Narodna in univerzitetna knjižnica
v Ljubljani
115706
ISSN 0016-7789
GEOLOG IIA
1992
Ljubljana 1993
1157 06
ISSN 0016-7789
GEOLOGIJA
GEOLOGIJA
LETNIK 1992
KNHGA 35
Str. 1 do 346
LJUBLJANA
1993
GEOLOGIJA
Slovenska besedila za 35. knjigo je lektoriral Milan Pritekelj. V drugih jezikih napisani članki
niso lektorirani in zanje odgovarjajo avtorji sami. Prevode v angleški jezik so opravili Simon
Pire in delno sami avtorji. Za strokovno vsebino vseh člankov so avtorji odgovorni sami.
Izdajatelja: Geološki zavod Ljubljana in Slovensko geološko društvo
Glavni in odgovorni urednik: Stanko Buser, Geološki zavod Ljubljana, Dimičeva 14,
61000 Ljubljana
Uredniški odbor: Stanko Buser, Matija Drovenik, Miran Iskra, Dušan Kuščer, Anton Nosan,
Mario Pleničar in Ljubo Žlebnik
Naklada 1000 izvodov
Cena 1000 SIT
Tisk in vezava: Tiskarna Ljudske pravice, Ljubljana, Kopitarjeva 6, leto 1993
Financirata: Ministrstvo za znanost in tehnologijo Republike Slovenije in Geološki zavod
Ljubljana
Po mnenju Urada Vlade za informiranje Republike Slovenije št. 23/109-93, z dne 14. aprila 1993
je ta publikacija uvrščena med proizvode, za katere se plačuje 5-odstotni davek od prometa
GEOLOGIJA
The papers in Slovene language of the present 35 volume were edited by Milan Pritekelj. Papers
in other languages were not edited; the authors alone are responsible for the text. English
translations were done by Simon Pire and partly by the authors themselves. The authors
themselves are liable for the contents of the papers
Published by the Geological Survey and the Slovene Geological Society
Editor-in-Chief: Stanko Buser, Ljubljana Geological Survevy, Dimičeva 14, 61000 Ljubljana
Editorial Board: Stanko Buser, Matija Drovenik, Miran Iskra, Dušan Kuščer, Anton Nosan,
Mario Pleničar and Ljubo Žlebnik
Printed in 1000 copies
Price US $ 60.0
Printed by the Tiskarna Ljudske pravice, Ljubljana, Kopitarjeva 6, in 1993
Financed by the Republic of Slovenia, Ministry of Science and Technology and the Ljubljana
Geological Survey
GEOLOGIJA 35, 1-346 (1992), Ljubljana
VSEBINA - CONTENTS
Pleničar, M.
Marini Kralj-Kapljevi ob njenem slovesu.......................... 5
Paleontologija - Paleontology
Jamnik, A. & Ramovš, A.
Holoturijski skleriti in konodonti v zgomjekamijskih (tuvalskih) in norijskih apnen-
cih osrednjih Kamniških Alp ............................... 7
Holothurian sclerites and conodonts in the Upper Camian (Tuvalian) and Norian
Limestones in the Central Kamnik Alps......................... 43
Pleničar, M.
Apricardia pachiniana Sima from the lower part of Libumian beds at Divača (Triest-
Komen Plateau)...................................... 65
Apricardia pachiniana Sirna iz spodnjega dela liburnijskih plasti pri Divači (Tržaško-
komenska planota).................................... 65
Pavlovec, R.
Zanimiv polž Xenop/iorasp. iz Istre............................. 69
Interesting gastropod Xenop^orasp. from Istria...................... 72
Stratigrafija - Stratigraphy
Ramovš, A. & Šribar, L.
Cordevolski greben na Menini................................ 73
TheCordevolianreefontheMemna.Kamnik-Savinja Alps, Slovenia.......... 73
Sadimentologija - Sedimentology
Ogorelec, B. & Rothe, P.
