znaša stopnja oksidacije 5,5%. iz osemurnih orudenenj pa je praktično ves cink migriral, in če ga je kaj ostalo, ga je poprečno 63 "/o v oksidni obliki. Sicer pa je poprečna vsebnost Zn v osemurnih orudenenjih samo 0,60 "/o. Oksidacija sfalerita poteka prek ZnSO^, ki je v vodi zelo topljiv (531,2 gl pri 18 "C). Zaradi tega ostane Zn povečini raztopljen v vodi in z njo vred tudi zapušča orudenenje, deloma celo rudišče. Do izločanja ali oblikovanja novih rudnih mineralov oziroma mineralizacij pride samo pod določenimi okolnostmi. Ena od teh je, če raztopine oziroma vode z raztopljenim ZnS04 pronicajo skozi apnenec, pri čemer nastaja smithsonit po naslednji formuli: ZnSO, + CaCO., + 2 H,0 = ZnCO, + CaSO,. 2 H,0 Razni poskusi, predvsem pa terenska opazovanja, kažejo, da vse karbonatne kamenine niso enako primerne za ta proces, kar se kaže tudi v razširjenosti smithsonita. V Navršniku, kjer se ruda javlja pretežno v dolomitu, kljub intenzivni oksidaciji ne najdemo obogatitve s srnithsonitom ali hidrocinkitom, medtem ko so le-te sorazmerno pogoste v unionskem sistemu, kjer je dosti kalcita in čistega apnenca. Iz zgornje kemične reakcije je tudi razvidno, da nastaja ob smithsonitu tudi sadra, ki prekine nadaljnjo reakcijo med CaCOj in ZnSO.,. V splošnem pa poteka ta proces zelo počasi in je odvisen od raznih okolnosti — cirkulacije vode, značilnosti in sestave karbonatnega minerala in seveda tudi od kemične sestave vode. Očitno pride do izločanja cinka iz talne vode še najprej in najhitreje z izpa- revanjem. To lahko opazujemo zlasti v starih vlažnih rudarskih delih — v rovih in odkopih, kjer se že po nekaj letih oblikujejo sigaste skorje in celo minikap- niki iz hidrocinkita. Najlepše primere tovrstnega izločanja cinka smo našli v Topli. Zelo lep primer ritmičnega obarjanja hidrocinkita in sadre iz zgornjega dela mežiške jame sta opisala že Granigg in Koritschoner (1914). Oksidacija galenita poteka, kot že omenjeno, po splošno znani reakciji: PbS + 2 O, = PbSO, Spočetka se proces odvija sorazmerno hitro, vendar se kaj kmalu upočasni, če že ne ustavi. Vzrok za to je zelo majhna topnost nastalega svinčevega sulfata, ki naredi na galenitu tanek zaščitni film. Najlepše recentne primere tovrstne oksidacije smo lahko opazovali v Topli, ko smo rudišče po 70. letih ponovno odprli. Razpršena galenitna zrna so bila vsa prevlečena s tanko, plesni podobno plastjo belega anglezita. Podobne primere najdemo tudi v drugih starih rudarskih delih — na Mali Peci, v starem Fridrihu, Grabnu itd., s to razliko, da niso tako vidne, ker so podobne barve, kot je prikamenina. Zaradi slabe topnosti sulfata (0,041 g 1 pri 18 "C) svinec zelo slabo migrira. Ob prisotnosti CO.^ je anglezit zelo neobstojen in se prav kmalu spremeni v cerusit, ki je izredno težko topljiv (0,001 g 1 pri 18 "C). Zategadelj spada tudi med najbolj stabilne minerale oksidacijske cone z zelo majhno migrativno sposobnostjo. Povečini ga najdemo na galenitu ali znotraj njega — v razpokah, po ploskvah razkolnosti ali v votlinicah (tabla 7, sl. 2—5; tabla 8). 278_Ivo Struci Tabela 16. Stopnja oksidacije Pb-Zn orudenenj in vsebnosti molibde- na v njih Table 16. Oxydation degree of Pb-Zn ores and their molybdenum contents Toda kljub veliki stabilnosti utrpi tudi ceruslt precejšnje spremembe, nadomeščajo pa ga lahko druge Pb spojine ali limonit. Iz rude ga lahko izlužijo predvsem nevtralne ali slabo bazične hidrokarbonatne vode. Primere takšnega izluževanja, kakršne v mežiškem rudišču sorazmerno pogosto srečujemo, nam kažeta sliki 5 in 6 na tabli 8. Ob prisotnosti CO., nastaja svinčev hidrokarbonat, ki je v vodi 20-krat bolj topen kakor cerusit. Migracija svinca je možna tudi, če je voda zasičena z železovim sulfatom in če je dovolj kisla. To pa so okolnosti, ki so vladale zlasti v zahodnem delu rudišča, to je v Navršniku in Triurnem rudišču, kjer je bilo prvotno zelo mnogo pirita in markazita. Ker sta oba minerala večidel spremenjena v limonit, lahko domnevamo, da so podzemne vode, ki so se počasi premikale skozi sistem teh orudenenj, bile kmalu zasičene z železovim sulfatom. Zaradi sproščenih količin H,SO, pa je bila voda bržkone tudi precej kisla. Prav v teh dveh revirjih najdemo tudi mnogo primerov povsem izluženih orudenenj, v katerih je ostal samo še limonit z manjšimi količinami Pb in Zn, in to pretežno v obliki oksidnih spojin. Z oksidacijskimi procesi je povezan tudi nastanek wulfenita. Tipičen za oksidacijske cono je tudi descloizit, vendar ga še daleč ni toliko kot wulfenita, ki so ga v Mežici do leta 1956 redno eksploatirali in predelovali v kalcijev molibdat. Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča 279 Tabela 17. Stopnja oksidacije Pb-Zn rude po revirjih in poprečne vsebnosti molibdena v njih Table 17. Oxydation degree of Pb-Zn ores in the Mežica mine di- stricts and their average molybdenum contents O izvoru molibdena obstajajo v glavnem tri teorije: 1. da je prišel v oksdacijsko cono s termalnimi vodami, 2. da izhaja iz sulfidnih mineralov rudišča in 3 da izvira iz okolnih kamenin. Za alpska Pb-Zn rudišča z wulfenitom prevladuje mnenje, da izhaja Mo iz zgornjetriasnih, karnijskih in noriških kamenin. Tako mnenje je zastopal tudi Zore (1955), ki v zvezi s tem navaja sorazmerno visoke vsebnosti molibdena (0,01 do 0,065 "/o) v karnijskem apnencu in skrilavcu. To je sicer povsem logičen zaključek, vendar so glede tega le še določeni pomisleki, ne samo zaradi navedenih, morda nekoliko previsokih vsebnosti molibdena, temveč tudi v zvezi s cirkulacijo podzemnih vod. Vse premalo namreč upoštevamo hidrogeološke značilnosti celotnega kompleksa triasnih kamenin. Hidrološki sistem je v zgornjetriasni skladovnici ločen od srednjetriasnega s tremi nivoji neprepustnega skrilavca. Preden nadaljujemo diskusijo o možnem izvoru molibdena, poglejmo nekaj podatkov o njem, predvsem o njegovi raz- širjenosti, bodisi v obliki wulfenita ali sledne prvine v Pb-Zn rudi. Iz tabele 16 je razvidno, da vsebnost molibdena v rudi ni neposredno odvisna od stopnje oksidacije. Do podobnega zaključka pridemo, če primerjamo vsebnost molibdena v rudi z njeno stopnjo oksidacije po revirjih (glej tabelo 17). Zelo jasno je v njej vidna razlika med vsebnostjo molibdena v rudi, ki pripada interstratificiranemu sistemu, in rudi unionskega sistema. Ce pri- merjamo med seboj dva najbolj tipična revirja — Navršnik in Union, vidimo, da je unionski sistem 8-krat bogatejši z molibdenom. Ce pa upoštevamo še količine Mo v wulfenitnih nahajališčih, ki v analiziranih vzorcih niso bili zajeti, potem je razlika med enim in drugim sistemom še nekajkrat večja. 280 Ivo Struci Tabela 18. Kemična sestava galenita z jordisitom v ц Table 18. Chemical composition of galena with jordisite in "„ Od okoli 80 wulfenitnih nahajališč, seveda že zdavnaj odkopanih, je bilo le 8 vezanih na sistem interstratificiranih orudenenj, in še od teh je bilo več kot polovica registriranih zgolj kot mineralni pojav. Razen v wulfenitu se molibden javlja tudi v obliki jordisita, in to povečini v združbi z galenitom, ki v primeru prisotnosti le-tega pušča na prstih črn premaz. V tabeli 13 je prikazana kemična sestava dveh značilnih vzorcev galenita z jordisitom. Nemalokrat se pojavlja molibden tudi v cerusitu, in to v zelo različnih koncentracijah; zato je ta lahko tudi različno obarvan. Beli cerusiti vsebujejo do 0,4 "/o Mo, rumenkasto rjavi pa do 1,7 "/o. Da je velik del molibdena vezan na cerusit, nam kažejo tudi razne analize kompozitnih vzorcev cerusitnih koncentratov, ki vsebujejo od 0,2 do 0,4 "/o molibdena, seveda je del molibdenove kovine lahko tudi v obliki wulfenita. Zanimivo je, da so čisti sulfidni minerali sorazmerno revni z molibdenom. Galenit iz interstratificiranih orudenenj vsebuje poprečno le 2 ug g, gaienit unionskega sistema pa 3,7 fig g. V sfaleritu je še manj molibdena. Le v enem vzorcu ga je bilo 2,4 //g g, v ostalih pa manj kot 0.3 //g g. lOnako velja za čiste vzorce prikamenine, v katerih vsebnosti Mo ne presegajo 3 //g g. Molibden migrira v dveh oblikah: kot MoO.SO, in H.MoO,, in to samo v kislem okolju, ko pa se to zniža, se izloči v obliki molibdatov. Tudi v mežiškem rudišču lahko to ugotavljamo. V Navršniku, kjer je bila zaradi intenzivne oksidacije pirita, markazita in sfalerita podzemna voda bolj kisla, nimamo wulfenita, medtem ko ga najdemo v unionskem sistemu v precejšnjih količinah, bodisi v obliki samostojnih koncentracij ali pa na galenitu. Očitno je moralo biti v vodi tudi precej raztopljenega svinca, sicer bi se molibden verjetno izločil tudi v obliki CaMoO, oziroma powellita, zlasti tam, kjer se javlja wulfenit v samostojnih koncentracijah brez galenita neposredno na apnencu ali kalcitu. Iz navedenih podatkov lahko sklepamo, da je bilo tudi znotraj rudonosne skladovnice wettersteinskega apnenca za nastanek wulfenita dovolj molibdena, in to bržkone v obliki fino razpršenega jordisita. Vse bolj pa je očitno, da je v razpokah in vzdolž prelomov unionskega sistema prišlo do formiranja sekundarnih Pb-Zn orudenenj, za katere je med drugim značilna tudi povišana vsebnost molibdena. Najpomembnejši oksidni minerali mežiškega rudišča Mežiški rudnik je že od nekdaj znan zlasti po wulfenitu, ki so ga raznesli na vse strani sveta, v nekaj tisoč zbirk, muzejskih, šolskih ali privatnih. Manj znani pa so ostali oksidni minerali, in to predvsem zaradi drobnozrnatosti Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča 281 in manjše privlačnosti. Krasote kristalnega sveta se nam namreč pri večini oksidnih mineralov odkrijejo šele pri večjih povečavah. Čeravno je oksidacija zajela več ali manj celotno rudišče, se večje koncentra- cije nekaterih mineralov, na primer wulfenita, hidrocinkita, hemimorfita in descloizita pojavljajo le v nekaterih delih rudišča, največ pa v orudenenjih unionskega sistema, to je v Igrčem, Heleni in Unionu. Limonit in cerusit sta razširjena po vsem rudišču. Limonita je največ v Navršniku in Triurnem rudišču. Gospodarsko pomemben je odinole cerusit, ki se pojavlja v rudi praviloma skupno z galenitom, s katerim je povečini tudi globoko zraščen. Zelo redki so primeri, ko je odvojen od galenita. S prostim očesom vidni kristali so ponavadi pritrjeni ali vjaščeni na močno razjedenom luknjičastem galenitu. Nemalokrat se pojavljajo v obliki drobnih kopuč v majhnih geodah. Ploščasti, prizmatični in piramidalni kristali so veliki le 1 do 3 mm, le redkokdaj so večji (tabla 3, sl. 1—3). Malo večje kristale smo našli svoj čas v Idinem rovu na Mali Peci. Največji kristal, velik okrog 5 cm, pa so našli v Igrčem. Sorazmerno pogosto najdemo kristale v obliki dvojčkov (tabla 8, sl. 1). Cerusitni kristali so lahko brezbarvni, beli in sivi, včasih pa tudi rumeni in rumenkasto rjavi. Siva barva pride navadno od galenitnih vključkov, rumenkasta pa od limonita ali od večjih vsebnosti molibdena. Oksidacija galenita oziroma njegovo spreminjanje v cerusit se odvija najbolj pogosto po razkolnih ploskvah, seveda pa tudi po drugih razpokah (tabla 7, sl. 2 in 3). Zelo pogosto ;se svinčev karbonat širi tudi iz obrobnih delov zrn proti notranjosti (tabla 7, sl. 5), bodisi v obliki drobnozrnatih alotriomorfnih agregatov ali v obliki koloformnih — ledvičastih struktur. Zamenjava nikoli ni popolna, vedno najdemo v cerusitu ostanke galenita, tu in tam tudi anglezita, toda slednjega je navadno zelo malo. Ponekod najdemo cerusitne kristale tudi na smithsonitu (tabla 8, sl. 1 in 2), hidrocinkitu ali limonitu. Pogosto so z njimi tudi zraščeni (tabla 9, sl. 1). Čerav- no je cerusit slabo topen, redkokdaj kaže povsem čiste in gladke kristalne ploskve, ki so povečini močno korodirane, kot je vidno na slikah 5 in 6 na tabli 8. Smithsonit je ponavadi močno razpršen in ga povečini lahko ugotavljamo le z mikroskopom ali s kemično analizo. Tu in tam pa nastopa tudi v večjih koncentracijah, zlasti v višjih legah rudišča. Znan po smithsonitu je bil predvsem revir Igrče, v katerem so celo imenovali po njem na koti + 800 m kalamina obzorje. Nastopa pa zelo različno, sam ali v združbi s hidrocinkitom, hemimorfitom, sadro in cerusitom (tabla 9, sl. 1—5). Najbolj pogosto se pojavlja v obliki skorjastih in satastih sprimkov, katerih površina je sestavljena iz grozdasto-ledvičastih hrapavih prevlek, ki makroskopsko ne kažejo kristalne zgradbe. Ta je vidna šele pri večjih povečavah. Takrat vidimo, da sestoji skorja iz polkroglastih vzboklin z dokaj urejeno romboedrsko zgradbo (tabla П, sl. 4). Iz oblik in paragenez posameznih vzorcev oksidnih cinkovih rud nastane vtis, da je smithsonit v večini primerov nastal iz hidrocinkita, ne pa neposredno iz sulfata v raztopini. Na to nas navajajo tudi recentni procesi v starih rudar- skih delih, kjer se iz pronicajoče talne vode praviloma izloči vedno le hidro- cinkit in sadra, ne pa smithsonit in sadra, kot izhaja iz kemične reakcije v pred- 282_Ivo Struci hodni razlagi na strani ??. Pomembno je še omeniti, da je smithsonit, če nastopa sam, skoraj vedno brez sadre, ko pa je v združbi s hidrocinkitom, je sadra skoraj vedno prisotna, bodisi v obliki prevlek ali v obliki idiomorfnih kristalov, razpršenih po površini in geodah. Granigg in Koritschoner (1914) ter Grafenauer (1958b) so opisali lepe primere conarn^ega menjavanja med hidrocinkitom in sadro, kar se tudi povsem sklada z reakcijo med ZnSO, in CaCO,. Smithsonit nastopa tudi v obliki idiomorfnih romboedrov (1011), ki kažejo med seboj zelo različne oblike zraščanja. Najbolj zanimivi so romboedrski kristali smithsonita na hidrocinkitu (tabla 9, sl. 5), za katere pa še ne vemo, ali gre pri luknjičavosti za korozijske strukture ali za nedokončano kristalizacijo. Barva smithsonita se zelo spreminja. Redkokdaj je brezbarven ali bel, povečini je siv, sivkasto rjav ali rdečkasto rjav, in zategadelj govorimo vedno le o kalamini in ne o smithsonitu. V tem in seveda tudi v ostalih značilnostih se bistveno razlikuje od hidrocinikita, ki je večinoma nežno bel ali rahlo rumenkasto bel. Železovi oksidi se na hidrocinkitu pojavljajo le v obliki drob- nih madežev. Dokaj podrobno sta ga opisala Granigg in Koritschoner (1914), zato se bom tu omejil le na opis, ki sledi iz razskav z elektronskim mikroskopom. Pri povečavah do 300-krat kaže hidrocinkit v glavnem iste značilnosti, ki jih lahko opazujemo tudi s prostim očesom, lupo ali binokularnim mikroskopom. Pri večjih povečavah hidrocinkita pa se pokaže zelo porozna in dokaj neurejena struktura, sestavljena iz zelo tankih ploščic, postavljenih pra- vokotno ali radialno na površino skorje ali polkrogle (tabla 9, sl. 5 in 6). Od cinkovih oksidnih mineralov je hidrocinkit verjetno še najbolj razširjen. Najdemo ga praktično po vsem rudišču, toda redkokje v večjih koncentracijah. Skoraj vedno je v združbi z drugimi oksidnimi minerali, toda nemalokrat nastopa tudi sam v obliki tankih, snežno belih sigastih tvorb na apnencu ali dolomitu. To je navadno tudi znamenje, da je v neposredni bližini kakšno ZnS orudenenje. Ne smemo pa teh tvorb zamenjati z zelo podobnimi iz aragonita in kalcita. Hidrocinkit se pojavlja kot prevleka na galenitu, skorjasti svetlici, smithsonitu ali limonitu. Na njem samem pa so nemalokrat drugi oksidni minerali, zlasti cerusit, hemimorfit, wulfenit, sadra, aragonit, kalcit ter smith- sonit, in to povečini v idiomorfnih, toda zelo drobnih kristalih. Pomemben mineral oksidacijske cone je tudi hemimorfit. Zanimivo je, da je v Bleibergu celo bolj pogost kot smithsonit (Schroll, 1953, Kanaki, 1972), česar za Mežico ne moremo trditi in lahko celo rečemo, da je sorazmerno redek. Doslej smo ga našli edinole v Igrčem, Grabnu in na Barbari. Javlja pa se v zelo lepih, toda s prostim