GEOLOGIJA 46/2, 185–224, Ljubljana 2003 O problematiki Ba, Pb, Zn rudi{~a Ple{e On the problems of Ba, Pb, Zn Ple{e ore deposit (Slovenia) Ivan MLAKAR Lapajnetova 13, 5280, Idrija, Slovenija Klju~ne besede: Ba, Pb, Zn, rudi{~e, Ple{e, struktura, nastanek, karbon, spodnji trias Key words: Ba, Pb, Zn, ore deposit, Ple{e, structure, genesis, Carboniferous, Lower Triassic, Slovenia Kratka vsebina V prispevku smo nanizali ‘e pred leti zbrane - neobjavljene podatke o rudi{~u Ple{e in jih dopolnili z novimi, ki vsi govore proti interpretaciji geolo{ke zgradbe, kakr{no podaja Dozet (1999) predvsem pa skitski starosti tega rudi{~a. Pokazali smo, da so velika konkordantna baritna telesa singenetskega nastanka vezana na to~no dolo~en horizont znotraj karbonskih plasti, nastala so skoraj gotovo v povezavi z Astursko tektonsko fazo in se v krovnini naklju~no stikajo s skitskim dolomitom ob narivni ploskvi. V terciarju je bila rudna substanca epigenetsko mobilizirana iz paleozoj-skih kamnin v omenjeni dolomit. V enem izmed natan~no preiskanih geokemi~nih prerezov je ugotovljena mobilizacija Pb in Hg za razdaljo 70 metrov, pri Ba pa je ta ve~ja od 100 metrov. Za obstoj Ple{ke baritonosne formacije kakr{no je predstavil Dozet (1999) ni neizpodbitnih dokazov. Abstract In this paper we present the years ago collected unpublished data on the Ple{e ore deposit which we completed also with some recent ones. They all speak against the offered interpretation of the geologic structure (D ozet, 1999), and especially against the Skythian age of this Ba, Pb and Zn deposit. We showed that the two large concordant barite bodies of syngenegtic origin are associated with an exactly determined horizon within the Carboniferous beds, that they were formed almost certainly in relation with the Asturian orogenic phase, and that they occur by chance in the hanging wall contact with the Skythian dolomite along a thrust plane. During Tertiary the epigenetic remobilization brought the ore substance from Paleozoic rocks into the mentioned dolomite. In one of the carefully investigated geoche-mic traverses the remobilization distance for Pb and Hg is 70 meters, and for Ba greater than 100 meters. For the existence of the Ple{e barite-bearing formation as conceived by Dozet (1999) there are no infallible proofs. Uvod Z zanimanjem smo prebrali prispevek o Ple{ki baritonosni formaciji (Dozet, 1999), saj smo se z zapleteno geolo{ko problemati- ko rudi{~a Ple{e tudi sami ukvarjali pred dobrimi 20. leti. [tevilni `e takrat zbrani, a doslej {e neobjavljeni podatki ne govore v prid interpretaciji geolo{ke zgradbe predvsem pa skitski starosti orudenja, ki jo je v 186 Ivan Mlakar 1 Ufl 1 _________I_____ .... I,- 4W W" Sl. 1. Geolo{ka karta obmo~ja rudi{~a Ple{e O problematiki Ba, Pb, Zn rudi{~a Ple{e 187 Fig. 1. Geological map of the Ple{e ore deposit area 188 omenjenem prispevku zagovarjal Dozet. Pri iskanju baritne mineralne surovine tudi drugod v Sloveniji, bi bili prav podatki o starosti orudenja odlo~ilnega pomena za raziskovalni pristop. Zaradi bli`ine in obse`ne ter raznovrstne problematike lahko postane obmo~je rudi{~a Ple{e u~ni poligon {tudentov geologije ljubljanske univerze, torej {e dva razloga ve~, da osvetlimo geolo{ko zgradbo, nastanek in starost tega zanimivega rudi{~a iz vseh zornih kotov. Nekaj zgodovinskih in splo{nih podatkov o rudi{~u O rudarski dejavnosti in proizvodnji so podrobno poro~ali @ebre (1955), ^e{mi-ga (1957, 1959), Fabjan~i~ (l966) in Mo -hori~ (1978, 35, 86, 173), zato bomo opozorili predvsem na zanimive podatke iz neobjavljenih del (S e d l a r et al., 1948; S e -dlar , 1950; Fabjan~i~, 1972) in one iz sklepnega obdobja rudarjenja. Po domnevah Mülnerja (1906) so na obmo~ju rudi{~ Lipoglav in Ple{e kopali rudo `e v `elezni in rimski dobi. O rudarjenju na za~etku 18. stoletja pri~a kovinska plo{~a z letnico 1729, ki so jo na{li po izjavi rudarskega nadzornika Bla`i~a dale~ v podkopu Karolina; mesto smo na grafi~ni dokumentaciji (Mlakar, l981a, sl. 6 in v okviru prispevka – sl. 1, to~ka e) ozna~ili posebej. Plo{~a, ki je prvotno visela s stropa, je danes v Narodnem muzeju Slovenije v Ljubljani. V ve~jem obsegu se je odvijala rudarska dejavnost v obdobju 1857 do l865. Odkopavali so galenitno rudo in pridobili na leto okrog 200 ton svinca. Dve plamenski pe~i so zagnali leta 1856 in sta obratovali do leta l860. Topilnico so postavili pred pod-kopom Karolina. Dela so ustavili zaradi previsokih stro{kov in mo~nega dotoka vode v jamo. Tik po prvi svetovni vojni so pridobivali barit le v letih 1919 in 1920 ter ga vskla-di{~ili, saj takrat v dr`avi ni bilo tovarn, ki bi barit predelovale v litopon. Proizvodnjo so obnovili leta 1932 in prenehali z delom l5. maja 1941. Po osvoboditvi so oktobra 1945 na hribu ^elo z delom nadaljevali, novi revir Vrhovka – kjer so rudarili v vsaj 6. nivojih, pa so odprli {ele leta 1954 in je dve leti kasneje `e dajal polovico proizvodnje bari- Ivan Mlakar ta. Rudnik Ple{e in Litija sta se leta 1952 zdru`ila pod imenom Posavski rudniki. Leta l955 je podjetje z obratoma Ple{e in Sitarjevec dobilo ime Posavski rudniki svinca, cinka in barita. Direktor je postal F. Hvala, glavni in`enir S. @ebre, obratovodja pa J. Pastor. Prvega januarja 1961 se je obrat Litija odcepil, obrat Ple{e pa osamosvojil in preimenoval v Posavski rudniki nekovin Ljubljana. S 1. avgustom 1963 se je rudnik priklju~il k podjetju Mineral v Ljubljani kot samostojna ekonomska enota. Ker je rudnik `e leto prej obratoval na meji rentabilnosti, je delavski svet podjetja sklenil (dokument z dne 24. septembra 1963), naj zaradi iz~rpanja rudnih zalog proizvodnja barita preneha 15. novembra 1963. Po podatkih Fabjan~i~a (1966, 1972) so med leti 1934 do 1945 pridobili okrog 6.000 ton barita, v razdobju 1946 do 1963 pa 90.171 ton barita ter 5.300 ton svin~evega koncentrata. Sklenemo lahko, da so v ru-di{~u Ple{e pridobili skupno okrog 100.000 ton barita ter najve~ 10.000 ton svinca. Na Metalogenetski karti Slovenije (D rovenik M. et al., 1980) so Ple{e uvr{~ene med Pb, Zn rudi{~a ({t. 49), vendar bi glede na velike koli~ine pridobljenega barita lahko govorili o baritnem nahajali{~u z nekaj svinca in cinka. Celotno rudi{~e se imenuje Ple{e. Na severozahodu sta revirja Dule in ^elo ter pod nivojem podkopa ^elo (^e – 346 m; lokalna izmera 320,570 m) takoimenovana Stara jama (SJ). Vzhodno od doline je revir Ple{e,na jugovzhodu pa osamljeni revir Vrhovka (RV, sl. 1). Po podatkih S e d l a r j a (1950) je bilo ru-di{~e `e v 19. stoletju odprto z rovom Karolina (Ka –318 m; stara izmera 292,480 m) usmerjenem proti severu. Na 373,6 metru je podkop dosegel Karlovo polje iz petih horizontov povezanih z vpadniki. Rudi{~e je bilo dostopno tudi po Barbarinem rovu, iz no-vej{ega obdobja pa so rov Ple{e, podkopi Dule ter Spodnji ali Izvozni rov ^elo (^e). Med ja{ki oziroma slepimi ja{ki naj omenimo onega – lomljenega z oznako Johan (globina 160 m) ter ja{ka Peter in Pavel s hriba ^elo. Znotraj Stare jame (SJ) je Glavni vpa-dnik (Gl) povezoval rov ^elo s tretjim obzorjem (kota 293 m), Kri{tofov vpadnik pa ta nivo z najglobjim 6. obzorjem (kota 242 m). Na NW obrobju rudi{~a je bil pomemben O problematiki Ba, Pb, Zn rudi{~a Ple{e Kidri~ev vpadnik (Ki). ^e upo{tevamo {e rove in razkope v revirju Vrhovka, so na tem prostoru rudarili med kotama 242 in 465 metrov, torej v vi{inskem razponu 223 metrov. Podrobnosti o rudarskih delih in dostopno grafi~no dokumentacijo smo pred leti zbrali v obse`nem poro~ilu (Mlakar , 1981a). Opozarjamo, da so na starih kartah vrisane vi{ine rudarskih del po lokalni izmeri. Prave vrednosti – te upo{tevamo v prispevku, so za okrog 25,5 m vi{je. Dotok vode na spodnja obzorja je bil leta 1952 popre~no 120 l/min, leta l886 pa kar 1.000 l/min (Z o rc , l952). Na ple{kem obmo~ju ni bila izdelana nobena raziskovalna vrtina. Orudena jamska obmo~ja danes niso ve~ dostopna. Leta 1980 je bil prehoden le del podkopa Karolina v zgornjetriasnem dolomitu (do 263 m), rov Dule (3) do 25. metra ter podkop na koti 373 m (RV) do 65.metra – oba v jalovem dolomitu. Zato je pomemben prav vsak podatek o razmerah v jami. V Do-zetovem prispevku iz leta 1985 v poglavju Dosedanje geolo{ke raziskave in v seznamu literature tako pogre{amo poro~ilo Z or c a (1952) ter prispevke @ebreta (1955), ^e{mige (1957, l959), Jeremi}a (1959a, b), M ohori~a (1978) zlasti pa kar 854 strani obsegajo~i rokopis Fabjan~i~a (1972) z naslovom Kronika litijskega rudnika ter doslej najobse`nej{e delo o rudi{~u Ple{e (M l ak a r , 1980, 1981a), v katerem je zbranih naj-ve~ konkretnih podatkov pomembnih za vrednotenje starosti in nastanka rudi{~a. V novej{em prispevku (Dozet, 1999) je ta pomanjkljivost odpravljena le delno. Glede razmer v rudi{~u smo torej vezani izklju~no na stare podatke, zato je pogosto citiranje neobjavljenih del neizbe`no. Problematika povezana z litologijo in starostjo kamnin Zgradbo na obmo~ju nekega rudi{~a ne ka`e predstaviti samo z geolo{ko skico, na kateri ni niti podatkov o vpadu plasti (D oz e t , 1985, sl. 1; 1999 sl. 1), nato pa razpravljati o njem. Celo na{a geolo{ka karta iz let 1980 in 1981(a), izdelana po metodi evidentiranja in kartiranja vseh izdankov, s to~no litolo{ko razmejitvijo kamnin (sl. 1), je komaj dovolj dobra za re{evanje zapletene problematike rudi{~a Ple{e. ^e izvzamemo stra- 189 tigrafske stolpce, ni v doslej objavljenih delih niti enega samega geolo{kega prereza ali obzorne karte, ki bi prikazovali razmere v rudi{~u. To pomanjkljivost smo sku{ali popraviti in v prispevek vklju~iti precej grafi~-ne dokumentacije (sl. 2 in 3). Najstarej{e – karbonske kamnine (strati-grafski stolpec na sl. 1) se javljajo na ve~ mestih, vendar so izdanki zelo redki. Lito-lo{ke ~lene smo ponekod lahko izdvojili le po kosih v preperini. Medtem ko najdemo na NE obrobju karte ter pri naselju Ple{e le temno sive skrilave glinavce z vlo`ki meljev-ca, prevladujejo drugod (^elo, Vrhovka) de-belozrnati klastiti. V njih lahko lo~imo ve~ sekvenc iz kremenovega konglomerata, pe{~enjaka in skrilavega glinavca. Na podlagi jamskih geolo{kih kart (Berce, l955; Ciglar, l962) sklepamo, da je tak razvoj skladov prisoten tudi v Stari jami in revirju Vrhovka. Posebno poudarjamo, da na pregledanem obmo~ju in v rudi{~u ni laporjev, kakor tudi ne vlo`kov grebenskega apnenca in apnen~eve bre~e s fosili, (kamnini omenja Dozet, 1999, 63), kar velja tudi za debelo-zrnate konglomerate z apnen~evimi prodniki (Cb3). Nekaj osnovnih podatkov o petrografski sestavi karbonskih kamnin je nanizal D oz e t (1966, 1985, 1999, 45), v okviru na{ega poro~ila (Mlakar , l980) pa je Orehkova (1980) natan~no preiskala kremenov konglomerat (vzorec Pl-1/80) z odvala na Vrhovki ter kremenov pe{~enjak (Pl-2/80, 3/80) z ja-lovi{~ prav od tam in s hriba ^elo (sl. 1). Po teh podatkih vsebujejo pe{~enjaki 75 do 82% kremena ter 18 do 20% drobcev kamnin, zato jih je Orehkova opredelila kot liti~no kremenovi pe{~enjaki (sublitareniti). Razpolagamo {e z rezultati zelo natan~ne petro-grafske preiskave dveh vzorcev slabo sorti-ranega, drobnozrnatega liti~no kremenovega pe{~enjaka (Ple-3/8 in 4/150) z izdanka ob cesti v vas Ple{e (sl. 1 in 4, profil P2) ter rentgensko preiskavo meljevca (Ple-3/20) prav od tam. V slednjem vzorcu je Skaber-n e (1982) ugotovil okrog 50% kremena, 10% glinencev (albita) ter 40% muskovita. V vzorcu prisotni illit spada v diagenetsko ob-mo~je. Tri vzorce skrilavega glinavca, od katerih je prvi (Pl-20/80) iz glavnega odvala (sl. 1, to~ka g), dva pa z obmo~ja Pav{ar (Pl-21 in 22/80) je preiskal Jelen (1980), vendar so bili brez palinolo{ke vsebine. Prva dva vzor- 190 Ivan Mlakar Sl. 2. Obmo~je rudi{~a Ple{e, pre~ni geolo{ki prerezi in vzdol‘ni geolo{ki profil Fig. 2. Ple{e ore deposit area, geological cross-sections and longitudinal geological section O problematiki Ba, Pb, Zn rudi{~a Ple{e ca sta bila bogata z drobci morfogenega li-gnohumita in revna z amorfogenim lignohu-mitom, v tretjem pa je bila slika obratna. Raziskovalec je {e dodal, da je metamorfoza organske snovi na stopnji metageneze. Naslednje leto je Jelen preiskal {e 5 vzorcev skrilavega glinavca (P{-5 in 11/81, profil P2 ob cesti v vas Ple{e ter vzorci P{-33 do 35/81 – sklenjeni profil na severnem obrobju karte). Tudi ti vzorci so bili jalovi; gre za lignohuminski organski facies z znaki atmosferske oksidacije (Jelen, 1981). Ker so bili slabo ohranjeni tudi rastlinski ostanki v okviru izdanka ob cesti v vas Ple{e (Skaberne, 1982), nimamo dokazov niti za karbonsko niti za spodnjepermsko starost obravnavanih kamnin. Z upo{tevanjem novej{ih podatkov z litijskega prostora (M l a k ar , 1985/86, l993) in zahodne Slovenije (Mlakar, 2003) ugotavljamo, da ima vsaj 150 metrov debela skladovnica na hribu ^elo, v Stari jami in na Vrhovki vse zna~ilno-sti zgornje polovice superpozicijske podenote Cb2 in je torej karbonske starosti, najmanj 100 metrov debele plasti skrilavega glinavca na NE obrobju karte in pri vasi Ple{e pa ustrezajo superpozicijski enoti Cc, za katero dopu{~amo spodnjepermsko starost (strati-grafski stolpec na 1. sliki). V nadaljevanju govorimo le o karbonskih skladih. O grödenskih kamninah je prvi pisal Grad (l962), vendar raziskovalci tudi kasneje litolo{kih razli~kov na kartah niso izdvajali, so jih pa opisovali (Dozet, 1985, 33, 34; 1999, 45). Med skrilavimi glinavci z na{o oznako Cc in kamninami Grödenske formacije ni pomembne sedimentacijske vrzeli, s kotno-ero-zijsko diskordanco pa ra~unamo samo ponekod (npr. severno od Pav{arja), kar govori za spodnjepermsko starost kamnin v neposredni podlagi omenjene formacije (Mlakar , 2003); to je na {ir{em prostoru vztrajno zagovarjal Ramov{ (l965, 1966, 1968). Na{a raz~lenitev srednjepermskih skladov (Mlakar, 1981b; 2000, 34 do 38; 2003) velja tudi za ple{ko obmo~je. Brebovni{ke-mu ~lenu (Br) ustrezajo okrog 80 metrov debeli skladi sivo zelenega liti~nega pe{~enja-ka in konglomerati~nega pe{~enjaka z vlo`kom rde~ega muljevca na severovho-dnem obrobju karte. Rde~i glinavci in mu-ljevci v debelini najve~ 75 metrov so ekvivalent Hobov{kega (Ho), do 80 metrov debele plasti rde~ega pe{~enjaka pa Zal{kega ~lena 191 (Za) Grödenske formacije. Pisanega konglomerata Koprivni{kega ~lena (Ko) tod ne poznamo in najbr` ni bil odlo`en. [kofje{kemu ~lenu ([k) ustrezajo rumenkasto sivi kreme-novi pe{~enjaki na Vrhovki, drobni raznobarvni klastiti Dobra~evskega ~lena (Do) pa se niso ohranili. Manj kot 240 metrov debeli skladi Grö-denske formacije so se odlagali na obrobju srednjepermskega sedimentacijskega bazena, torej v bli`ini paleoantiforme, kjer `e pri~akujemo kondenzirane profile srednje-permskih kamnin. Zato ne presene~a, da tod nalegajo na paleorelief tudi razli~ni – mlaj{i ~leni Grödenske formacije (najbli`je poznamo take razmere v zahodni Sloveniji in sicer na obmo~ju Petkovca in Ro`nika pri Ljubljani – Mlakar , 2003). Na severozahodnem delu karte so v taki legi kamnine Hobov{ke-ga in Zal{kega ~lena. Pe{~enjak z Vrhovke ([k) obravnavamo kot notranjo tektonsko krpo (sl. 1 in 2). Rumenkasto siv kremenov pe{~enjak od tam vsebuje kar 85% kremena, rde~ meljevec (Za) iz Antonkovega dola pa le 48 % kremena (Orehkova, 1980, vzorca Pl-4 in 5/80). Dozet (1985, 33; 1999, 45) je menil, da je razli~na debelina grödenskih kamnin na posameznih lokacijah posledica dolgo trajajo-~e erozije v zgornjem permu, zato srednje-permske plasti tu in tam manjkajo in so se spodnjetriasni sedimenti odlo`ili neposredno na permokarbonske. Prav v rekonstrukciji dogajanj v obdobju med paleozoikom in tri-asom je del re{itve problema starosti in nastanka baritnega orudenja, zato si oglejmo problematiko podrobneje. Zgornjepermskih kamnin na pregledanem obmo~ju nih~e ne omenja, menimo pa, da so se odlagale na celotnem prostoru Posavskih gub. Predvidevamo dolomitni razvoj (v debelini najve~ nekaj 10 metrov) kakr{nega poznamo v komaj 20 km oddaljenih prerezih v zahodni Sloveniji. Tam le`e spodnjeskit-ske kamnine na zgornjepermskih konkor-dantno in brez sedimentacijske vrzeli (Mlak a r , 2003). Podobne razmere smo na{li 14 km vzhodno od Ple{ v grapah pod vasjo Poljane (Mlakar , 1985/86, 170) in na rade{k-em obmo~ju (Mlakar , 2001). O kakr{nikoli erozijski fazi ne moremo govoriti in s takimi okoli{~inami ra~unamo tudi na vmesnem – ple{kem obmo~ju. Opozorimo naj {e na ugotovitev, da na celotnem prostoru lista Ribnica o orogenetskih premikih v skitskem ob- Sl. 3b. Fig. 3b. Sl. 3a. Rudi{~e Ple{e, geolo{ke razmere v revirju Dule. Prirejeno po podatkih Berceta (1955) Fig. 3a. Ple{e ore deposit; geological circumstances in Dule district. Modified after Berce (1955) Rudi{~e Ple{e, geolo{ke razmere v revirju Vrhovka. Prirejeno po podatkih Berceta (1955) in C i g l a r j a (1962) Ple{e ore deposit, geological circumstances in Vrhovka district. Modified after Berce (1955) and C i g l a r (1962) O problematiki Ba, Pb, Zn rudi{~a Ple{e 193 dobju ni sledu (Buser, 1974, 48). Spremenljivo debelino skitskih skladov je Buser obrazlo`il z neenakimi epirogenetskimi premikanji razli~nih delov sedimentacijskega bazena. Kot ka`e geolo{ka karta (sl. 1) se z raz-li~nimi paleozojskimi skladi stikajo prav razli~ne skitske kamnine, ponekod celo pod pravim kotom. Plasti »zgornje strukturne eta`e» torej niso vzporedne s kontaktom pa-leozojskih in mezozojskih kamnin, bazalni horizont (npr. konglomerat, pe{~enjak, bre-~a itd.) pa ni prisoten. Zato trdimo, da stik med karbonskimi oziroma permskimi kamninami ter skitskimi skladi tod ni tekton-sko-erozijska diskordanca kot sta menila Buser (1965, 1969, l974) in Dozet (1966, 1985, 1999) temve~ narivna ploskev terciarne starosti. Te splo{ne podatke bomo podkrepili kasneje {e s podrobnostmi – tudi iz rudi{~a. Na preiskanem obmo~ju ni dolgih sklenjenih profilov skitskih plasti, izdanki so redkost in se javljajo v tektonsko omejenih blokih z razli~no orientacijo skladov; ti se bo~no izklinjajo. Glede na velikost in prostorsko razporeditev izdankov (sl. 1), nismo upali izdelati tako natan~en stratigrafski stolpec kakr{nega je predstavil Dozet (1999, sl. 3), je pa v njem zajel vse litolo{ke razli~ke, ki jih najdemo na tem prostoru in jih podrobno opisal. O najstarej{em spodnjeskitskem litostra-tigrafskem horizontu lahko samo ugibamo. Najbr` je to dolomit s stilolitsko strukturo, kot v najbli`jih prerezih v W Sloveniji (Mlak a r , 2003). Skitsko skladovnico lahko raz~lenimo v tri superpozicijske enote (stratigrafski stol-pi~ na 1. sliki). Spodnja je iz rumenkasto sivega do rumenkasto rjavega, v~asih rahlo rde~kastega, zrnatega plo{~astega dolomita z ve~jo ali manj{o primesjo terigenih mineralov (kremen, sljuda). Tu so {e le~e ali plasti rumenkasto rjavega sljudnatega meljev-ca in pe{~enjaka (Pir~ev hrib). Pe{~en dolomit z nekaj desetink mm velikimi teri-genimi zrni kremena z Vrhovke je preiskala Orehkova (1980, vzorec Pl-6/80), poznodi-agenetski dolomit (Pl-10/80) pa je s hriba ^elo. Sem spada {e nekaj vzorcev (Ple-5, 10, 50, 100, 250, 320 in 400), ki jih je preu~il Skaberne (1982) in so iz natan~no preiskanega profila P2 ob cesti v vas Ple{e (sl. 1 in 4). Na vsaj 120 metrov debeli