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits in
Süd-West Slowenien................................... 81
Mikrofacies, diageneza in geokemija dachsteinskega apnenca ter glavnega dolomita
v jugozahodni Sloveniji.................................. 161
Kristalografija - Crystallography
Žorž, M.
Hyalophane twins from Zagradski potok in Central Bosnia................ 183
Mineralogija - Mineralogy
Niedermayr, G., Hinterlechner-Ravnik, A. & Faninger, E.
Alpine Kluftmineralisationen im Pohorje in Slowenien.................. 207
Mineralizirane alpske razpoke na Pohorju......................... 216
Harrer, A., Hinter lechner-Ravnik, A. & Niedermayr, G.
Über einen Neufund vom Aquamarin aus dem aufgelassenen Steinbruch nördlich von
Slovenska Bistrica im östlichen Pohorje, Slowenien.................. 225
Novo odkritje akvamarina v opuščenem kamnolomu severno od Slovenske Bistrice na
vzhodnem Pohorju, Slovenija.............................. 226
Rudišča - Ore deposits
Mlakar, L, Skabeme, D. & Drovenik, M.
O geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije........ 229
On geological structure and mineralization in Carboniferous rocks north of Litija,
Slovenia.......................................... 263
Drovenik, M.
Prispevek k poznavanju rudnih klastov iz rudnega telesa Novo okno v bakrovem
rudiščuBor........................................ 287
Contribution to the Knowledge of the Ore Clasts from the Novo okno Orebody in the
Bor Copper Deposit.................................... 303
Hidrogeologija - Hydrogeology
Novak, D. & Rogelj, J.
Hidrogeološke raziskave zaledja izvira Šumetac ob Kolpi................. 319
Hydrogeological investigations of the resurgence Šumetac on the river Kolpa and its
tributary area....................................... 327
Novak, D.
Avtocesta Razdrto-Divača-Sežana in njen vplivna podzemelj ske vodena Krasu . ... 329
The Highway Razdrto-Divača-Sežana and its Influence upon the Groundwater on
Kras (Karst)........................................ 335
Nove knjige - Book reviews
Coward, M. P., Dietrich, D. & Park, R. G.: Alpine Tectonics................................337
Coward, M. P., Dewey, J. F. & Hancock, P. L.: Continental Extensional Tectonics . . .	338
Margins: A Research Initiative for Interdisciplinary Studies of Processes Attending
Lithospheric Extension and Convergence................................................340
Yardley, B. D. W., Mac Kenzie, W. S. & Guilford, C: Atlas metamorpher Gesteine und
ihrer Gefüge in Dünnschliffen............................................................342
Hubert Miller: Abriß der Plattentektonik....................................................343
John A. Catt: Angewandte Quartärgeologie..................................................345
GEOLOGIJA 35, 5-346 (1992), Ljubljana
Marini Kralj-Kapljevi ob njenem slovesu
Dne 12. januarja 1993 je po kruti bolezni do trpela
Marina Kralj-Kapljeva, dolgoletna knjižničarka pri
Geološkem zavodu v Ljubljani. Slovenski geologi
smo jo poznali le po imenu Marina. Kadarkoli je kdo
rabil kake arhivske podatke ali podatke iz literature,
ki jih je bilo težko najti, smo mu svetovali, naj pre-
prosto povpraša Marino in ona je podatke izkopala,
če so le kje obstajali, saj jih je imela v glavi domala
računalniško urejene. Poznali smo jo kot veselo, hu-
domušno, zelo bistro in odrezavo dekle. Tako smo jo
videvali vse do upokojitve, ko so se ji pričele težave
najprej z boleznijo in smrtjo njenega moža, na kate-
rega je bila zelo navezana in nato z njenim trpljenjem
na bolniški postelji vse do prezgodnje smrti.