očesom komajda vidnih idiomorfnih kristalih, ki v obliki kaotično zraščenih kopuč tvorijo sl^orje na drugih oksidnih mineralih (tabla 10, sl. 2 in 3). Kristali so navadno prozorni, bolj redko pa so sivkasti ali sivkasto zeleni. Prevladujejo pinakoidne in prizmatične kristalne oblike, v ka- terih so najbolj izrazite predvsem naslednje ploskve: b (010), i (031), t (301) in m (110). Ponavadi je v združbi s smithsonitom, sicer pa se pojavlja tudi v združ- bi z drugimi oksidnimi minerali, zlasti s hidrocinkitom in cerusitom, pa tudi z wulfenitom (tabla 10, sl. 4). Zelo pomemben mineral oksidacijske cone v mežiškem rudišču je wulfenit, o katerem obstaja cela vrsta razprav in opisov, med katerimi moramo zlasti Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča 283 omeniti dela naslednjih raziskovalcev: Brunlechnerja (1884), Gra- nigga in Koritschoner j a (1914), Hegemanna (1949), Meixner- ja (1935, 1950, 1956), S ch roll a (1949), Zor ca (1954, 1955), Duhovni- ka (1954) in Grafenauerja (1958 b). Posebej pa je seveda potrebno omeniti W u 1 f e n a (1785), ki je o tem mineralu napisal prvo obsežnejšo monografijo, in to prav iz koroških nahajališč. V sledovih najdemo wulfenit po vsem rudišču, v večjih koncentracijah pa v glavnem samo v mlajših razpokah unionskega sistema. Največ ga je bilo v .zgornjih delih jame, v Igrčem in Heleni, toda tudi v Unionu je bilo nekaj zelo bogatih nahajališč, zlasti med 9. in 10. obzorjem. Znan po wulfenitu je bil tudi revir Fridrih. Z globino se sicer količine wulfenita zmanjšujejo in tudi nahajališč je manj, toda najdemo jih še vedno, tudi v najnižjih rovih, na primer na koti + 300 m, nekaj sto metrov pod prvotnim nivojem podtalnice. Wulfenit je skoraj vedno v združbi z drugimi oksidnimi minerali (tabla 10, sl. 4—6; tabla 11), zlasti z limonitom, cerusitom, hidrocinkitom in descloizitom. Od sulfidnih mineralov je prisoten odinole galenit, in še ta je praviloma zelo močno oksidiran. Pirit in sfalerit sta v bližini wulfenitnih nahajališč povečini do kraja oksidirana. Najbolj pogosto se pojavlja wulfenit v ploščasti obliki, z debelino ploščic od 0,2 do 1 mm, včasih pa tudi v obliki psevdo kock, piramid in bipiramid. Debelejše ploščice in kocke so navadno zlepljenke dveh ali več tanjših ploščic. Podroben opis o oblikah nastopanja so podali Granigg in Korit- schoner (1914) ter Zore (1955). Nekaj povsem posebnega in manj znanega pa so wulfeniti in cerusitni kristali iz močno oksidiranega svinčevega orudenenja med 7. in 8. obzorjem, zahodno od vpadnika v grabenskem rudišču (tabla 11, sl. 4—6). V njem so bili najdeni tudi redki svinčevi minerali: minij — Pb;,04, litargit — aPbO in masikot — ,/)'PbO (Grafenauer 1959). Ruda, od katere je ostalo le še nekaj ostan- kov v stebrih, je bila izredno močno oksidirana. Wulfenit nastopa v dveh oblikah: v drobnih tetragonalnih piramidah ali kombinaciji piramide in prizme - o (111) in m (110) (tabla 11, sl. 6) ter v obliki zelo drobnih in tankih iglic (tabla 11, sl. 4 in 5). Prve so bledo rjavkaste barve in se prav lahko zamenjajo s cerusitom, druge pa so citronasto rumene. Najbolj zanimiva pa je zgradba kristalov. Kot vidimo s slik 5 in 6 na tabli 11, nikjer ni izrazitih ploskev. Kristali so posejani tudi z zelo drobnimi in nejasnimi oksidnimi tvorbami, ki jih pa do zdaj še nismo uspeli določiti. Rentgenski difraktogrami so pokazali le na prisotnost wulfenita in cerusita v ročno odbranih vzorcih minikristalnih kopuč oziroma druz. Iz tabele 19 je razvidna kemična sestava različno obarvanih wulfenitov. Za analizo smo izbrali wulfenite povsem različne barve, in to predvsem z namenom, da bi ugotovili, ali obstaja med barvo in slednimi prvinami kakršnakoli odvisnost. Ta vloga naj bi predvsem pripadala kromu, vendar analize tega ne pokažejo najbolj prepričljivo. Resda vsebuje zeleni wulfenit največ kroma, toda nasproti rdečemu je razlika minimalna. Na drugi strani pa ga vsebuje zelenkasto rumeni wulfenit najmanj. Ce bi hoteli o tem imeti bolj jasno sliko, bi morali narediti seveda precej več analiz. Ugotoviti bi morali tudi še obliko prisotnega kalcita, ali gre tu za izomorfno primešan kalcij ali 284 Ivo Struci Tabela 19. Kemična sestava različno obarvanih wulfenitov v "o Table 19. Chemical composition of variously colored wulfenites in '"/o zr Zelenkasto rumeni wulfenit r Rdeči wulfenit Greenish yellow wulfenite Red wulfenite z Zelankasti wulfenit rj Bledo rjavi wulfenit Greenish wulfenite Pale brown wulfenite rr Rdečkasto rjavi wulfenit Reddish brown wulfenite Vzorci so bili analizirani v laboratoriju mežiškega rudnika (analitik D. Simetinger) The samples were analyzed in the laboratory of the Mežica mine (analyst D. Simetinger) pa za vključke powellita v wulfenitu, katerega bi navsezadnje lahko pričakovali, saj se v/ulfenit pojavlja v glavnem samo v apnencu. Skupno 7. wulfenitom se pogosto pojavlja tudi descloizit (tabla 12, sl. 2), nemalokrat pa tudi sam. Največkrat ga najdemo v močno izluženih razpokah, bodisi na stenah ali na kosih apnenca, s katerimi so razpoke pogosto zapolnjene. Razen descloizita pa najdemo v groblji razpoke še wulfenit, v manjših ali večjih koncentracijah, velike ali majhne kalcitne druze in prevleke, pa tudi limonit in manganski oksidi, ki so največkrat v obliki dendritov. Descloizita je precej manj kot wulfenita, in tudi po velikosti kristalov močno zaostaja za njim. S prostim očesom so kristali komajda vidni, toda zaradi črne barve in močnega diamantnega sijaja so kljub temu precej opazni. Dokaj podrobno so descloizit raziskali in opisali Grafenauer, Otte- mann in Strmele (1968), in sicer z 11. obzorja (+ 444 m). Po njihovih raziskavah ima descloizit naslednjo kemično sestavo: PbO — 54,5 "/o, ZnO — 23,3 "/o V,0, — 21,6 »/n, MnO — 0,50/0, FeO — 0,1 "/o in CuO — 0,Г"/о. Crno barvo descloizita pripisujejo mikroskopsko majhnim vključkom železovega hidroksida. Po kemični sestavi in tudi barvi bi to morda prej morali prisoditi vključkom manganskih oksidov. V starejši literaturi so descloizit opisovali kot rombični vanadit (Zippe, 1860), pozneje pa kot dechenit (Brunlechner, 1884, 1888). Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča 285 Limonit je med vsemi oksidnimi minerali najbolj razširjen in tudi po količini jih presega. Pretežno je predstavljen z goethitom, redkeje z lepidokro- kitom. V glavnem izhaja iz pirita in markazita, velik del pa tudi iz sfalerita, pri katerem pride pri oksidaciji do jasne ločitve sestavin minerala. Iz pred- hodnih razlag smo videli, da cink v večini primerov zapušča rudno telo, železo, ki ga je v sfaleritu do 4'Vo, pa se navadno izloči kot limonit že na kraju samem ali vsaj v neposredni bližini. Prav zadnji pa je rudarjem že od nekdaj služil kot pomemben kažipot pri iskanju rude. V Mežici se je namreč za kamenino z limonitom in drugimi oksidnimi minerali udomačilo ime »ugodna« kamenina. Limonit se javlja v zelo različnih oblikah in koncentracijah. Povečini nastopa v obliki okraste, rdečkasto rjave in rumenkasto rjave zemljaste mase, včasih pa je tudi dokaj jedrnat. Nemalokrat kaže prvotne strukturne in teksturne značilnosti rude, zlasti v mterstratificiranih in osemurnih orudenenjih. V sploš- nem pa vsebujejo prav ta orudenenja tudi največ limonita. V teh primerih so v njem praviloma prisotni tudi drugi oksidni minerali, zlasti cerusit, hidrocinkit in sadra. Od sulfidnih mineralov najdemo v njem navadno le še galenit, tu in tam morda še nekaj ostankov pirita ali markazita. Galenit se v limonitu ponavadi pojavlja v obliki močno korodiranih gomoljev in grud najrazličnejših oblik, ki spominjajo večkrat na moderne umetniške skulpture. Tipična mJnerala oksidacijske cone sta tudi kalcit in aragonit. Ves kalcit seveda ni nastal z oksidacijskimi procesi, velik del pa le, zlasti tisti, ki se javlja v lepih kristalnih kopučah v razpokah in kavernah, v katerih so kristali včasih tudi kot pest veliki. Kalcitni kristali so prozorni, prosojni in mlečno beli. Niso redki primeri, da so kalciti tudi obarvani — sivkasto do skoraj črno ali rumenkasto, rjavo in rdečkasto rjavo. Seveda je vse to odvisno od tega, kakšni so vključki v njem. Siva barva izhaja navadno od galenitnih vključkov, včasih tudi od skrilavca, rumenkasta in rjava pa od gline ali limonita. Kalcit se pojavlja v lepih podolgovatih prizmah, dvojčičnih zrastkih ali skalenoedrih na stenah kraških razpok ali manjših kavern. V starih opuščenih rovih se srečujemo pogosto tudi z recentnim nastajanjem kalcita in aragonita. Enega teh primerov si poglejmo nekoliko bolj natančno, in sicer gre za zanimive sigaste vorbe v dolomitu grabenskega rudišča (tabla 12, sl. 3—6). Osnova sigaste skorje je močno uškriljen in zdrobljen lapor. Karbonatna skorja pa sestoji iz več plasti, kalcitnih in aragonitnih. Prisoten je tudi hidrocinkit, in sicer v obliki razpršenih zrn, tankih lamin ali v obliki zelo drobnih zapolnitev razpok. Od aragonita in kalcita ga ločimo seveda samo z ultravijolično lučjo. V vdolbinah skorje najdemo prosto ležeče aragonitne kroglice premera od 0,5 do 1 mm. Njihovo strukturo vidimo na slikah 4—6 table 12. Pomembni in še kar pogostni so tudi plumbokalciti, ki se pojavljajo v glav- nem v unionskem sistemu. Morda so tu in tam tudi v interstratificiranih oru- denenjih, vendar jih doslej nisem zasledil. Niso pa vsi kalciti plumbokalciti, ker je barva lahko različnega izvora. Skoraj vsak raziskovalec mežiškega rudišča omenja kot rednega spremlje- valca oksidiranega galenita ali cerusita vedno tudi anglezit. Zanimivo je, da kažejo rentgenske analize povsem drugo sliko. Iz njih namreč sledi, da je anglezita zelo malo ali, drugače rečeno, mnogo manj, kot smo doslej domne- vali na osnovi mikroskopskih raziskav. Raziskanih je bilo 22 različnih, močno 286_ Ivo Struci oksidiranih vzorcev in niti v enem nismo mogli zanesljivo ugotoviti prisotnosti tega minerala. Tudi v Bleibergu je anglezit sorazmerno redek (Kanaki, 1972) iin so ga prav tako pogosto zamenjali s cerusitom. Od posebno vidnih mineralov oksidacijske cone je potrebno omeniti green- ockit ki se povečini pojavlja v obliki mikrokristalnega, zelenkasto rumenega oprha na sfaleritu, galenitu, apnencu ali dolomitu. Večinoma gre za recentna izločanja iz sfalerita. Najlepše primere za to imamo v grabenskem rudišču, kjer ga najdemo na stenah odkopov, starih komaj 20 let. Zelo podobno barvo ima tudi samorodno žveplo, ki ga je bilo nekaj več, zlasti v višjih legah rudišča. Zaključne besede Kdor mežiško rudišče kolikor toliko pozna, se ne čudi, da so nastanek ru- dišča v preteklosti (nekateri so sicer še danes takega mnenja) razlagali z mag- matogeno hidro(tele)termalno metasomatozo. A. Zore (1955) je bil prvi, ki je o tem podvomil in se pridružil takrat še majhni skupini zagovornikov sin- genetske teorije. O nastanku mežiškega rudišča je zapisal, da je verjetno trias- ne starosti in da je nastalo kot submarinska hidrotermalna tvorba s poznejšimi tektonskimi, metasomatskimi in oksidacijskimi spremembami. O pravilnosti njegovih pogledov sem se kmalu tudi sam prepričal in jih seveda tudi zago- varjal (Struci, 1958, 1965 a, 1965 b, 1970, 1971, 1974, 1981). Iz vseh dosedanjih razlag sledi, da je mežiško rudišče nastajalo v več fazah in da je utrpelo celo vrsto sprememb. Na sliki 19 so shematske prikazane glav- ne faze nastajanja rudišča. Z nje je razvidne, da je pretežni del rudišča nastal med poznodiagenetskimi in epigenetskimi procesi in le mali del med zgodnje diagenezo. V v/ettersteinskem apnencu je sorazmerno malo rudnih ritmitov, manj kot 1 "/o celotne rudne mase interstratificiranih rudnih teles. Kljub temu pa so izredno pomembni, ker nam pomagajo razvozlati marsikatero nejasne.>t v triasnih Pb-Zn orudenenjih. Iz paragenetskega razvoja sulfidnih mineralov v rudnih ritmitih namreč sledi, da je prišlo v njih do zbirne kristalizacije in metasomatskih procesov in s tem tudi do večjih obogatitev le v čistih karbo- natnih plasteh. Ce lahko to ugotavljamo že v milimetrskem območju, potem lahko domnevamo, da je to možno tudi v nekaj decimetrov ali v nekaj metrov debelih plasteh, kjer .so pogoji za metasomatozo in zbirno kristalizacijo gotovo bolj ugodni. Precejšen delež je imela pri tem gotovo tudi dolomitizacija, pri kateri se lahko poveča poroznost kamenine oziroma sedimenta za 13 "/o. Kako dolgo so trajali ti procesi v posameznih rudonosnih nivojih, je težko reči, lahko so bili tudi krajši, kot je prikazano na shematskem prikazu. Ger- ma n n (1966) meni, da je trajala diageneza wettersteinskih apnencev celo tja do zgornje krede, vendar so to seveda samo ugibanja. Opisane značilnosti wettersteinskih plasti in paleokraška znamenja v njih govorijo prej v prid hitrejšemu strjevanju karbonatnih sedimentov. Na to nas navajajo tudi oru- denele osemurne razpoke, ki so zelo verjetno nastale in bile zapolnjene pred odlaganjem 1. skrilavca karnijske stopnje. Problematika izvora rudnih komponent je še vedno zelo zamegljena. Ker sem o tem že pisal v razpravi o anizijskem rudišču v Topli (Struci, 1974) Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča 287 Sl. 19. Faze nastajanja mežiških Pb-Zn orudenj Fig. 19. Main stages of deposition of Pb-Zn ores in the Mežica ore deposit 288_Ivo Struci in ker ni nobenih novih, bolj oprijemljivih dokazov, bi ostal za zdaj pri istih ugibanjih. V shematskem prikazu imajo rudni ritmiti grabenskega rudišča na prvi po- gled m.orda malo neobičajno razvrstitev, toda tu gre za interne rudne sedi- mente v grebenskem apnencu, kar pomeni, da so bili odloženi v votlinah in drugih kraških strukturah že strjenega grebenskega apnenca. Morda velja to tudi za del rudnih ritmitov v wettersteinskem apnencu (glej opis na strani 000), vendar so tu le še precejšnje nejasnosti. Sami ritmiti pa se med seboj bistveno ne razlikujejo, v enih in drugih lahko ugotavljamo vse faze njihovega nastan- ka. Lepo so ohranjene skoraj vse strukturne in teksturne značilnosti, ki so na- stale bodisi med sedimentacijo (eksterno ali interno), bodisi med zgodnjo ali pozno diagenezo. Iz shematskega prikaza je tudi razvidno, da so Pb-Zn orudenenja nastajala vseskozi, praktično do današnjega dne. Morda je to malo drzno rečeno, pred- vsem zategadelj, ker ne vemo, kaj se je dogajalo z rudiščem med triasom in miocenom, ko je prišlo na območju Karavank do glavnih tektonskih premikov. Prav gotovo rudišče ni bilo konzervirano, če upoštevamo, da so se zaradi 1.500 do 2.000 m debelega pokrova iz mlajših sedimentov morale bistveno spremeniti temperature in pritiski znotraj rudonosnih sedimentov. Precejšen delež so prav gotovo prispevali tudi različni tektonski procesi orogeneze. Bolj otipljiva znamenja o spremembah in nastajanju novih orudenenj pa nam kažejo proučevanja posttektonskih supergenih procesov, ki so bili v me- žiškem rudišču dokaj intenzivni. Iz predhodnih razlag lahko povzamemo, da ti procesi niso spremenili samo videza, sestave ter mineraloških in fizikalno-ke- mičnih lastnosti triasnih rud in prikamenin, temveč so precej prispevali tudi k nastajanju novih Pb-Zn orudenenj, zlasti v unioniskem sistemu. Vsekakor je tudi tukaj še vedno več vprašanj kot zanesljivih odgovorov, toda vse kaže, da bo potrebno pri nadaljnjih raziskavah nastanek rudišča obravnavati tudi s tega vidika. Geological and geochemical characteristics of ore and host rock of lead-zinc ores of the Mežica ore deposit The lead ^and zinc ores of the Mežica deposit are at the first look very similar. Under a somewhat closer look and scrutiny, however, they reveal considerable differences between them in structural and textural character- istics of ore and host rock, as well as in their geochemical and mineralogical composition. All