skladovnici le-`i pisano zaporedje kamnin iz enega ali dveh nivojev rde~kastega, ponekod zelenkastega bolj ali manj kalcitnega ter sljudnatega gli-navca in meljevca. Tu in tam so nekaj metrov debele le~e sivega, rde~ega ali ro`nate-ga dolomita (ponekod apnenca) z oolitno strukturo ali brez nje. Od 20 do 40 metrov debeli skladi se javljajo kot dolgi pasovi. Orehkova (1980) je kamnine opredelila kot meljevec, oosparitni dolomit, oolitni apnenec – biokalkarenit ter rde~kasti dolosparit (sl. 1, vzorci Pl-7, 8, 9 in 11/80). Glede na litofacies in fosilni inventar (B u s e r , 1965, 37; 1974, 19; Dozet, 1985, 34; 1999, 64) so doslej opisane kamnine brez dvoma spod-njeskitske starosti. V krovnini tega zaporedja skladov (npr. obmo~je Strmec, Rep{e) najdemo podobne kamnine kot v njih talnini in dose`ejo debelino vsaj 100 metrov. To je siv dolomit in rumeno siv meljevec z malo sljude. Z upo{te-vanjem podatkov, ki so jih zbrali Buser (1965, 1969, 1974), Dozet (1966, 1985, 1999) in Mlakar (1993) o razvoju spodnjetriasnih skladov tod in v sose{~ini, so to skoraj gotovo zgornjeskitske plasti. Za tako starostno opredelitev nimamo paleontolo{kih dokazov, saj se na pregledanem ozemlju v krovnini niso ohranili temno sivi laporni apnenci in apnenci z zna~ilno campilsko mikro in ma-krofavno. Celotna debelina skitskih plasti zna{a vsaj 260 metrov. Dozet (1999) omenja najve~jo debelino 250 metrov, na 3. sliki pa je pokazal stolpec le z 137,5 metri sedimentnih kamnin. Podatke o sestavi litolo{kih razli~kov, ki jih je nanizal ta raziskovalec tudi v starej{ih dveh prispevkih lahko z nekaj izjemami privzamemo brez pridr`ka. Sporna je le oznaka bazalni dolomit, starost intraforma-cijskega konglomerata ter v okviru na{e karte prisotnost apnenca in laporja iz vrhnega dela Ple{ke formacije. Na desnem bregu grape – vzhodno od velikega kopa zdrobljenega dolomita (Kamnolom [kofljica – podjetje Mineral iz Ljubljane) je v vi{ini 360 metrov sredi dolomitnega obmo~ja velik, osamljen izdanek konglomerata in se javlja kot ~er. Vsaj 3 metre debela »plast« je iz do 7 cm velikih, slabo zaobljenih prodnikov belega, rumenkastega in ro`nate-ga dolomita; vezivo je rde~kasto – pe{~eno. Vzorec Pl-13/80 (sl. 1) je Orehkova (1980) 194 preiskala sedimentolo{ko, vendar v prodnikih ni bilo dolo~ljivih fosilov temve~ le preseki neskeletnih alg. Kamnino smo takrat ozna~ili kot intraformacijski konglomerat in ji pripisali spodnjeskitsko starost. Podatek je povzel Dozet (1999, 49), vendar o pravilnosti na{e starostne opredelitve danes nismo prepri~ani. Posebno poudarjamo, da smo konglomerat na{li samo na tem mestu in sicer znotraj zelo pogreznjenega bloka (sl. 1 – obmo~je Drnovka), zato dopu{~amo mo`-nost, da gre za mlaj{o – anizi~no, ladinijsko ali celo karnijsko kamnino. Spodnjeladinij-ski in karnijski dolomitni konglomerat se namre~ javljata v sose{~ini kar na nekaj mestih (Buser 1974, 21, 22). Po mnenju B u -s e r ja (ustno sporo~ilo) je to brez dvoma konglomerat anizi~ne starosti v podobni legi kot na planoti Vojsko nad Idrijo, kjer sta ga podrobno preu~ila ^ a r in ^ade` (1977). Za prisotnost ladinijskih kamnin na ple{kem obmo~ju morda govori tudi najdba z Vrhovke. Okrog 25 metrov SES od vrha vzpetine sta dva izdanka rde~kaste kreme-nove kamnine oddaljena med seboj 5 metrov s povr{ino po 1m2 in debelino vsaj 0,5 metra. V okolici je zgornjetriasni dolomit. Mikroskopska preiskava vzorca Pl-15/80 je potrdila, da je kamnina ro`enec z impregnacijami Fe oksidov. Orehkova (1980) je {e opozorila na okroglaste oblike, ki spominjajo na rekristalizirane radiolarije. V kamninah ilirske podstopnje ter ladinijskih skladih so ro`enci pogostni, najdemo pa jih tudi v dolomitu kot ekvivalentu ba{kega dolomita na listu Celje (Buser , 1979, 27). Za nastanek ro`enca, obstoji {e ena razlaga, ki jo bomo spoznali kasneje. Skratka, prisotnost dolomitnega konglomerata in ro`enca sta dva izmed nere{enih problemov na preiskanem prostoru. V prispevku obravnavamo do-lomitni konglomerat kot kamnino anizi~ne starosti. Medtem ko je Berce (1955) ve~ji del karbonatnih kamnin na ple{kem obmo~ju uvr{~al v srednji trias, je Dozet (1966, 1985, 1999, 45) glede na litofacies uvrstil v anizi~-no stopnjo le siv do temno siv dolomit zahodno od Pav{arja ter nekaj manj{i izdanek pri Ple{ah. Tudi podrobnej{e podatke, ki jih je nanizal raziskovalec privzemamo brez pri-dr`ka. Dodamo naj le, da je bil na{ vzorec Pl-12/80 iz sivega mikrosparitnega dolomita severno od hriba ^elo brez fosilnih ostankov. Ivan Mlakar Tod `e dolgo znani cordevolski dolomit (Grad , 1962) je edina kamnina karnijske starosti na obravnavanem prostoru. To je svetlo siv, luknji~av, zrnat in neplastnat po-znodiagenetski dolomit z algami Diplopora annulata. Kamnina se javlja na ve~ji povr{ini zahodno od Pav{arja in smo jo preiskali z vzorcem Pl-16/80. Ob cesti v vas Ple{e je stik med anizi~nim in cordevolskim dolomitom lepo razgaljen ter je erozijsko-diskordant-nega zna~aja (sl. 1, to~ka f). O takih odnosih sta iz sose{~ine poro~ala Buser (1974) in D o z e t (1985, 1999). Omenjeni kontakt ima stratimetrijske elemente 300/35°, na stiku pa je okrog 30 cm rde~e – rjave gline. Tudi starej{e podatke o zgornjetriasnem dolomitu (Sedlar et al. 1948; Berce, 1955; Grad , 1962; Dozet, 1966, 1985) privzemamo brez pridr`kov. Opozorimo naj le na naj-ve~ meter debele vlo`ke stromatolitnega dolomita ter nekaj cm do ve~ dm debele plasti sinsedimentne bre~e iz kosov svetlega in skoraj ~rnega mikritnega dolomita med sivim in svetlo sivim mikritnim do mikrosparitnim debelo plastnatim dolomitom (loferski sedi-mentacijski cikli). To so podatki iz glavnega kopa zdrobljenega dolomita (peskokopa), ki so ga po letu 1981 precej raz{irili (sl. 1). Barjanske usedline se`ejo pri omenjenem peskokopu vsaj do Babnika, na zahodnem obrobju karte pa do naselja Dole. Poto~ne naplavine najdemo vzdol` Brezni{kega potoka ter Antonkovega dola. Obmo~ja s po-bo~nim gru{~em so komaj omembe vredna. Opozarjamo na debelo preperino z vzpetin ^elo in Vrhovka, kar ote`ko~a interpretacijo geolo{ke zgradbe prav tam, kjer bi to~ne podatke najbolj potrebovali. Tektonska problematika V okviru prispevka se bomo omejili predvsem na tektonske probleme prisotne v obmo~ju na{e karte (sl. 1). O zapletenih razmerah na {ir{em prostoru dajejo podatke Buser (1965, 1969, 1974), Premru (1974, 1976, 1980), Mlakar (1985/86) in Placer (1998a, b). Podlaga rudonosnim kamninam je zgor-njetriasni dolomit, najmlaj{i ~len v skladovnici, ki po podatkih Osnovne geolo{ke karte lista Ribnica (Buser, 1969) vpada proti SW in pri~enja pri Lipoglavu s skitskimi plastmi. Dolomit je lepo razgaljen v glavnem pe- O problematiki Ba, Pb, Zn rudi{~a Ple{e 195 Sl. 4. Podrobno preiskani prerez P2 ob cesti v vas Ple{e Fig. 4. In detail investigated section P2 by the roadside to village Ple{e skokopu – ju`no od opu{~enih rudni{kih predelovalnih naprav (oznaka S) z vpadom proti jugu ter v do 263. metra prehodnem pod-kopu Karolina (Ka, sl. 1). Nariv paleozojskih skladov na zgornjetri-asni dolomit priznavajo vsi dosedanji raziskovalci ple{kega obmo~ja razen @ebreta (1955, 241). To je po{evni rez, saj nalegajo na glavni dolomit prav razli~ne karbonske kamnine. Buser (1974, 36) in Dozet (1985, 43) sta pisala o polo`nem vpadu narivne ploskve (12° do 20°). Zaradi njene upognje-nosti so ponekod lahko te vrednosti ve~je. Ob cesti 250 metrov NW od vasi Rep~e vpada narivna ploskev pod kotom 35° proti zahodu, v podkopu Karolina (na 263 metru) pa so stratimetrijski elementi narivnice 330/ 40°. Z upo{tevanjem najglobjih rovov v ru-di{~u Ple{e (6. obz. – kota 242m) in razmer na zahodnem robu karte moramo tam ra~u-nati z vpadnim kotom vsaj 25° (sl. 2, prerez 8). Na stiku je zgornjetriasni dolomit povsod zelo zdrobljen oziroma milonitiziran, karbonske kamnine pa zaglinjene. Narivni stik so ponekod preoblikovali neotektonski prelomi, vendar dejstva o sin-klinalno upognjeni narivni ploskvi {e vedno ne moremo spregledati. Izstopata dve strukturni depresiji pre~noalpske smeri, zato se-`ejo narinjeni – starej{i skladi na hribu ^elo in zlasti v osrednjem delu karte kot apofizi oziroma tektonski polkrpi dale~ proti jugu, kar izstopa `e na Osnovni geolo{ki karti lista Ribnica (Buser, 1969). Tudi narivna enota iz karbonskih in na njih diskordantno odlo`enih kamnin Grö-denske formacije je zgoraj omejena s po{ev-nim rezom. To je 100 do 150 metrov debela plo{~a, ki se je v taki debelini ohranila v revirju Stara jama (SJ, sl. 1; sl. 2 prerezi 1 do 3) ter na NE obrobju karte. Drugod (Vrhov-ka, Rep~e) se paleozojske kamnine zelo stanj{ajo, marsikje (N od vasi Dole, Anton-kov dol) pa celo izklinjajo. 196 Ivan Mlakar Glede na podatke Osnovne geolo{ke karte lista Ribnica (Buser, 1969, 1974) zna{a debelina skladovnice od karbonskih do no-ri{kih kamnin 800 do 2035 metrov. Pri vpadnem kotu narivne ploskve za 15° proti proti severu, bi zna{ala v prvem primeru naj-manj{a dol`ina narivanja 3 km, v drugem pa 8 km. Orudene karbonske plasti pri Ple{ah smo pred leti obravnavali kot najstarej{e kamnine v okviru 2. dela Dolskega nariva (Mlak a r , 1985/86, 163, 177). Paleozojski skladi le`e na zgornjetriasnih plasteh tudi na ob-mo~ju Debelega hriba in Poljan pri Sti~ni, torej 5 oziroma 13 km vzhodno od Ple{. Tam gre za erozijske ostanke omenjene narivne enote (Mlakar , 1985/86, 170, 171). Tako obse`en nariv ni lokalna deformacija kot jo je ozna~il Placer (1998a, 216), ampak moramo najti drugo re{itev. Placer (1998b) je postavil hipotezo, da pripadajo karbonski skladi na @irovskem in [kofjelo{ko-Polhograjskem ozemlju ter oni na o`jem obmo~u Posavskih gub k razli~ni-ma strukturnima enotama. ^e je temu res tako, so narinjene paleozojske kamnine na Molniku, pri Ple{ah in vzhodno od tam – torej najstarej{e plasti v okviru drugega dela Dolskega nariva, lahko samo ekvivalent enako starih kamnin znotraj Trnovskega pokrova v zahodni Sloveniji. Klju~ za re{itev tega problema je med drugim v {e bolj{em poznavanju razvoja paleozojskih skladov na obeh obmo~jih. Na karbonskih in srednjepermskih kamninah le`i na ple{kem obmo~ju do 180 metrov debela plo{~a iz skitskih skladov. O genetskem zna~aju stika so – kot smo `e poudarili, mnenja deljena. Po ugotovitvah Berceta (1955), Grada (1962), Ciglar ja (1962) in Mlakarja (1980, 1981a) je kontakt narivnega zna~aja, Dozet (l966, 1985, 1999) in Buser (1969, 1974) pa sta menila, da so se skitske plasti odlagale tod transgre-sivno na paleozojske sklade. Pravilen odgovor je zelo pomemben za re{itev genetske in starostne problematike rudi{~a Ple{e, zato bomo `e navedene splo{ne podatke o nariv-nem zna~aju stika dopolnili s podrobnostmi. Kontakt med karbonskimi kamninami in skitskim dolomitom na hribu ^elo sicer ni nikjer razgaljen, vendar smo ga lahko dolo-~ili na podlagi izdankov dolomita in prepe-rinske sestave. Glede na odnose med potekom kontakta in morfologijo terena zna{ajo stratimetrijski elementi stika 55/21°. Toda na vzhodnih obronkih hriba ^elo vpada spodnjeskitski dolomit polo`no proti zahodu (270/10°, sl. 1 – 45m SWS od to~ke a). Pod topim kotom nalega na problemati~ni kontakt tudi horizont iz rde~ega muljevca spodnjeskitske starosti. Opozarjamo na zelo pomemben podatek. Pirc (1946) je zapisal, da je krovnina baritni le~i tod rde~kasta skrilava glina nevarna za zru{ke. Iz zapisnika z dne 2. maja 1946 pa izvemo, da je rjavo rde~a skrilava glina debela okrog 30 metrov. Menimo, da gre za zme~kanino rde~ega spodnjeskitskega muljevca (sl. 2, prerez 2), zelo malo verjetno pa za zgnetene podobne kamnine Hobov{kega ~lena (Ho) Grödenske formacije (notranja tektonska krpa ali od-stru`ek). Zahodno od tam nalega na narivno ploskev celo zgornjeskitski dolomit. Rde~ spodnjeskitski meljevec se pod topim kotom stika s karbonskimi skladi tudi na Vrhovki. Geolo{ke razmere na izdanku ob cesti v vas Ple{e (geokemi~ni profil P2) Geological circumstances by the roadside to village Ple{e (geochemical section P2) O problematiki Ba, Pb, Zn rudi{~a Ple{e Kontakt med karbonskimi kamninami in spodnjeskitskim dolomitom je lepo razgaljen samo v bre`ini ob cesti v vas Ple{e (sl. 1 in 4, profil P2) in smo ga skupaj s sodelavci pred leti preu~ili zelo podrobno (Mlakar , 1981a). Karbonske plasti v normalni legi iz 7 sekvenc drobnih klastitov (c, d, e) vpadajo srednje strmo proti NW (310° – 320/55° V zgornjih 20 cm je karbonski skrilavi glinavec zelo zdrobljen. Sledi 40 cm {iroka cona (b) rumenkasto rjave zme~kanine iz spodnjeskit-skega dolomita ter karbonskega pe{~enjaka. Kot ka`e fotografski posnetek je v talnini in krovnini ta cona ostro omejena, pri ~emer se gibljejo stratimetrijski elementi od 0/65° do 15/75°. V zme~kanini med alpsko usmerjenima prelomoma so kosi rude (barit, galenit), k ~emur se bomo {e povrnili. Spodnjeskitski dolomit v krovnini (a) je na videz nepretrt, vendar ima po podatkih Skaberneta bre~asto strukturo (vzorec Ple-50). V baritno-dolomitni tektonski bre-~i, nastali po odlo`itvi barita v dolomitu, so zrna barita in dolomita razli~no orientirana ter slabo sortirana. To je tektonit (Skaber-n e , 1982, 36) in ne sedimentno-baritna bre-~a. Z oddaljevanjem od kontakta je okreme-njen – ponekod vzporedno laminiran dolosparit, po ugotovitvah tega raziskovalca, vse manj pretrt. Proti NW imajo dolo-mitni skladi tudi ~edalje polo`nej{o lego (10/ 45° do 0/15°). Geolo{ke razmere na lokalnosti, ki je veljala kot klasi~en primer, kjer skitske plasti nalegajo transgresivno na karbonske sklade (Buser, 1974; Dozet, 1966, 1985) so torej druga~ne in jih ne moremo uporabiti kot dokaz za tako trditev, vendar ne tudi proti njej. ^e izvzamemo podatek iz revirja Vr-hovka, da je skitski dolomit vzdol` polo`ne-ga stika s karbonskim glinavcem mo~no zdrobljen (Ciglar, 1962), kar pa seveda ni mogo~e preveriti, na ple{kem obmo~ju danes ne najdemo neposrednih dokazov niti za narivni in {e manj za erozijsko-diskordantni zna~aj obravnavanega stika. Izostanek bazalnega horizonta (konglomerat, pe{~enjak, bre~a itd.), pretrtost kamnin vzdol` kontakta in dejstvo, da plasti zgornje strukturne eta`e v ve~ini primerov niso niti subparalelne s ploskvijo domnevne tektonsko-erozijske diskordance, govori za tektonski zna~aj tega stika. Potek kontakta strogo zavisi od morfologije terena, zato trdimo, da gre za polo`no narivno ploskev, 197 kasneje upognjeno in ponekod v neotekton-skem obdobju {e deformirano s prelomi. Na stik narivnega zna~aja med karbonskimi oziroma srednjepermskimi kamninami ter spodnjeskitskim dolomitom smo naleteli tudi na obmo~ju nekaterih drugih dobro preu~enih slovenskih rudi{~ kot npr. Idrija, Zagorica, Marija reka, Zlatenek (Mlakar, 1967, 1985/86, 1993). Podatki ne presene~ajo, saj je stik med paleozojskimi drobnimi klastiti ter prvim debelej{im horizontom triasnih kompetentnih kamnin v njih krovnini dobra litolo{ka predispozicija za nastanek narivnih ploskev. Pri debelini permskih plasti okrog 250 metrov in polo`ni narivni ploskvi lahko privedemo spodnje-skitski dolomit na karbonske sklade pri Ple{ah z dol`ino narivanja manj{o od 1 km. Zgornja narivna enota je iz anizi~nega in na njem erozijsko-diskordantno odlo`enega cordevolskega dolomita. Tektonska shema (sl. 1) lepo ka`e medsebojne odnose narivnih enot. Narivno zgradbo so razsekali neotekton-ski prelomi vseh {tirih sistemov (sl. 1). Naj-starej{i so alpsko usmerjeni prelomi, vpada-jo strmo proti severu, ob njih pa so se grezala severna krila. Sem spadata `e omenjena preloma ob cesti v vas Ple{e ter prelom na ob-mo~ju med Vrhovko in tem naseljem. Med starej{e uvr{~amo tudi snop mo~nih, subvertikalnih pre~noalpskih prelomov, ki so bili kasneje ponekod reaktivirani. Taka sta Rep{ki prelom 1 in 2 na vzhodnem obrobju karte poimenovana po vasi Rep~e (Mlak a r , 1981a). Na ve~ini odsekov se je grezalo zahodno prelomno krilo za 50 do 70 metrov. Kova~eva tektonska krpa (KTK) je nastala zaradi grezanja vzhodnega bloka ob drugem Rep{kem prelomu. Subparalelno in dober km zahodneje poteka [marski prelom (poimenovali smo ga po ve~jem naselju [marje izven obmo~ja karte) z mo~nim grezanjam vzhodnega krila. Skupini subparalelnih konjugiranih zmi~-nih prelomov sta praviloma mlaj{i, pri ~emer so dinarsko usmerjeni prelomi desnozmi~ni, pre~nodinarski pa prete`no levozmi~ni. Med prve spadajo Pav{arjev in Ple{ki prelom, med zadnje pa Lampi~ev ter prvi in drugi Vr-hov{ki prelom. Ob dinarskih prelomih so se grezala NE in SW krila za 10 do 80 metrov, pri horizontalni komponenti 50 do 100 metrov, ob pre~nodinarskih prelomih pa je gre-zanje NW prelomnih kril navadno 20 do 70 198 metrov, z horizontalno komponento istega velikostnega reda (po{evni zmiki). Med [marskim in prvim Rep{kim prelomom se je izoblikoval izrazit – okrog 1250 metrov {irok pre~noalpsko usmerjeni »[mar-ski tektonski jarek«, znotraj tega pa Lampi-~ev in prvi Vrhov{ki prelom (v rovu na koti 373m usmerjenem proti vzhodu se ta javlja na 60. metru in ima elemente 300/75°) omejujeta okrog 275 metrov {irok pre~nodinar-sko usmerjeni »tektonski jarek Drnovka«. S tem je bila prekinjena povezava paleozoj-skih plasti s hriba ^elo in Vrhovke. Kot ka`e sl. 1 in prerez 8 (sl. 2), so se zato tam ohranili anizi~ni dolomit in pod njim spodnjeskitski skladi, {e globje – kot predvidevamo, pa tudi rudonosne karbonske plasti. Struktura Vrhovke ni antiklinalna guba kot je zapisal Dozet (1985, 43), temve~ del stopni~aste zgradbe omejene s pre~nodinar-skima prelomoma, znotraj katere so se ohranile tri manj{e tektonske krpe iz skitskih kamnin (sl. 1, sl. 2 prerez 8). [tevilne podrobnosti o neotektonskih deformacijah smo nanizali v letnem poro~ilu o raziskavah (Mlakar , 1981a). Geolo{ka zgradba rudi{~a Po podatkih Berce tovih jamskih ge-olo{kih kart iz leta 1955 lahko v grobem rekonstruiramo geolo{ko zgradbo v revirjih Dule, ^elo in Stara jama (SJ), z informacijami ki sta jih zbrala Berce (1955) in Ciglar (1962) pa one v revirju Vrhovka (RV). O razmerah v revirju Ple{e na vmesnem obmo~ju (sl. 1, sl. 2 – pr. 4, to~ka d) vemo le to, da so brez uspeha sledili stiku karbonskega skrilavca in triasnega dolomita (Sedlar et al., 1948; Sedlar, 1950). V talnini rudonosne strukture revirjev Dule, ^elo in Stara jama (ST), ki so z ge-olo{kega vidika nerazdru`ljiva celota, je zgornjetriasni dolomit. Podkop Karolina (Ka – kota 318m), usmerjen proti severu, je potekal v dolomitu vse do 263. metra (sl. 1, to~ka a). Stik s karbonskim glinavcem je narivne-ga zna~aja (330/40°). V kompaktnem dolomitu brez tankih vlo`kov glinavca in s sub-horizontalno lego nismo opazili niti enega mo~nej{ega preloma. Subvertikalni prelomi slab{e intenzitete imajo alpsko smer. Tudi v do 25. metra prehodnem rovu nad vasjo Dole (kota 342m) je v takem dolomitu nekaj Ivan Mlakar {ibkih prelomov z elementi 170/80° do 170/ 89°. Z rovi na najni`jem 6. obzorju (kota 242m) {e niso zadeli na glavni dolomit. Po podatkih Berceta (1955, 8), o vgubanem srednje-triasnem dolomitu na dnu Kri{tofovega vpa-dnika (Kr) pa sklepamo, da je narivni stik `e nekje v bli`ini (sl. 2, prereza 2 in 3). Rudonosni karbonski skladi so vsaj iz dveh makro sekvenc z debelozrnatimi kla-stiti v spodnjem in drobnimi v zgornjem delu. Plasti