Taka je bila torej v službi in življenju hči univer-
zitetnega profesorja Ivana Kralja, po poklicu rudar-
skega inženirja. Rodila se je 12. 1. 1926v Ljubiji, kjer je takrat njen oče služboval. In
kakor je oče menjal službena mesta, tako se je selila družina iz kraja v kraj v stari
Jugoslaviji. Marina je zato obiskovala osnovno šolo v Varešu in Zenici, srednjo šolo
pa v Zagrebu, Beogradu in Sarajevu, kjer je tudi maturirala. Vedno je bila odlična
učenka in dijakinja, včasih kar preveč natančna in zahtevna do sebe. Ko se je leta
1945 vpisala na medicinsko fakulteto v Ljubljani, je prav zaradi te zahtevnosti do
sebe menila, da ne bo kos visokošolskemu študiju in je od nadaljnjega šolanja
odstopila. Po nekajletni zaposlitvi v raznih ustanovah se je zaposlila kot knjižničarka
na Geološkem zavodu v Ljubljani, kjer je ostala do svoje upokojitve 1. januarja 1981.
Prav gotovo je bilo težko prenašati bolezen človeku, kakršna je bila Marina, sicer
vedno polna življenja. In prav to življenje ji je začelo prezgodaj neusmiljeno odtekati,
dokler ni ostala le še v našem spominu, povezana z geološko skupnostjo.
Mario Pleničar
GEOLOGIJA 35, 7-346 (1992), Ljubljana
UDK 56.02:551.761(497.12)-863
Holoturijski skleriti in konodonti v zgomjekarnijskih (tuvalskih)
in norijskih apnencih osrednjih Kamniških Alp
Holothurian sclerites and conodonts in the Upper Carnian (Tuvalian) and
Norian Limestones in the Central Kamnik Alps
Alenka Jamnik
Prirodoslovni muzej Slovenije, Prešernova 20, 61000 Ljubljana
Anton Ramovš
Katedra za geologijo in paleontologijo. Univerza v Ljubljani, Aškerčeva 2, 61000 Ljubljana
Kratka vsebina
V	osrednjih Kamniških Alpah so blizu bivaka pod Skuto (lok. 1) dokazani
vrhnjekarnijski apnenci v globljemorskem razvoju (podobnost s hallstattsko facijo
Severnih apneniških Alp) s konodontom Epigondolella nodosa Hayashi in holotu-
rijskima skleritoma Calclamnella consona Mostler in C. regularis Štefanov, z amo-
niti in drugimi fosili.
V	nahajališčih pod Skuto in na Slemenu (lok. 2 in 3) konodonti Epigondolella
abneptis (Huckriede) in številni značilni holoturijski skleriti dokazujejo norijsko
starost plastnatih apnencev s številnimi velikimi roženčevimi gomolji, ki pred-
stavljajo globljemorsko facijo in poseben razvoj nižjega dela norijske stopnje.
Abstract
Near Bivouac under the Skuta Mountain (locality 1) in the central Kamnik
Alps Upper Carnian Limestones were determined with conodont Epigondolella
nodosa Hayashi, holothurian sclerites Calclamnella consona Mostler and C. regu-
laris Štefanov, ammonites and other fossils similar to deeper marine Hallstatt
facies of Northern Limestone Alps.
Conodonts Epigondolella abneptis (Huckriede) and very rich holothurian
fauna proved the Norian age for bedded limestones with very frequent large chert
nodules on the south slope of the Skuta and on Sleme (loc. 2 and 3). They represent
deeper marine facies and a distinct development of the Lower Norian.
Pregled prejšnjih ugotovitev
Teller (1898, 90) je ugotovil, da ustrezajo nivoju paleontološke dokazanega
dachsteinskega apnenca v Kamniških Alpah tudi debeloploščasti apnenci, ki jih
južno od Skute zaznamujejo, številni sferoidalni roženčevi izločki. Hkrati navaja, da
8
Alenka Jamnik & Anton Ramovš
SI. 1. Nahajališča zgomjekamijskih in norijskih plasti v osred-
njih Kamniških Alpah
Fig. 1. Localities of the Upper Carnian and Norian beds in the
Central Kamnik Alps
je že J. Frischauf opozoril na te svojstvene kamnine, ki, kot kaže, predstavljajo za to
ozemlje omenjeni facialni razvoj.