these differing characteristics reflect obviously various con- ditions of genesis of individual ores and ore systems. In the narrower area of the Mežica deposit the Pb-Zn ore occurs in general in carbonate rocks of the Ladinian-Carnian stage of Triassic, in the so called Wetterstein beds, and certain ore occurrences appear also in Carnian beds between the first and the second marker layers of shale. In the wider sur- roundings are mineralized also the Middle Anisian dolomite and Carnian beds above the third marker layer of shale. However, no direct connection was discovered up to now between the two mineralized sequences of the Triassic beds, not even in the case of ore occurring in younger tectonic structures. Geological and geochemical characteristics of the Mežica ore deposit 289 Stratigraphy of the Wetterstein sequence and its equivalents The Ladinian stage and a part of the Carnian stage are developed in three facies: in the back reef, reef and fore reef facies. The back reef (see fig. 1) and reef facies (fig. 2) have been called for a long time (Teller, 1896) the Wetterstein beds, or the Wetterstein limestone, and the fore reef facies the Partnach beds. The first two facies almost completely consist of carbonate rocks — limestones and dolomites, comprising all transitional varieties, and the Partnach facies consists of clayey carbonate sedimentary rocks. Until recently the entire profile of Wetterstein beds was attributed to the Ladinian stage. The age was determined by gastropods Chemnitzia rosthorni and Chemnitzia gradata (Teller, 1896). Wetterstein beds are in general poor in fossil material. Microfossils are much more abundant. In almost every sample which is not dolomitized or recrystallized, various algae, foraminifers or test fragments of various molluscs may be found. Very important was the find of the alga Poikiloporella duplicata (Pia) which is characteristic for the Cordevolian and Julian substages of the Carnian stage. With this find the boundary between the Ladinian and Carnian stage was moved downwards for more than 150 m. However, in practice, especially in mapping, this will not be possible to consider. Relatively often occurs also the alga ThaumatoporeiZa parvovesiculifera (Raineri). An important part in the composition of the fossil material play also the foraminifers. The reef facies is macroscopically hardly distinguishable from the Wetter- stein limestone of the lagoon facies. The difference is only in fossil inventory and ini microstructural and textural characteristics of the limestone. In the reef belt which extends with interruptions from the Peca mountain to Razbor je the following corals have been determined up to now: Thecosmilia subdichotoma Münster, Thecosmilia badiotica Volz, CraspedophylUa alpina Loretz, Margarophyllia michaelis Volz, Margarosmilia septanectens (Loretz) and Omphalophyllia bittneri Volz. Besides corals also sponges, foraminifers and algae were found. In the Graben mining district and east of it beside the listed fossils also Connophyllia alpina Loretz, Oppelismilia sp. and Microtubus communis Flügel were found by us. On this basis a part of the reef belt is attributed to the Carnian stage. South of the reef belt the Wetterstein limestones do not occur. In their place appear there black and dark grey shales which can be taken as an equivalent of the Partnach beds. Lithological and sedimentological characteristics of the orebearing parts of the Wetterstein beds The 1,000 to 2,000 m thick succession of the Wetterstein beds consists almost entirely of carbonate rocks. The lower part is predominantly dolomitic, and the upper part is calcareous. Locally also in the upper part occurs considerable dolomite, but having not much lateral extension. In the central pit of the Mežica mine the degree of dolomitization is highly variable even on short 19 — Geologija 27 290_Ivo Struci distances, either vertically or horizontally. It is interesting to note that dolo- mitization in the upper part is as a rule connected with the genesis of inter- stratified Pb-Zn ores, while the lower dolomite is barren. The Wetterstein beds are at the first look very uniform, but at a closer inspection they appear litho- logically of very variable composition. Occurs a rapid interbedding of various microbreccias, macrobreccias, stromatolitic and oncolitic beds, loferites, dolo- mites of varying granularity and chemical composition, and aphanitic and phanerocrystalline limestones. Such is the situation in the cross section (fig. 3) of the upper 190 m of the Wetterstein beds on the 1^^ level of the Central zone, where 230 beds and sheets of the mentioned rocks were recorded. By number predominate the stromatolitic beds. Their thickness varies from 1 cm to maximum 15 cm. They consist of calcite and dolomite in varying proportions. However, the predominant part of the succession of the Wetterstein beds was deposited in the subtidal area of sedimentation. Occur micritic, dismicritic and sparitic limestones with rare allochems and low energy index, and a low degree of dolomitization. Among the most extraordinary beds belong the so called black breccias (fig. 3—6) which occur in the Mežica ore deposit at levels about 12 m, 25 m, and 60 m below the Cardita shale. In spite of their small thickness from 5 to 15 cm they are of a considerable regional extension. The reef limestone consists of very fine intraclastic and bioclastic material. However, in practically any sample of unaltered limestone remains of the reef fauna may be found. The reef belt in the Graben mine district consists of intrasparite and intrabiosparite, i. e. of sediments which were deposited in the very shallow sedimentation basin. Sedimentological characteristics indicate that individual sediments of the Wetterstein beds were deposited in the following environments: — the micritic, dismictritic and sparitic limestone in the subtidal area, — the stromatolitic and oncoidal limestone in the intratidal area, — the dolomites, the black and other breccias, and limestones with a high energy index in the intratidal and supratidal areas. To these belong also the reef limestones. In the region of the Mežica deposit can be observed sequences similar to those described by Bechstädt (1974) in the Bleiberg deposit, and even at approximately equal distances from the Carnian shale. Some of these are shown on figure 5. If assuming that the green marly beds represent residual sediments, then occur in the upper part of the Wetterstein sequence 8 to 12 horizons which indicate shorter or longer interruptions of deposition, and also of karst erosion. Most of these horizons are characterized by breccias, and some of them have also increased contents of Zn and Fe. Geochemical characteristics of the ore-bearing rocks There are probably fevv^ rocks that were geochemically so extensively and in detail investigated as these parts of the Wetterstein beds. Only from the Mežica mine and the surroundings more than 300,000 samples were analyzed, most of them, certainly, on Pb and Zn. In Table 1 the composition of both Geological and geochemical characteristics of the Mežica ore deposit 291 main components is shown. Even if the composition refers to one of the least altered, i. e. dolomitized sections, the pure limestone is relatively rare. As a rule limestone always contains some dolomite, either in the form of disseminated crystals and crystal aggregates, or in the form of diagenetic cement in pores and fissures. Often also the inverse situation occurs, the groundmass being dolomitic, and pores and fissures filled with calcite. The dolomitic corriponent is predominating especially in the Navršnik mine district where also the levels of stratiform ores are the most abundant. The Wetter- stein limestore contains generally very low free SiO, (0.12 to 0.20/0). Table 2 shows the composition of the main components of the reef limestone. The calcareous part is representative mostly of the barren rocks, and the dolomitic of the mineralized rocks. The proportion of the insoluble residue is very low, from 0.04 to 1.32 "/o, on the average 0.20 °/o. Since the ZnS ore sometimes contains from 2 to 4 "/o SiO., in the form of euhedral and subeuhedral quartz, it is assumed that silica was introduced later in the process of the ore genesis. Although there are geochemical data for the entire area of the Mežica deposit, for the presentation of distribution of lead and zinc in the upper part of the Wetterstein succession the mine districts Navršnik and Srednja cona were selected. The reason is in the existence in both districts of mainly older, Triassic mineralizationis: in the Navršnik district layered and 8-hours veinlike ores, and in the Srednja cona district only layered ores. From data in fig. 8 and tables 3 and 4 it is obvious that average contents of both metals are much higher in Navršnik than in the Srednja cona, although the part of the Wetter- stein succession is the same. Reasons for it are several, the most important being : 1. In the Navršnik district the ore occurs at 3 or 4 distinct horizons, the lowest being at about 90 m from the Carnian shale, while in the Srednja cona district (see fig. 9) a single horizon is mineralized, and this horizon occurs at about 140 m from the shale. 2. The country rock of the stratiform ores in Navršnik is medium grained late diagenetic dolosparite, and in the Srednja cona a relatively little altered limestone. 3. The ore in the Navršnik district is considerably more oxidized, and therefore also the secondary dispersion is most probably higher than in the Srednja cona district. In the reef limestone appears the ore only in the case if the rock is dolomiti- zed (see table 5). This, however, does not mean that ore will be found in any dolomite. In table 6 appears the elemental composition of trace elements in 33 samples from various levels of the Wetterstein sequence. Sampling was done at a predetermined grid 1 by 1 km. Samples were analyzed at the Geologische Bundesanstalt in Hannover, West Germany. Fluorine belongs in the eastern alpine Pb-Zn deposits to typical trace elements. It occurs in fluorite which mostly crystallized during the cementation stage of diagenesis. It appears most commonly in shaly sediments or close to them. 292_Ivo gtrucl The composition of trace elements in carbonate rocks of the reef facies is shov^n in the table 7. Analytical data indicate that the nonaltered reef limestone is very low in trace elements, while the dolomitized limestone is much higher in them, especially in lead and zinc. Geological and mineralogical characteristics of Pb-Zn ores In the sequence of the Wetterstein limestone occur several kinds of Pb-Zn mineralizations which may be subdivided according to structural and textural characteristics of ore and country rock, and especially according to their form and their spatial — stratigraphie, lithologie and tectonic — position into two systems; the concordant and the discordant one. Conicordant are all ores which occur more or less parallel to the bedding or to the paleogeographic relief, and the discordant ores occur in fissures, along faults and fault zones, or appear without clear stratigraphie-lithologie spatial elements. Concordant ores were formed mainly before the mountain- building tectonic orogeny, and the discordant ores before mountain-building tectonics during it, and after it. Concordant or interbedded ores occur in various, but quite well defined horizons of the Wetterstein limestone. These horizons are situated at the following distances from the Carnian shale: 10 to 15 m, 20 to 25 m, 50 to 60 m, 90 m, 130 to 150 m, and 650 m. While the lowest horizon was until present observed only in the Union district, other horizons have larger extensions. However, all horizons are not everywhere mineralized. Orebodies do not have the shape of a bed, or of a layer in the strict sense of the word, but rather shapes of nairow and very irregular lenses, tubes or channels, hollows and nests. Their boundaries or contours are seldom sharp, except towards the footwall where often funnel-like hollows occur filled with ore deposition. The country rock is mainly fine to medium grained xenotopic dolosparite in which pores and vugs are in part or entirely cemented by coarse grained, mainly idiotopic dolomite. Structural and other characteristics of dolomite indicate the late diagenetic character of dolomitization of the prevailing part of the orebearing sediment. However, a part of the sediments, e. g. several ore rhythmites and stromatolites, show pecularities of the primary dolomite which was formed during the early diagenesis. Interstratified ore occurs also in more or less pure limestone. This holds especially for ores in the Srednja cona district which occur át 140 m from the Р^ Carnian shale. In the predominating calcareous rock occur also the interstratified ores in the Moring mine district. Mainly three kinds of ore appear: the metasomatic ore, the ore rhythmites, and the ore breccias. Metasomatic ores are the most abundant, they contribute above 90 "/o to the total ore mass. No wonder, then, that for decades investigators of Mežica were mislead by this abundance to attribute the Mežica deposit to the group of magmatogene telethermal metasomatic deposits of Tertiary age. The metaso- matic ore is as a rule quite rich, and it appears usually in very picturesque structures and textures (fig. 11 and table 2). The ore consists mainly of galena, pyrite, marcasite, melnikovite-pyrite, dolomite and calcite in highly variable Geological and geochemical characteristics of the Mežica ore deposit 293 proportions. The metasomatic processes of ore minerals are mostly connected, except in a fev/ instances (in the Srednja cona district and in Moring), with the process of the late diagenetic dolomitization. The ore rhythmites (table 3) occur in interstratified ores very frequently, almost regularly, in places very abundantly, and in others in hardly notable appearances. Mostly they are found in the basal parts of the orebodies, but they appear also in their centers. The mineral composition of ore rhythmites practically does not differ of that of metasomatic ore. Departures are mostly manifested in structural and textural patterns of ore and barren minerals. The ore rhythmites most often consist only of sphalerite, but also rhythmites with galena and sphalerite are no rarity in the Mežica deposit. According to the composition of the gangue components several groups of the ore rhythmites are distinguished: dolomitic, calcific and dolomitic-calcitic. Along with major components is highly variable also the SiO, contents, which occurs either in the form of authigenic or terrigenic quartz, or in the form of clay substance. Relatively frequent is also fluorite (Table 4, figs. 1 and 3). The base ox the ore rhythmites consists of dolomite or calcite of variable grain size in layers or laminae of millimetric thicknesses. The grain diameter varies between 0.004 and 0.2 mm. In individual microlayers or laminae graded bedding may be observed which can be often false, the result of varying conditions of diagenetic crystallization. Laminae (or part of them) of pure dolomite or calcite, without clayey admixture or with very small amounts of it, consist as a rule of m.edium to coarse grained dolosparite or calcite, while the laminae containing higher amounts of clay matter are fine grained to very fine grained. Sulfides are usually not in proportion with the carbonate grains, neither by mass nor by size. A