so povsod v pravilni legi. Kot ka`e geolo{ka karta (sl. 1) in prerezi (sl. 2, profili 1 do 3) o pe{~enjakih spodnje sekvence iz rudi{~a ni podatkov, kar pa ne velja za skrilave glinavce debele 40 do 50 metrov. Pe{~enjaki druge sekvence so debeli do 80 metrov, vendar je stik s skrilavim glinavcem v talnini na jamskih kartah ozna~en kot tektonski, ponekod celo s podatkom o njegovem polo`nem vpadu (25° do 45°). Menimo, da gre za mo~no narivno ploskev znotraj karbonskih skladov z vpadom proti NW. Taka razlaga obenem pojasnjuje, zakaj v rudi{~u skoraj ni konglomeratnega ~lena, ki je prisoten na hribu ^elo. Kremenov konglomerat je na{el Berce (1955) le na nivoju Karolina. Karbonske plasti so rahlo upognjene in vpadajo prete`no pod kotom 20 do 30° proti severu ali NEN. Rudi{~e ne seka noben pomemben neotektonski prelom. Dodamo naj {e, da {ibkej{ih prelomov vseh {tirih sistemov z B e r c e tovih jamskih kart nismo mogli povezovati med seboj. Kot ka`ejo geolo{ki prerezi (sl. 2, profili 1 do 3 in 8) dose`ejo rudonosni karbonski skladi debelino do 150 metrov in se proti zahodu izklinjajo. Stik med karbonskimi klastiti in skitskim dolomitom je prostorsko opredelil Berce (1955) v revirju Dule in ga povsod obravnaval kot narivno ploskev (sl. 3a). Na stiku so ponekod karbonski skrilavi glinavci, drugod pe{~enjaki in nalegajo na narivno ploskev celo pod topim kotom (npr. v Rovu 6, sl. 3a). Opozarjamo na podatek, kako se stikata karbonski pe{~enjak in zgornjeskitski dolomit v to~ki t (sl. 3a in prerez {t. 1 na 2. sliki). S profilov {e razberemo, da je narivni stik tu in tam sinklinalno, drugod pa antiklinalno upognjen, generalno pa vpada proti NE (35/ 15°). V revirju Vrhovka je bil do 60. metra prehoden le podkop na koti 373 metrov in sicer O problematiki Ba, Pb, Zn rudi{~a Ple{e 199 v sivem, drobljivem, plo{~astem dolomitu z elementi 300/10°. Tektonska polkrpa iz karbonskih skladov je na NW omejena z nariv-no ploskvijo v vi{ini okrog 425 metrov , z zahoda in SE pa z neotektonskimi prelomi (sl. 1). Stik z glavnim dolomitom vpada zelo polo`no proti SE in je na vzhodnem obrobju tektonske polkrpe v vi{ini 390 do 415 metrov (sl. 2, prereza 6 in 8). Narivna ploskev med skitskimi kamninami in komaj 25 do 45 metrov debelo narivno enoto karbonskih skladov iz skrilavega gli-navca, pe{~enjaka in konglomerata je ponekod rahlo sinklinalno, drugod pa antikli-nalno upognjena. Struktura kot celota je razsekana z neotektonskimi prelomi (sl. 3b). Rudonosne kamnine so zelo pretrte, kar ne presene~a, saj sta narivni ploskvi iz talnine in krovnine blizu skupaj. Kriti~no vrednotenje podatkov o orudenju Literaturni podatki o orudenju v jami, ki jih danes ni mogo~e ve~ preveriti, so splo{ne-ga zna~aja, ali pa se nana{ajo na posamezne lokalnosti. Pri vrednotenju le teh bomo upo{tevali predvsem podatke raziskovalcev, ki so lahko opazovali razmere na licu mesta (v jami do leta 1963). V rudi{~u Ple{e imamo opraviti s tremi vrstami orudenja katerih podatke ka`e pred sintezo izvrednotiti lo~eno. V mislih imamo Pb, Zn, Ba mineralizacijo v karbonskih plasteh Stare jame in na Vrhovki, veliko homogeno baritno telo v revirju ^elo ter pojave barita in drugih rudnih mineralov v triasnih kamninah. Razmere pod nivojem rova ^elo (^e – 346m) so preproste. V Stari jami je prisotno polimineralno in polimetalno Pb, Zn, Ba oru-denje z dobro izra`eno vertikalno zonalnost-jo. Mineralizacija se javlja v dveh oblikah – kot konkordantna rudna telesa Pb, Zn rude in diskordantne rudne `ile, ki so lahko mo-nomineralne (iz barita, galenita ali sfaleri-ta), ali pa kompleksne sestave navadno s simetri~no zapolnitvijo odprtih razpok in baritom v sredini. O ekonomsko pomembnih konkordantnih rudnih telesih je malo podatkov. Vemo za galenitni odkop med nivojem Karolina in 1. obzorjem z debelino »`ile« 2 metra in glavno Pb orudenje z nekaj sfalerita ob Kri{tofovem vpadniku (3. do 5. obzorje) v karbonskem pe{~enjaku z debelino »`ile« od 0,5 do 2 metra (popre~no 0,8 m) ter {irino 15 do 20 metrov (Z o r c , 1952; @ebre, 1955, 241, 245). Ra~unamo z vpadnim kotom 35° do 42° ter razse`nostjo do 50 metrov po vertikali. Menimo, da gre za ve~ takih rudnih teles znotraj prete`no dinarsko usmerjenih karbonskih skladov (sl. 2, prereza 2 in 3). To vrsto rude so odkopavali predvsem v 18. stoletju. Diskordantne `ile so manj pomembne in {e neznatnih razse`nosti. Po B e r c e to vih jamskih geolo{kih kartah iz leta 1955 sklepamo na prisotnost razli~no usmerjenih ba-ritnih, galenitnih ali baritno-galenitnih `il debelih le nekaj cm ter z dol`ino do 10 metrov, javljajo se tako v karbonskih skrilavih glinavcih kakor tudi v pe{~enjakih enake starosti. Sedlar (1950) omenja debelej{e `ile barita s 3. obzorja. O razmerah na najni`jem 6. obzorju (kota 242m) daje podatke D rovenik F. (1956). Tektonsko mo~no pretrt karbonski pe{~e-njak je zelo neenakomerno oruden z galeni-tom, kar pa velja za sfaleritno orudenje v manj{i meri. Opozorimo naj {e na podatek o dveh s sfaleritom orudenih prelomih z elementi 110/81° in 103/90°. S prete`no gale-nitnim orudenjem ra~unamo med 5. in 3. obzorjem, nad njim pa je obmo~je z galenit-no-baritno rudo. Po zaprtju rudnika konec leta 1963 nudijo podatke o rudi v karbonskih kamninah le vzorci z odvalov (sl. 1, to~ka g). D rovenik M. (1982) je rudnomikroskopsko preiskal ve~ vzorcev karbonskega pe{~enjaka (P[-51, 52, 53, 56) in muljevca (P[-54) ter ugotovil naslednje. V okviru hidrotermalnih procesov je najprej kristaliziral siderit in za njim barit. Nato se je iz prihajajo~e raztopine izlo~ala sulfidna parageneza v kateri je pirit vedno najstarej{i, galenit pa najmlaj{i mineral. Med sulfidi so prisotni {e bornit, halkopirit, tennantit in sfalerit. Sulfidi metasomatsko nadome{~ajo tako siderit kot barit. Naj-mlaj{a sta kremen in kalcit, ter v enakem odnosu do omenjenih dveh mineralov. Raziskovalec je opozoril {e na prisotnost diage-netskega pirita, organsko snov (antracit) in poudaril, da je siderit, s katerim so posamezni vzorci prav pre`eti (P[-54), zanesljivo nastal pri hidrotermalnih procesih. Siderit je pogosto spremenjen v Fe hidroksida (go-ethit, lepidokrokit), halkopirit in bornit v covelin, malahit in Fe hidrokside, galenit pa v anglezit in cerusit (Drovenik M., l982). 200 Med literaturnimi podatki naj opozorimo {e na `ile hematita v zgornjem delu rudi{~a (Sedlar et al., 1948). Eno takih `il je raziskovalec na{el tudi ob cesti v vas Ple{e (sl. 1, to~ka h). To je dm debela `ila s smerjo 310° v debelozrnatem karbonskem pe{~enja-ku z elementi 230/64°; podatka nismo mogli potrditi. Z o r c (1952) je opozoril na mo~an sijaj drobnozrnatega galenita iz »konkordantnih« `il v karbonskem pe{~enjaku med 3. in 5. obzorjem ter sklepal na prisotnost Ag v njem. Na ta tip orudenja se najbr` nana{a tudi podatek Berceta (1955, 13), da so v drob-nozrnatem zelo svetlem galenitu nepravilna zrna (0,04 mm) minerala, ki bi po opti~nih zna~ilnostih lahko pripadal miargiritu (AgSbS2), zna~ilnem za nizkotemperaturna rudi{~a. Raziskovalec je {e poudaril, da vsebuje galenit tudi manj{e delce bournonita ter opozoril na spektralno analizo, ki je pokazala na prisotnost Ag, Sb, Cu, Mn in Ba. Najve~jo pozornost zaslu`ijo razmere v zgornjem delu rudi{~a (revirja Dule in ^elo) in so poleg odnosov med karbonskimi in skit-skimi skladi klju~ za re{itev problema starosti in nastanka orudenja. Fabjan~i~ (1966, 514) je postavil mejo med spodnjim baritno-galenitno-sfaleritnim delom ter zgornjim baritnim delom rudi{~a nekako v vi{ini izvoznega rova ^elo (^e – kota 346m). Po podatkih Zorca (1952) so baritni odkopi med kotama 341,5 in 366 metrov. O razmerah v najvi{jih delih revirja Dule vemo zelo malo. Po podatkih ^e{mige (1959) so zra~ni rov Dule odprli leta 1932 in `e na 30. metru zadeli na baritno telo, deloma odkopano z dnevnim kopom. Jugovzhodno od tam so bili dnevni kopi {e na nekaj mestih, vendar o njih ne vemo ni~esar. Verjetno gre za ve~ manj{ih – najbr` diskor-dantnih baritnih le~ znotraj karbonskih skladov, kar velja tudi za ni`je nivoje v tem revirju. Tam najdemo tudi `ile in le~e barita v skitskem dolomitu (sl. 3a). Ve~ opisov, toda malo grafi~ne dokumentacije je iz revirja ^elo. Tudi tod so nekaj let kasneje pri~eli z dnevnimi kopi (sl. 1, to~ka k). Kosi barita so se javljali v preperini iz karbonskih kamnin, okoli{~ine pa so kazale v globino (Sedlar, 1950). Tam so na{li dve veliki homogeni – med seboj s prelomom lo-~eni baritni telesi, ki so ju ozna~evali s simboloma A in B. Po podatkih ^e{mige Ivan Mlakar (1959) so barit prve le~e izkori{~ali do leta 1940, drugo pa so odkrili leta l947 in jo od-kopali do leta l950. Lego baritnih le~ smo pokazali na karti (sl. 1 – projekciji na horizontalno ravnino) in prerezih (sl. 2, profila 2 in 3). Po izjavi nekdanjega obratovodje Slavka Hacina sta se le~i navzgor izklinili in nista imeli neposredne povezave z izdanki barita na povr{ini. Po na{i oceni sta dali omenjeni rudni telesi vsaj 50.000 ton ~istega barita, torej ve~ kot polovico celotne proizvodnje te surovine v rudi{~u Ple{e. Baritni telesi sta po podatkih @ebreta (1955, 242) in Fabjan~i~a (1966, 514) dolgi 50 do 100 metrov, {iroki 50 metrov in 0,3 do 4 metre debeli, pri ~emer se najve~ja dol-`ina po na{em mnenju nana{a na obe le~i skupaj. Iz starih jamskih kart lahko dolo~i-mo {e popre~ne stratimetrijske elemente teh baritnih le~ in zna{ajo 60/40°– 45°. Baritni le~i torej vpadata proti NE in ne proti NW, kot bi lahko sklepali iz podatkov v monografiji o slovenskih rudi{~ih (D rovenik M. et al., 1980, 27). O dinarski usmeritvi teh rudnih teles in vpadnem kotu 40° proti NE je pisal `e Sedlar (1950). V nadaljevanju pogosto govorimo le o baritni le~i, saj litera-turni podatki ne dopu{~ajo, da bi obravnavali vsako posebej. O talnini baritne le~e so mnenja nedelje-na. Ugotovili so nekaj metrov debelo plast ~rnega, mastnega, bituminoznega karbonskega skrilavega glinavca, s tenkimi le~ami antracita, barita in kremena. V podlagi skri-lavega glinavca, ki je pri dotiku z vodo postal plasti~en in je slu`il kot vodilo pri raziskovanju, je kremenov pe{~enjak. Skrilavi glinavec je rahlo naguban, se ponekod izkli-ni in barit le`i neposredno na pe{~enjaku (@upan~i~, 1946; Pirc, 1946; Sedlar et al., 1948; Sedlar , l950; Z o r c , 1952; Ber-ce , 1955; @ebre, 1955). Posebno naj opozorimo, da je skrilavec iz talnine baritne le~e Z or c (1952) obravnaval kot prvotni vlo`ek v pe{~enjaku. O tesni povezanosti obeh ba-ritnih le~ s kamninami v talnini je bil pre-pri~an tudi Hacin. O razmerah v samem baritnem telesu je malo podatkov. To je ~isti barit v belem ali modrikasto sivem razli~ku (Pirc, 1946). S e -dlar (1950) in @ebre (1955, 241) pa sta zapisala, da je barit v~asih skoraj ~rn zaradi vklju~enih delcev talninskega skrilavca; v tej kamnini se javlja pirit (v~asih markazit) kot majhni okrogli ali kepasti agregati. Iz O problematiki Ba, Pb, Zn rudi{~a Ple{e 201 zapisnika z dne 2. maja 1946 pa izvemo, da barit tu in tam prekinjajo tanj{e »plasti« rde~e gline, o ~emer je poro~al tudi (@ u -pan~i~ , l946). Berce (1955) je omenil impregnacije s Pb in Fe sulfidi. Ponovno opozarjamo na podatek, da je krovnina baritni le~i ponekod rde~kasta skri-lava glina debela okrog 30 metrov ter nevarna za zru{ke (Pirc , 1946 ter zapisnik z dne 2. maja 1946). Nenavadni hribini so pripisovali karbonsko starost. Pirc (1946) je {e dodal, da prehaja ~isti barit v ~rn apnenec, pri ~e-mer intenzivnost prera{~anja rude in kamnine navzgor pojema. Apnenec v krovnini omenjata tudi @upan~i~ (1946) in Sedlar (1950). Skoraj gotovo gre za nesporazum, saj so enega izmed triasnih dolomitov nekdaj ozna~evali kot {koljkoviti apnenec, ne iz-klju~ujemo pa mo`nosti, da nalegajo na ba-rit le~e oolitnega apnenca, ki se drugod javljajo znotraj rde~ih spodnjeskitskih drobnozrnatih klastitov. Kot nesporazum obravnavamo {e podatek, da je bil nado-me{~en z rudnimi minerali tudi permokar-bonski grebenski apnenec (D rovenik M. et al., 1976, 205). Po podatkih Sedlarja (1950) je dolomit nad baritno le~o neplastnat, gru~av, ponekod zelo okremenjen in tektonsko mo~no pretrt; v takih odsekih je dolomit limonitizi-ran in prhek. @e starej{i raziskovalci (Sedlar , 1950; Berce, 1955; @ebre, 1955) so poudarili, da je tudi dolomit v krovnini rudi{~a oruden z baritom. Po teh podatkih so to impregnacije, do meter debele `ile (@ebre, 1955, 241), `ilni spleti in le tu in tam kompaktna ruda. Iz grafi~ne dokumentacije (Berce, 1955) pa razberemo, da so nekateri celo 100 metrov dolgi odseki stika C/T1 brez makroskopsko vidnih sledov barita (sl. 3a). Ta tip orudenja smo lahko preu~evali na dveh mestih. Ob ustju 13 metrov dolgega, delno zaru{enega podkopa (kota 380 m) na vzhodnem pobo~ju hriba ^elo je nekaj vzporednih do 3cm debelih baritnih `ilic z elementi 155/85°, medtem ko tone spodnjeskit-ski dolomit polo`no proti zahodu (270/10°). Drugih podatkov s te lokalnosti (sl. 1 – 45m SWS od to~ke a) nimamo. Najve~ informacij smo skupaj s sodelavcema zbrali na lepo razgaljenem useku ob cesti v vas Ple{e (sl. 1 in 4 – pr P2 ter fotografski posnetek). Na celotni dol`ini dolo-mitnega dela golice najdemo svetlo siv sko- raj bel barit kot `ilice in `ile dolge najve~ 0,5 metra in debele navadno do 1cm orientirane vzporedno ali pravokotno na plastovitost, nadalje kot neprevilna gnezda (premer 2 do 15 cm) ter geode in le~e (1 do 4 cm), ki se ve~krat nizajo po plastovitosti. Barit zapolnjuje `ilice ali pa nadome{~a dolosparit. Med {tevilnimi podrobnostmi, ki jih je nanizal Skaberne (1982) naj omenimo mo~no sili-fikacijo, vezano na tretjo tektonsko fazo (zlasti v vzorcu Ple-50) ter prisotnost kalcita, limonita, illita in klorita (sl. 4, vz. Ple-50, 100, 250, 320, 400). Kalcit nadome{~a dolo-sparit in barit njega pa kremen. Zgodnjedi-agenetska piritna zrna so limonitizirana oziroma spremenjena v goethit in lepidokrokit. Rudnomikroskopske raziskave petih vzorcev dolomita (sl. 4, vzorci P[-44 do 48) so potrdile, da je okremenitev mlaj{a od barit-ne mineralizacije (Drovenik M., 1982). Razen vzorca P[-47 so vsi ostali vsebovali dia-genetski pirit, toda samo vzorec P[-44, najbli`ji karbonskim kamninam in oddaljen od njih le 80 cm tudi druge sulfide. V baritni le~i je najstarej{i pirit. Zrna sfalerita so mlaj{a, nastala pri metasomatskih procesih. [e mlaj{i je tennantit, ki nastopa v drobnih zrnih kot vklju~ek v galenitu. Slednji je v tej paragenezi najmlaj{i – vendar najpogostej{i mineral in pri oksidaciji deloma spremenjen v cerusit in anglezit. Od vseh prisotnih mineralov je najmlaj{i kremen, ki razlo~no na-dome{~a starej{i barit, zlasti ob stikih njegovih zrn. To je ista generacija kremena, ki je povzro~ila tudi okremenitev dolomita (Drovenik M., 1982, 4). O prisotnosti sulfidnih mineralov v skit-skih kamninah imamo podatek le {e iz vzorca ro`natega dolomita (P[-49a, b) z glavnega jalovi{~a (sl. 1, to~ka g). Ro`nata barva kamnine je pogojena s {tevilnimi majhnimi, razpr{enimi zrni hematita. V prvem obrusku (a) so drobna nepravilna zrna pirita prete`-no limonitizirana. V baritu je nekaj manj{ih sulfidnih polj s prevladujo~im halkopiritom, ki vsebuje korodirane vklju~ke pirita in sfa-lerita, nadome{~a pa ga mlaj{i galenit. Pri oksidaciji je bil halkopirit spremenjen v Fe hidrokside, galenit v cerusit, deloma pa v anglezit. Karbonatno kamnino in barit na-dome{~a mlaj{i kremen. V drugem obrusku (P[-49b) iz istega vzorca je v paragenezi sulfidnih mineralov naj-starej{i pirit. Za njim so po vrsti nastajali sfalerit, bornit, halkopirit, tennantit (tetra- 202 edrit ?) in galenit. Najbolj pogostna sta hal-kopirit in galenit. V paragenezi je kremen spet najmlaj{i mineral, nadome{~a barit in sledi njegovim zrnom. Pri procesih oksidaci-je je nastal covellin, deloma pa {e goethit in lepidokrokit (D rovenik M., 1982, 7, 8). Posebej naj opozorimo, da se javlja rde~kasti obi~ajno oolitni dolomit v srednjem nivoju, torej precej visoko v litostratigrafskem stol-pi~u. V povzetku je omenjeni raziskovalec zapisal, da je orudenje v obruskih iz karbonskih klasti~nih kamnin, kar zadeva mineralno sestavo, zelo podobno orudenju v obruskih iz skitskega dolomita (D rovenik M., 1982, 12), vendar smo opazili, da niti v enem preiskanem vzorcu iz skitskega dolomita ni bila dokazana prisotnost siderita oziroma sideri-tizacija kamnine, kar je nasprotno zna~il-nost orudenja v karbonskih kamninah. Med literaturnimi podatki moramo omeniti {e drobne kristal~ke cinabarita v baritu ali dolomitu, v~asih skupaj s piritom (Se -dlar , 1950). V zvezi s Hg navajajo Sedlar in sodelavci (1948, 45) {e zanimivo podrobnost. Po pripovedovanju kmeta iz Sel, so neko~ poznali mesto, kjer so iz zemlje prihajale kapljice samorodnega `ivega srebra. Se -dlar (1950) opozarja {e na velike kristale rjavega sfalerita v dolomitu na stiku s karbonskimi plastmi ter na `ile turjita (drobno-dispergirani hematit z absorbirano vodo) v tej karbonatni kamnini. Literaturni podatki iz revirja Vrhovka so skopi tako glede orudenja v karbonskih kamninah, zlasti pa o velikih baritnih le~ah ter mineralizaciji v dolomitu. Fabjan~i~ (1966) je zapisal, da so tudi na Vrhovki izkori{~ali svin~evo rudo v enaki geolo{ki legi kot drugod v rudi{~u Ple{e. Na grafi~nih prilogah, ki jih je prikazal Berce (1955) izstopa pre~noalpsko usmerjena dis-kordantna dm debela Ba, Pb rudna `ila v karbonskem pe{~enjaku in precej debelej{a baritna `ila v karbonskem skrilavem glinav-cu (sl. 3b). Kot bi lahko sklepali iz literaturnih podatkov (Tiringer & Berce, 1956) nastopa ~isti barit na Vrhovki na stiku dolomita in karbonskih kamnin vsaj v dveh le~ah debelih 1,5 metra, {irokih 12 metrov in skupno dol`ino 45 metrov. Lokacije baritnih teles v prostoru ne poznamo. Po podatkih Ciglarja (1962), ki je tam kartiral sledilna dela, se javlja barit najve~- Ivan Mlakar krat na stiku med dolomitom in karbonskim skrilavcem » v plastovnih `ilah, ki prehajajo ponekod v kompaktno rudo«. Posamezne ve~je le~e so tudi v skrilavcu, a le v bli`ini stika z dolomitom. Raziskovalec je poudaril, da so posamezne baritne le~e v karbonskih plasteh na prvotnem mestu in ekonomsko pomembne. Tako le~o so odkrili z raziskovalnimi deli na koti 430 metrov. Kot lahko razberemo s slike 3b je le~a barita debela 2 do 2,5 metra in dolga vsaj 10 metrov, poteka v smeri 320°, medtem ko o njenem vpadu ni podatka. Iz Ciglarjeve geolo{ke karte lahko {e razberemo, da le~a seka proti WNW nagnjene karbonske skrilave glinavce in jo na severu odre`e narivna ploskev znotraj pa-leozojskih skladov. Na pasnati barit z vzporednimi do mm {irokimi limonitiziranimi pasovi je prvi opozoril Dozet (1966), vendar brez to~nih podatkov o najdbi in sestavi rude. Pasnati ba-rit brez prikamenine smo na{li na drugotnem mestu vzdol` kolovoza v bli`ini odvzema vzorca Pl-4/80, predvsem pa SE od tam na vrhu hriba Vrhovka ob ustju starega vpa-dnika ali ja{ka (sl. 1, vzorec Pl-17/80). Vzorec iz petih kosov je rudnomikroskopsko preiskal D rovenik M. (1980). Progasta tekstura je po mnenju raziskovalca nastala zaradi tektonskega vpljiva in je pogojena z diferencialnimi premikanji posameznih delov prvotnih baritnih zrn ob razkolnih ploskvah (001). Nekatera