Tudi Seidl (1907, 133) na kratko omenja na Hlevu pod Skuto v plasteh dachste-
inskega apnenca veliko število gomoljev rogoličnika, v katerih je zbrana kremenčeva
snov, ki je delala ogrodja nekaterim morskim živalim.
Na Osnovni geološki karti SFRJ - list Ravne na Koroškem je za ozemlje Velikih in
Malih Podov ter Slemena označena starost z oznako Тг.з in v legendi masivni in
debeloskladoviti apnenec (Mioč et al., 1983). V tolmaču k tej geološki karti piše
Mioč (1983, 33-34) v poglavju Masivni in debeloskladnat apnenec z lečami dolomita
(Тг.з), da fosilni ostanki dokazujejo obstoj ladinjske stopnje kakor tudi celotnega
zgornjega triasa. Nikjer niso omenjene zgornjekarnijske in takšne norijske plasti, ki
so obravnavane v tem delu, in tudi nobeni holoturijski skleriti in konodonti ne.
Biostratigrafski pregled
Raziskovano ozemlje leži na Podih južno od Skute (2532 m) v Kamniških Alpah na
nadmorski višini okoli 2100 m (si. 1). Dostop na raziskovano območje je možen po
markirani planinski poti iz Kamniške Bistrice preko Kokrskega sedla (6 ur). Obsta-
jata pa še dve nemarkirani lovski stezi čez Gamsov skret in Žmavčarje (4 ure).
Plasti so bile podrobneje raziskane v okviru diplomske naloge (Jamnik, 1989) na
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...
9
SI. 2. Pas rjavkasto sivih tankoploščastih tuvalskih apnencev pri bivaku pod Skuto na Malih
Podih (lok. 1). Spodaj in zgoraj so beli debeloskladnati apnenci. Foto: A. Jamnik
Fig. 2. Near bivouac under the Skuta Mountain on Mali Podi the belt of thin bedded Tuvalian
brownish grey limestones is exposed between white thick bedded limestones (locality 1)
naslednjih treh krajih (in tam tudi vzeti vzorci za sedimentološke in paleontološke
raziskave):
1	zgornjekarnijski apnenci pri bivaku pod Skuto na Malih Podih (terenska točka 1)
2	norijski apnenci na Slemenu (terenska točka 2)
3	norijski apnenci pod Skuto na Velikih Podih (terenska točka 3).
Nahajališče pri bivaku pod Skuto na Malih Podih (1)
Skladi na Malih Podih vpadajo proti jugozahodu pod kotom 30 stopinj. Najsta-
rejše plasti rjavkasto sivih tankoplastnatih apnencev so ugotovljene okoli 50 m
zahodno od bivaka pod Skuto v ozkem, 10 m širokem pasu med belimi debelosklad-
natimi apnenci (si. 2). Pas se vleče v smeri plasti proti severovzhodu in je razločno
viden tudi na letalskih posnetkih.
S travo poraščeni tankoplastnati rjavkasto sivi apnenci se že morfološko ločijo od
golih, belih, debeloskladnatih apnencev, ki prevladujejo na Malih Podih. Na tej
nadmorski višini je trava izredno pomembna za prehrano nekaterih živali. Apnenci
pripadajo rekristaliziranemu biomikritu (packstone), ki vsebuje 60 % biogene kom-
ponente ter nekaj pirita in glavkonita, glavkonit kaže na morsko sedimentacijsko
okolje, pirit pa na delno redukcijske pogoje v času diageneze. V tem apnencu so bili
na terenu v zbruskih in konodontnih vzorcih ugotovljeni redki amoniti, številne
lupinice brahiopodov in školjk ter številne hišice foraminifer, nadalje konodonti.