certain dependence is indicated only by the fact that the conditions for crystallization and growth of sulfide grains in layers of more pure, medium to coarse grained dolomite were more favorable than in the fine grained clayey-carbonate sediment. By direct precipitation and sedimentation perhaps only the smallest grains having the order of magnitude of framboids, from 3 to 20 ^m, were formed, but even in this case remains the question of the chemical nature of the precipitates. In pyrite and in marcasite (Table 4) often occur very fine sphaleritic globules which represent probably the oldest, or the original form of at least a certain proportion of zinc in the sediment. Grains of galena are as a rule larger than those of sphalerite, their diameter varying from 0.15 to 1 mm. Galena crystallized and grew during the diagenesis of the sediment. The metasomatic processes played an important part during the genesis of galenitic concentrations, either high or low grade ones. A typical mineral of the ore rhythmites is also fluorite, although it is not present in each rhythmite. Pyrite appears in two forms, the crystal and the framboidal form. The major part of it occurs very fine grained, the diameter of grains varying between 0.003 and 0.03 mm, i. e. of dimensions which are characteristic of its early diagenetic phase. Although some authors maintain that the pyritic framboids may be formed also under hydrothermal conditions, it is possible 294_Ivo Struci to almost conclude, on the base of microscopic examination of several hundred samples from the Mežica deposit, that the form is typical of the early diagenetic mineralization. In figure 12 is shown the paragenetic succession of minerals in the ore rhythmites. The ore breccias of interstratified ores differ from each other in petrologie and mineralogie characteristics, and also in their genesis. The sulfide minerals occur mostly concentrated in the cement, and only locally they are present also in fragments. Most interesting and also economically the most important are the ore breccias in the Graben mine district, where they occur between the reef limestone and in the bituminous dolomite (fig. 13). Even if occurring in the same paleogeographic horizon, their petrologie and mineralogie composition is highly variable even on short distances. Highly variable is also the size of fragments which diameter ranges from millimeters to a few meters. Fragments have mostly sharp edges. Since sorting is very poor, the structure of the breccia is very chaotic. The majority of fragments consists of medium grained reef dolosparite, and occur also dark fragments of bituminous dolomicrite and dolosparite which are, however, considerably smaller than the fragments of reef dolosparite. The dark fragments are often mineralized. They contain disseminated grains of pyrite (very often in framboidal form) and sphalerite. Grain size of dolomitic grains in the cement varies from 0.004 to 0.2 mm. Concentrations of sulfide minerals in the cement are very variable; most abundant is galena, follow by amount sphalerite, pyrite and marcasite. Lithological characteristics of ore breccias offer indications that they are younger than the reef dolomite, and also the bituminous dolomite. On the basis of typical diagenetic indices (e.g. stylolitic sutures, cementation of pores and fissures, dolomitization, etc.) it can be deduced that the breccia is a pro- duct of epigenetic processes which may be best imagined as a combination of dissolution and postsedimentary deformation processes. Next to ore bearing intrastratified deformational breccias and the monomictic dolomitic (dissolu- tion) breccias within the reef limestone, occurs in the Graben deposit a number of other breccias. Especially frequent are breccias in which matrix consists of shale (fig. 14), and fragments of dolomite or limestone. The genesis of breccias cannot be generalized, nor can their genesis be ascribed to a single process. The ore breccias occur also in the interstratified ores of the Central deposit, but they are, however, more rare, and not so pronounced and typical as in the reef limestone. An exception is presented by the orebody in the base of the Union mine district, between the 13*^ level (+ 410 m) and the height + 320 m. There two types of breccias occur, one of the typical dissolution type having the cement of coarse grained calcite, galena and sphalerite of cocade structures (table 6, figs. 3 and 4), and breccia of the second type, having the cement of fine layered fine grained ore sediment (table 6, fig. 1). It follows from the composition of fragments, composition of the country rock, and the chaotic structure in the ore sediment, that in the second instance the breccia is of the collapse type. Since in the orebody dissolution breccias prevail, also the genesis of collapse breccias can be attributed to dissolution processes in Geological and geochemical characteristics of the Mežica ore deposit 295 the hanging wall rock. In the sample on table 3, fig. 4 these deformations can be seen in miniature. At this point the questions may be asked on the time and place of the genesis of the sediment, before the deposition of covering sediments or after it, on the bottom of the depositional basin or in a karst cavity, consequently either externally or internally. Since only one instance of such orebody in this level of the Wetterstein succession (at 650 m belov/ the Cardita shale) is known, the explanation by the deposition in a karst cavity seems perhaps the most acceptable. Discordant ores Discordant ores may be subdivided into the following groups: 1. The 8 hours veinlike ores or fillings of subvertical, the so called 8 hours, or 120" (NW-SE) fissures, 2. Ores of the Union system, or veinlike, vein-impregnation and metaso- matic ores along the post-Triassic faults and fault zones, and 3. Irregular metasomatic orebodies without clear stratigraphie-lithologie and tectonical spatial elements. The problematics of the 8 hours ores is complex, and is. not yet reliably solved. The author's personal opinion is that they were deposited about at the same time as the interstratified ores, that their genesis is consequently associat- ed with the Trias.sic paleokarst processes. The 8 hours ores occur only in the upper part of the succession of the Wetterstein beds, and practically in the same horizons as the interstratified ores. As a rule they are connected with the horizons of the black breccia. The ore of the 8 hours ores consists predominantly of galena, limonite and cerussite. Sphalerite is very subordinate, it appears only locally, disseminated in the limestone, and very seldom in fissures along with galena. Marcasite is in general entirely altered into limonite. The content of Pb in ore is largely dependent on the thickness of the galenite vein which is highly variable, from 1 cm to 3 m, and mostly from 10 to 50 cm. The veins are not always continuous. The ore appears often also in the form of irregular nests. The country rock consists mainly of limestone, dolomite is very rare. Cha- racteristical for the country rock is the almost total absence of any alterations as they are typical for the major part of interstratified ores along which the country rock is mostly strongly dolomitized. The system of the ore bearing Union faults extends at a surface of about 2 km^. The depth from the Carnian shale is about 600 m, according to the recent knowledge. The general direction of strike of the Union faults is north- south. In the Central deposit most of these faults dip towards the west. The clip angle varies between 25 and 80". In their upper parts the faults tend to be steeper (50 to 80"). The ore occurs directly along the fault or the fissure, but often it reaches also some distance into the country rock. The horizontal length of the orebodies varies between 5 and 100 m, and their thickness from 0.5 to 10 m. The orebodies have very irregular shapes, and they rise gently (15 to 25") along faults towards the northeast. 296_Ivo Struci The ore grade varies much even on short distances, and so does the ratio of lead to zinc. No regularity of distribution of the two metals with depth appears to be present. There is an abundance of faults and fissures of the Union system, but relatively few of them are mineralized. The most mineralized Union faults do not count much in the tectonical sense, since the shifts along them were minimal, if compared to other faults. The Union ores are indubitably younger than the interstratified ores. The basic condition, the space for deposition of ore components, was created by tectonic processes, but the ore was subjected later to a number of tectonic deformations, too. There is much evidence for it. the most obvious being the so called lead tectonic mirrors, and the galena with the lead tail structure. Most proof is furnished by microscopic examina- tions which give indications on several phases of fracturing, especially in the ore breccias. Besides the tectonic predisposition must have ruled in the Union system area also certain special geochemical conditions due to which ore components were deposited from the aqueous solution. One of the possibilities is perhaps the change of the country rock which was permeated by ground- water. In the western part, in the Navršnik and Three hour deposit, the country rock of the highly oxidized ores is dolomite, but in the area of the Union system it is a relatively pure limestone. That ores of the Union system were deposited from hydatogenous solutions of meteoric origin., and not of juvenile origin, follows also from the inclusions of galena, pyrite, shale, clay or limonite in calcite. Also the isotopie analyses of sulfur indicate that in mineralizations of the Union system occur secondary, remobilized enrichments of sulfide minerals (Drovenik and others, 1970, 1980). Characteristic is the narrow range of Ò S^"* which is an indication of the homogenization of sulfur, and with it also of remobilization of the ore components. The irregular metasomatic ores occur in the entire deposit. In places a cer- tain connection with one of the above described systems of ores may be ascertained, but in most instances this is no more possible. Very often occur more or less monomineral mineralizations, especially the zinc, resp. the sphal- eritic ones. Among the most typical belong the zinc ores in Graben and Moring, and the lead ores in the Stari Fridrih mine districts and in the eastern part of the Graben. In the Graben deposit occur largely zinc ores in dolomitized reef limestone, and the lead ores in the lagoon dolomite. According to origin there are consequently two entirely different country rocks, and besides, there is no indication of any connection between the two dolomites. Everywhere occurs between them a several tens of meters thick belt of highly deformed shale, clayey-dolomitic breccias and dolomite (fig. 14). In this belt appear also con- siderable amounts of gypsum and anhydrite. The differences between the two groups of ore are shown in the summary comparison on table 8. The origin of the ore in both instances may be explained only by voluminous metaso- matic processes. Mineralization took place in several phases. The succession of mineralization in the reef limestone is shown in fig. 15. A similar succession holds also for ore in the lagoon dolomite, the difference being only in the diage- netic alteration of the country rock. Mineralization (dolomite, sulfides and quartz) penetrated into the reef limestone from an other part, or horizon of the sue- Geological and geochemical characteristics of the Mežica ore deposit 297 cession of beds (most probably from the younger one), while in the lagoon sediment the mineralization may have been present in one form or another already at the very beginning. In the second instance there is, moreover, the possibility of the presence of metals originally in the clayey sediment, of their migration during diagenesis into the dolomite, and of their accumulation there in ore. The irregular metasomatic orebodies occur locally in larger extent also in the Central mine of the Mežica deposit and in the Mučevo mine district. Similarly as in Graben they differ from each other in mineral composition (mainly in proportions of mineral components) and in the country rock. In the Moring and Mučevo mine districts the country rock is generally limestone (in places without a trace of dolomitization), in the Fridrih, Stari Fridrih and Ravšarjevo mine district dolomite or dolomitized limestone. In the first two menitioned mine districts occur mainly zinc ores, and in the last three districts mainly lead ores with few zinc. Geochemical characteristics of the Pb-Zn ores The Triassic ores in the Northern Karavanke and Gailthaler Alps contain generally very few amounts of trace elements, which holds especially for galena. From one point of view this is economically favorable, since from ore without much trouble relatively pure lead with four nines (99.99 "/o) can be produced, but from the other side the ore does not contain silver, or other commercial elements or metals, and has therefore a lower price. It can be seen from table 9 that galena contains all typical trace elements, but in low and variable amounts. Sphalerites (tables 10, 11) are much higher, in trace elements, but still quite low in comparison with Paleozoic deposits in .Slovenia and with other Yugoslav deposits, especially in contents of copper and iron. The latter occurs at levels from 0.1 to 2.5 "/o only. Sulfides of the interstratified ores are as a rule higher in trace elements than sulfides of discordant ores, with the exception of molybdenum which appears in con- siderable abundances especially in the Union system. The clear difference in the composition of trace elements is an additional piece of evidence against the rôle of Union fissures as supply channels of other Triassic Pb-Zn ores, since in such a case they should be as a rule richer in trace elements, especially in copper and iron. In table 12 is shown the chemical composition of several typical ore rhythm- ites from the mine district where they are the most frequent. As seen, they vary considerably, either in principal components or in ore and trace elements. Oxidation of Pb-Zn ores The degree of oxidation is highly variable in the Mežica deposit. In places, for example in Mala Peca, Helena, Igrče and Navršnik mine districts, the individual orebodies are 50 to 90 "/o oxidized, in other places, in Graben, Mor- ing, and Union districts not even 5 to 10 Vo. It is interesting that depth does not play the dominant part in it. Highly oxidized ores are not found only 298_Ivo gtrucl in the upper parts of the deposit, or above the primary level of groundwater, but also in lowest parts, 300 m and more below that level. The variation of oxidation is shown by frequency distributions in figure 16. While studying the degree of oxidation of ore in individual systems one gets the impression that the ores had to be subjected to oxidation already in Triassic, at the time of their deposition, or shortly after it. This idea is suggested especially by data on the oxidation of the interstratified ores, and especially of the 120" veinlike ores. Many among them, particularly those which are situated at 50 to 60 m from the P*^ Carnian shale, are namely very profoundly oxidized regardless of their present depth. In table 13 are presented data on the degree of oxidationi in individual mine districts. It can be seen that the Graben