baritna zrna so tudi intenzivno nagubana. Ve~ja zrna (od 100 µm do 1mm, max. 3 mm) le`e med limonitovimi »lezikami«, dejansko pa med piritovimi »le-zikami«. Proces nastajanja drobnih baritnih zrnc iz ve~jih, naj bi bila posledica degrada-cijske kristalizacije. Raziskovalec opozarja {e na prisotnost limonitiziranih piritovih zrnc z okroglimi preseki (cca. 20 µm) – to so orudene bakterije – ter na dejstvo, da v nobenem od preiskanih vzorcev ni bilo karbonatnih polj, niti korodiranih karbonatnih zrn (D r o v e n i k M., 1980). Prav zaradi njih odsotnosti menimo, da je pasnati barit z Vr-hovke ekvivalent velikih homogenih barit-nih le~ iz revirja ^elo, kar bomo upo{tevali pri razlagi njih nastanka. Berce (1955) in Ciglar (1962) sta poro-~ala o majhnih le~ah barita ter o siroma{nih baritnih impregnacijah tudi v dolomitu na stiku s karbonskimi kamninami; tam so uva-ljane le~e glinavca (sl. 3b). Z izjemo pasna-tega barita iz revirja Vrhovka nimamo labo- O problematiki Ba, Pb, Zn rudi{~a Ple{e 203 ratorijskih podatkov o sestavi razli~nih vrst rude. Razpolagamo s {tevilnimi informacijami o kemizmu barita. Vsebnosti posameznih komponent se gibljejo v {irokih mejah kar povezujemo z odkopavanjem treh vrst barita. Domnevamo, da je k analizam z izkazanimi visokimi vsebnostmi BaSO4 ter malo SiO2 in karbonatov doprinesla predvsem surovina iz velikih, homogenih baritnih le~ iz revirja ^elo. @ilni barit v karbonskih kamninah je vseboval najbr` ve~ kremena, oni v dolomitu pa karbonatov. ^e upo{tevamo podatke iz zapisnikov, po-ro~il (Berce, 1955) in objavljenih del (@ e- b r e , 1955; ^e{miga, 1959; Fabjan~i~, 1966; Buser, 1974; Mohori~, 1978, 86) je variabilnost kemi~nega sestava barita tak{na kot jo ka`e naslednja tabela. Tabela 1. Variabilnost kemi~nega sestava barita (%) Table 1. Chemical Composition of Barite (%) BaSO4 87,60-99,00 SiO2 0,10–9 8,75 Fe2O3 0,14–9 0,78 Al2O3 0,04–9 1,08 CaO 0,04–9 2,53 MgO 0,00–9 0,43 Tabela 2. Osnovni statisti~ni parametri vzor~evanja na 6. obzorju (%) Table 2. Basic statistical sampling parameters on the 6th level (%) Zn Pb [tevilo vzorcev – Number of samples Range – Razpon Srednja vrednost – Mean Standarni odklon – Stand. Dev. Koeficient variacije – Var. Coeff. n 31 31 Min – max 0,44 - 8,60 0,05 - 3,99 % 2,08 1,09 s(n–1) 1,72 1,21 V 83 % 110 % Tabela 3. Sledne prvine v galenitu in baritu iz rudi{~a Ple{e (µg/g) Table 3. Trace elements in galena and barite from Ple{e ore deposit (µg/g) GALENIT – GALENA BARIT - BARITE T1 C T1 T1 T1 CCC 1 P{ - 43a 56* 2 43b 46a 49* 50** 51* 55* Ag 10 150 130 1 – – – – – – As 30 – – 30 – – – – – – B 10 - - 3 - 3 - - - - Ba 10 >1000 15 Be 1 - – 1 – – – – – – Bi 3 - – 3 – – – – – – Co 5 - – 3 – – – 11 – – Cr 10 - - 10 - - - - - - Cu 1 >1000 20 1 17 650 8 6 20 20 Ga 10 - – 10 – – – – – – Ge 1 - – 3 – – – – – – Hg 100 - – 100 – – – – – – Mo 3 - 15 3 - - - - - - Ni 3 95 55 3 13 12 14 13 18 15 Pb Sb Sn 5 10 3 >1000 6 750 5 5 10 3 130 850 190 54 43 32 – – – – – – Sr 30 >1000 - 30 >1000 >1000 >1000 >1000 >1000 >1000 V 5 - – 5 5 7 5 4 8 5 Zn 100 600 – 300 – – – – – – Zr 30 – – 30 – – – – – – W 100 - - 100 - - - - - - T1 vzorec iz skitskega dolomita Sample of Scythian dolomite C vzorec iz karbonskega pe{~enjaka Sample of Carboniferous sandstone 1 najni‘ja dolo~ljiva vrednost (galenit) The lowest determinable value (galena) najni‘ja dolo~ljiva vrednost (barit) 2 The lowest determinable value (barite) vzorec z jalovi{~a * Sample from waste damp baritna usedlina ** Barite sediment 204 Precej manj podatkov se nana{a na kakovost sulfidne rude. Z o r c (1952) je ocenil vsebnost Pb na 5 do 20 %, Zn pa na 1 do 2%. Edine stvarne podatke o kakovosti Pb, Zn rude navajata Berce (1955) in D rovenik F.(1956). V mislih imamo to~kasto vzor~eva-nje dela severozahodne proge na najni`jem 6. obzorju Stare jame. ^e iz podatkov izra-~unamo osnovne statisti~ne parametre dobimo naslednjo sliko. Cink prevladuje nad svincem, le v 8. primerih je obratno. Razmerje Zn/Pb se giblje v {irokih mejah od 0,18/1 do 29,4/1 in zna{a povpre~no 6/1; med prvinama ni korelacije. Na staro domnevo o prisotnosti Ag v ga-lenitu (Z or c , 1952) smo `e opozorili, ve~ina informacij o slednih prvinah v rudnih mineralih rudi{~a Ple{e pa je iz kasnej{ega obdobja. To je 6 vzorcev iz sfalerita in galenita (Drovenik M. et al., 1980; tabeli 9 in 10). Samo za vzorec sfalerita ({t. 7) vemo, da je iz karbonskih kamnin, vzorca 9 (sfalerit) in 10 (galenit) sta iz odvala (revir Dule), mesta odvzema ostalih vzorcev pa ne poznamo. V okviru na{ih raziskav iz let 1980 in 1981(a) je Hudnikova (Kemijski in{titut Ljubljana) spektrografsko preiskala {e 8 vzorcev, od katerih pripadata 2 galenitu, 6 pa razli~kom barita (tabela 3). Vzorci P{-56 (galenit) ter P{-51 in 55 (ba-rit) so z odvala (sl. 1, to~ka g); prikamnina je karbonski pe{~enjak. V vzorcu P{-56 je v ga-lenitu precej Ag, Mo, Ni in Sb, vzorca z baritom pa razen Sr izkazujeta nizke vsebnosti vseh prvin. Podobno se obna{ata vzorca P{-43a in P{-43b (galenit oz. barit) iz zgnetene cone v profilu ob cesti v vas Ple{e (sl. 4), le v prvem vzorcu je kar 600 µg/g Zn, kar je naj-ve~ od vseh doslej preiskanih vzorcev galenita. Vzorec P{-46a je iz gnezda sivega barita v skitskem dolomitu znotraj istega prereza in oddaljen 5,5 metra od stika s karbonskimi kamninami. Opozarjamo na visoki vsebnosti Cu (650 µg/g) in Pb (850µg/g) v baritu, kar pa ne velja za vzorec ro`natega `arkovitega barita (P{-49) kot `ilice v enako obarvanem skit-skem dolomitu z jalovi{~a (sl. 1, to~ka g). Posebno pozornost zaslu`i vzorec P{-50 iz mle~no belega drobnozrnatega barita, ki je nesporno iz velikega homogenega barit-nega telesa 20 metrov nad nivojem rova ^e-lo. Neznaten ko{~ek nam je odstopil nekdanji rudarski nadzornik Franc Bla`i~. Od drugih preiskanih vzorcev barita se razlikuje po najvi{ji vsebnosti Co, po najni`jih kon- Ivan Mlakar centracijah Cu (6 µg/g) in V (4 µg/g) ter nizki koli~ini Pb. ^e upo{tevamo vseh 14 doslej spektrograf-sko preiskanih vzorcev in zanemarimo strati-grafsko pripadnost prikamnine, so najvi{je vsebnosti Ag v galenitu (popre~je je 103,4 µg/ g), sledi sfalerit s popre~jem 14 µg/g in kon~-no barit z manj kot 1 µg/g Ag. Najvi{je vsebnosti Co najdemo sicer v sfaleritu (60 µg/g), vendar se javlja v pove~anih koli~inah tudi v posameznih vzorcih barita. Visoke vsebnosti Cu so v vseh treh glavnih mineralih, vendar kot ka`e prednja~i sfalerit. Vsebnosti Ga so v sfaleritu vsaj 6 krat ve~je kot v baritu in nekaterih vzorcih galenita. Podoben odnos velja tudi za Ge. Izstopajo precej izena~ene vsebnosti Ni v vseh treh mineralih ter precej visoke koli~ine Pb v baritu. Ves Sb je prakti~no skoncentriran v sulfidnih mineralih, pri ~emer so najvi{je vsebnosti (930 in ve~ kot 1000 µg/g) v gale-nitu. Visoke vsebnosti Sr (>1000 µg/g) v baritu ne presene~ajo, ~eprav rudna mikroskopija ni dokazala prisotnosti celestina ali stronci-anita; rentgenskih preiskav barita nimamo. Vsaj del Sr se verjetno javlja v kristalni re{etki barita, pri ~emer je del Ba zamenjan s Sr, na kar sta opozorila `e Berce (1955, 13) in Jeremi} (1965) v zvezi z bosanskimi nahajali{~i barita. Analizirani vzorci ka`ejo izena~eno vsebnost vanadija tako v galenitu kot baritu in visoke koncentracije Zn v galenitu. ^e upo{tevamo stratigrafsko pripadnost prikamnine, so zaradi majhnega {tevila starostno opredeljivih vzorcev zaklju~ki nezanesljivi. Pozornost pritegnejo le podatki, da so koli~ine Ag, Ni in Sb v galenitu iz karbonskega pe{~enjaka (P{-56) in spodnjetri-asnega dolomita (P{-43a) skoraj enake, vsebnosti Cu, Sr in Zn pa so v dolomitu znatno vi{je. Previdno je treba jemati podatek, da so koncentracije Pb v baritu iz skitskega dolomita vi{je kot one iz barita v karbonskih kamninah; vsebnosti drugih prvin (razen Cu) so izena~ene. Posebno opozarjamo, da vsebujeta kar dva vzorca iz dolomita visoke vsebnosti Cu. ^eprav je vzorcev malo, poglejmo kaj nakazuje primerjava koli~in slednih prvin iz rudi{~a Ple{e z nekaterimi genetsko sorodnimi rudi{~i v Posavskih gubah. Primerjamo seveda lahko samo vsebnosti v galenitu iz karbonskih kamnin. O problematiki Ba, Pb, Zn rudi{~a Ple{e D r o v e n i k M. in sodelavci (1980, 28) so ugotovili, da je galenit iz Ple{ kakor tudi iz Litije in Knapov` sicer obogaten z Ag, Cu in tudi s Sb, vendar so koli~ine teh prvin spremenljive. V primerjavi z rudi{~em Knapov`e (Mlakar, 1979, 98) vsebuje ple{ki galenit manj Ag in manj Cu (popre~no 381,5 proti 995 µg/g), vendar nekaj ve~ Sb in sicer po-pre~no 605 µg/g (Knapov`e 520 µg/g). Primerjava vsebnosti Ag v vseh treh rudi{~ih nakazuje, da se proti zahodu pove~uje vsebnost Ag v galenitu, saj vsebuje litijski galenit popre~no le 39,4 µg/g Ag (5 vzorcev), oni iz Ple{ 91,75 µg/g (4 vzorci) knapov{ki pa kar 195 µg/g Ag (5 vzorcev). Prve podatke o izotopski sestavi sulfidne-ga in sulfatnega `vepla iz rudi{~a Ple{e so zbrali D rovenik M. in sodelavci (1976, 197; 1980, 31). To so vzorci barita in po dva vzorca galenita in sfalerita. Pri nobenem izmed njih ne poznamo prikamnine in le za vzorec sfalerita vemo, da je z odvala v ob-mo~ju revirja Dule. Kot smo pokazali se lahko javlja galenit v treh genetsko razli~nih vrstah rude, kar velja tudi za barit. Zato z interpretacijo podatkov ter s primerjavo z drugimi sorodnimi rudi{~i (Litija, Knapov-`e) ne ka`e izgubljati ~asa, saj bi bili za-klju~ki nezanesljivi. Iz objektivnih razlogov (premalo vzorcev za serijsko obdelavo, oziroma problemov s preureditvijo aparatur na In{titutu Jo`ef Stefan) leta 1981 nismo mogli izvesti predvidenih raziskav izotopov S v sulfidih in sulfatih, O v sulfatih in C v karbonatih, kar se danes ka`e kot ena najve~jih pomanjkljivosti takratnega pristopa k re{evanju genetske problematike rudi{~a Ple{e. S premi{ljenim odvzemom vzorcev in z vsaj jasno opredelitvijo prikamnine bo treba v naslednjem raziskovalnem obdobju zapolniti to vrzel. Na obrobju starega dnevnega kopa s hriba ^elo (sl. 1, to~ka k) bi {e na{li kose, ki pripadajo velikim, homogenim baritnim le~am. Podatke o izotopski sestavi Pb bomo nanizali v povezavi s problematiko o starosti rudi{~a. Geokemi~ne raziskave Z geokemi~nim vzor~evanjem smo `eleli zbrati podatke tako teoretskega zna~aja (velikost disperzne aureole okrog rudi{~a), kakor tudi preveriti vsebnost prvin ob nekaterih kontaktih, ki bi po konceptu, kakr{nega 205 je zagovarjal Dozet (1999), lahko bili bari-tonosni. Na 10. prerezih (P) z oznakama vzorcev P{ (Ple{e) in Pa (Paradi{~e) smo odvzeli skupno 58 geokemi~nih vzorcev kamnin, ki so jih na Pb, Hg in Ba analizirali v Kemijskem in{titutu Ljubljana (analitik Hudniko-va). V tem vrstnem redu med tekstom pogosto navajamo rezultate posameznih analiz. Clarkove vrednosti v glinavcih so 20; 0,4 in 580 µg/g, v pe{~enjakih 7; 0,03 in X0 µg/g, v karbonatnih kamninah pa 9; 0,4 in 10 µg/g (Rösler & Lange, 1972). Na ju`nem obrobju karte se v Antonko-vem dolu na neznatnem izdanku stikata karbonski glinavec in zgornjeskitski dolomit (sl. 1 in 5, profil P1). V glinavcu in dolomitu so nizke vsebnosti Pb, toda povi{ane koncentracije Ba, glede Hg pa so vsebnosti izena~e-ne. Najbr` gre za zgornji, baritonosni del karbonskih skladov na SE podalj{ku zve-znice ^elo – Vrhovka. Za dolo~itev disperzne aureole rudi{~a Ple{e bi bil najugodnej{i profil vzdol` kolovoza na grebenu hriba ^elo. Zaradi starih dnevnih kopov in prevoza barita je obmo~je onesna`eno, izdanki pa so zelo redki. Zato smo izbrali profil ob cesti v vas Ple{e preko lepo razgaljenega in vsestransko preu~enega useka dalje po grapi mimo podkopa ^elo. Prerez je rahlo lomljen in dolg okrog 500 metrov, zajema zgornjetriasni dolomit iz podlage rudi{~a, rudonosne karbonske plasti ter se`e dale~ v krovnino iz spodnjeskit-skega dolomita (sl. 1, 4 in 5, profil P2). Vse vzorce (22) smo odvzeli na izdankih v razdalji od nekaj metrov do 60 metrov, navadno pa 30 do 40 metrov. Kot ka`e prerez P2 so vsebnosti prvin v dveh vzorcih iz glavnega dolomita (P{-3 in 4) nizke (popre~ja 3,5; 0,30 in 40 µg/g), kar je za Pb in Ba na nivoju clarkovih vrednosti, glede Hg pa okrog 10 krat ve~. V karbonskih kamninah (sl. 4 in 5) se vrednosti takoj povzpnejo za velikostni razred, nato pa se gibljejo pri Pb na nivoju nekaj 100 µg/g, pri Hg dose`ejo nekaj µg/g, koncentracije Ba pa v ve~ini primerov prese`ejo 1000 µg/g. Najvi{ja vsebnost Pb (1000 µg/g) je dokazana v zme~kanini znotraj prelomne cone (vzorec P{-12), kar pa ne velja za Hg (3 µg/g); pri Ba (>1000 µg/g) o tem ne moremo soditi. Vzorci P{-13 do 17 (sl. 4) so `e iz spodnje-skitskega dolomita, toda {e vedno v okviru natan~no preiskanega useka ob cesti. Vseb- 206 Ivan Mlakar Sl. 5. Geokemi~ni profili Fig. 5. Geochemical sections nosti Pb so pribli`no na istem nivoju kot v karbonskih kamninah, kar velja z izjemo vzorcev P{-13 in 15 {e za Hg in najbr` tudi za Ba, kjer je v vseh vzorcih ve~ kot 1000 µg/ g te prvine. Z vzorcem P{-36 (sl. 1 in 5) pri~enja 225 metrov {iroka cona kjer so vsebnosti vseh treh prvin zelo spremenljive, se z oddaljevanjem od karbonskih plasti vztrajno zni`uje-jo in v vzorcu P{-42 dose`ejo najni`je (<3; <0,05) – clarkove vrednosti, le pri Ba (78 µg/ g) je ta vsebnost nekaj vi{ja. Kot lahko razberemo s prereza P2 (sl. 5) najdemo povi{ane koncentracije Pb in Hg v spodnjeskitskem dolomitu {e 70 metrov nad rudonosnimi karbonskimi skladi, pri Ba pa zna{a ta razdalja vsaj 100 metrov. K podatkom, ki jih daje ta geokemi~ni profil, se bomo {e povrnili. Na NW obrobju na{e karte so ob kolovozu na hrib Molnik lepo razgaljeni karbonski pe{~enjaki, zlasti pa skitske kamnine – torej stik, ki mu vseskozi namenjamo veliko pozornost. Na tem prerezu (P3), oddaljenem od Stare jame 0,5 km in dolgem okrog 270 metrov (velik del se nahaja izven obmo~ja na{e karte) smo odvzeli 10 vzorcev kamnin v medsebojni razdalji 25 do 30 metrov (sl. 1 in 5). Kot ka`e geokemi~ni profil P3 je vsebnost Pb v razli~nih spodnjeskitskih kamninah O problematiki Ba, Pb, Zn rudi{~a Ple{e 207 precej visoka, nara{~a proti stiku s karbon- pona{a Hg, saj so vsebnosti te prvine v skit-skimi skladi, dose`e najvi{jo vrednost v do- skih plasteh ni`je kot v karbonskih skladih lomitu nad narivno ploskvijo, se nato v kar- (popre~je 0,2 proti 1 µg/g), vendar tudi Hg bonskem pe{~enjaku spusti na nivo clarka nakazuje spremembo kamnine ter anomalijo in na NW delu profila nakazuje anomalijo na severozahodu. Opozarjamo na nizko kon-znotraj paleozojskih klastitov. Obratno se centracijo Ba v vzorcu P{-23 (pod 50 µg/g) iz Legenda k sl. 1 do 5 Explanation of figs. 1 to 5 1 kvartarne poto~ne in barjanske usedline; 2 pobo~ni gru{~ (kvartar); 3 siv plastnat dolomit (zg. trias); 4 svetlo siv zrnat dolomit (zg. trias – cordevolska podstopnja); 5a svetlo siv dolomit; 5b dolomitni konglomerat (sr. trias – anizi~na stopnja); 6 siv dolomit (sp. trias); 7 rumenkasto siv meljevec in pe{~enjak (sp. trias); 8 rde~kast oolitni dolomit (sp. trias); 9 rde~kast oolitni apnenec (sp. trias); 10 rde~kast glinavec in meljevec (sp. trias); 11 rumenkasto rjav meljevec in pe{~enjak (sp. trias); 12 rumenkasto siv do rumenkasto rjav, zrnat, plo{~ast dolomit (sp. trias); 13 do 16 Grödenska formacija (sr. perm); 13 rumenkasto siv kremenov pe{~enjak ([k – [kofje{ki ~len); 14 rde~ pe{~enjak (Za – Zal{ki ~len); 15 rde~ glinavec in meljevec (Ho – Hobov{ki ~len); 16 sivo zelen liti~ni pe{~enjak in konglomerati~ni pe{~enjak (Br – Brebovni{ki ~len); 17 temno siv skrilavi glinavec (karbon); 18 siv kremenov pe{~enjak (karbon); 19 siv kremenov konglomerat (karbon); 20 izdanki kamnin; 21 ugotovljena in domnevna geolo{ka meja; 22 ugotovljena in domnevna erozijsko-diskordantna meja (na kartah); 23 ugotovljena in domnevna erozij-sko-diskordantna meja (v profilih in stolpcu); 24 smer in vpad plasti (0°, 0–30°, 30–60°, 60–89°, 90°); 25 inverzne plasti; skrilavost; 26 mo~an mladoterciarni prelom z oznako relativno pogreznjenega krila; 27 narivna ploskev; 28 os sinklinale; os antiklinale; 29 geolo{ki prerez; stik C/T3 na razli~nih nivojih; 30 makrofavna; mikrofavna; 31 makroflora; 32 petrografski vzorec; 33 pelodna analiza; 34 najdi{~e pasna-tega barita; 35 geokemi~ni vzorec; 36 opu{~en dnevni kop; 37 opu{~eni rovi na prerezih in kartah; 38 ja{ek; vpadnik; 39 odval; 40 podrobno preiskan prerez; 41a singenetsko baritno rudno telo, b projekcija tega rudnega telesa na horizontalno ravnino; 42 epigenetska baritna rudna ‘ila; 43 epigenetska galenitna rudna ‘ila; 44 epigenetska sfaleritna rudna ‘ila; 45 pirit; 46 kmetija; po~itni{ka hi{ica; 47 most; podvoz; 48 peskokop; lehnjak; 49 izvir; zajetje; 50 kota; 51 opu{~ene predelovalne naprave; 52 revir Stara jama; 53 revir Vrhovka; 54 Karolinin rov; 55 rov ^elo; 56 Glavni vpadnik; 57 Kidri~ev vpadnik; 58 Kri{tofov vpadnik; 59 Kova~eva tektonska krpa; 60 Saalska tektonska faza; 61 Asturska tektonska faza; 62 epi-genetsko mobilizirana rudna substanca; 63 do 71 pomembne to~ke; 63 narivni stik T3/C v Karolininem rovu; 64 baritna ‘ila v zgornjetriasnem dolomitu; 65 najdi{~e plo{~e z letnico 1729 v revirju Stara jama; 66 jalovi{~e – mesto odvzema vzorcev; 67 ‘ila hematita; 68 revir Vrhovka – rov na koti 400 m; 69 revir Vrhovka – rov na koti 418m; 70 revir Dule – lokacija s pomembnimi podatki o odnosih C/T1 ; 71 revir Vrhovka – baritne ‘ile v zgornjetriasnem dolomitu; 72 ‘elezni{ka proga 1 Quaternary stream and moor sediments; 2 Slope scree (Quaternary); 3 Grey bedded dolomite (Upper Triassic); 4 White grey grained dolomite (Upper Triassic – Cordevolian substage); 5a White grey dolomite; 5b Dolomitic conglomerate (Middle Triassic – Anisian stage); 6 Grey dolomite (Lower Triassic); 7 Yellow grey siltstone and sandstone (Lower Triassic); 8 Reddish oolitic dolomite (Lower Triassic); 9 Reddish oolitic limestone (Lower Triassic); 10 Reddish shale and siltstone (Lower Triassic); 11 Yellow brown siltstone and sandstone (Lower Triassic); 12 Yellow grey to yellow brown grained, platy dolomite (Lower Triassic); 13 to 16 Val Gardena formation (Middle Permian); 13 Yellow grey quartz sandstone ([k – [kofje Member); 14 Red sandstone (Za – Zala Member); 15 Red shale and mudstone (Ho – Hobov{e Member); 16 Grey green lithic sandstone and conglomeratic sandstone (Br – Brebovnica Member); 17 Dark grey shale (Carboniferous); 18 Grey quartz sandstone (Carboniferous); 19 Grey quartz conglomerate (Carboniferous); 20 Rocks autcrops; 21 Proved and supposed geologic boundary; 22 Proved and supposed erosionally-discordant boundary (on maps); 23 Proved and supposed erosionaly-discordant boundary (on sections and in column); 24 Strike and dip of strata (0°, 0–30°, 30–60°, 60–89°, 90°); 25 Overturned strata; Schistosity; 26 Main late Tertiary fault with designation of downthrown block; 27 Thrust plane; 28 Axis of syncline; Axis of anticline; 29 Geological section; Contact C/T3 in the diferent levels; 30 Macrofauna; Microfauna; 31 Macroflora; 32 Petrographic sample; 33 Palynomorph analysis; 34 Finding place of bedded barite; 35 Geochemical sample; 36 Open pit – abandoned; 37 Adits abandoned on sections and maps; 38 Shaft; Incline; 39 Dump; 40 Section investigated in details; 41a Syngenetic barite ore body, b Projection of this ore body on the horizontal level; 42 Epigenetic barite ore vein; 43 Epigenetic galena ore vein; 44 Epigenetic sphalerite ore vein; 45 Pyrite; 46 Farm; Weekend house; 47 Bridge; Subway; 48 Sand pit; Travertine; 49 Spring; Captured spring; 50 Elevation; 51 Separation plant abandoned; 52 Old Mine district; 53 Vrhovka district; 54 Karolina adit; 55 ^elo adit; 56 The Main incline; 57 Kidri~ incline; 58 Kri{tof incline; 59 Kova~ tectonic klippe; 60 Saalian tectonic phase; 61 Asturian tectonic phase; 62 Epigeneticaly mobilized ore substance; 63 to 71 Important points; 63 Overthrusting contact T3/C on the Karolina adit; 64 Barite vein in Upper Triassic dolomite; 65 Plate finding place with date 1729 in Old Mine district; 66 Dump – samples taking place; 67 Hematite vein; 68 Vrhovka district – adit on the 400m level; 69 Vrhovka district – adit on the 418m level; 70 Dule district – locality with important data about C/T1 relation; 71 Vrhovka district – barite veins in Upper Triassic dolomite; 72 Railway line 208 Ivan Mlakar Tabela 4. Osnovne statistične ocene (ug/g) Table 4. Basic statistics (ug/g) Prvina [t.vzorcev Razpon Popr.vrednost Stand.odklon Clark Element N Range Average cont. Stand.Dev. Rösler & Lange, 1972 Skitski dolomit – Scythian dolomite Pb 14 1,5 - 510 128,46 152,4 9 Hg 14 0,02 –13,82 2,165 3,556 0,04 Ba 14 65 - > 1000 10 Karbonski pe{~enjak in konglomerat – Carboniferous sandstone and conglomerate Pb 11 10 - 400 108,45 128,2 7 Hg 11 0,3 – 2,1 0,988 0,555 0,03 Ba 11 225 - > 10003 563,18 337,00 X0 Karbonski skrilavi glinavec – Carboniferous shale Pb 7 10 - 190 56,0 70,80 20 Hg 7 0,16 – 4,5 1,391 1,492 0,4 Ba 7 210 - > 10004 557,86 359,0 580 Najnižja določljiva vrednost za Pb-3ug/g, za Hg-0,05 ug/g in za Ba-50 ug/g. 1 Dve analizni vrednosti za Pb sta pod 3 ug/g; upoštevano 1,5 ug/g 2 Ena analizna vrednost za Hg je pod 0,05 ug/g; upoštevano 0,02 ug/g 3 Tri analizne vrednosti za Ba so nad 1000 ug/g; upoštevano 1000 ug/g 4 Dve analizni vrednosti za Ba sta nad 1000 ug/g; upoštevano 1000 ug/g dolomita nad narivno ploskvijo. Sklenemo lahko, da stik med karbonskimi in skitskimi skladi tod ni baritonosen. Tudi z vzor~evanjem v grapi okrog 500 m NE od Pav{arja smo `eleli spoznati kak{ne so vsebnosti Pb, Hg in Ba v paleozojskih kamninah dale~ od orudenih blokov. ^e upo{tevamo {e vzorec P{-59, odvzet severno od doma~ije, smo tej problematiki namenili skupno 6 vzorcev (sl. 1 in 5, profil P4). Geokemi~ni prerez P4 ka`e, da vsebnosti prvin (razen Hg v vzorcu P{-30) niti v karbonskih niti v permskih plasteh niso spremenljive in so kot vse ka`e ozadje v teh kamninah. V dveh vzorcih rde~ega pe{~enjaka Grödenske formacije (P{-29 in 59) zna{a po-pre~je za Pb 27, pri Hg 0,235 in za Ba 300 µg/g. V dveh vzorcih sivega pe{~enjaka enake starosti so te vrednosti 14; 0,76 in 280 µg/g, v dveh vzorcih karbonskega skri-lavega glinavca (P{-31 in 32) pa 15,4; 0,36 ter 245 µg/g. Vsebnosti Hg in Ba so glede na clark v pe{~enjakih previsoke, v skrilavih glinavcih pa so na tem nivoju. Za orientacijo smo dolo~ili vsebnosti Pb, Hg in Ba tudi v dveh vzorcih kamnin mlaj{ih od spodnjega triasa. Vzorec P{-57 je iz ani-zi~nega, P{-58 pa iz cordevolskega dolomita; oba sta z izdankov ob cesti vas Ple{e-Molnik (sl. 1, profil P5). Kemi~ni analizi ka`eta nizke – clarkove vsebnosti Pb (pod 3 µg/g), glede na clark okrog 10 krat previsoke koncentracije Hg (0,30 in 0,20 µg/g) ter rahlo povi{ane vsebnosti Ba (85 in 105 µg/g). Z 8. geokemi~nimi vzorci (P{-60 do 67) smo `eleli preveriti vsebnosti prvin v ka- mninah na lokalnosti Drnovka (sl. 1). Na obmo~ju prereza P6 so koncentracije Pb zelo nizke (vse pod 3 µg/g), vsebnosti Hg se gibljejo med 0,27 do 0,70 µg/g s popre~jem 0,45 µg/g, analize na Ba pa so pokazale od 50 do 450 (vz. 64) in celo 800 µg/g (vz. 67); popre~-je je 217 µg/g Ba. @ivo srebro spet izkazuje 10 kratno pove~anje glede na klark v karbonatnih kamninah litosfere. Okrog 250 m SES od Kopa~a so z gozdnim kolovozom razkrili debelozrnate karbonske klastite (sl. 1, profil P7). Trije zbirni vzorci (Pa-1 do 3) so vsebovali clarkove vsebnosti Pb (12 do 18 µg/g, s popre~jem 14 µg/ g), 10 krat ve~je koncentracije Hg od clarka (popre~je 0,43 µg/g) ter pokazali na pre-cej{no variabilnost Ba (235 do 900 µg/g). Glede na statisti~no obdelavo vseh vzorcev s ple{kega prostora (tabela 4), so vsebnosti Pb globoko pod popre~jem za karbonski pe{~e-njak, glede na Hg nekaj pod njim, vsebnosti Ba pa so popre~ne. O`je obmo~je odvzema vzorcev torej ni zanimivo, pa~ pa smo v kosu piritiziranega karbonskega konglomerata iz preperine ju`no od tam (sl. 1, vzorec Pa-4 ) na{li visoke vsebnosti vseh treh prvin (305; 2,1 in ve~ kot 1000 µg/g). Glede na statisti~-no obdelavo so te vrednosti vsekakor nadpo-vpre~ne in najbr` tudi anomalne. Ob kolovozu SWS od Strgarja je pod karbonskim glinavcem drobnozrnati konglomerat enake starosti in smo ga preiskali z vzorcem Pa-5 (profil P8). Kemi~na analiza zbirnega vzorca je pokazala nekoliko pove-~ane vsebnosti vseh treh prvin (38; 0,80 in 365 µg/g). O problematiki Ba, Pb, Zn rudi{~a Ple{e Enaka kamnina je vkle{~ena ob 1. Rep-{kem prelomu, okrog 550 m SWS od tam (sl. 1, profil P9). Analiza vzorca Pa–6 je pokazala, da je glede na clark, precej, z ozirom na lokalno ozadje pa rahlo pove~ano vsebnost Pb (130 µg/g); koncentracije ostalih prvin so na nivoju popre~ja za preiskano obmo~je (0,94 in 325 µg/g). Kot v Antonkovem dolu (P1), se tudi na SE obrobju na{e karte ob narivni ploskvi stikata karbonski skrilavi glinavec in skit-ski dolomit. Vzorca Pa-7 in 8 sta zbirna iz ve~ izdankov ob kolovozu (sl. 1, profil 10). Kemi~ni analizi ka`eta, da je glede na stati-sti~no obdelavo vsebnost Pb v glinavcu (Pa-7) kakor tudi v triasnem dolomitu (Pa-8) nizka (10 in 15 µg/g) oziroma na nivoju clar-ka, koncentracije Hg in Ba pa popre~ne, toda vi{je v karbonskih kamninah (0,63 in 315 µg/g) kot v dolomitu (0,20 in pod 50 µg/g). Domnevamo, da so vse navedene vsebnosti Hg v okviru na{ega vzor~evanja za razred previsoke, oziroma da gre za standardno napako pri dolo~anju koncentracij te prvine. Za ra~unalni{ko obdelavo, ki jo je izvedel Bidovec (v poro~ilu Mlakar , l981a), je bilo iz starostno in litolo{ko enakih kamnin z izdankov na razpolago majhno {tevilo vzorcev. Statisti~ni parametri prikazani na tabeli 4 zato lahko slu`ijo le kot groba orientacija. Kot geokemi~no vzor~evanje lahko obravnavamo tudi podatke, ki jih je zbral Dozet (1999) na tabelah 2a in 2b, vendar jih ni izvrednotil. Starost kamnin oziroma prika-mnin v vzorcih dolomita z baritom je sicer znana, ne poznamo pa lege vseh 17 preiskanih vzorcev (prete`no dolomita) v prostoru in s tem oddaljenosti od rudi{~a. Vsi preiskani vzorci izkazujejo znatno vi{je vsebnosti Cd od clarkove vrednosti (Rösler & Lange, 1972), kar velja – razen enega vzorca tudi za Pb. Nasprotno pa so koli~ine Sr v preiskanih vzorcih, zlasti one v dolomitu, znatno ni`je od clarkove vrednosti (610 µg/g). Pri ostalih slednih prvinah (Ni, Cu in Zn) vsaj polovica vzorcev izkazuje vi{je vsebnosti od clarkovih. Povi{ane koncentracije slednih prvin povezujemo s prisotnostjo dis-perzne aureole okrog rudi{~a, ali vi{jega ozadja znotraj metalogenetskega pasu Posavskih gub. Do zanimivih ugotovitev pridemo, ~e upo{tevamo samo skitske kamnine in sicer 3 vzorce ozna~ene kot dolomit z baritom in 6 209 razli~kov dolomita brez barita ter skupini primerjamo med seboj. Koncentracije Ni in Cd v vzorcih dolomita z baritom ali brez njega so skoraj enake (popre~ja 24 in 23,8 µg/g Ni ter 11 oziroma 10,9 µg/g Cd). V vzorcih dolomita z baritom zna{a popre~je Cu 14.6 µg/g, v onih brez njega pa 8,8 µg/g; gre za l,6 kratno obogatitev v prvi skupini vzorcev. Kar 6 krat vi{je so vsebnosti Sr v dolomitih z baritom (popre~je 107 µg/g) kot v dolomitih brez njega (popre~je 17,8 µg/g). Pri Pb je ta razlika 10 kratna, pri Zn pa celo 10.7 kratna (popre~ja 377 oz. 37,4 µg/g za Pb ter 171,2 oz. 16 µg/g Zn). Te obogatitve povezujemo, kot bomo pokazali, z epigenetsko mobilizacijo rudne substance. Dosedanji pogledi na nastanek in starost orudenja Obstoji ve~ razlag o nastanku rudi{~a Ple{e in mnenj o starosti rudonosnega procesa. V literaturi raztresene podatke smo zbrali na enem mestu (Mlakar, 1981a); na nekatere izmed njih je opozoril Dozet (1985, 1999). O nastanku orudenja v revirju Stara jama so mnenja raziskovalcev nedeljena. To je hi-drotermalno, polimetalno in polimineralno, srednjetemperaturno rudi{~e z lepo izra`eno vertikalno zonalnostjo. Rudi{~e podobno litijskemu je brez vidne zveze z magmatskimi kamninami (Sedlar et al., 1948; Sedlar, 1950; Z o r c , 1952; Berce, 1955; Fabjan-~ i ~ , 1966). Nasprotno pa so mnenja o nastanku ba-ritnega orudenja na stiku karbonskih kamnin in triasnega dolomita v revirjih ^elo, Dule in Vrhovka med seboj zelo razhajajo. Berce (1955) je prvi opozoril na te probleme. Vi{jetemperaturni minerali so se izlo~ili iz raztopine `e v karbonskih kamninah, ni`-jetemperaturni pa so prodrli do stika s tri-asnim dolomitom. Raziskovalec je dopustil tudi mo`nost, da pri izvoru barita ne gre za normalni hidrotermalni proces. Velike ba-ritne le~e bi lahko nastale z izlu`evanjem prvotnega nahajali{~a in ponovnega odlaganja rudne substance na stiku karbonskih skladov in triasnega dolomita. @ebre (1955) je menil, da se je barit izlo-~al iz hidrotermalnih raztopin blizu povr{ine na stiku s triasnimi kamninami in v njih samih. Za razliko od litijskega je rudi{~e 210 Ple{e hidrotermalno-metasomatskega nastanka, saj ne prevladujejo rudne `ile tem-ve~ konkordantna rudna telesa v karbonskem pe{~enjaku. Ple{e je Jeremi} (1959a, 243, 244) uvrstil med sekundarna hidrotermalna rudi{~a barita nastala iz primarnih, pri ~emer je bila mineralna substanca kemijsko in mehansko prelo`ena. Prvotno rudi{~e paleozojske starosti je bilo tektonsko deformirano in rudna telesa so pri{la v nenormalni stik s triasnimi usedlinami. Alkalne raztopine so raztapljale barit in ga odlagale na stiku v obliki le~, kakor tudi v samem dolomitu. Prvotna ba-ritna rudna telesa se javljajo le v karbonskih plasteh in nastopajo v `ilni obliki z manj{o ali ve~jo primesjo sulfidov, za baritna rudna telesa drugotnega nastanka pa je zna~ilna skoraj popolna odsotnost le teh. Fabjan~i~ (1966) je menil, da so rudo-nosne raztopine sledile dinarsko usmerjenim prelomom in na{le najbolj{e pogoje za odlaganje rudne substance na mestih, kjer so naletele na karbonatne kamnine, torej na stiku triasnega dolomita in mladopaleozoj-skih usedlin. Buser (1974) je poudaril, da nastopa barit kot le~e in `ile na stiku med permokarbonskimi klastiti in na njih trans-gresivno odlo`enimi skitskimi dolomiti. D ro v e n i k M. in sodelavci (1980, 27) so opozorili, da so Ple{e edini primer Pb-Zn nahajali{~a v permokarbonskih skladih Posavskih gub, kjer so orudene tudi krovnin-ske triasne plasti. Vsa rudi{~a na tem prostoru so povezana z isto magmatsko aktivnostjo in so nastala v zelo podobnih pogojih. Dozet (1999) je zagovarjal prisotnost Ple{ke baritonosne formacije skitske starosti; barit je sedimentnega nastanka. Podobno kot razlage o nastanku rudi{~a se razhajajo tudi mnenja o starosti rudono-snih procesov, saj so jo raziskovalci ocenjevali v {irokem ~asovnem razponu od mlaj{ega paleozoika do terciarja. Berce (1963, 7) je zapisal, da so rudi{~a v Posavskih gubah verjetno mladopaleozoj-ske starosti in genetsko vezana na sideritno formacijo iz zgornjekarbonskega obdobja. Temu mnenju se je pridru`il tudi [trucl (1965), upo{tevajo~ izotopsko sestavo svinca. Jankovi} (1974) je ugotovil, da so rudi{~a na tem prostoru iz hercinskega metaloge-netskega obdobja. Po mnenju Drovenika M. in sodelavcev (1980, 32) pripadajo Pb-Zn Ivan Mlakar rudi{~a v Posavskih gubah najverjetneje me-talogenetski dobi mlaj{ega paleozoika, oziroma so nastala `e pred odlo`itvijo gröden-skih skladov v povezavi z magmatizmom, ki je dal v Vzhodnih Alpah kremenov porfir in keratofir. Fabjan~i~ (1966, 522) je zagovarjal sta-li{~e, da gre za mladopaleozojsko in delno spodnjetriasno starost rudonosnih procesov; hidrotermalne raztopine so deloma nadomestile triasne karbonatne kamnine. Dozet (1985, 1999) se v prvem prispevku o starosti orudenja ni opredelil, v drugem pa je zagovarjal prisotnost Ple{ke baritonosne formacije oziroma skitsko starost mineralizacije. Srednjetriasno starost je pripisal rudi{~u Grafenauer (1963, 1965, 1969), Buser (1974, 42, 44, 48) pa je menil, da je nastanek rudi{~a Ple{e verjetno vezan na spodnjeladi-nijski oziroma ladinijsko-karnijski vulkani-zem. Duhovnik (1956) je izvor rudi{~a Ple{e videl v povezavi z drugo tektonsko fazo (zgornji karbon – zgornji trias). Za terciarno starost rudonosnih procesov so se opredelili Hinterlechner (1918), Torn quist (1929), Sedlar s sodelavci (1948), Sedlar (1950), Berce (l955) in Cissarz (1956). Kompromisno re{itev je ponudil Jeremi} (1959a). Hidrotermalna rudi{~a posavskega paleozoika so sicer zgornjepaleozojske starosti, pri sekundarnih procesih nastala – dinarsko usmerjena baritna telesa pa so iz terciarnih orogenetskih faz in sicer iz paleogena. Razprava in sklepi Nanizani podatki ka`ejo, da bi bilo re{e-vanje genetske in starostne problematike ru-di{~a Ple{e zahtevno opravilo tudi v primeru, ~e bi bila dostopna vsa rudarska dela. Klju~ za re{itev teh problemov je glavna ba-ritna le~a (oziroma le~i) in v odgovoru na vpra{anje o odnosu le te do prikamnine. Projekciji velikih homogenih baritnih teles iz revirja ^elo na povr{ino (sl. 1), zlasti pa geolo{ki prerez 2 (sl. 2) dopu{~ajo na prvi pogled {tiri mo`nosti. Baritni telesi bi se lahko javljali v karbonskih plasteh, v skitskem dolomitu, na samem kontaktu, ali pa sta tujek (tektonska odstru`ka) na stiku paleozoj-skih in triasnih skladov. Podatek o nekaj metrov debeli skoraj neprekinjeni plasti ~rnega karbonskega skri- O problematiki Ba, Pb, Zn rudi{~a Ple{e 211 lavega glinavca v podlagi baritne le~e (Pirc , 1946; Sedlar et al., 1948; Sedlar , 1950; Z o r c , 1952; Berce, 1955; @ebre, 1955) ter izredno pomembna informacija, da je v zgornjem delu baritne le~e karbonski pe{~e-njak tudi v njeni krovnini (Berce, 1955, 7), ka`eta na tesno povezanost rudnega telesa s karbonskimi skladi. Baritni le~i ter karbonske plasti imajo iste stratimetrijske elemente (60/40°– 45°), zato lahko govorimo o kon-kordantni legi obeh rudnih teles znotraj paleozojske skladovnice kamnin (stratigraf-ski stolpec na 1. sliki, sl. 2, prereza 2 in 3). Po mnenju Dozeta (1999, 61; sl. 2, 3 in 4) je bazalna baritna slojna le~a v konkor-dantem odnosu z zgoraj le`e~im spodnje-triasnim dolomitom. Toda na{a natan~na povr{inska geolo{ka karta (sl. 1) in prerezi (sl. 2) govore nedvoumno, da nalegajo spodnje in celo zgornjeskitske plasti na rudo-nosne paleozojske sklade s konkordantno vlo`eno baritno le~o pod topim kotom. To potrjuje tudi Bercetova jamska geolo{ka karta z nivoja 380 metrov (sl. 3a, revir Dule rov 6). ^e upo{tevamo {e podatek o tektonsko mo~no pretrtem dolomitu nad baritno le~o (Sedlar, 1950) ter `e navedene podrobnosti o rde~i glini v njeni krovnini, so predstave o prisotnosti nekega bazalnega spod-njeskitskega dolomitnega horizonta in z njim tesno povezano baritno mineralizacijo (D o -z e t , 1999, sl. 2 do 4) nesprejemljive. Konkordantno lego baritnega rudnega telesa lahko v na{em primeru pove`emo z me-tasomatskimi procesi oziroma nadome{~a-njem kamnine v enem izmed horizontov karbonskih klastitov, ali pa privzamemo se-dimentni – singenetski na~in njegovega izvora. Misel, da je nastal barit poleg onega `il-nega v Stari jami drugod lahko kot baritna usedlina je v zvezi s preu~evanjem pasnate-ga barita (vzorec Pl-17/80) prvi izrazil Dro-venik M. (1980, 9). V nobenem izmed petih kosov z Vrhovke raziskovalec namre~ ni na{el korodiranih karbonatnih zrn ali ve~jih karbonatnih polj. Metasomatski procesi nikoli niso tako popolni, da ruda ne bi vsebovala korodiranih vklju~kov prvotne kamnine je poudaril Drovenik. Tudi iz velikih homogenih baritnih le~ revirja ^elo (te so po na{em mnenju ekvivalent pasnatega barita z Vrhovke) raziskovalci ne poro~ajo o nena-dome{~enih delih – reliktih pe{~enjaka, zato lahko privzamemo razlago o baritni usedlini tudi za vsako izmed njih. @al nimamo masnospektrometri~nih analiz stabilnih izotopov ?O18 in ?S34 barita iz razli~nih vrst rude, ki bi tako predpostavko potrdile, vemo le, da vzorec P{- 50 iz glavne baritne le~e v primerjavi z drugimi bariti izstopa po vi{ji vsebnosti Co (11 µg/g, tabela 3). V obse`ni literaturi o hrva{kih, bosanskih in ~rnogorskih baritnih nahajali{~ih (^i~i}, 1957; Jurkovi}, 1959; Jeremi}, 1959a, b; 1961) najdemo vrsto podatkov o kriterijih na podlagi katerih lahko lo~imo baritna telesa epigenetskega in singenetskega nastanka. Raziskovalci poro~ajo o singenetskih ba-ritnih telesih z do 20 cm debelimi vlo`ki ro`enca, ki so nastali z isto~asnim odlaganjem barita in kremenice. Zaradi druga~nih pogojev nastanka je vsebnost Sr v sediment-nih baritih okrog 3 krat manj{a kot v baritu epigenetskega izvora. Zanimiv je tudi podatek, da dajejo posamezni vzorci sedimentne-ga barita pod udarcem s kladivom duh po H2S kar ka`e, da vsebuje barit bituminozno substanco in svobodni plin. Taki bariti so gosti, te`ki in temnej{i ter sestoje iz pali~a- Tabela 5. Vzorci preiskani na izotope Pb Table 5. Mass spectrometricaly investigated samples (Pb) Vzorec Sample Na~in nastopanja Pb Mode of Pb appearance Pl - 19/80 Zrna galenita ob ‘ili barita v skitskem dolomitu Galena grains along barite vein in Scythian dolomite P[ - 44a/81 Zrna galenita ob ‘ili barita v spodnjeskitskem dolomitu Galena grains along barite vein in Lower Scythian dolomite P[ - 56/81 @ila galenita v karbonskem pe{~enjaku Galena vein in Carboniferous sandstone Odval (sl. 1, to~ka g) Dump (Fig. 1, point g) Profil P2 ob cesti v vas Ple{e (sl. 1 in 4) Geochemical section P2 (Fig.1 and 4) Odval (sl. 1, to~ka g) Dump (Fig. 1, point g) 212 Ivan Mlakar Tabela 6. Vrednosti razmerja izotopov svinca 206, 207 in 208 glede na izotop 204 in izotopsko razmerje 206/207 v galenitu (D o l e n e c , 1981) Table 6. Relation values of Pb isotops 206, 207 and 208 regarding to isotop 204 and isotopic relations 206/207 in galena (after D o l e n e c , 1981) Vzorec Sample Starost prikamenine Host rock age 206/204 207/204 208/204 206/207 Pl-19/80 PS-44a PS-56/81 Ti Ti C 18,22 18,14 18,28 15,60 15,61 15,69 38,58 38,62 38,70 1,168 1,169 1,165 stih zrn, ki oblikujejo snopaste, zvezdaste ali pahlja~aste agregate. V zdru`bi mineralov sedimentnih baritnih rudi{~ najdemo take z oblikami zna~ilnimi za kristalizacijo iz stanja gela (meljnikovit-pirit) ter orudene bakterije. Opozorimo naj {e, da je za obarja-nje BaSO4 potreben visok oksidacijski potencial in prisotnost 6 valentnega jona `ve-pla. Iz revirjev ^elo, Dule in Vrhovka poznavalci razmer sicer ne poro~ajo o ro`en~evih polah (oziroma vlo`kih karbonatnih kamnin ali klastitov), vendar je prisotnost rde~ka-stega ro`enca na drugotnem mestu dokazana na Vrhovki (vzorec Pl-15/80); podatka o baritnih vklju~kih v njem nimamo. Za sedi-mentni na~in nastanka homogenih baritnih le~ govore {e temni, skoraj ~rni razli~ki barita ter