deposit is the least oxidized, although it is situated closest to the surface. From the geological sketch (fig. 17) and cross section (fig. 18) it may be seen that the meteoric waters arrive into the Central deposit mainly from the Mount Peca area where the Wetterstein limestone is outcropping in a relatively extended surface. Due to large altitude differences between the sinkholes on Peca and the resurgences in the valley, and due to the high frequency of fissures and high degree of karstification of the limestone the circulation of groundwater through the deposit was always very intensive. At present, when the mine workings arrived to the heigth + 300 m, the difference of altitudes amounts to 1,800 m, while it was before the beginning of mining activities from 1,540 to 1,600 m. It is understandable that these conditions varied much during the times from Pliocene until now. The tectonic structure, however, does not give any evidence that conditions also in more distant past were not much the same. The groundwater level did not change during the given period of time only due to climatic conditions, but also due to morphologic changes in the recharge and discharge areas. In the past undoubtedly intensive mixing of groundwaters occurred which led to establishment of geochemical barriers in the deposit. Isotopie analyses show that the time of mixing of the meteoric with the ground water is actually about 5 years. The chemical composition of waters from the Wetterstein limestone is shown in table 15. The first three analyses are of waters from the Mežica mine, and the three others of waters from the surroundings. Differences are obvious, especially in contents of Pb, Zn and SO^--. The mine water contains on the average 0.01 mg 1 Pb and 0.05 mg 1 Zn. By considering only these values, and the discharge of water from the mine, which is about 40 m^/min, it is possible to estimate that the deposit loses yearly about 210 kg of lead and five times that much (1,050 kg) of zinc. The Mežica mine has been known since long by wulfenite. Less known are other oxide minerals. Although the oxidation affected more or less the entire deposit, appear higher abundances of several minerals, for example wulfenite, hydrozincite, hemimorphite and descloizite, only in particular parts of the deposit, mostly in the ores of the Union system, i.e. in Igrče, Helena and Union. Of economic importance is only cerussite which occurs as a rule in the ore together with galena with which it is commonly intensively over- grown (table 7). Smithsonite occurs usually in a highly dispersed state and Geological and geochemical characteristics of the Mežica ore deposit 299 can be commonly determined only under microscope, or by chemical analysis, it occurs locally also in somewhat higher concentrations, particularly in higher levels of the deposit. Its mode of occurrence is variable, it appears either alone, or in association with hydrozincite, hemimorphite, cerussite and gypsum (table 9). A very important mineral of the oxidation zone in the Mežica deposit is wulfenite. In traces it can be found in the entire deposit, but in higher abundances only in younger fissures of the Union system. From about 80 wulfenite finding places, which are indeed since long mined out, only 8 were connected with the system of interstratified ores, and even of those more than half were recorded only as mineral showings. It follows from data in table 16 and 17 that within the ore bearing Wetter- stein limestone sequence there was available for crystallization of wulfenite enough molybdenum, most probably in the form of finely disseminated jor- disite. It is more and more obvious that in fissures and along faults of the Union system occurred deposition of secondary Pb-Zn ores which are, among others, characterized also by higher contents of molybdenum. Conclusive remarks on the genesis of the Pb-Zn ores in the Mežica deposit It follows from all above explanations that the Mežica deposit was formed in several phases, and that it was subjected to a number of secondary alter- ations. It makes no sense to look in each particular type of ore evidence for the primary genesis, because it will not be found as a rule. An even more serious mistake would be to generalize such ideas on the genesis. Therefore the present author discussed his views and reflections on the genesis progres- sively, while discussing particular groups of ores. In figure 19 the main phases of the deposiit are schematically shown. It can be seen that the predominant part of the deposit was formed during the late diagenetic and epigenetic processes, and only a small part during the early diagenesis. The ore rhythmites cannot be considered by any means as the source material of all other ores. They are of relatively subordinate abundance in the Wetterstein limestone, in total they make lessthan 1 "^o of the entire ore mass of the interstratified orebodies. Also during their deposition they probably were not much more abundant. However, they may be useful in explaining several phenomena in the Triassic ores. It follows from the paragenetic evolution of sulfide minerals in the ore rhythmites that in them collective crystallization and metasomatic processes occiu-red, and with them also considerable ore concentrations, par- ticularly in the pure carbonate beds. If this may be established at the milli- meter scale, then the same phenomenon may be inferred to have occurred also in several decimeter or several meters thick beds in which the conditions for metasomatism and collective crystallization were obviously even more favorable. A considerable influence in this had certainly also dolomitization during .which the porosity may be increased up to 13 "/o. The problematics of the source of the ore components is still to a high degree unclear. The author discussed the question in the paper on the Anisian deposit of Topla (Struci, 1974), and because no new, more sohd evidence was discovered since then, those suppositions should remain in vigour. 300_Ivo Struci In the schematic presentation the ore rhythmites of the Graben deposit may have at the first look a somewhat unusual position, but they are internal ore sediments in the reef limestone, which means that they were deposited in vugs and other karst cavities of the already solidified reef limestone. Perhaps this holds also for a part of ore rhythmites in the Wetterstein limestone, but here many questions are not clear yet. It also follows from the paragenetic presentation that the Pb-Zn ores have been formed all the 'time, practically up to the present day. We do not know, to be sure, what happened to the deposit between Triassic and Miocene. It is, however, almost certain that the deposit was not conserved, especially if taking into consideration that due to the cover of 1,500 to 2,000 m of overlying younger beds the temperatures and pressures must have changed considerably within the orebearing sedimentary beds. A considerable contribution to alterations within the deposit was undoubtedly supplied by the tectonic pro- cesses of the Alpidic orogeny. A more clear evidence on changes and deposition of younger ores is offered by post tectonic supergeneous processes. These processes did not only alter the appearance, composition and mineralogical and physico-chemical properties of the Triassic ores and country rocks, they also contributed much to the genesis of new Pb-Zn ores. Literatura Bechstädt, T. 1973, Zyklotheme im hangenden Wettersteinkalk von Bleiberg- Kreuth. Veröff. der Univ. Innsbruck, Bd. 86, 25—55, Innsbruck. Bechstädt, T. 1975, Zyklische Sedimentation im erzführenden Wetterstein- kalk von Bleiberg-Kreuth, N. Jb. Geol. Paläont. Abh. 149, 73—95, Stuttgart. Bechstädt, T. 1979, The Lead-Zinc Deposit of Bleiberg-Kreuth (Carinthia, Austria) Palinspatic situation, Paleogeography and Ore Mineralisation. Verb. Geol. B. A., 3, 221—235, Wien. Berce, B. 1960, Nekateri problemi nastanka rudišča v Mežici. Geologija 6, 235—250, Ljubljana. Berhane, M. 1976, Svinčevo cinkova orudenenja ob unionskih prelomnicah v Mežici. Diplomsko delo, Ljubljana. Bernard, A. J. 1972, Le rôle métallogénique de la sedimentation intrakar- stique. Int. Sed. Congr. Heidelberg 1971, 43—57, Springer Verlag, Berlin. Bernard, A. J. 1973, Metallogenic processes of intrakarstic sedimentation. Ores in sediments. Internat. Union Geol. Sc., Ser. A, 43—57, Springer, Berlin Heidel- berg New York. B r u m e n , A. 1959, Značilne plasti wettersteinskih apnencev. Diplomska na- loga, Ljubljana. Brunlechner, A. 1884, Die Minerale des Herzogthums Kärnten, Verl. von Ferd. V. Kleinmayr, Klagenfurt. Brunlechner, A. 1888, Die Sphärenerze von Miess in Kärnten. Jb. Geol. R. A., 37, 311—320, Wien. Drovenik, M., Leskovšek, H., Pezdič, J. & Struci, I. 1970, Izo- topska sestava žvepla v sulfidih nekaterih jugoslovanskih nahajališč. Rudarsko meta- lurški zbornik, 2—3, 153—173, Ljubljana. Drovenik, M., Struci, I. & Pezdič, J. 1980a, Izotopska sestava žvepla v svinčevo-cinkovih nahajališčih severnih Karavank (1. in 2. del). Rudarsko-meta- lurški zbornik, 2—3 in 4, 179—197 in 413—436, Ljubljana. Drovenik, M. , Pleničar, M. & Drovenik, F. 1980b, Nastanek ru- dišč v SR Sloveniji. Geologija 23 1, 1—157, Ljubljana. Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča 301 Duhovnik, J. 1954, O izvoru molibdena v svinčevem in cinkovem rudišču Mežica, Geologija 2, 113-ч117, Ljubljana. Duhovnik, J. 1956, Über die metallogenetischen Epochen und Provinzen Jugoslawiens. Berg- und Hüttenmännische Monatshefte, 101. Jahrgang, Heft 2, 30—32, Wien. Duhovnik, J. 1967, Facts for and against a syngenetic origin of the strati- form ore deposits of lead and zinc. Economic Geology Monograph 3, 108—125, New York. Fabjančič, J. 1965, Razprave na mednarodnem posvetovanju v Mežici 17. 11. 1964. Rudarsko-metalurški zbornik, 2, 181—184, Ljubljana. Faninger, E. & Štrucl, I. 1978, Plutonic emplacement in the Eastern Karavanke Alps. Geologija 21, 81—87, Ljubljana. Germann, K. 1966, Ablauf und Ausmass diagenetischer Veränderungen im Wettersteinkalk (alpine Mitteltrias) Doktorska disertacija, München. Grafenauer, S. 1958a, Diskusija k članku »Rudarsko-geološka karakteristika Rudnika Mežica«, Geologija 4, 229—236, Ljubljana. Grafenauer, S. 1958b, O nastopanju svinčevih, cinkovih in molibdenovih orudenenj v Mežici, Rudarsko-metalurški zbornik, 8, Ljubljana. Grafenauer, S. 1959, Redki prirodni svinčeni oksidi v Mežici. Geologija, 5, 56—62, Ljubljana. Grafenauer, S. 1962, Geneza vzhodnoalpskih svinčevih in cinkovih naha- jališč. Rudarsko-metalurški zbornik, 4, 313—322, Ljubljana. Grafenauer, S. 1965, Genetska razčlenitev svinčevih in cinkovih nahajališč v Sloveniji. Rudarsko-metalurški zbornik, 2, 165—172, Ljubljana. Grafenauer, S., Ottemann, J. & Strmele, D. 1968, Über Descloi- zit und Wulfenit von Mežica (Mies) Jugoslawien. N. Jb. Miner. Abh. 109, 1 2, 25—32, Stuttgart. Granigg, B. & Koritschoner, J. H. 1914, Die geologischen Verhältnisse des Bergbaugebietes von Miess in Kärnten. Zeitschrift f. prakt. Geologie, Jhg. 22, 4 5, 171—193, ВегИп. Hegemann, F. 1949, Die Herkunft des Mo, V, As und Cr im Wulfenit der alpinen Blei- Zinklagerstätten. Heidelberger Beiträge, Min. und Petrogr., 1, 690—715, Heidelberg. H o 11 e r , H. 1936, Die Tektonik der Bleiberger Lagerstätte, Carinthia II, Son- derh. 7, 1—82, Klagenfurt. H o 11 e r , H. 1960, Zur Stratigraphie des Ladin im östlichen Drauzug und in den Nordkarawanken. Carinthia II, 150, 63—75, Klagenfurt. Johnson, J. H. 1961, Limestone building algae and algal limestones. Colorado School of Mines, 297, Boulder. Kanaki, F. 1972, Die Minerale Bleibergs (Kärnten). Sonderdruck aus Ca- rinthia II. Mitt. des Naturw. Vereines für Kärnten, 82, 162. Jhg., Klagenfurt. Kostelka, L. 1965, Opažanja in misli o svinčevih-cinkovih orudenenjih v Apneniških Alpah južno od Drave, Rudarsko-metalurški zbornik, 2, 173—180, Ljub- ljana. Kostelka, L. 1966, Der triadische Geosynklinal Vulkanismus und die Blei- Zink Vererzung in den Drau-Kalkalpen. Symposium int. giacim. min. Alpi, 1927—1934, Trento. Kostelka, L. 1971, Beiträge zur Geologie der Bleiberger Vererzung und Ihrer Umgebung. Carinthia II, Sonderh. 28, Festschrift Kahler, 283—289, Klagenfurt. Kranz, J. R. 1974, Geochemische Charakteristik des erzhöffigen Oberen Wet- tersteinkalkes (alpine Mitteltrias) der Ostalpen. Disertacija FU Berlin. Kranz, J. R. 1976, Stratiforme und diskordante Zink-Blei-Anomalien im erzhöffigen Oberen Wettersteinkalk (alpine Mitteltrias). Mineral. Deposita 11, 6—23, Berlin. L a g n y , Ph. 1974, Le gisement de Salafossa, un remplissage paléokarstique plombo-zincifère. These présentée a l'Université de Nancy I, 1—366, Nancy. 302_Ivo Žtrucl Lambert, I. B. & Bubela, B. 1970, Banded sulphide Ores; The Experi- mental Production of Monomineralic Sulphide Bands in Sediments. Mineralium Depo- sita 5, 97—102, Berlin. Logan, B. W., Rezak, R. &Ginsburg, R. N. 1964, Classification and environmental significance of algal stromatolites. J. Geol., 72, 68—83, Chicago. Love, L. G. & A m s t u t z, G. C. 1966, Review of Microscopic Pyrite. Fortschr. Mineral., 43, 273—309, Heidelberg. Meixner, H. 1935, Dekloazit od Crne kod Mežica. RAD, 251, Jugosi. Akad. Zagreb, 231—233, Zagreb. Meixner, H. 1950, Über Jordesit (amorphes Molybdänsulfid) von Bleiberg in Kärnten. Carinthia II, 139 140, 39—51, Klagenfurt. Meixner. H. 1956, Zur Molybdänmineralführung in Kärntner Pb-Zn Lager- stätten. Karinthin, F 31 32, 133—138, Klagenfurt. M o h s , F. 1807, Die Villacher Alpe, und die dieselbe zunächst umgebenden Ge- genden. Molle Efemeriden Berg- und Hüttenkunde, Bd. 3, 161—228, Nürnberg. P e r e 1 m a n , A. I. 1968, Geohimija epigenetičeskih procesov, Nedra, Moskva. Sander, B. 1936, Beiträge zur Kenntnis der Anlagerungsgefüge, Mineral. Pe- trogr. Mitt., 48, 27—209, Leipzig. Sander, B. 1950, Einführung in die Gefügekunde der geologischen Körper II, Springer, Wien. Schneider, H. J. 1953, Lagerstättenkundliche Untersuchungen im oberen Wet- tersteinkalk der Bayrischen Kalkalpen. Doktorska disertacija, München. Schneider, H. J. 1964, Facies differentiation and controlling faktors for the depositional Lead-Zinc concentration in the Ladinian geosyncline of the Eastern Alps, Developments in Sedimentology 2, 29-45, Amsterdam. S c h r o 11, E. 1949, Über die Anreicherung von Mo und V in der Hutzone der Pb-Zn Lagerstätte Bleiberg Kreuth in Kärnten. Verh. Geol. B. A., 138—157, Wien. S c h r o 11. E. 1953, Mineralparagenese und Mineralisation der Bleiberg-Kreuther Blei-Zink-Lagerstätte Carinthia II, 143, 47—55, Klagenfurt. S c h r o 11, E. 1954, Ein Beitrag zur geochemischen Analyse ostalpiner Blei- Zinkerze. Oesterr. Min. Gesellschaft, 1—85, Wien. S c h r o 11, E. 1965, O vprašanju abnormalne izotopne sestave svinca v svinčevih in cinkovih rudiščih Apneniških Alp. Rudarskometalurški zbornik 2, 139—154, Ljub- ljana. S c h r o 11, E. 1975, Analytische Geochemie, Methodik, Bd 1, Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart. S c h r o 11, E. 1976, Analytische Geochemie, Grundlagen und Anwendungen, Bd. II, Ferdinand Enke Verl., Stuttgart. Schulz, O. 1964, Mechanische Erzanlagerungs Gefüge in den Pb-Zn Lager- stätten Mežica und Cave del Predli, Berg- und Hüttenm. Mh., 109, 12, 385—389, Wien. Schulz, O. 1973, Wirtschaftlich bedeutende Zinkanreicherung in syndiagene- tischer submariner Deformationsbreccie in Kreuth (Kärnten), Tschermaks Min. Petr. Mitt. 20, 280—295, Stuttgart. Schulz, O. 1975, Resedimentbreccien und ihre möglichen Zusammenhänge mit Zn-Pb Konzentrationen in Mitteltriadischen Sedimenten der Gailtaler Alpen (Kärn- ten), Tscherm. Min. Petrogr. Mitt. 22, 130—157, Stuttgart. S m i r n o V , S. S. 1954, Die Oxydationszone sulfidischer Lagerstätten, Akade- mischer Verlag, Berlin. Struci, I. 1959, Geološke karakteristike rudnika Mežice i okoline sa naročitim osvrtom na tektoniku, genezu i perspektivni razvoj rudarsko-geoloških radova. III. kongres geologa FNRJ, 363^375, Budva. Struci, I. 1965 a. Nekaj misli o nastanku karavanških svinčevo cinkovih ru- dišč s posebnim ozirom na rudišče Mežice. Rudarskometalurški zbornik 2, 155—164, Ljubljana. Struci, I. 1965b, Geološke značilnosti mežiških rudišč in njih okolice. Zbornik »300 let mežiški rudniki«, 115—139, Mežica. Struci, I. 1970 a, Stratigrafske in tektonske razmere v vzhodnem delu severnih Karavank. Geologija 13, 5—20, Ljubljana. Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča 303 Štrucl, 1. 1970 b. Poseben tip mežiškega svinčevo cinkovoga orudenenja v ru- dišču Graben. Geologija 13, 21—34, Ljubljana. Struci, 1. 1971, On the geology of the Eastern Part of the Northern Karawankes with Special Regard to the triassic Lead zinc-Deposits. Sedimentology of parts of central Europe, Guide book, VII. Int. Sediment. Congress, 285—301, Heidelberg. Struci, I. 1974, Nastanek karbonatnih kamenin in cinkovo svinčeve rude v ani- zičnih plasteh Tople. Geologija 17, 299—397, Ljubljana. Struci, I. 1981, Die Schichtgebundenen Blei-Zink-lagerstätten Jugoslawiens. Mitt. österr. geol. Ges., 74 75, 307—322, Wien. Takanashi, T. 1960, Supergene Alteration of Zinc and Lead Deposits in Lime- stone. Economic Geology, Vol. 55, No 6, 1083—1115, New York. Teller, F. 1896, Erläuterungen zur geologischen Karte der östlichen Ausläufer der Karnischen und Julischen Alpen (Ostkarawanken und Steiner Alpen), K. K. Geol. R. A. Wien. Tufar, W. 1980 a. Ore Mineralization from the Eastern Alps, Austria, as strata- bound-syngenetic Formations of pre-alpine and alpine Age. Proceedings of the Fifth Quadrennial lAGOD Symposium, 513—544, Stuttgart. Tufar, W. 1980 b. Ore Deposits of the Eastern Alps. 8th Internat. Geochemical Explor. Symp., Bundesanst. für Geowissenschaften und Rohstoffe, Excursion Guide, C 6, 1—78, Hannover. Tufar, W. 1981, Die Vererzungen der Ostalpen und Vergleiche mit Typlokali- täten anderer Orogengebiete. Mitt. österr. geol. Ges. 74 75, 265—306, Wien. Usdowski, H. E. 1967, Die Genese von Dolomit in Sedimenten. Min. und Petrogr. in Einzeldarst., Bd. 4, Springer Verl., Berlin. Weber-Diefenbach K. 1977, Geochemistry and Diagenesis of Recent Heavy Metal Ore Deposits of the Atlantis — II — Deep (Red Sea), Time and Strata-Bound Ore Deposits Springer-Verlag, 417—436, Berlin. Wulfen, X. 1785, Abhandlungen vom kärtnerischen Bleyspate. Johann Kraus- sische Buchhandlung, 1—150, Wien. Zippe, F. X. 1860, Über den rhombischen Vanadit. Sitzb., 45, 197—200, Wien. Zorc, A. & Bertapelle, A. 1954, Der Blei-Zink-Molybdänerzbergbau Mezica. Montan-Ruhdschau, Sonderheft Erzbergbau, 113—121, Wien. Zorc, A. 1955, Rudarsko geološka karakteristika rudnika Mežica. Geologija 3, 24—80, Ljubljana. 304 Ivo Struci Tabla 1 — Plate 1 Sl. 1. Crna breča z odlomki iz mikritnega in intramikritnega apnenca ter fosilnih ostankov. Odlomki so delno silificirani (bela zrna) in orudeni (črna zrna). Vezivo breče je iz sparitnega kalcita. Revir Navršnik, 12 X Fig. 1. Black breccia with fragments of micritic and intramicritic limestone and fossil remains. Fragments are partly silicified (white grains) and partly mineralized (black grains). Cement of breccia consists of sparitic calcite. Navršnik mine district, 12 X Sl. 2. Detajl orudenelega in silicificiranega odlomka črne breče s slike 1 in del oru- denele poznodiagenetsko (ali epigenetske) kalcitne žilice s sfaleritom (črna zrna) in fluoritom (F). 52 X Fig. 2. Detail of mineralized and silicified fragment of black breccia from fig. 1 and a part of mineralized late diagenetic (or epigenetic) calcite veinlet with sphalerite (black grains) and fluorite (F). 52 X Sl. 3 in 4. Detajla orudenelih in silificiranih odlomkov črne breče s slike 1. Crna zrna — sfalerit, bela zrna — kremen, R — roženec. 52 X Figs. 3 and 4. Details of mineralized and silicified fragments of black breccia from fig. 1. Black grains — sphalerite, white grains — quartz. R — chert. 52 X Sl. 5. Odlomek črne breče s fosilnimi (algnimi ?) ostanki, razpršenim kremenom (bela zrna) in posameznimi zrni sfalerita (črna zrna). 52 X Fig. 5. Fragment of black breccia with fossil (algal ?) remains, disseminated quartz (white grains) and individual sphalerite grains (black grains). 52 X Sl. 6. Korodiran in s sparitnim kalcitom nadomeščen stromatolitni apnenec z vložkom intrasparitnega apnenca. Revir Srednja cona, 7. obzorje. 12 X Fig. 6. Stromatolitic limestone, corroded and replaced by sparitic calcite, and an inclusion of intrasparitic limestone. Srednja cona mine district, 7th level. 12 X 20 — Geologija 27 306 Ivo Štrucl Tabla 2 — Plate 2 Sl. 1. Rudni ritmit in metasomatska ruda z galenitom, sfaleritom in dolomitom. Revir Navršnik, 8. obzorje. Naravna velikost 15 X 15 cm Fig. 1. Ore rhythmite and metasomatic ore with galena, sphalerite and dolomite. Navršnik mine district, 8th level. Natural size 15 X 15 cm Sl. 2. Rudni ritmit in metasomatska ruda (gaienit, sfalerit, pirit, markazit, dolomit) z diagenetsko obremenitveno strukturo. Revir Navršnik, 8. obzorje. Naravna velikost 20 X 20 cm Fig. 2. Ore rhythmite and metasomatic ore (galena, sphalerite, pyrite, marcasite and dolomite) with diagenetic load-cast structure. Navršnik mine district, 8th level. Na- tural size 20 X 20 cm Sl. 3. Delno oksidirano interstratificirano orudenenje z rudnimi ritmiti in pozno- diagenetsko metasomatsko rudo. Revir Navršnik, 9. obzorje Fig. 3. Partly oxydized strata-bound ore with ore rhythmite and late diagenetic metasomatic ore. Navršnik mine district, 9th level Sl. 4. Bogato interstratificirano orudenenje z metasomatsko rudo. Revir Navršnik, 9. obzorje Fig. 4. Rich interstratified mineralization with metasomatic ore. Navršnik mine di- strict, 9th level Sl. 5. Orudenje s sfaleritom (sivo) in galenitom (belo) v dolomitiziranem grebenskem apnencu. Revir Graben, 8. obzorje. Odsevna polarizirana svetloba, 35 X Fig. 5. Mineralization with sphalerite (gray) and galena (white) in dolomitized reef limestone. Graben mine district, 8th level. Reflected polarized light, 35 X Sl. 6. Monomineralno orudenje s sfaleritom v dolomitiziranem grebenskem apnencu. Revir Graben, 10. obzorje. Odsevna polarizirana svetloba, 35 X Fig. 6. Monomineral ore with sphalerite in dolomitized reef limestone. Graben mine district, 10th level. Reflected polarized light, 35 X 308 Ivo Struci Tabla 3 — Plate 3 Sl. 1. Metakristali galenita in nepravilna zrna sfalerita — zelo pogosta oblika krista- lizacije sulfidnih mineralov v rudnih ritmitih. Revir Moring, 12. obzorje. Odsevna pola- rizirana svetloba, 40 X Fig. 1. Galena metacrysts and irregular sphalerite grains — a very frequent crystalli- zation form of sulfide minerals in ore rhythmites. Moring district, 12th level. Reflected polarized light, 40 X Sl. 2. Rudni ritmit z vložkom galenita med razpršenim drobnozrnatim sfaleritom. Revir Graben, 11. obzorje. Odsevna polarizirana svetloba, 40 X Fig. 2. Ore rhythmite with irregular galena lamina between disseminated fine grained sphalerite. Graben district, 11th level. Reflected polarized light, 40 X Sl. 3. Rudni ritmit z galenitom (črna zrna), sfaleritom (s), kalcitom in dolomitom. Revir Moring, 12. obzorje Fig. 3. Galena-sphalerite-calcite-dolomite rhythmite in Wetterstein limestone. White = calcite, light gray = calcite and dolomite with sphalerite (s), black = galena. Moring district, 12th level Sl. 4. Rudni ritmit s sfaleritom in dolomitom iz globljega dela wettersteinskega apnen- ca. Svetlo sive lamine so orudene s sfaleritom, v črnih laminah pa je zelo malo ali nič sfalerita. Revir Union, 15. obzorje. Interstratificirano orudenenje 650 m pod 1. karnij- skim skrilavcem Fig. 4. Sphalerite-dolomite rhythmite from the lower part of Wetterstein limestone. The light grey laminas consist of enrichments of sphalerite, the black ones contain little or no sphalerite grains. Union district, 15th level. Strata-bound orebody 650 m below the 1st Carnian shale Sl. 5. Rudni ritmit s sfaleritom (s), galenitom (črna zrna) in klasti wettersteinskega apnenca z obremenitvenimi strukturami. Revir Moring, obzorje + 332 m Fig. 5. Sphalerite-galena rhythmite with clasts of Wetterstein limestone and load-cast structures. Moring district, level + 332 m 310 Ivo Struci Tabla 4 — Plate 4 Sl. 1. Metasomatski gaienit v rudnem ritmitu z vključki sfalerita (sivo), fluorita (črna idiomorfna zrna) in karbonata (črna nepravilna zrna). Revir Moring, U. obzorje. Odsevna polarizirana svetloba, 40 X Fig. 1. Metasomatic galena in ore rhythmite with inclusions of sphalerite (grey grains), fluorspar (black idiomorphic grains) and carbonate (black xenomorphic grains) in- clusions. Moring district, 11th level. Reflected polarized light, 40 X Sl. 2. Piritna framboida v sfaleritu rudnega ritmita. Revir Graben, 10. obzorje. Od- sevna polarizirana svetloba, 320 X Fig. 2. Pyrite framboids in sphalerite of ore rhythmite. Graben district, lOth level. Reflected polarized light, 320 X Sl. 3. Diagenetski kalcitni cement s sfaleritom in fluoritom v mikritnem wetterstein- skem apnencu. Revir Navršnik, 12. obzorje. Presevna polarizirana svetloba, 50 X Fig. 3. Diagenetic coarse grained calcific cement with sphalerite and fluorspar in micritic Wetterstein limestone. Navršnik district, 12th level. Transmitted polarized light, 50 X Sl. 4. Jedkana sfaleritna zrna (z raztopino H2S04 in KMn04) iz orudene breče v gre- benskem apnencu. Revir Graben, 12. obzorje (Balos). Odsevna polarizirana svetloba, 40 X Fig. 4. Etched (with a solution of Hl'S04 and КМПО4) sphalerite grains from the ore bearing breccia in the reef limestone. Graben district, 12th level (Balos). Reflected polarized light, 40 X Sl. 5 D.robne sfaleritne (sive) in karbonatne (črne) kroglice v piritu. Revir Moring, obzorje + 332 m. Odsevna polarizirana svetloba, 370 X Fig. 5. Tiny sphalerite (grey grains) and carbonate (black grains) globules in pyrite. Moring district, level + 332 m. Reflected polarized light, 370 X Sl. 6. Sfaleritno-karbonatne koncentrične kroglice v galenitu. Moring, obzorje + 332 m. Odsevna polarizirana svetloba, 150 X Fig. 6. Sphalerite-carbonate concentric globules in galena. Moring district, level + 332 m. Reflected polarized light, 150 X 312 Ivo gtrucl Tabla 5 — Plate 5 Sl. 1. Markazit iz interstratificiranega orudenenja s karbonatnimi vključki. Navršnik, 15. obzorje (+ 372 m), odkop št. 25. Povečava 35 X Fig. 1. Marcasite from interstratified ore with carbonate inclusions (black). Navršnik, 15th level (+ 372 m), stopes No 25. 35 X Sl. 2. Pirit (drobna zrna) in markazit iz interstratificiranega orudenenja na Moringu. Obzorje + 332 m, odkop št. 21. Povečava 35 X Fig. 2. Pyrite (fine grains) and marcasite from interstratified ore in Moring. Level + 332 m, stopes No 21. 35 X Sl. 3. Piritno-markazitno zrno iz rudnega ritmita s psevdomorfozami sfalerita (sivo) in kalcita (črno) po markazitu. Moring, obzorje + 332 m, odkop št. 1. Povečava 150 X Fig. 3. Pyrite-marcasite grain in ore rhythmite with pseudomorphs of sphalerite (grey) and calcite (black) after marcasite. Moring, level + 332 m, stopes No 1. 150 X Sl. 4. Conarni agregat pirita (p) in melnikovitpirita (mp) z igličastimi vključki mar- kazita, ki so pa povečini nadomeščeni s karbonatom (črno) ali sfaleritom (sivo). Inter- stratificirano orudenenje v Navršniku, 9. obzorje. Povečava 60 X Fig. 4. Zoned aggregate of pyrite (p) and melnikovite-pyrite (mp) with acicular in- clusions of marcasite which are in major part replaced by carbonate (black) or spha- lerite (grey). Interstratified ore in Navršnik, 9th level. 60 X Sl. 5. Zraščen sfaleritni agregat s koncentričnimi globulami iz sfalerita in karbonata. Interstratificirano orudenenje v Navršniku, 14. obzorje, odkop št. 85. Povečava 150 X Fig. 5. Overgrown sphalerite aggregate with concentric globules of sphalerite and car- bonate. Interstratified ore in Navršnik, 14th level, stopes No. 85. 150 X Sl. 6. Pirit z markazitnimi iglicami, ki so večinoma nadomeščene s sfaleritom (sivo) ali karbonatom (črno). Interstratificirano orudenenje v Navršniku, 9. obzorje. Po- večava 60 X Fig. 6. Pyrite with marcasite needles which are mostly replaced by sphalerite (grey) or carbonate (black). Interstratified ore in Navršnik, 9th level. 60 X 314 Ivo Štrucl Tabla 6 — Plate 6 Sl. 1. Deformacij ska breča v rudnem sedimentu (rudni ritmit dolomita in sfalerita) sredi wettersteinskega apnenca, 650 m pod 1. karnijskim skrilavcem (detajl rudnega ritmita je na tabli 2, slika 4). Union, 15. obzorje Fig. 1. Collapse breccia in ore bearing sediment (sphalerite-dolomite rhythmite) within the Wetterstein limestone, 650 m below the 1st Carnian shale (detail of the ore rhythmite on plate 2, figure 4). Union district, 15th level Sl. 2. Breča z rudnim sedimentom (rudni ritmit z dolomitom in sfaleritom) in obo- gatitvami galenita. Graben, 12. obzorje Fig. 2. Breccia with ore bearing sediment (sphalerite-dolomite rhythmite) and enrich- ments of galena (black grains). Graben district, 12th level Sl. 3. Disolucijska breča, orudena s sfaleritom in galenitom, sredi wettersteinskega apnenca. Revir Union, 15. obzorje Fig. 3. Dissolution breccia mineralized with sphalerite and galena within the Wetter- stein limestone. Union district, 15th level Sl. 4. Breča z rudnim vezivom iz sfalerita (siva osnova), galenita (s kovinskim sija- jem) in sorazmerno malo kalcita (belo). Revir Union, 15. obzorje Fig. 4. Breccia cemented by sulfides and carbonates (sphalerite = grey matrix, ga- lena = metallic luster, calcite = white). Union district, 15th level Sl. 5. Skorjasta svetlica in delno zdrobljena zrna galenita in sfalerita v rudni breči orudenega brečastega pasu med grebenskim apnencem in bituminoznim dolomitom. Revir Graben, 12. obzorje (Balos). Odsevna polarizirana svetloba, 35 X Fig. 5. Colloform sphalerite (schalenblende) and partly crushed galena and sphalerite grains in the breccia matrix of the ore bearing breccia zone between reef limestone and bituminous dolomite. Graben district, 12th level (Balos). Reflected polarized light, 35 X Sl. G. Drobnozrnato vezivo (dolomit, sfalerit, gaienit, pirit, glinovec in organska snov) rudne breče med grebenskim apnencem in bituminoznim dolomitom. Graben, 12. obzorje (Balos). Odsevna polarizirana svetloba, 35 X Fig. 6. Fine grained matrix (dolomite, sphalerite, galena, pyrite, clay and bituminous substance) of the ore bearing breccia between reef limestone and bituminous dolomite. Graben district, 12th level (Balos). Reflected polarized light, 35 X 316 Ivo Struci Tabla 7 — Plate 7 Sl. 1. Z galenitom in sfaleritom orudenela prelomnica unionskega sistema v stropu 4. obzorja v Igrčevem. Ruda je zdrobljena s porudnimi premiki Fig. 1. Union system fault mineralized with galena and sphalerite on the 4th level in the Igrče mine district. The ore was crushed by younger post-ore displacements Sl. 2. Zelo pogosta oblika oksidacije galenita po razkolnih ploskvah in drugih raz- pokah, ki so zapolnjene s cerusitom, tu in tam pa tudi z anglezitom. Navršnik, 15. obzorje (+ 372 m). Povečava 130 X Fig. 2. Vrey common form of oxidation of galena along cleavage planes and other fractures which are filled with cerussite, in places also with anglesite. Navršnik mine district, 15th level (+ 372 m). 