limonitizirane piritne »orudene bakterije«, iz kosov pasnate baritne rude na Vrhovki (vzorec Pl-17/80), kar je dokazal Drovenik M. (1980, 8). Sam nastanek singenetskih baritnih rud v jugoslovanskih rudi{~ih paleozojske in tri-asne starosti sta J u r k o v i } (1959, 88) ter Jeremi} (1961, 153) obrazlo`ila takole. Vro~i plini in pare iz solfatar s submarin-sko ekshalacijo ali iz podmorskih termalnih vrelcev so prihajali v hladno morsko vodo, ki kot mo~an kondenzator naglo odvzame toploto plinom, param in termam. Iz preprostih in me{anih gelov, ki absorbirajo dolo~ene koli~ine plinov, glinene substance in bitumna, se hitro izlo~ijo usedline. Geli barita, kakor tudi pirita itd. so v vodi neto-pni, kar doprinese k njihovi stabilnosti v morski vodi. Rudna substanca se je odlagala tudi v obliki pali~astih agregatov, ki med seboj zavzamejo razli~no lego, v vmesnih prostorih pa se nakopi~i bituminozna substanca in daje sivo do temno sivo barvo tej rudni usedlini. Prvotni kripto do mikrokristalni barit preide v naslednjem stadiju preobrazbe v drobnozrnati barit, na mestih z ni`jo temperaturo in pritiskom pa nastaja debelozrnati barit; nagla prekristalizacija gelov privede do pali~astih in plo{~astih kristalov barita. Tekom diageneze prvotnih baritnih usedlin se neprestano odvija samoo~i{~evanje one-sna`enih gelov. Barit prehaja iz temno sivega, gostega v bolj debelo kristaliziran beli – ~isti barit, kakr{en je normalni, hidroter-malni `ilni barit. Pri preu~evanju pasnatega barita z Vr-hovke (vzorec Pl-17/80) je Drovenik M. (1980) opozoril, da prehajajo zrna barita s pali~astimi preseki v drobnozrnat barit. To je razpad prvotno ve~jih baritnih zrn (1 do 5mm) v manj{a zrna (10 do 40 µm); ta grade prete`ni del petih zbruskov. Sprememba velikosti zrn naj bi bila povezana s tektoniko, saj so ve~ja zrna pogosto nagubana in deformirana. Sam proces je raziskovalec ozna~il kot degradacijsko rekristalizacijo. Prav zaradi dinamometamorfizma je po podatkih Jeremi}a (1959a) tudi v bosanskih hidro-termalnih rudi{~ih barit prekristalil v drob-nozrnati baritni agregat; nastala je uskrilje-na baritna substanca. Svoje predstave o prisotnosti singenetske baritne rude v Ple{ah je gradil Dozet (1999, sl. 2 do 4) predvsem na predpostavki, da so to konkordantna rudna telesa znotraj spod-njeskitskih skladov na stiku s paleozojskimi kamninami ter na primerjavi s podobnimi rudi{~i s {ir{ega prostora (Gorski Kotar). Toda tam so problemati~ne celo tektonske razmere in starost kamnin, zato poglejmo kaj ka`e primerjava s komaj 18 km oddaljenim litijskim rudi{~em. Na prerezih 5a in 5b (sl. 2) smo pokazali razmere v obdobju nastajanja obeh rudi{~ ter shematsko tudi dana{nje okoli{~ine. Podobnosti ni mogo~e spregledati, ~eprav prevladujejo v spodnjem delu litijskega rudi{~a diskordantne – epigenetske Pb, Zn rudne `i-le (M l a k a r , 1993), v rudi{~u Ple{e pa taka O problematiki Ba, Pb, Zn rudi{~a Ple{e 213 konkordantna – epigenetska rudna telesa. Vertikalna zonalnost je v Ple{kem rudi{~u nekaj bolje izra`ena.V zgornjem delu obeh rudi{~, ki se nahajata v klastitih karbonske superpozicijske podenote Cb2, najdemo velika konkordantna baritna telesa z veliko povr{ino, toda z debelino le nekaj metrov. V litijskem rudi{~u je to rudna plast Alma (pre-te`no iz barita), v Ple{ah pa veliki homogeni baritni le~i v revirju ^elo in kot predpostavljamo – raztrgano rudno telo na Vrhovki. Medtem ko govore vsi razlogi za singe-netski na~in nastanka omenjenih baritnih teles v ple{kem rudi{~u, je taka opredelitev izvora rudnega telesa Alma v Litiji {e nekoliko sporna. Opozarjamo na prisotnost drsnih struktur, nastalih zaradi polzenja ne-konsolidiranega rudnega materiala, na drugi strani pa na normalno vertikalno zonalnost znotraj rudnega telesa Alma, kar govori za metasomatski na~in nastanka (Mlakar , 1993, 322, 327). Klub temu se vsiljuje razlaga, da gre v obeh primerih (sem lahko pri{te-jemo tudi srednjetriasno rudi{~e Idrija) za isti vzorec – to je epigenetsko orudenje v spodnjih in »ekran« iz singenetskih rud v zgornjih delih rudi{~ kot produkt istega ru-donosnega procesa v sorazmerno kratkem obdobju. Prisotnost »Tornquistovega preloma« (TP) v Litiji in narivne ploskve med baritonosno skladovnico karbonskih klastitov ter skrila-vim glinavcem v Ple{ah (sl. 2, prerez 5b) je druga nenavadna podobnost med rudi{~e-ma. Zna~aj teh deformacij je vsaj v Litiji {e nekoliko sporen (Mlakar , 1994/95, 361). Omeniti moramo {e prisotnost hematita v obeh rudi{~ih. Paleozojsko starost ple{kega rudi{~a smo doslej utemeljevali le na podlagi splo{nih geolo{kih podatkov, zato si poglejmo, kaj ka`ejo laboratorijske preiskave opravljene v okviru na{ih letnih poro~il (Mlakar, 1980, 1981a). Dolenec (1980, 1981) je raziskal izotop-sko sestavo Pb v treh vzorcih galenita (tabela 5). Prva dva vzorca pripadata torej skitskim plastem iz najvi{jih nivojev rudi{~a, tretji pa je iz karbonskih kamnin srednjega ali spodnjega dela Stare jame ali iz revirja Vrhovka. Prostorsko je to~no opredeljen le drugi vzorec. Rezultate raziskave ka`e tabela 6. Dolenec (1981) je poudaril, da moramo zaradi majhnega {tevila vzorcev obravnava- ti rezultate kot predhodno informacijo ter zapisal naslednje. Izotopska razmerja svinca v galenitu iz spodnjeskitskih in karbonskih skladov se med seboj bistveno ne razlikujejo; razlike so v okviru eksperimentalne napake. Modelna starost svinca iz Ple{, do-lo~ena po Holmes-Houtermansovem modelu zna{a v popre~u 345 milijonov let in se skorajda ne razlikuje od popre~ne modelne starosti dolo~ene na podlagi razmerja 206/207 po Russell-Farquhar-Cummingovem modelu (337 milijonov let). ^e upo{tevamo {e napako dolo~itve, ki zna{a pribli`no ± 50 milijonov let, vsebuje galenit iz Ple{ najverjetneje svinec karbonske starosti. Ta svinec je bil kasneje najbr` mobiliziran tudi v spodnjeskitski dolomit je sklenil svoja ra-zmi{ljanja Dolenec (1981). Rezultati izotopske raziskave svinca se z na{imi doslej nanizanimi ugotovitvami lepo ujemajo in jih potrjujejo. Ker se pri remobi-lizaciji brez dotoka radiogenega svinca modelna starost Pb ne izpremeni, rezultati Do-len~evih raziskav ne govore niti proti preme{~anju rudne substance v terciarju. ^e privzamemo ugotovljeno popre~no modelno starost svinca 341 milijonov let kot to~no, naj bi galenitno orudenje v Ple{ah nastalo v spodnjem karbonu v povezavi z Bretonsko tektonsko fazo. Z upo{tevanjem najve~je mo`ne pozitivne napake (391 milijonov let) zdrsne nastanek rudi{~a celo v spodnji devon, kar je {e manj sprejemljivo. Pri najve~ji mo`ni negativni napaki (291 milijonov let) pa pade nastanek rudi{~a nekako na mejo med westphalijem in stephanijem, oziroma v Astursko tektonsko fazo, kar se nam zdi glede na podatke iz drugih sorodnih rudi{~ v Posavskih gubah (Mlakar, 1985/86, 1993, 2003, Mlakar et al., 1992) najbolj verjetno. Zelo zanimive podatke v zvezi s problematiko dolo~anja starosti rudi{~ (paleozoik ali trias) sta na primerih znotraj ozemlja nekdanje Jugoslavije nanizala Jurkovi} in Palinka{ (2002). Paleozojska in triasna ru-di{~a se po mnenju teh raziskovalcev mo~no razlikujejo `e glede mineralnih paragenez. V primerjavi s triasnimi rudi{~i vsebujejo pa-leozojska srebronosni galenit, prisotne pa so tudi prvine kot Sn, W, Mo, Li, B in F vsebu-jo~i minerali. Razlike so o~itne tudi glede popre~nih vrednosti izotopske sestave (? S34) sulfatnega `vepla v baritih hidrotermalnega nastanka, kar valja {e za vsebnosti SrSO4. Tudi analize teko~inskih vklju~kov v rudi in 214 mineralih (npr. kremen, barit, cinabarit) dajejo prepri~ljive podatke za razlikovanje ru-di{~ paleozojske in triasne starosti (Jurko-vi} & Palinka{, 2002). Splo{ni geolo{ki podatki, izotopske raziskave Pb, srebronosnost galenita ter vsebnosti Mo in Sn v njem (tabela 3), govore za paleozojsko starost epigenetskega Pb, Zn, Ba orudenja v Stari jami in revirju Vrhovka. Ostale navedene parametre bo treba {e dolo-~iti in pri odvzemu vzorcev paziti zlasti na prikamnino (karbonski klastiti oz. spodnje-triasni dolomit ali apnenec). Pred sintezo moramo odgovoriti {e na vpra{anje o nastanku in starosti baritnega orudenja v skitskem dolomitu. Kot smo omenili, sta o mo`nosti pre-me{~anja baritne substance v rudi{~u Ple{e razmi{ljala `e Berce (1955) in Jeremi} (1959a), vendar je pojem mobilizacija barita, – v smislu kakr{nega bomo zagovarjali v naslednjih odstavkih, precej mlaj{i (Dro-venik M. et al., 1980, 32). Na drugem mestu je D rovenik M. (1980) poudaril, da je barit v karbonatni kamnini tam nastal pre-te`no pri metasomatskih procesih, vendar je delno kristaliziral tudi v njenih porah. Diagenetskim spremembam v spodnje-skitskem dolomitu, kot morski litoralni usedlini in samem procesu orudenja z baritom v njem, je Skaberne (l982) namenil precej pozornosti. Podatki se nana{ajo na obmo~je profila P2 ob cesti v vas Ple{e (sl. 1 in 4). Osnovne ugotovitve so naslednje. V zgodnji diagenezi je pri{lo do rekristalizacije dolo-mikrita; nastala sta mikrodolosparit in psevdodolosparit. Barit je najprej in tudi intenzivneje nadome{~al debelejezrnati psev-dodolosparit, nato pa tudi mikrodolosparit. Nastala so ve~ja in manj{a baritna gnezda usmerjena z dolgo osjo vzporedno z lamina-cijo v dolomitu. Nekateri znaki ka`ejo, da so baritne `ilice mlaj{e od gnezd. Po nastanku baritnih gnezd se je iz raztopin izlo~al orto-dolosparit, ki deloma nadome{~a barit v gnezdih. Ortodolosparitu je sledil kalcit, ki nastopa bodisi v `ilicah, deloma pa nadome{~a dolomit. Kalcitu je sledila nova generacija ortodolosparita. Barit druge generacije (druga tektonska faza) nastopa v `ilicah in ima {tevilne drobne vklju~ke dolomita in v~asih tudi kalcita. S tretjo tektonsko fazo je povezana mo~na okremenitev; kremen nadome{~a dolomit, kalcit in barit (Skaberne , 1982). Ivan Mlakar Dejstvo, da najdemo v dolomitu baritno orudenje z nekaj sulfidnimi minerali samo na mestih, kjer se ta kamnina stika z orude-nimi karbonskimi skladi tako izstopa, da ga niso mogli spregledati niti starej{i raziskovalci (Jeremi} , 1959a, 236; Berce, 1963, 6; D r o v e n i k M. et al. 1980, 32). Pri dokazani paleozojski starosti epigenetskega Pb, Zn, Ba orudenja v Stari jami in v revirju Vrhovka ter ob trditvi o narivnem zna~aju stika med karbonskimi in skitskimi plastmi, kar smo dokazovali v prej{njih poglavjih, smo se obenem opredelili tudi o izvoru in starosti orudenja v triasnih kamninah. Oru-denje je lahko nastalo samo z mobilizacijo rudne substance iz `e zdavnaj orudenih karbonskih skladov in sicer v terciarju in to v samem obdobju, kakor tudi po kon~anem narivanju skitskih plasti preko karbonske podlage. To so deformacije v okviru nariva-nja Ju`nih Alp na Zunanje Dinaride. Te je postavil Premru (1974, 268; 1980, 253) v Rodansko fazo med miocenom in pliocenom. Bolj kot starost, se nam zdi problemati-~en na~in preme{~anja rudne substance. Na podoben problem je naletel Jurkovi} (1959) pri razlagi nastanka baritnih rudi{~ v Gorskem Kotarju. Interstratificirane baritne plasti debele 1 do 2 metra se javljajo tam v paleozojskih plasteh, v karnijskih kamninah in glavnem dolomitu sti~ne cone pa so gnezda in `ilni spleti barita. ^e zanemarimo razliko v starosti krovninskih skladov, so to enake okoli{~ine kot v rudi{~u Ple{e. Po mnenju Jurkovi}a (1959, 87) je v epigenetski fazi pri povi{anem pritisku in temperaturi ter s »staranjem« prvotna barit-na usedlina z gelsko strukturo delno ali popolno dehidratizirala, devitrificirala, prekri-stalila in se »o~istila«. Ti procesi so verjetno pri~eli `e tekom sedimentacije. Z dehidrati-zacijo baritnih usedlin nastanejo tudi »sekundarne hidrotermalne raztopine«, ki delno prena{ajo barit in pirit v sisteme razpok v devitrificirajo~em gelu, kakor tudi neposredno v krovnino iz karnijskih in nori{kih plasti, kjer pogojujejo nastanek metasomatskih procesov. Tako so nastale sekundarne hidro-termalne `ilice in gnezda barita s piritom v prvotnih rudnih telesih ter baritni pojavi v karnijskih plasteh in glavnem dolomitu. Na~in preme{~anja rudne substance ka-kr{nega je predvidel J u r k o v i } (1959) skoraj povsem ustreza razmeram v Ple{ah, saj tod ne poznamo terciarne hidrotermalne de- O problematiki Ba, Pb, Zn rudi{~a Ple{e javnosti. Sledi logi~en sklep, da je skitski dolomit oruden povsem naklju~no, kar bi pri ugodni legi in sestavi doletelo tudi katerikoli drug triasni ali celo mlaj{i litostrati-grafski horizont, torej tudi glavni dolomit. Teoretsko zelo zanimiv problem, o mo`-nosti baritnega orudenja v tem dolomitu (nanj nalegajo ob narivni ploskvi baritna rudna telesa vsaj na Vrhovki) je izstopil {ele v sklepni fazi obdelave podatkov o rudi{~u Ple{e (Mlakar, 1981a), zato te predpostavke ni bilo ve~ mogo~e preveriti na terenu. V zvezi s to problematiko naj navedemo nekaj zanimivih opa`anj. Po podatkih na{e geolo{ke karte (sl. 1), je vhod rova na koti 400 metrov (Vrhovka, to~-ka n) v glavnem dolomitu. Na Bercetovi karti tega nivoja je tam vrisan triasni dolomit z impregnacijami barita (sl. 3b, to~ka q). Podobne razmere so na nivoju 416 metrov SW od tam (Mlakar, 1981a, sl. 7). Tudi izdanek barita vzhodno od Lampi~a (sl. 1, to~ka b), ki ga omenjajo v starej{i literaturi (Sedlar et al., 1948, 49; Sedlar , 1950), pade brez dvoma v obmo~je iz glavnega dolomita. To je baritna `ila s smerjo 335°. Omenjene nizke vsebnosti prvin v vzorcih P{-3 in 4 na prerezu P2 (sl. 5) niso dakaz proti na{i predpostavki, saj tod sulfidno ali sulfatno rudno telo ne nalega na zgornjetrisni dolomit. Po primerjavi z rudi{~i na {ir{em prostoru, predvsem onimi v Gorskem Kotarju, je Dozet (1999, 63) postavil model, ki naj bi veljal tudi za nastanek ple{kega rudi{~a. Toda v njem so prvine, ki jih v rudi{~u Ple{e sploh ne poznamo (npr. hematitsko-baritna ali limonitno-baritna skorja, prisotnost fa-ciesa plimskih ravnin ter kopna v srednjem in zgornjem permu, spodnjetriasna transgresija). Model veljaven za litijsko rudi{~e (Mlaka r , 1993, 330) lahko z nekaj dopolnitvami uporabimo tudi za razlago nastanka ple{ke-ga rudi{~a. Gre za dogajanja nekje na severnem obrobju Afri{ke plo{~e. Asturska tektonska faza (ATF) je prekinila odlaganje klastitov karbonske superpozicijske pode-note Cb2 kot najmlaj{ega ~lena v okviru regresijskega-progradacijskega niza usedlin (stratigrafski stolpec na 1. sl., sl. 2 – prerez 5a). V nestabilnem obdobju inverzije tektonskega re`ima je ob prevladujo~em razpiranju podlaga razpokala. Morda so to strukture povezane z nastankom tektonskih 215 jarkov in pragov, ali pa spremljajo~e razpoke enega izmed mo~nih (transformnih) prelomov, katerih lego v prostoru ne poznamo. Za`ivela je hidrotermalna dejavnost, ki je pri~ela s sideritizacijo kamnin. V ve~ji globini so se znotraj debelozrnatih klastitov karbonske superpozicijske podenote Cb2 v subhorizontalni legi (stratigrafski stolpec na 1. sliki; sl. 2 – prerez 5a) prete`no pri meta-somatskih procesih izlo~ali vi{jetemperatur-ni minerali kot sfalerit, pa tudi srebronosni galenit. Lego rudnih teles v prostoru kontrolirajo prese~i{~a sistemov razpok z ekran-skimi strukturami (vlo`ki skrilavega glinav-ca), ki obenem opredeljujejo konkordantno obliko metasomatskih rudnih teles. [e vi{je so se v odprtih razpokah predvsem kompe-tentnih karbonskih klastitov iz hidrotermal-nih raztopin izlo~ali ni`jetemperaturni minerali. Nastajale so diskordantne rudne `ile in `ilice monomineralne (barit oz. galenit) ali polimineralne sestave. V sklepni fazi istega rudonosnega procesa je v sedimentacijski bazen – verjetno laguno lo~eno od odprtega morja s pragom, prihajal barij. Brez dvoma so bile to po sestavi zelo izdiferencirane hidrotermalne raztopine v ni`jetemperaturnem obmo~ju, sam na~in transporta pa pu{~amo odprt. Za nastanek primarnih gelskih struktur baritnih le`i{~ Gorskega Kotarja je Jurko-v i} (1962) dopustil dve razlagi. Te so produkt zelo koncentriranih hidrotermalnih koloidnih raztopin iz katerih so se naglo izlo~ali barit in Fe sulfidi, ali pa kemi~ne usedline (submarinski tip le`i{~a) nastale z naglim izlo~anjem iz hidrotermalnih raztopin ali plinskih ekshalacij v mrzli morski vodi. Na en ali drug na~in sta v Ple{ah v mlaj{em paleozoiku nastali veliki homogeni baritni le~i v revirju ^elo ter kasneje raztrgano baritno telo na Vrhovki. Glede diagenetskih in epigenetskih sprememb v baritnih telesih lahko previdno priv-zamemo `e opisani model, kakr{nega sta predstavila Jurkovi} (1959) in Jeremi} (1961) in velja za druga baritna le`i{~a na {ir{em prostoru. Iz prerezov (sl. 2) je razvidno, da je zna{ala prvotna vertikalna razse`nost orudenega bloka najmanj 100 metrov. Ker sta revirja Stara jama in Vrhovka brez dvoma del iste orudene cone, lahko ra~unamo z dol`ino vsaj 1100 metrov. 