130 X Sl. 3. Oksidacija posameznih delov galenita med razkolnimi ploskvami. V cerusitu so številni vključki galenita. Navršnik, 15. obzorje. Povečava 130 X Fig. 3. Oxidation of parts of galena between cleavage planes. Cerussite contains nume- rous inclusions of galena. Navršnik, 15th level. 130 X Sl. 4. Cerusit, obrobljen z galenitom. Moring, obzorje + 332 m, odkop št. 21. Pove- čava 250 X (v olju) Fig. 4. Cerussite rimmed by galena. Moring, level + 332 m. 250 X (in oil) Sl. 5. Geoda v oksidiranem galenitu z drobnimi cerusitnimi kristali. V cerusitu so številni vključki galenita. Ta oblika oksidacije je zlasti pogosta v osemurnih in wulfenitnih orudenenjih. Povečava 65 X Fig. 5. Geode with cerussite crystals within intensively oxidized galena. Cerussite contains numerous inclusions of galena. This form of oxidation is common especially in wulfenite orebodies and in strata-bound mineralized veins and fissures of the 8h System. 65 X Sl. 6. Galenit v obliki »svinčevega repa« ali jeklenke iz osemurnega orudenenja. Navršnik, 11. obzorje. Povečava 130 X Fig. 6. Galena in form of bleischweif from the 8h System. Navršnik, 11th level. 130 X 318 Ivo Struci Tabla 8 — Plate 8 Sl. 1. Cerusitovi kristali s trojčkom preraščanja na tanki skorji smithsonitovih kri- stalov in galenitu. Moring, obzorje + 332 m, odkop št. 4. Povečava 30 X Fig. 1. Cerussite crystals with overgrowth triplet on thin crust of smithsonite cry- stals coating galena. Moring, level + 332 m, slopes No 4, 30 X Sl. 2. Cerusitovi kristali in skorja iz zelo drobnih smithsonitovih kristalov na močno oksidiranem galenitu. Moring, obzorje + 332 m, odkop št. 4. Povečava 60 X Fig. 2. Cerussite crystals and crust of very fine smithsonite crystals on intensively oxidized galena. Moring, level + 332 m, slopes No 4, 60 X Sl. 3. Kopuča cerusitovih kristalov v združbi s smithsonitom. Navršnik, 11. obzorje. Povečava 65 X Fig. 3. Aggregate of cerussite crystals in association with smithsonite. Navršnik, 11th level, 65 X Sl. 4. Korodirana površina galenita. Revir Union, 14. obzorje. Povečava 2800 X Fig. 4. Corroded galena surface. Union, 14th level, 2800 X Sl. 5. Detajl korodirane kristalne ploskve cerusita. Bela zaobljena zrna in prevleka v votlinicah sestojijo iz Zn in Fe. Navršnik, 11. obzorje. Povečava 6200 X Fig. 5. Detail of a corroded surface of cerussite. White rounded grains and coating in pores consist of Zn and Fe (probably smithsonite). Navršnik, 11th level, 6200 X Sl. 6. Korodirani cerusitovi kristali z vraščenim zrnom smithsonita (s). Moring, obzorje + 332 m, odkop št. 6. Povečava 320 X Fig. 6. Corroded cerussite crystals with an ingrown grain of smithsonite (s). Moring, level + 322 m, slopes No 6, 300 X 320 Ivo Struci Tabla 9 — Plate 9 Sl. 1. Smithsonitovi kristali, vraščeni v cerusitu. Moring, obzorje + 332 m, odkop št. 4. Povečava 320 X Fig. 1. Smithsonite crystals ingrown in cerussite. Moring, level + 332 m, slopes No 4. 320 X Sl. 2. Kopuča smithsonitovih kristalov s sadro (Sa). Moring, obzorje + 332 m, odkop št. 4. Povečava 650 X Fig. 2. Aggregate of smithsonite crystals with gypsum (Sa). Moring, level + 332 m, stopes No 4. 650 X Sl. 3. Rjav prozoren smithsonitov kristal, zraščen z dolomitom. Graben, 6. obzorje (Balos). Povečava 140 X Fig. 3. Brown transparent smithsonite crystal overgrown with dolomite. Graben, 6th level. 140 X Sl. 4. V mežiški rudi najbolj pogosta oblika smithsonita. Moring, obzorje + 332 m, odkop št. 4. Povečava 280 X Fig. 4. The most common form of .smithsonite in the Mežica ore. Moring, level + 332 m, stopes No 4. 280 X Sl. 5. Smithsonitovi kristali (s) na hidrocinkitu (h). Igrčeva srednja cona, obzorje + 787 m. Povečava 300 X Fig. 5. Smithsonite crystals (s) on hydrozincite (h). Igrče Central zone, level + 787 m. 300 X Sl. 6. Prečni in podolžni presek skozi hidrocinkit. Detajla slike 5. Povečava 2600 X Fig. 6. Cross section and longitudinal section through hydrozincite. Details of figure 5. 2600 X 21 — Geologija 27 322 Ivo Struci Tabla 10 — Plate 10 Sl. 1. Korodirani galenit iz osemurnega orudenja s framboidom podobnimi tvorbami iz Zn in Fe karbonata. Navršnik, 11. obzorje. Povečava 2400 X Fig. 1. Corroded galena from the "Eight hours ore" with framboidlike formations consi- sting of Zn and Fe carbonate. Navršnik, 11th level. 2400 X Sl. 2. Detajl 2 do 5 mm debele skorje iz hemimorfitovih kristalov na orudenem dolo- mitu. Revir Graben, 8. obzorje. Povečava 150 X Fig. 2. Detail of a 2 to 5 mm thick crust of hemimorphite crystals on mineralized dolomite. Graben, 8th level. 150 X Sl. 3. Skupek močno korodiranih kristalov hemimorfita v združbi z wulfenitom (glej sliko 4). Bela zrna sestoje iz Pb in Ca karbonata. Revir Helena. Povečava 1200 X Fig. 3. Aggregate of intensively corroded crystals of hemimorphite in association with wulfenite (see figure 4). White grains consist of Pb and Ca carbonate. Helena, level + 787 m. 1200 X Sl. 4. Skupki wulfenitovih kristalov na skorji hemimorfita. Revir Helena. Pove- čava 1200 X Fig. 4. Aggregates of wulfenite crystals on hemimorphite crust. Helena, level + 787 m. 1200 X Sl. 5. Rumenkasto rjav wulfenit (w), obraščen s hidrocinkitom (h). Revir Helena. Povečava 28 X Fig. 5. Yellowish brown wulfenite overgrown with hydrozincite. Helena, level + 787 m. 28 X Sl. 6. Rumenkasto rjav wulfenit (w), obraščen s smithsonitom (s). Revir Helena. Povečava 140 X Fig. 6. Yellowish brown wulfenite overgrown with smithsonite. Helena, level + 787 m. 140 X 324 Ivo Štrucl Tabla 11 — Plate 11 Sl. 1. Amorfne globule, sestavljene iz Fe in Zn (oksida ali karbonata) v razmerju 5:1, vraščene v wulfenitu. Revir Helena nad jaškom. Povečava 3100 X Fig. 1. Amorphous globules of Fe and Zn (oxide or carbonate) in proportions 5:1, grown in wulfenite. Helena, level + 787 m. 3100 X Sl. 2. Rumenkasti ploščasti wulfenit s hrapavimi kristalnimi ploskvami. Revir Union, wulfenitni odkop med 10. in 11. obzorjem. Povečava 24 X Fig. 2. Yellowish platy wulfenite with rough crystal planes. Union, wulfenite stopes between 10th and 11th level. 24 X Sl. 3. Detajl hrapave plosk\-e wulfenita s slike 2. Povečava 2400 X Fig. 3. Detail of the rough plane of wulfenite from figure 2. 2400 X Sl. 4. Geoda s citronasto rumenkastimi igličastimi kristali wulfenita v močno oksi- diranem galenitu. Revir Graben, 7. do 8. obzorje, zahodno od vpadnika. Povečava 70 X Fig. 4. Geode with lemon yellowish acicular crystals of wulfenite in intensively oxi- dized galena. Graben, 7th—8th level, west of the shaft. 70 X Sl. 5. Detajl s slike 4 s skupino wulfenitnih iglic citronasto rumene barve. Povečava 700 X Fig. 5. Detail of figure 4 with a group of wulfenite needles of lemon yellow color. 700 X Sl. 6. Kopuča bledo rjavih piramidalnih kristalov wulfenita. Graben, 7. do 8. ob- zorje. Povečava 75 X Fig. 6. Aggregate of pale brown pyramidal crystals of wulfenite. Graben. 7th—8th level. 75 X 326 Ivo Struci Tabla 12 — Plate 12 Sl. 1. Močno korodirana in oksidirana površina galenita, ki je tipična za vsa gale- nitno-wulfenitna orudenenja. Revir Union, 10. do 11. obzorje. Povečava 2600 X Fig. 1. Intensively corroded and oxidized surface of galena which is typical for all galena-wulfenite ores. Union, 10th—11th level. 2600 X Sl. 2. Idiomorfni kristali črnega descloizita na limonitu. Revir Helena, obzorje + 820 m. Povečava 70 X Fig. 2. Idiomorphic crystals of black descloizite on limonite. Helena, level + 820 m. 70 X Sl. 3. Recentno čašasto izločanje aragonita in kalcita s hidrocinkitom v starem rovu v dolomitu vzhodnega dela grabenskega rudišča. Graben, Mihaeli rov Fig. 3. Recent cup-like precipitations of aragonite and calcite with hydrozincite in old adit in dolomite in the eastern part of the Graben deposit. Graben, Michaeli adit Sl. 4. Aragonitne kroglice iz čašastih vdolbin slike 3. Povečava 20 X Fig. 4. Aragonite spherules from cup-like hollows of figure 3. 20 X Sl. 5. Detajl zgradbe aragonitne kroglice s slike 4. Povečava 5000 X Fig. 5. Detail of structure of aragonitic spherule from figure 4. 5000 X Sl. 6. Drugi detajl zgradbe aragonita s slike 4. Povečava 7500 X Fig. 6. An other detail of structure of aragonite from figure 4. 7500 X NOVE KNJIGE BOOK REVIEWS Milan Herak: Geologija — Postanak, tektonika i dinamika Zemlje. Razvojni put Zemlje i života. Geološka grada kontinenata i oceana. Tretja popolnoma predelana in dopolnjena izdaja. Založba Školska knjiga 1984, Za- greb. Obseg: 429 strani, 291 slik, velikost knjige 24 X 17 cm, vezana v platno. Približno vsakih deset let izhajajo učbeniki geologije zagrebškega univer- zitetnega profesorja in akademika dr. Milana Heraka. V teh učbenikih, ki obsegajo snov fizikalne geologije, stratigrafije in regionalne geologije, se skozi dosedanje tri izdaje odraža razvoj geološke znanosti od začetka šestdesetih let do danes. V vsaki novi izdaji zasledimo najnovejše gledanje na nastanek, di- namiko in razvoj Zemlje. V novi, to je tretji izdaji tega učbenika je stavek dvostolpičen in nekaj gostejši kot v drugi izdaji, zato je kljub obširnejšemu besedilu in številnejšim slikam ostal ;:unariji obseg knjige skoraj enak, oziroma po številu strani je celo nekoliko manjši. Ce primerjamo drugo in tretjo izdajo, vidimo, da so v niovi, to je tretji izdaji uvodna poglavja o zgodovini razvoja geološke vede ter o nastanku Zemlje in sončnega sistema, nekoliko skrajšana. Precej sta predelani poglavji o zgradbi Zemlje, mineralih in kamninah v smislu mo- dernejših ugotovitev in klasifikacij usedlin. Poglavje o tektonskih elementih litosfere je le malenkostno skrajšano. Nespremenjen je obseg poglavja o energiji Zemlje. V poglavju o vodi kot geološkem faktorju je v primeri s prejšnjo izdajo združenih precej podpoglavij. To poglavje obravnava podzemno vodo, izvire, kraške pojave, plazenje, gej- zirje, delovanje tekočih voda, vpliv vode na površinsko morfologijo, geologijo morja in okolja usedanja kamnin, v vodi. V poglavjih o delovanju ledu in vetra, ni bistvenih sprememb. V drugi in tretji izdaji je poglavje o preperevanju, prenosu in odlaganju kratko ter pred- stavlja kratek povzetek prejšnjih poglavij. Pri poglavju o magmatizmu je glavno težišče na vulkanizmu. Zelo kratko je poglavje o metamorfizmu. Glede na predhodno izdajo je tudi skrajšano po- glavje o potresih. Poglavje o diastrofizmu, to je o epirogenezi in o orogenezi ter o teorijah o vzrokih tektonskih gibanj, je sedaj zamenjalo poglavje, ki obravnava v prvi vrsti teorijo o tektoniki plošč, čeprav nosi naslov: Tekto- geneza zemeljske litosfere. Drugi del knjige, ki obsega stratigrafsko geologijo, je najobsežnejši, vendar nekoliko krajši kot v drugi izdaji. Pisan je bolj zgoščeno in pregledneje, kar je za bralca, posebno še za študenta, ki mu je knjiga v prvi vrsti namenjena, ugodneje. Kljub skrajšanju vsebuje ta del najnovejše podatke zlasti o strati- grafiji jugoslovanskih ozemelj. Pomembne spremembe v tem delu so shematski 330_Nove knjige prikazi razširjenosti kopnega in morij v posameznih geoloških obdobjih, ki so bili povzeti v drugi izdaji po Brinkmannu, sedaj pa so vzeti predvsem po Aubouinu in Pomerolu. Tretji del knjige, ki obsega regionalno geologijo s tektoniko, je v novi izdaji zelo razširjen. Vsa skrajšanja prvih dveh delov so bila napravljena očitno zato, da je ta del dobil večjo veljavo pri enakem obsegu knjige. Ker imamo takih regionalnih geoloških pregledov malo, je tega vsekakor treba pozdraviti posebno še zato, ker je pisan pregledno in razumljivo. V njem so obenem zajete vse najnovejše razlage o geološki zgradbi posameznih območij, posebno še gorstev. Izredno lepo in zgoščeno je podana geologija Alp, Karpato- balkanidov in Dinaridov. S to knjigo smo dobili za študij geologije nov in uporaben učbenik, ki bo obenem služil tudi kot priročnik vsem, ki se ukvarjajo z geološkimi problemi. Mario Pleničar 0. Roger Anderson: Radiolaria. Springer-Verlag, Berlin—Heidel- berg—New York—Tokyo, 1983. Obseg: 355 strani, 64 slik. Vezano v platno, cena 159 DM. Knjiga Radiolaria je zelo obsežno temeljno delo o taksonomiji, mikrostruk- turi, fiziologiji in ekologiji recentnih radiolarijev. O. Roger Anderson je v njej zbral in kritično ocenil dognanja na tem področju od najstarejših objavljenih del iz druge polovice prejšnjega stoletja do najsodobnejših. Avtor je biolog. Poznamo ga kot plodnega raziskovalca ultrastrukture in kemične se- stave celice in morfogeneze skeleta. Prav v poglavjih, ki obravnavajo te teme, najdemo največ novih informacij. Delo obsega štiri poglavja, ki predstavljajo zaokroženo celoto. Razvrščena so tako, da se razvijajo od fundamentalnih poglavij o taksonomiji in strukturi radiolarijev proti biologiji in končno do celovitega zaključka o ekologiji, raz- širjenosti v času in prostoru in dinamiki medsebojnih vplivov med radiolariji, drugimi organizmi in fizikalnim okoljem. Poglavja so razdeljena na pod- naslove: 1. Morfologija in sistematika (Uvod, Primerjalna morfologija in taksonomi- ja, Zgodovinski pogledi na taksonomijo radiolarijev. Sodobni klasifikacijski sistemi, Citološki m ultrastrukturni prispevki k sistematiki radiolarijev, Po- gled na sedanji položaj sistematike radiolarijev). 2. Ultrastruktura in celična specializacija radiolarijev (Celična specializa- cija praživali, Ultrastruktura solitarnih radiolarijev, Ultrastruktura kolonij- skih radiolarijev, Ultrastruktura fuzul in kapsularn.e membrane, Ultrastruktura zveze gostitelj-simbiont, Parazitizem, Struktura skeleta in morfogeneza. Repro- dukcija, Povzetek o ultrastrukturi). 3. Fiziologija in ekologija (Trofična aktivnost in prehranjevanje, Intra- kapsularna in ekstrakapsularna metabolična diferenciacija, Kemična sestava, Predatorji, Bioluminiscenca, Simbioza, Gibljivost in citoplazmatski tokovi, Življenjska doba radiolarijev, Abundanca in geografska distribucija. Splošne ekološke perspektive). Book reviews_331 4. Paleoekologija in evolucija (Radiolariji v geološkem času, Proti bolj vsestranskim paleoekološkim modelom. Evolucija, Pogled na filogenijo, eko- logijo in biološko variabilnost). Na koncu vsakega poglavja je podan kratek povzetek, v katerem avtor opozarja na nerešene probleme in nakazuje perspektive njihovega reševanja. Način obravnavanja posameznih tem je zelo jasen in razumljiv. K temu pripomorejo številne natančne fotografije, največ v zvezi z mikroanatomijo celice in morfogenezo skeleta, skice, diagrami in tabele. Posebna odlika knjige je njena preglednost, ki jo omogočata razdelitev na več poglavij in podpoglavij in obsežen stvarni indeks, ki močno olajša iskanje določene ožje tematike. Za zaključek avtor dodaja kratek sinopsis glavnih taksonomskih skupin praživali in slovar pomembnejših bioloških terminov, uporabljenih v delu. Knjigo od- likuje še bogat seznam literature, ki predstavlja izčrpen pregled najpomemb- nejše literature od Ehrenbergovih in Haeckelovih del do naj- novejših, objavljenih leta 1982. O. Roger Anderson je v knjigi Radiolaria prvi združil pomembno raznovrstno literaturo o radiolarijih v razmeroma kratko, jedrnato, a temeljito razpravo in ji dodal rezultate svojih raziskav. Delo je namenjeno širšemu krogu znanstvenikov od biologov do mikropaleontologov, saj poleg specifičnih tem o sestavi in fiziologiji osvetljuje splošne principe evolucije in življenjskega okolja radiolarijev. Koristne primerjalne informacije bodo v njej našli tudi raziskovalci, ki se ukvarjajo z drugimi skupinami praživali. Na enem mestu je zbranih in ovrednotenih ogromno podatkov, ki predstavljajo široko izho- dišče in spodbudo za nadaljnje interdisciplinarne raziskave teh zamotanih in razmeroma še vedno malo poznanih organizmov. Spela Goričan Vjekosla^^ Donassy, Marinko 01uić& Zdenko Tomaše- gović : Daljinska istraživanja u geoznanostima, JAZU, Zagreb, 1983. Strani: XXIII + 333, 250 fotografij, 140 skic in tabel, vezano. 1.800 din. Svet za daljinsko zaznavanje in fotointerpetacijo, ki deluje v okvirju Jugo- slovanske akademije znanosti in umetnosti, je kot del svoje raznovrstne aktiv- nosti 1983 izdal knjigo »Daljiniska istraživanja u geoznanostima«. Avtorji knjige so dr. Vjekoslav Donassy, profesor Geodetske fakultete, dr. Ma- rinko O 1 u i Ć , geolog INA-Projekta in dr. Zdenko Tomašegović, profesor Gozdarske fakultete v Zagrebu. Svet se je odločil za izdajo publika- cije zaradi naraščajoče potrebe po tovrstni literaturi. V Jugoslaviji imamo številno literaturo iz področja daljinskega zaznavanja in sicer članke, referate s strokovnih posvetovanj, fondovskega materiala posameznih delovnih orga- nizacij in podobno. Pogrešali pa smo delo, ki bi na enem mestu in celovito zajelo omenjeno znanstveno področje. Knjiga »Daljinska istraživanja u geoznanosti- ma« zapolnjuje to vrzel in predstavlja hkrati učbenik za študente, ki se spo- znavajo z daljinskim zaznavanjem ter priročnik za strokovnjake pri njihovem vsakdanjem delu. Zaradi pomanjkanja tovrstnih knjig, v Jugoslaviji nismo bili izjema, na- sprotno, lahko rečemo, da so redke dežele, v katerih so takšne celovite knjige 332_Nove knjige tiskane. Osnovni razlog za to je izredno hiter razvoj na področju daljinskega zaznavanja, tako da tiskane knjige relativno hitro zastarijo. Čeprav so metode daljinskega zaznavanja, tj. raziskav kjer raziskovalec ni v direktnem kontaktu s predmetom laziskav, uporabljajo že vrsto let v geoznaniostih in njim sorod- nih vedah, je ravno v zadnjih letih tukaj doživel eksploziven razvoj. To se je zgodilo zaradi »skoka« iz zemeljskih v vesoljske raziskave. Umetni sateliti so nas zasuli s pravo poplavo popolnoma novih in kvalitetnih podatkov o zemelj- ski površini in Zemlji kot celoti. Podatki satelitov, ki jih dobimo, a nas zanimajo predvsem posnetki, so v digitalni obliki, torej pripadajo področju elektronike, a priče smo tudi velikemu napredku na tem področju. Zaradi tega knjiga »Daljinska istraživanja u geoznanostima« daje poudarek ravno na umetnih satelitih in njihovih posnetkih, ki so postali praktično ob- vezen vir informacij pri celi vrsti znanstvenih raziskav, predvsem v geoznano- stih. Knjiga sestoji iz petih delov in v vsakem so podane teoretične osnove, kakor tudi praktični primeri iz obravnavanega področja. Tekst spremljajo številne fotografije in skice. Na koncu vsakega poglavja je seznam uporabljene literature, ki je izredno obširen. Prvi del knjige sestoji iz dveh poglavij, ki jih je napisal V. Donassy, poglavji imata naslov »Instrumenti i pribor za daljinska istraživanja i inter- pretaciju pripadnih podataka« ter »Metode interpretacije podataka daljinskih istraživanja«. V prvem poglavju so detajlno opisani načini snemanja letalskih in satelitskih posnetkov ter opisane karakteristike le-teh. Opisane so tudi me- tode obdelave posnetkov, vizualne in digitalne, posebej so izčrpno podane me- tode fotogrametrije. Drugo poglavje je bogato z ilustrativnim materialom in obravnavano analizo letalskih posnetkov na različnih primerih. Drugi del knjige je napisal M. O 1 u i ć in nosi naslov »Daljinska istraživa- nja u geologiji«. Snov tega poglavja je zelo obsežna, toda podana je izčrpno in podkrepljena s številnimi ilustracijami od katerih so mnoge v barvah. Opisana je vrsta posnetkov, ki se koristno uporabljajo v geologiji in sicer, navadni letalski, termalni, radarski ter vrsta satelitskih. Pri opisu satelitskih posnetkov je poudarek na posnetkih ameriških satelitov iz serije Landsat, ker se ti največ uporabljajo v geologiji. Pri uporabi Landsatovih posnetkov ima velik pomen izboljšanje njihove kvalitete (digitalno), kar omogoča točnejšo intepretacijo bodisi analogno, bodisi digitalno, zato so ti postopki tudi zajeti v opisu. V zaključku tega poglavja so podani številni primeri uporabe letalskiii posnetkov na našem ozemlju, pri čemer ima avtor zelo bogate izkušnje. Tako je opisana uporaba posnetkov pri reševanju tektonskih odnosov, kar je nuja pri raziskavah mineralnih surovin ter njihova uporaba v inženirski geologiji in hidrogeologiji. Tretji del knjige je napisal Z. Tomašegović s poglavji »Primjena u po- ljoprivredi« i »Primjena u šumarstvu«. Opisana je uporaba posnetkov pri iz- delavi pedoloških kart in spremljanju uporabe zemljišč (poljedelstvo). Na pod- ročju gozdarstva avtor prikaže uporabnost posnetkov v izdelavi raznih kart kot je karta tipov gozdne vegetacije, karta ehotopov, karta zdravstvenega stanja gozdne vegetacije ter njihovi uporabi pri planiranju posegov v gozdne površine. Marijan Poljak Book reviews 333 Gerald M. Friedman & Adolf Seilacher (eds.): Lecture Notes in Earth Sciences — Vol. 2: Ulf Bayer: Pattern Recognition Problems in Geology and Palaeontology; Springer Verlag, 229 strani, broširano, format 5 X 24 cm, cena 38 DM, Berlin—Heidelberg—New York—Tokyo, 1985. Knjiga predstavlja način uporabe matematičnih metod, ki pridobivajo čedalje večjo pomembnost tudi v geologiji. Napredek obeh ved ponuja številne kombinacije, saj je večino geoloških problemov lahko geometrijsko prikazati. Uvodno poglavje razlaga pojme matematična geologija in algoritmizacija, sintaksa in semantika ter stabilnost. Drugo poglavje se ukvarja z rekonstrukcijo nekdanjega stanja na osnovi današnjih ostankov. Zaradi vpliva različnih faktorjev na sistem tekom njegove zgodovine, so se njegovi znaki spremenili in današnje stanje avtor imenuje »noisy System«. Stabilnost takšnega sistema lahko prikažemo trodimenzionalno. Podani so štirje primeri: a) rekonstrukcija akumulacije sedimentov, ki vsebuje dve glavni pred- postavki, to je časovni potek sedimentacije in oceno originalne debeline sedi- mentov pred kompakcijo; b) intraspecifična variabilnost vrst v paleontologiji ob uporabi Buckmano- vega pravila o kovariaciji. To pravilo velja za številne skupine, najlažje pa ga sledimo v morfoloških spremembah tekom ontogenije; c) analiza usmerjenih podatkov z uporabo stereografskih projekcij, tridi- menzionalnih podatkov, ki je najbolj v rabi v tektoniki in sedimentologiji; d) rekonstrukcija površine iz raztresenih podatkov. Risanje kontur s kompjii- terjem je postala zelo uporabna metoda v geologiji pri kateri se pojavljajo popolnoma drugačni problemi kot pri risanju z metodo treh točk. Naslednje poglavje obravnava kaotično delovanje, ki ga najlažje primerjamo s turbulenco. Prehod iz usmerjenega delovanja v kaotično lahko opišemo z dendrogramom. Po določenem številu bifurkacij postane kaotični tok tako razvit, da je njegov način delovanja primeren za statistično proučevanje. V nadaljevanju so razložene ponavljajoče karte ob uporabi Taylorjevega teorema, chi^ — test za usmerjene podatke, načini reševanja problemov pri vzorčevanju v sedimentologiji; centroidno grupiranje, ki je bolj poznano kot numerična teksonomija ter odnos kaosa in reda. V zadnjem poglavju so opisani strukturno stabilni modeli in elementarne katastrofe oz. topološke bifurkacije. Zelo nazorno so razloženi načini pre- poznavanja oblik tridimenzionalnih objektov v paleontologiji, v nadaljevanju pa še interpretacija seizmičnih podatkov in paralelni sistemi v strukturni geologiji. Knjiga izčrpno poroča o najnovejšem razvoju v raziskovanju in študiju celotne geološke vede in obravnava računalniško obdelavo informacij, zajema področje računalniške grafike in prikazovanje podob ter nudi vrsto podrobnih algoritmov. Ker opisani primeri za'jemajo različne geološke metode, je ta priročnik dobrodošel skoraj vsem raziskovalcem v geologiji. Tea Kolar-Jurkovšek 334_Nove knjige Hartmul Haubold: Stratigraphische Grundlagen des Stefan C und Rotliegenden im Thüringer Wald; Akademie Verlag Berlin, Schriftenreihe für Geologische Wischenschaf ten, Heft 23, III strani, 15 slik, 7 tabel. Broširano, format 17 X 24 cm, cena окоИ 30 DM, Berlin, 1985. V knjigi so opisani rezultati študija terestrično razvitega permokarbona, ki ga avtor imenuje permosiles, iz Turinškega gozda. Knjiga je razdeljena na osem poglavij, od tega jih pet obravnava izdvojene litostratigrafsko enote: plasti Gehrener, Manebacher, Goldlauterer, Oberhöfer in Tambacher. V njih je natančen opis posameznih enot in grafično prikazana primerjava lokalnih razvojev. Vsako poglavje dopolnjuje tudi paleogeografska facialna karta izbranih kompleksov. Opisano je okoli 300 fosilnih nahajališč, ki so z bogato favno in floro časovno opredeljena in je odločilnega pomena za določitev meje med Štefanom in rotliegendesom. za razčlenitev autuna v stopnje od At do Et ter za mejo med autunom in saksonom; slednjo mejo predstavlja podobno nadaljeva- nje sedimentacije. Sedmo poglavje je odmerjeno fosilnemu materialu, ki se v Turinškem gozdu masovno pojavlja in je zastopan s številnimi fosilnimi grupami. Poglavje podaja sistematski pregled flore: lisičjakovci, členovko, praprotnice in golosemenke in favne: nevretenčarji, posebej izdvojene žuželke, ribe, dvoživke, plazilci in odtisi štirinožcev. Opisi posameznih vrst so bili že prej podani, za tipični material pa avtor navaja natančen položaj v profilu. Pogoje, pod katerimi so se usedali sedimenti Turinškega gozda v obdobju Stefana C in rotliegendesa, avtor razlaga z intramontano molaso varističnega gorovja na območju ekvatorja. V tem času sc se dogajale določene klimatske spremembe. Prehod iz vlažne v aridno klimo dokazujejo sedimenti in fosilna vsebina profilov. Na osnovi florističnih združb je mogoče ugotoviti tri različne nivoje vodne gladine. Bogastvo življenja je v odvisnosti od ekoloških sprememb, klime in geomor- fologije izoblikovalo več biocenoz in v knjigi je navedeno pet v osnovi podobnih razdelitev. Značilna fosilna vsebina profilov Turinškega gozda omogoča razde- litev v 16 tipov (18 podtipov) lakustričnih in fluviatilnih biofaciesov. Turinški permosiles zaradi velike razsežnosti profilov in obilice fosilov predstavlja enega izmed najpomembnejših primerov za srednjeevropski rotli- egendes in je osnova za širšo stratigrafsko in paleogeografsko primerjavo. Podatke in material iz Turinškega gozda je zbiralo nekaj generacij več kot sto let in to delo nam ponuja rezultate natančnega in sistematskega dela številnih strokovnjakov. Tea Kolar-Jurkovšek W. Wimmenauer: Pétrographie der magmatischen und metamorphen Gesteine. Ferdinand Enke Verlag Stuttgart, 1985, 297 slik, 106 tabel, 382 strani, 17X24 cm, broširano, cena 78 DM. Knjiga je v nemškem jeziku pisan učbenik o magmatskih in metamorfnih kameninah. V zadnjem času so knjige s to tematiko redke. Pobuda za pisanje avtorju so bila številna sodobna dela o petroloških raziskavah magmatskih in metamorfnih kamenin, ki kažejo velik napredek v primerjavi s starejšimi Book reviews_335 dognanji: temelje na natančnem geološkem opazovanju, mikroskopski preiskavi, kemičnih analizah in na eksperimentalno potrjenih metamorfnih in magmatskih pretvorbah večine raziskovanih kamenin. Pri uporabi učbenika je predpostav- ljeno osnovno znanje geologije in mineralogije. Razen literature na koncu knjige je ob koncu vsakega poglavja navedena tudi dodatna literatura, ki se nanaša samo na obravnavano poglavje. Način podajanja je opisen-petrografski, pre- gleden in sistematičen. Vsebina knjige obsega naslednja poglavja: 1. Splošni podatki (1—34 str.), 2. Magmatske kamenine (35—232 str.), 3. Metamorfne kamenine (233—320 str.), 4. Migmatiti (321—329 str.), 5. Metasomatske kamenine (330—357 str.), 6. Ka- menine zgornjega plašča (358—365 str.) ter literaturo in stvarno kazalo. V prvem poglavju so navedeni tisti splošni oziroma osnovni podatki, ki obe- ležujejo določeno kamenino. Pri tem je pomembna kvantitativna mineralna sestava kamenine in medsebojni odnosi posameznih mineralov: tekstura in struktura. Kamenine, tako magmatske, kakor tudi metamorfne pa določamo tudi s kemično analizo. Našteti so glavni splošno uporabljeni principi prera- čunavanja analiz kamenin v norme in parametre, pri čemer je zlasti pri velikem številu kemičnih analiz pomembna njihova grafična predstavitev. V diagramih je kamenina predstavljena z eno samo točko. Parametri morajo biti izbrani tako, da so te točke, ki predstavljajo kemično analizirane kamenine, dobro dispergirane in obenem grupirane. Za prikazovanje metamorfnih kamenin pa so pomembni parametri, ki kažejo na ravnotežne pogoje njihove kristalizacije v smislu Eskolovega principa faciesa. Zato kažejo v trikotne diagrame vrisani kemični parametri možne in značilne metamorfne minerale, ki kristalizirajo v določeni kamenini v pogojih ravnotežja. Najbolj obsežno poglavje obsegajo magmatske kamenine. Pri njihovi raz- členitvi se avtor drži Streckeisenove klasifikacije, ki je danes v literaturi splošno privzeta. Loči globočnine, žilnine in vulkanske kamenine. Ko opisuje posamezne od teh kamenin, npr. granit in granodiorit, daje najprej splošne petrografske in kemične lastnosti, nato splošen način geološkega nastopanja in nazadnje praktičen značilen primer. Mineralna in kemična analiza je podana tabelarno, številni so mikroposnetki kamenin; geološke skice kažejo na razširjenost in obliko, v kakršni se večinoma pojavlja določena vrsta magmatske kamenine. Metamorfne kamenine predstavljajo naslednje obsežno poglavje knjige. Raz- ložena je definicija metamorfoze, podana je nomenklatura metapelitov in meta- bazitov, ki temelji na kvantitativni mineralni analizi, pa njihove metamorfne strukture. Metamorfne kamenine razdeli glede na nastanek na manj razširjene kontaktno metamorfne in na veliko bolj razširjene regionalno metamorfne. Ker imajo te kamenine glede na različen izhoden kemizem oz. mineralno se- stavo tudi različno metamorfno mineralno sestavo ob naraščajoči stopnji meta- morfoze, jih obravnava ločeno v poglavjih, npr. metamorfozirane polite, pešče- njake, apnence, bazične magmatske kamenine. Med metamorfozo poteka v kameninah plastična deformacija, ki je posle- dica velikih obtežitvenih pritiskov, ki so jim kamenine v globini podvržene. 2e metamorfozirane kamenine pa so lahko ponovno relativno manj plastično deformirane kakor tudi bolj in manj zdrobljene. Zato vključuje avtor v petro- grafske opise kataklazite in milonite, ki jih petrografsko lahko lepo določimo. 336_Nove knjige Sem spadajo tudi retrogradno spremenjene kamenine. Kratkotrajna močna ka- taklaza lahko povzroči v silikatih kratkotrajno nataljevanje, ki se odraža v raz- pokah zapolnjenih s steklasto snovjo: to so pseudotahiliti. Vse te pojave so danes del klasifikacije metamorfnih kamenin, saj pomembno odražajo velike tektonske premike v že metamorfoziranih in večkrat metamorfoziranih skladih. Metamorfoza je lahko izokemična, to se pravi, da poteka pri nespremenje- nem kemizmu. Zmanjšuje se le količina vode in CO... Pri visokih pogojih meta- morfoze pa pride do delnega nataljevanja. Najlaže taljiva snov se izloči, ke- mizem se spremeni. Ustrezne pojave, ki vodijo od žilnih oblik in celo do tvorbe plutonov, so na kratko opisno obravnavane v poglavju o migmatitih. Lokalno lahko prisotne velike snovne spremembe v trdnem stanju v ke- mizmu dajo metasomatske kamenine. Med drugim so pomembni procesi krista- lizacije skarnov, fenitov in glinencev ter silifikacija in hidrotermalne spre- membe, ki so na kratko opisani. V zadnjem poglavju o kameninah zgornjega plašča je zbranih nekaj po- datkov o peridotitu, kimberlitu, eklogitu in olivinovih nodulah v bazaltu, ki so bili omenjani že tudi v poglavju o magmatskih in metamorfnih kameninah. Kot v vseh poglavjih, so tudi tu navedeni najbolj znani geološki primeri na- stopanja teh kamenin po svetu. Knjigo priporočamo. Ana Hinterlechner-Ravnik