216 Ivan Mlakar Hidrotermalna dejavnost je zamrla. Sedi-mentacijo ve~ 100 metrov debelih klastitov zgornje strukturne eta`e iz transgresijskega – retrogradacijskega niza karbonskih (deloma morda spodnjepermskih) usedlin (Cb3, Cb4, Cc) je prekinila Saalska tektonska faza (STF). Po odlo`itvi okrog 240 metrov klasti-tov Grödenske formacije, nekaj 10 metrov debelih zgornjepermskih kamnin v dolomit-nem razvoju ter skitskih plasti, moramo ra-~unati {e z ve~ 1000 metrov debelo skladovnico iz srednje in zgornjetriasnih kamnin pa tudi mlaj{ih usedlin, ki jih stratigrafski stolpec na 1. sliki ne zajame. V terciarju je pri{lo rudi{~e bli`e zemeljskemu povr{ju. V okviru narivanja Ju`nih Alp na Zunanje Dinaride, je bil del `e zdavnaj orudenega bloka v talnini in krovnini po{evno izrezan iz skladovnice paleozojskih kamnin in narinjen vsaj za 3 km proti jugu na glavni dolomit. Mo~na porudna tektoni-ka je pogojevala nastanek pasnatega barita na Vrhovki. V krovnini orudenega bloka so narivne deformacije privedle skitske kamnine na veliki povr{ini v stik z orudenimi karbonskimi plastmi. V ozkem pasu so po{evno nalegla na narivno ploskev tudi velika homogena – singenetska baritna telesa, vezana na to~no dolo~en horizont znotraj paleozojskih kla-stitov (tektonska shema na 1. sl.; sl. 2 prerez 2 in 5b). Kot vse ka`e, so se pri narivanju ponekod odtrgali posamezni kosi ali bloki singenet-sko nastalega pa tudi epigenetskega – `ilne-ga barita in jih danes najdemo kot tujke – tektonske odstru`ke – vzdol` narivnih ploskev na Vrhovki (sl. 3b). Na obmo~ju revirja ^elo je veliko singenetsko baritno telo le`alo na karbonskem skrilavem glinavcu, v krov-nini pa so nanj po{evno nalegli rde~i glinav-ci spodnjeskitske starosti spremenjeni pri narivanju v rde~o glino. Prav lega omenjenega baritnega telesa med inkompetentnimi kamninami, ki so se lahko plasti~no deformirale, je omilila ter celo prepre~ila njegovo mehansko dezintegracijo in velika baritna le~a (oziroma le~i) se je ohranila kot celota. Po podatkih @upan~i~a (1946) in zapisnika z dne 2. maja 1946 je »barit mestoma prekinjen s tanj{imi plastmi rde~e gline«, po na{em mnenju one iz krovnine, uvaljane ob {ibkej{ih prelomih ali narivnih ploskvah. Pri povi{anem pritisku in temperaturi, torej pri pogojih, ki se pribli`ujejo okoli{~i- nam nastanka epitermalnih rudi{~, so se por-ne vode segrele in povzro~ile mobilizacijo barita. Epigenetska mobilizacija je zajela predvsem barit, vendar je proces v omejenem obsegu prizadel tudi nekatere druge minerale. V mobilizirani rudi ni siderita, s ~i-mer smo dobili enega izmed kriterijev za razlikovanje primarnih od sekundarnih – mobiliziranih rud. Danes lahko zapi{emo, da je mobilizacija barita segla v krovninske skitske – predvsem dolomitne kamnine vsaj 100 metrov dale~, pri Pb in Hg pa gre za razdaljo okrog 70 metrov (sl. 5, geokemi~ni profil P2). Kako so se v okviru teh procesov obna{ale druge prvine nakazujejo rudnomikroskopske raziskave (Drovenik M., 1980, 1982) ter podatki, ki jih nudita tabeli 2a in 2b (Dozet, 1999). V vseh preiskanih vzorcih v okviru prereza ob cesti v vas Ple{e (sl. 4, vzorci P[-44 do 48) je dokazana prisotnost kremenice, z izjemo enega vzorca {e pirit in kalcit, toda le v vzorcu P[-44, samo 80 cm oddaljenem od karbonskih skladov, tudi navzo~nost galenita oziroma cerusita in anglezita ter sfalerita in tennantita. V vzorcu ro`natega skitskega dolomita z baritom, katerega lego v prostoru ne poznamo (odval; sl. 1, to~ka g – vzorec P[-49), so bili poleg omenjenih mineralov ugotovljeni {e halkopirit, bornit, covellin, goethit in lepidokrokit. Vse ka`e, da so pri procesih, ki so oblikovali neke vrste »sekundarno disperzno aure-olo« okrog paleozojskega rudi{~a, sodelovale predvsem prvine Si, Ca, in Ba, v nekaj manj{i meri Zn, Pb, Hg in Sr, v najmanj{i pa Cu (o obogatitvah nekaterih prvin smo `e poro~ali) in morda {e nekatere druge prvine, kar bi kazalo preu~iti podrobneje. V tem obdobju je pri{lo brez dvoma tudi do pre-me{~anja bituminozne substance eksogene-ga izvora. To nakazujejo literaturni podatki (Pirc, 1946) o temnih apnencih oziroma dolomitih v krovnini velike – homogene barit-ne le~e. Jeremi} (1959a, 243) govori o alkalnem zna~aju takih raztopin. V neotektonskem obdobju so subvertikal-ni prelomi orudeni blok skupaj z disperzno aureolo razsekali, omejili in prekinili povezavo med rudonosnima strukturama z ob-mo~ja Stare jame in Vrhovke. Sem {tejemo tudi `e ve~krat omenjena preloma iz natan~-no preiskanega profila P2 ob cesti v vas Ple{e. Na obeh obmo~jih je erozija odstranila najvi{je dele rudi{~a. O problematiki Ba, Pb, Zn rudi{~a Ple{e 217 Klasifikacijo {tevilnih bosanskih baritnih nahajali{~ je podal J e r e m i } (1961). Glavna – homogena baritna le~a iz revirja ^elo pripada po teh kriterijih k prvemu monomine-ralnemu baritnemu nahajali{~u ter morfo-lo{kemu tipu C; to so baritna rudna telesa le~aste oblike interstratificirana znotraj ma-ti~ne kamnine. ^e obravnavamo rudi{~e Ple{e kot celoto, je to baritno-sulfidno (galenit, sfa-lerit) oziroma polimetalno, polimineralno me-zo do epitermalno rudi{~e hidrotermalnega nastanka, pri ~emer je del rudnih teles epige-netskega, druga pa singenetskega izvora. Zveza z magmatskimi kamninami ni vidna. Glede na visoko udele`bo barita je ple{ko rudi{~e nastalo dale~ od centra magmatske aktivnosti. Po ugotovitvah Jeremi}a (1959a, 1965) so baritna nahajali{~a tudi na {ir{em prostoru vezana na kisli magmatizem varisti~ne orogeneze. [e natan~neje se je opredelil Jankovi} (1967); v Posavskih gubah pogojuje ta rudi{~a srednjekisli magmatizem. Sliko o ple{kem rudi{~u lahko dopolnimo {e z nekaj podatki o perspektivnosti objekta. Ugotavljamo, da je rudi{~e kot celota slab{e preiskano. To velja za obmo~je ob narivnem stiku z glavnim dolomitom nad `elezni{ko progo (tam so po literaturnih podatkih naj-starej{a rudarska dela), predvsem pa na severovzhodu kamor – kot ka`e strukturna karta – tone rudonosna struktura (sl. 1 in 2, prereza 2 in 3). Nasprotno pa v revirjih Dule in ^elo ni ve~ prostora za odkritje ve~jih homogenih baritnih le~, kar lahko trdimo tudi za revir Vrhovka, kjer so bile okoli{~ine za rudarjenje sila te`avne. Zdale~ najbolj obetavno je ledinsko ob-mo~je Drnovka, ki le`i na zveznici med revirjema ^elo in Vrhovka. Rudonosni paleo-zojski skladi so izginili s povr{ja zaradi mo~nega grezanja vmesnega bloka ob sistemu pre~noalpskih in pre~nodinarskih prelomov (sl. 1, sl. 2, prerez 8). Tod teoretsko lahko pri~akujemo velika homogena baritna telesa, (visoke vsebnosti Ba v vzorcih P{ 64 in 67, profil P6), kakor tudi manj pomembno Pb, Zn orudenje v globjih delih. Obmo~je ostaja zanimivo, ne glede na to, ali so kamnine na povr{ju spodnje ali srednjetriasne starosti. Raziskovalne vrtine bi v drugem primeru zadele na morebitno orudenje nekaj globje. Na obse`nem obmo~ju iz skitskih skladov imamo tudi na vzhodni polovici karte opraviti s »prekritimi rudonosnimi strukturami«. Potencialne karbonske kamnine so se tako kot v Stari jami najbr` ohranile v ve~ji debelini le v strukturnih depresijah (sl. 1 in 2, prerez 8). Najbolj zanimiva oziroma kakovostna, singenetska baritna rudna telesa, vezana na to~no dolo~en horizont znotraj karbonskih skladov, lahko pri~akujemo samo na jugovzhodnem podalj{ku zveznice ^elo – Vrhovka, kar bi lahko dokazali z raziskovalnim vrtanjem. Predhodne geokemi~ne raziskave bi bile uspe{ne le tam, kjer razdalja do morebitnih orudenih karbonskih skladov v globini ne bi presegala one, do koder se je preme{~ala (epigenetsko mobilizirala) rudna substanca. Ta razdalja je za posamezne prvine razli~na in v okviru prispevka le nakazana. Tiringer in Berce (1956) sta ocenila, da je na jalovi{~ih okrog 50.000 ton izkopni-ne z 30 % barita, kar da okrog 15.000 ton barita. Drovenik F. (1956) je sicer poro~al o vzor~evanju enega izmed odvalov, vendar podatkov o analiziranih vzorcih nismo ma{li. Fabjan~i~ (1966, 511) je opozoril na dejstvo, da se ves barit, ki so ga odkopavali obenem s svin~evo rudo pred prvo svetovno vojno in ve~ji del tako pridobljenega barita med vojnama nahaja na odvalih. Na{e pomisleke v zvezi s pojmom Ple{ka baritonosna formacija lahko strnemo takole. Ideja o prisotnosti omenjene rudne formacije skitske starosti (Dozet , 1999) je le na prvi pogled logi~na in za nepoznavalca razmer morda celo prepri~ljiva, vendar ne vzdr`i te`e argumentov, ki govore proti njej. Kljub nekaterim modernim pristopom, toda ob hkratnem premalo poglobljenem usklajevanju stare tekstualne z grafi~no – jamsko dokumentacijo ter neupo{tevanja celo nekaterih pomembnih podatkov (po{evno nale-ganje skitskih litostratigrafskih horizontov na karbonske plasti, izotopske raziskave Pb itd.), rezultat Dozetovih prizadevanj ni primer celovitega pristopa in dobro dokumentirane interpretacije starosti in geneze enega na{ih rudi{~. Upo{tevanja vredno je predvsem mnenje o sedimentnem nastanku baritnih teles, ki pa ne velja za ve~ino – kot bi lahko sklepali iz prispevka (Dozet, 1999), temve~ samo za nekatere izmed njih. Toda ta sklep ne temelji na konkretnih – ~etudi skopih podatkih iz rudi{~a, temve~ na primerjavi s podobnimi oddaljenimi baritnimi nahajali{~i na Hr-va{kem, kar velja tudi za predpostavljeno 218 skitsko starost orudenja. Poleg tega spoznanje o sedimentnem nastanku posameznih ba-ritnih teles v Ple{ah ni novost. O baritni usedlini v tem rudi{~u je prvi pisal Drove-n i k M. (1980). Skratka, singenetski na~in nastanka nekaterih baritnih teles smo skupaj s sodelavci zagovarjali in utemeljevali `e pred mnogimi leti (Mlakar, 1980, 1981a), o ~emer lahko v Dozetovem prispevku iz leta 1999 izvemo le med vrsticami. @e takrat nakazana predpostavka o epi-genetski mobilizaciji rudne substance v po-rudnem obdobju je sedaj izstopila z vso te`o in je od vseh prisotnih problemov najbolj zanimiva tako s teoretskega kot iz prakti~-nih razlogov. V naslednjem raziskovalnem obdobju ka`e tej problematiki nameniti posebno pozornost, saj je o takih dogajanjih malo oprijemljivih podatkov celo v tuji strokovni literaturi. Z vse bolj{im poznavanjem karbonskih plasti, ki se nakazuje v najno-vej{ih prispevkih (Kol ar-Jurkov{ek & Jurkov{ek, 2002a, b; Mlakar, 2003), bo treba v stratigrafskem stolpcu mnogo bolj natan~no opredeliti tudi lego baritonosnega horizonta znotraj paleozojskih skladov. On the problems of the Ba, Pb, Zn Ple{e ore deposit Extended summary Not far from Ljubljana is situated the at least 250 years known Ba, Pb and Zn ore deposit of Ple{e that was in production during several periods between 1729 and 1963. In total, more than 100,000 tons of barite, close to 10,000 tons of lead and some zinc were mined from it. Geologic data from the presently inaccessible mine workings are scarce. Based on comparisons with the related deposits in Croatia Dozet (1999) attempted to explain the genesis and age of this interesting ore deposit by proposing the existence of a Ple{e barite-bearing formation of the Skythian age. The barite bodies of synge-netic origin should be genetically related to the erosional-discordant contact between the Paleozoic clastites and the Lower Skythi-an basal dolomite. However, our unpublished data, collected in 1980 and 1981(a), and completed with recent observations, do not speak in favor of such interpretation of the Ivan Mlakar geologic structure and of the Lower Triassic age of mineralization. The Carboniferous beds consisting of several sequences of coarse and fine grained clastites are overlain along an erosional discordance by Middle Permian rocks of the Val Gardena Formation (column on fig. 1) coordinated with the geology in western Slovenia (Mlakar, 2000, 2003). The beds of Upper Permian are not preserved. In the Skythian rock sequence dolomites are inter-bedded with fine clastites (siltsone, sandstone). Attention should be drawn also to red claystones and lenses of oolitic limestone or dolomite. Of Middle Triassic age is the Ani-sian dolomite which is overlain above an erosional discordance by Cordevolian dolomite of the lower part of the Carnian stage. The Upper Triassic Main Dolomite is the youngest marine deposit in this region. The area is characterized by the Tertiary overthrust structure (Figs. 1 and 2). The Upper Triassic dolomite is overthrust for a distance of at least 3 km by the Carboniferous beds appearing in plate up to 150 meters thick that locally pinches out. The following overthrust unit, up to 180 meters thick, consists of Skythian rocks, and the uppermost unit of the Anisian dolomite on which above the erosional discordance Cordevolian dolomite was deposited. The overthrust structure dating from the Rhodanian orogenic phase was dissected by neotectonic faults of four distinct systems. The most expressed are two across-alpidic (N-S) faults and the conjugated system of dinaric (NW–SE) and across-dinaric (NE– SE) faults (Figs. 1 and 2). Geology of the Dule, ^elo and Stara jama (SJ – fig. 1) mine sections is simple (fig. 2, cross-sections 1 to 3 and 8). The mineralized Carboniferous beds of at least two macrosequences of clastites dip N or NNE; the sandstones are separated from shale by a strong thrust plane. In the hanging wall the ore-bearing Carboniferous beds are in contact with the Skythian rocks. The absence of a basal horizon (conglomerate, sandstone etc.) and the inclined position of various deformed Skythian rocks on Carboniferous beds indicates the overthrust position, and not an erosional-discordant character of this contact, as believed by B u s e r (1962, 1969, 1974) and Dozet (1985, 1999). This is confirmed also by old O problematiki Ba, Pb, Zn rudi{~a Ple{e underground maps of the Dule and Vrhov-ka mine sections (figs. 3a, b). Data on mineralization in the underground mine at present cannot be verified; accessible are only samples on dumps. According to literature data occurs in the Stara jama district (SJ) polymineral and polyme-tallic Pb, Zn, Ba mineralization with well excpressed vertical zonality. Important are above all the epigenetic concordant galena ore bodies. Epigenetic discordant veins – prevailingly of complex composition (Pb, Ba) are of small extension. Some researchers mentioned the presence of hematitic veins. The most important and interesting are two large barite lenses in the ^elo mine section of a total length of about 100 meters, width up to 50 meters and 0.3 to 4 meters thickness; they dip towards NE (fig. 1 with projection of barite lenses on the horizontal plane; fig 2, cross-sections 2 and 3). In the footwall of lenses apears a several meters thick bed of black Carboniferous shale, and in the hanging wall in places reddish clay that is explained by us as tectonised material of one of horizons of the Lower Skythian (fig. 2, cross-section 2). Barite is white, bluish, and in places almost black, somewhere with crystals of galena and pyrite. According to our estimate from the two homogeneous barite lenses at least 50,000 tons of barite were produced in total. The banded barite from the Vrhovka mine section, found on secondary place (fig. 1, sample Pl-17/80) is recrystallized under tectonic influence according to M. D rovenik (1980). Mineralization in the Skythian dolomite occurs according to literature data in form of impregnations and up to 1 m thick veins or vein systems (Sedlar, 1950; Berce, 1955; @ebre, 1955). The most information on this ore type was collected by us in a well exposed road cut at the road to the Ple{e village (fig. 4). The almost white barite appears in discordant veinlets up to 0.5 m long and up to 1 cm thick, oriented at right angle to bedding, or parallel to it in form of lenses (1 to 4 cm). Sedimentologic and ore-miros-copic examinations by Skaberne (1982) and D r o v e n i k M. (1982) indicate the sili-cification to be younger than barite mineralization, and disclosed the presence of pyrite, sphalerite, galena and tennantite, and, in a dolomite specimen from the dump, of chal- 219 copyrite and bornite. By the oxidation processes cerusite, anglesite, limonite, goethite and lepidocrocite were formed. Variability of chemical composition of the mined barite is presented in table 1, and basic statistics on results of sampling on the lowest, 6th level (elevation 242 m) in table 2. The already published data on trace elements in the Ple{e sphalerite and galena (Drove-n ik M. et al. 1980, tables 9 and 10) were completed by us with some additional determinations (table 3). We draw attention especially to the sample P{-50 from the barite lense in the ^elo mine section, owing to its highest Co content. If considering all 14 samples analyzed by spectroscopy, galena contains on an average 103.4 µg/g Ag. In spite of high contents of strontium in barite, there are no proofs of Sr minerals. Data on isoto-pic composition of sulfide and sulfate sulfur were published by Drovenik M. and co-workers (1976, 1980), however without information on the age of country rock. There are no data on isotopic composition of oxygen in sulfates nor carbon in carbonates. Of the 10 geochemically sampled traverses the most interesting information is furnished by traverse P2 along the road to Ple{e village; it was extended into footwall, and far above into the hanging wall of the ore-bearing Carboniferous beds (figs. 4 and 5). Contacts between the Carboniferous and Skythian beds are not mineralized with ba-rite (figs. 5, traverses 1 and 3). The basic statistics of geochemical sampling results appear in table 4. On genesis of the Ple{e ore deposit exists a number of explanations and ideas on the age of mineralizing processes. The views of researchers on the genesis of mineralization in the Stara jama (SJ) mine section are not divided. The deposit is hydrothermal, polymetal-lic and polymineral, of medium temperature with well expressed vertical zonality. In contrast, the views on the genesis of barite mineralization at the contact of Carboniferous clastites and Skythian dolomite in the Dule, ^elo and Vrhovka mine sections differ much. Berce (1955) permitted the possibility of forming the barite lenses by lessivation of primary ore and deposition of ore substance at the contact of Carboniferous beds and Triassic dolomite. A similar explanation was proposed by Jeremi} (1959a) who maintained that primary barite 220 Ivan Mlakar ore bodies occurred only in the Carboniferous beds. Fabjan~i~ (1966) considered that ore-bearing solutions met the most favorable conditions for deposition of ore in sites of carbonate composition, in our case in the Skythian dolomites. Buser (1974) and Do -ze t (1999) considered that barite lenses are genetically associated with the contact between Permo-Carboniferous clastites and Skythian dolomite, transgressively deposited on them. Dozet (1999) proposed the term Ple{e barite-bearing formation, and considered barite to be of sedimentary origin. Also views on the age of ore-forming processes differ much, since researchers proposed ages in a wide time interval from the Younger Paleozoic (Berce, 1963; [trucl, 1965; Jankovi} , 1974; Drovenik M., 1972 ter D rovenik M. et al. 1980) across Lower Triassic (Fabjan~i~, 1966; Dozet, 1999) and Middle Triassic (Grafenauer, 1963, 1965, 1969; Buser, 1974; Premru, 1977) to the Tertiary (Hinterlechner, 1918; Tornquist, 1929; Sedlar et al. 1948; Sedlar, 1950; Berce, 1955; Cis-sarz , 1956). A compromise solution was offered by Jeremi} (1959a). The hydrothermal ore deposits of the Sava Folds Paleozoic are otherwise of the Paleozoic age, but in the secondary processes were formed barite bodies of Dinaric orientation (NW–SE) originated during Tertiary orogenic phases, i.e. in Paleogene. The relations in hanging wall of the large barite lenses do not permit an explanation that would need the presence of a basal Lower Skythian dolomite with which barite bodies were genetically associated (Buser, 1974; Dozet, 1999). The barite lenses and Carboniferous beds have the same stratime-tric elements (60/40–45°), therefore we speak of the concordant position of these ore-bodies within the Paleozoic beds (fig. 2, cross-sections 2 and 3). In the barite lenses and in banded barite from Vrhovka occur no unsubstituted parts of the original rock, but in them are present tiny pyrite fromboidal grains (mineralized bacteria) that speak in favor, together with the dark color, of bari-tic precipitate. Such an explanation was first offered by Drovenik M. (1980), and we supported and advocated it with our co-workers already many years ago (Mlakar, 1981a). The age of mineralization was indicated by isotopic research of Pb (Dolenec, 1980, 1981). Data on examined galena samples and results are listed in tables 5 and 6. If assuming the determined average model age of 341 million years and considering the maximum possible negative error of –50 million years, the forming of the deposit coincides with the Middle/Upper Carboniferous boundary (Westphalian – Stephanian), or with the Asturian orogenic phase, which seems to be the most acceptable with respect to data from other related ore deposits in the Sava Folds (Mlakar , 1987, 1993, 2003; Mlakar et al. 1992). Comparison with the 18 km distant Litija ore deposist is shown on fig. 2 (cross-sections 5a and 5b). In all cases epige-netic Pb, Zn, Ba ore bodies occur in lower, and the »screen« of syngenetic barite precipitation in the upper parts of ore deposits, as a product of the same mineralizing process in the same relatively short time interval. The model valable for the Litija ore deposit (M l a k a r , 1993, 333) can be used with certain supplements also for explanation of the Ple{e deposit genesis. In question are events somewhere at the northern margin of the African lithospheric plate. The Astu-rian orogenic phase interrupted the deposition of clastites of the Cb2 Carboniferous superposition subunit as the youngest member in the frame of the regression succession of sediments. During the unstable period of inversion of the tectonic regime the basement was fissured in the occurring spreading process. Hydrothermal activity set in – associated by Jankovi} (1967) in the Sava Folds with the medium acid magma-tism, and the sideritization of rocks started. In greater depths, within the coarse grained clastites of the Cb2 Carboniferous superpositional subunit in the subhorizontal position (fig. 1; fig. 2, cross-section 5a), started the deposition in the frame of prevailingly metasomatic processes of higher temperature minerals as sphalerite, and also of silver-bearing galena (mean of 4 galena samples is 91.75 µg/g Ag). The orebodies position in space is controlled by intersections of fissure systems with the screen structures (shale intercalations) that at the same time define the concordant shape of metasomatic orebodies. In higher parts, in the open fissures of competent Carboniferous rocks precipitated from solutions the lower temperatu- O problematiki Ba, Pb, Zn rudi{~a Ple{e 221 re minerals. Discordant ore veins and vein-lets of monomineral (barite or galena) or polymineral composition were formed. In the concluding phase of the same mineralizing process the barium was introduced into the sedimentation basen – probably lagoons separated from the open sea by a threshold –, the mode of its transport remaining open. It took place according to one of the possibilities suggested by Jurkovi} (1962) for similar ore deposits in Croatia (Gorski Kotar) – transport with highly concentrated hydrothermal colloidal solutions, or rapid deposition from hydrothermal solutions or gaseous exhalations in cold seawater. In one or the other way in Ple{e the two large homogeneous barite lenses (A in B) were formed. The hydrothermal activity ceased, and the mineralized Carboniferous beds were covered by several 1000 meters thick younger sediments. The deposition was interrupted by several tectonic phases (Saalian, Middle Triassic, etc.). For diagenetic and epigenetic alterations in barite orebodies the same model can be adopted as it was offered by Jurkovi} (1959) and Jeremi} (1961) in the study of Croatian and Bosnian orebodies of Paleozoic and Triassic age. The primary crypto – to microcrystalline barite passes into fine grained barite, while in places of lower temperature and pressure coarse grained barite crystallized. Rapid recrystallization of gels lead to rod-like and platy barite crystals. During diagenesis of the primary barite precipitates the self-purification of gels containing admixtures constantly took place. The barite passed from the dark grey and dense varieaties to more coarsely crystallized white pure barite, as it used to be mined in the ^elo mine section. In Tertiary the deposit came closer to the Earth surface. In the frame of overthrusting of the Southern Alps on the External Dinarides, in the Rhodanian phase, a part of the earlier mineralized block with the footwall and the hanging wall was obliquely cut out of the Paleozoic rocks succession and thrust about for 3 km southwards on the Upper Triassic dolomite. In the hanging wall of the mineralized block the overthrusting deformations brought the Lower Triassic rocks along a large surface into contact with the mineralized Carboniferous beds. In a narrow belt also the syngenetic barite orebodies, connected with an exactly determined horizon within the Carboniferous beds, obliquely passed on the thrusting plane (column and tectonic scheme on fig. 1; fig. 2 cross-sections 2, 3 and 5a and 5b). During the thrusting individual barite blocks were torn (Vrhovka mine section, fig. 3b), while in the ^elo mine section the layer of Carboniferous shale in the footwall, and of red clay, into which the Lower Skythian shale was altered, in the hanging wall prevented mechanical disintegration of large baritic lenses. From this period also the banded structure of barite from Vrhovka originated. At increased pressure and temperature, consequently at conditions approaching to conditions of origin of the epithermal deposits, caused worming of pore solutions. These solutions remobilized barite also directly into the hanging wall, in our case into the Skythian dolomite, and there veinlets and nests of barite were formed (fig. 4). The process is called the epigenetic mobilization of the ore substance. Today it can be said that the mobilization of barite penetrated into the hanging wall Skythian – predominantly dolomitic rocks to a distance of at least 100 meters, and of Pb and Hg around 70 meters (geochemical traverse P2, fig. 5). In the frame of these processes how other elements distributed is shown by ore microscopic examinations (D r o v e n i k , M. 1980, 1982) and by data in tables 2a and 2b (Dozet, 1999). In all examined samples from the mentioned P2 traverse the presence of silica was determined, and in almost all also pyrite and calcite. In the sample P{-44, situated 80 cm from the Carboniferous rocks, occur galena, cerusite, anglesite, sphalerite and ten-nantite. In a sample of dolomite from the dump (fig. 1, site g, sample P{-49) were determined in addition to the mentioned minerals also chalcopyrite, bornite, covellite, go-ethite and lepidocrocite. It looks like that in processes that formed this kind of the »secondary dispersion halo« around the Paleozoic deposit the main part was played by the elements Si, Ca and Ba, to a somewhat smaller degree by Zn, Pb, Hg and Sr, and the smallest part by Cu and perhaps some other elements, which would be interesting to examine in detail. We specially point out that the mobilized ore does 222 Ivan Mlakar not contain siderite which is characteristic for the primary mineralization in Carboniferous rocks. The Lower Triassic dolomite was consequently »mineralized« quite by chance. Therefore it is not surprising to learn that in places barite occurs also in the Upper Trias-sic dolomite in the footwall of the Carboniferous beds (fig. 1 – site b-E of Lampi~; fig. 3b, site q). During the neotectonic times the mineralized block together with the dispersion halo was cut by subvertical faults that limited and disrupted the continuity between the ore-bearing areas of Stara jama (SJ) and Vrhovka (RV). The intermediate deeply depressed block (Drnovka) therefore earns special attention (fig. 2, cross-section 8). Literatura Berce, B. 1955: Geologija rudi{~a Ple{e. – Rokopis, 17 str., Geolo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. Berce, B. 1963: The formation of the ore – deposit in Slovenia. – Rendiconti della Societa´ Min. Italiana, 19, 1–16, Milano. Buser, S. 1965: Geolo{ka zgradba ju`nega dela Ljubljanskega barja in njegovega obrobja (Geological structure of the Ljubljana moor with special regard to its southern borderland- Summary). – Geologija, 8, 34–57, Ljubljana. Buser, S. 1969: Osnovna geolo{ka karta SFRJ 1:100.000, list Ribnica. – Zvezni geolo{ki zavod, Beograd. B u s e r , S. 1974: Tolma~ lista Ribnica. Osnovna geolo{ka karta SFRJ 1:100.000. – Zvezni ge-olo{ki zavod, Beograd. C i g l a r , K. 1962: Poro~ilo o rudarsko ge-olo{kih raziskavah na Vrhovki. – Rokopis, 3 str., Geolo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. C i s s a r z , A. 1956: Lagerstätten und Lagerstätten-Bildung in Jugoslawien und ihre Beziehung zu Vulkanismus und Geotektonik. – Razprave zavoda za geol. i geof. istr. NR Srbije, 6, 152 str., Beograd. ^ar, J. & ^ade` , F. 1977: Klasti~ni vlo`ki v srednjetriasnem dolomitu na Idrijskem. – Geologija 20, 85–106, Ljubljana. ^ e { m i g a , I. 1957: Rudnik barita Ple{e. – Nova proizvodnja 8, 5/6, 270–276, Ljubljana. ^e{miga, I. 1959: Rudarstvo SR Slovenije, 152– 159, Ljubljana. ^ i ~ i } , S. 1957: Geologija le`i{ta barita na Podkova~u, severna ^rna gora. – Geolo{ki glasnik 2, 155–170, Sarajevo. D o l e n e c , T. 1980: Raziskava izotopske sestave svinca v galenitu iz Pb-Zn-Ba nahajali{~a Ple{e. – Rokopis, 9 str., Univerza v Ljubljani (NTF), Ljubljana. D o l e n e c , T. 1981: Izotopska sestava svinca v galenitu iz Pb-Zn-Ba nahajali{~a Ple{e.–Rokopis, 7 str., Univerza v Ljubljani (NTF), Ljubljana. D o z e t , S. 1966: Geolo{ke razmere ozemlja med Lani{~em in Polico. – Diplomsko delo v rokopisu, 65 str., Univerza v Ljubljani (NTF), Ljubljana. D o z e t , S. 1985: Geolo{ke razmere na obmo~-ju rudi{~a Ple{e in v {ir{i okolici. – Rud. met. zb. 32, 1/2, 27–49, Ljubljana. D o z e t , S. 1999: Ple{ka baritonosna formacija, osrednja Slovenija. Primerjava baritonosnih plasti in baritnih pojavov na obmo~ju Zunanjih Dinaridov (Barite– bearing Ple{e Formation, Central Slovenia. Comparison of barite-bearing beds and barite occurrences in Outer Dinarides area- Summary). – Geologija, 42, 41–68, Ljubljana. D r o v e n i k , F. 1956: Poro~ilo o predhodni oceni rudnih zalog na obmo~ju Litije po podatkih do konca junija 1956 (s poro~ilom o Ple{ah). – Rokopis, Geolo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. D r o v e n i k , M. 1972: Prispevek k razlagi geo-kemi~nih podatkov za nekatere predornine in rude Slovenije. – Rud. met. zb. 2/3, 145–167, Ljubljana. D r o v e n i k , M. 1980: Mikroskopske raziskave vzorcev iz Ple{. – Rokopis, 9 str., Geolo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. Drovenik, M. 1982: Rudnomikroskopska analiza vzorcev iz Ple{. – Rokopis, 16 str., Ge-olo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. D r o v e n i k , M., D u h o v n i k , J. & P e z d i ~ , J. 1976: Izotopska sestava `vepla v sulfidih rudnih nahajali{~ v Sloveniji. – Rud. met. zb. 2/3, 139– 246, Ljubljana. D r o v e n i k , M., P l e n i ~ a r , M. & D r o v e n i k , F. 1980: Nastanek rudi{~ v SR Sloveniji (The origin of Slovenian ore deposit – Summary). – Geologija 23/1, 163 str., Ljubljana. D u h o v n i k , J. 1956: Über die metallogenetischen Epochen und Provinzen Jugoslawiens. – Bg. Hütt. Monh., 101 Jahrg. 2, 30–32, Wien. F a b j a n ~ i ~ , M. 1966: O baritu na Slovenskem (About barite occurrences in Slovenia – Summary). – Geologija 9, 505–526, Ljubljana. F a b j a n ~ i ~ , M. 1972: Kronika litijskega rudnika. – Rokopis, 854 str., Geolo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. F l o r j a n ~ i ~ , A.P. s sodelavci 2000: Rudnik urana @irovski vrh. – Zbornik, 416 str., Didakta, Radovljica. G r a d , K. 1962: Poro~ilo o kartiranju ozemlja med [kofljico in V. Lipoglavom. – Rokopis, 11 str., Geolo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. G r a f e n a u e r , S. 1963: O mineralnih parage-nezah Litije in drugih polimetalnih nahajali{~ v Posavskih gubah. – Rud.met. zb. 3, 245–260, Ljubljana. G r a f e n a u e r , S. 1965: Genetska raz~lenitev svin~evih in cinkovih nahajali{~ v Sloveniji. – Rud. met. zb. 2, 165–171, Ljubljana. G r a f e n a u e r , S. 1969: O triasni metalogeni dobi v Jugoslaviji. – Rud. met. zb. 3/4, 353–364, Ljubljana. H i n t e r l e c h n e r , K. 1918: Über die alpinen Antimonitvorkommen.– Jb. geol. R. A., 341–403, Wien. J a n k o v i } , S. 1967: Metalogenetske epohe i rudonosna podru~ja Jugoslavije. – Rud. geol. fak. i Rud. Inst., Beograd. J a n k o v i } , S. 1974: Metalogenetske provinci-je Jugoslavije u prostoru i vremenu. – V knjigi: Metalogenija i koncepcija geotektonskog razvoja Jugoslavije, Beograd. O problematiki Ba, Pb, Zn rudi{~a Ple{e 223 J e l e n , B. 1980: Poro~ilo o palinolo{ki raziskavi vzorcev iz okolice Ple{. – Rokopis, 5 str., Geolo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. J e l e n , B. 1981: Poro~ilo o palinolo{ki raziskavi vzorcev s Ple{ in Podlipoglava. – Rokopis, 10 str., Geolo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. J e r e m i } , M. 1959a: Genetska podela baritnih le`i{ta Jugoslavije. – Geol. glasnik geol. dr., Titograd. J e r e m i } , M. 1959b: Baritna le`i{ta Une i Sane. – Tehnika 11, Beograd. J e r e m i } , M. 1961: Triaska baritska le`i{ta Bosne. – Geol. glasnik 5, Sarajevo. J e r e m i } , M. 1965: Geohemijski osvrt na bosanska monomineralna baritna le`i{ta. – Geol. glasnik 4, 345–352, Titograd. J u r k o v i } , I. 1959: Pojave barita u Hrvatskoj. – Geol. vjesnik 12, 77–94, Zagreb. J u r k o v i } , I. 1962: Rezultati nau~nih istra`i-vanja rudnih le`i{ta Hrvatske. – Geol. vjesnik 15, 1, 249–294, Zagreb. J u r k o v i } , I. & P a l i n k a { , L. A. 2002: Discrimination criteria for assigning ore deposits located in the Dinaric Palaeozoic – Triassic formations to Variscan or Alpidic metallogeny. – The Geological Society of London, Special Publications 204, 229–245, London. Kolar-Jurkov{ek T. & Jurkov{ek, B. 2002a: Karbonski gozd (Carboniferous forest).– Geolo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. Kolar-Jurkov{ek T. & Jurkov{ek, B. 2002b: Rastlinski fosili v karbonskih plasteh na trasi avtoceste pri Bizoviku (Plant fosils in the Carboniferous beds of the motorway route at Bizovik). – Geologija 45/2, 433–438, Ljubljana. M l a k a r , I. 1967: Primerjava spodnje in zgornje zgradbe Idrijskega rudi{~a (Relations between the lower and the upper structure of the Idrija ore deposit – Summary). – Geologija 10, 87–126, Ljubljana. M l a k a r , I. 1979: Metalogenetska karta SR Slovenije,7. faza (Knapov`e). – Rokopis, Geolo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. M l a k a r , I. 1980: Metalogenetska karta SR Slovenije, 8. faza (Ple{e). – Rokopis, 27 str., Ge-olo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. M l a k a r , I. 1981a: Metalogenetske studije za obmo~je Slovenije, 1. faza (Ple{e). – Rokopis, 149 str., Geolo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. M l a k a r , I. 1981b: Geolo{ki faktorji kontrole Hg, Cu in U mineralizacije, 4. faza (@irovski vrh). – Rokopis, 82 str., Geolo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. M l a k a r , I. 1985/86: Prispevek k poznavanju geolo{ke zgradbe Posavskih gub in njihovega ju`-nega obrobja (A contribution to the knowledge of the geological structure of Sava Folds and their southern border – Summary). – Geologija 28/29, (1987) 157–182, Ljubljana. M l a k a r , I. 1993: O problematiki litijskega rudnega polja (On the problems of the Litija ore field – Summary). – Geologija 36, 249–338, Ljubljana. M l a k a r , I. 1994/95: O marijare{kem `ivosre-brnem rudi{~u ter njegovi primerjavi z Litijo in Idrijo z aspekta tektonike plo{~ (On the Marija Reka mercury deposit and on its comparison with the Litija and Idrija deposits from the aspect of plate tectonics – Summary). – Geologija 37/38, (1996) 321–376, Ljubljana. M l a k a r , I, 2000: Geolo{ka zgradba @irov-skega vrha in okolice, litostratigrafski podatki. – V Zborniku: F l o r j a n ~ i ~ s sodelavci, 2000, Rudnik urana @irovski vrh, 34–39, Didakta, Radovljica. M l a k a r , I. 2001: Grödenska formacija na ob-mo~u Rade~ (Val Gardena Formation in the Ra-de~e region, Slovenia – Summary). – Geologija 44/ 2, 243–261, Ljubljana. M l a k a r , I. 2003: Problematika paleozojskih skladov in rekonstrukcija srednjepermskega sedi-mentacijskega bazena v zahodni Sloveniji (The problems of Paleozoic beds and reconstruction of the Middle Permian sedimentary basin in Western Slovenia – Summary). – Geologija 46/1, 5–39, Ljubljana. M l a k a r , I., S k a b e r n e , D. & D r o v e n i k , M. 1992: O geolo{ki zgradbi in orudenju v karbonskih kamninah severno od Litije (On geological structure and mineralization in carboniferous rocks north from Litija – Summary). – Geologija 35, 229–286, Ljubljana. M o h o r i ~ , I. 1978: Problemi in dose`ki rudarjenja na Slovenskem. – 1. knjiga, 282 str., Obzorja Maribor. Mülner, A. 1906: Der Bergbau der Alpenländer in seiner geschichtlichen Entwicklung. – Berg und Hüttenmännische Jb., Wien. O r e h e k , S. 1980: O sedimentolo{ki preiskavi vzorcev kamnin na obmo~ju Ple{. – Rokopis, 20 str., Geolo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. Pirc, S. 1946: Poro~ilo o baritnem kopu v Ple{ah pri [kofljici. – Rokopis, 3 str., Geolo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. P l a c e r , L. 1998a: Structural meaning of Sava folds. – Geologija 41, 191–221, Ljubljana. P l a c e r , L. 1998b: Contribution to macrotec-tonic subdivision of the border region between Southern Alps and External Dinarides. – Geologija 41, 223–255, Ljubljana. Premru , U. 1974: Triasni skladi v zgradbi osrednjega dela Posavskih gub (Trias im geologischen Bau der mittleren Savefalten – Zusammenfassung). – Geologija 17, 261–297, Ljubljana. Premru, U. 1976: Neotektonika vzhodne Slovenije (Neotectonic Evolution of Eastern Slovenia). – Geologija 19, 211–249, Ljubljana. P r e m r u , U. 1980: Geolo{ka zgradba osrednje Slovenije (Geological structure of Central Slovenia – Summary). – Geologija 23/2, 227–278, Ljubljana. Ramov{, A. 1965: O »hochwipfelskih skladih« v Posavskih gubah in o karbonskih plasteh v njih sose{~ini (The »Hochwipfel strata« in the Sava Folds and the »Carboniferous strata« in their neighbourhood in east Slovenia and west Croatia – Summary). – Geol. vestnik 18/2, 341–345, Zagreb. Ramov{, A. 1966: Razvoj srednjega perma v Jugoslaviji v lu~i novih raziskovanj. – Referati 6. sav. geol. FR Jugoslavije, 449–460, Ohrid. Ramov{, A. 1968: Razvoj paleozoika v slovenskem delu Zunanjih Dinaridov. – Prvi kolokvij o geologiji Dinaridov 1. del, 7–13, Ljubljana. R ö s l e r , H. J. & L a n g e , H. 1972: Geochemi-cal Tables, Amsterdam. S e d l a r , J. 1950: Mo`nosti razvoja rudnikov v Posavskih gubah s posebnim ozirom na Litijo.– Diplomsko delo v rokopisu, Univerza v Ljubljani (NTF), Ljubljana. S e d l a r , J., Petrov, I. & ^ade`, N. 1948: Poro~ilo o geolo{kem kartiranju ozemlja Orle-Ple{e.– Rokopis, 61 str., Geolo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. 224 Ivan Mlakar S k a b e r n e , D. 1982: Sedimentolo{ke raziskave kontakta T1/C v profilu Ple{e. – Rokopis, 42 str., Geolo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. [ t r u c l , I. 1965: Nekaj misli o nastanku Ka-ravan{kih svin~evo- cinkovih rudi{~ s posebnim ozirom na rudi{~e Me`ica. – Rud. met. zb. 2, 155– 163, Ljubljana. T i r i n g e r , J. & B e r c e , B. 1956: Cenitev rezerv barita v LRS. – Rokopis, Geolo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. T o r n q u i s t , A. 1929: Die Blei–Zinklagerstätte der Savefalten vom Typus Litija. – Berg und Hütt. Jb. 71, 1–27, Wien. Zorc, A. 1952: Kratko poro~ilo o ogledu rudnika Ple{e. – Rokopis, Me`ica, Geolo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. @upan~i~ , L. 1946: Poro~ilo o nahaja-li{~u barita pri vasi Ple{e pri [kofljici. – Rokopis, 5 str., Geolo{ki zavod Slovenije, Ljubljana. @ebre, S. 1955: Rudarska dejavnost v obmo~-ju Posavskih gub. – Rud. met.zb. 4, 239–255, Ljubljana. @ e b r e , S. 1961: Izra~un rudnih zalog barita na obratu Ple{e. – Rokopis, 4 str., Geolo{ki zavod Slovenije, Ljubljana.