10
Alenka Jamnik & Anton Ramovš
SI. 3. Stratigrafska lestvica nahajališča pri bivaku pod Skuto na Malih podih (1)
Fig. 3. Stratigraphie column at the locality Bivouac under the Skuta on Mali Podi (1)
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	11
holoturijski skleriti, ribji zobci, ostanki iglokožcev in ostrakodi (si. 3). Rjavkasti
apnenci navzdol mejé konkordantno prek ostre litološke meje z belim, močno razpo-
kanim in zakraselim apnencem. V zbrusku sta bili najdeni dve vrsti dazikladacej in
solenoporacej ter posamične foraminifere. Kamnina je intrabiosparitni algni apnenec
(grainstone) s srednjim energijskim indeksom. Verjetno je nastajal v precej prezrače-
nem plitvem razgibanem okolju, delno tudi v litoralnem. Na tem apnencu stoji tudi
bivak. Te plasti niso bile podrobneje raziskane.
Na Malih podih se nad pasom temnejših apnencev nadaljuje škrapljasti, močno
razpokani in zakraseli, zelo kalcitizirani dachsteinski debeloskladnati apnenec s pre-
seki megalodontidnih školjk, polžev in ponekod 10-centimetrske plasti z izsušitve-
nimi porami. Beli apnenci blago vpadajo proti jugozahodu (230/30).
Nahajališče na Slemenu (2)
Plasti Slemena se nadaljujejo v Veliki greben, čeprav jih med seboj loči močan
prelom Turski žleb-Kokrsko sedlo, ki poteka v smeri severovzhod-jugozahod. Vpad
plasti v Velikem grebenu je enak kot na Slemenu. Na prehodu z Velikih na Male Pode
se markirana planinska pot strmo vzpne ob jeklenicah za okoli 100 m preko Slemena
(2160 m). Strmo nagnjeni skladnati apnenci z roženčevimi gomolji vpadajo proti
jugozahodu pod kotom 50 stopinj (220/50). Iz 50 do 80 cm debelih biomikritnih
apnenčevih plasti izstopajo odpornejši, 10 do 20 cm debeli roženčevi gomolji rumeno
rjave barve. Debelina plasti z roženci je vsaj 20 m.
Iz teh plasti je vzetih v približno enakih razmakih od vrha navzdol šest konodont-
nih vzorcev. Na si. 4 so vrisana mesta vzorčenja. Vzorec z oznako 2/1 je najvišji, 2/6
pa najnižji.
V zelo enotnih, gostih, mikritnih apnencih Slemena niso bili nikjer najdeni
makrofosili. Zbrusek je pokazal, da je kamnina biomikrit, wackstone. Prevladuje
mikritna osnova z 20% biogene komponente, ki jo sestavljajo posamezni radiolariji,
spikule spongij, peleti, ploščice ehinodermov, tankolupinske školjke, posamične
foraminifere in izredno redki ostrakodi (si. 5). Radiolarijske skelete nadomešča
kalcit, prisoten je piritni pigment, ki je deloma že limonitiziran. Vse kaže na malo
globlje in mirno morsko okolje.
Nahajališče pod Skuto na Velikih Podih (3)
Od Slemena se strmo nagnjeni skladi zvezno nadaljujejo proti zahodu v nekoliko
mlajše plasti, ki pridejo v stik z grebenskimi apnenci. Stik je najlepše viden prav
v vznožju med Štruco in Skuto (si. 6). V 20-metrski ločeni skalni gmoti, katere plasti
se pod meliščem nadaljujejo v sklade ob stiku, je bil vzet vzorec 3. Apnenci vpadajo tu
manj strmo, a še vedno proti zahodu 220/30, njihova debelina pa je okoli 80 cm.
V vzorcu so najdeni posamični konodonti, holoturijski skleriti so redkejši, zelo
pogoste pa so spikule spongij (si. 5). V zbrusku sta se pokazala dva ostro ločena dela,
na eni strani intrabiomikrit, wackstone, na drugi pa intrabiosparit, grainstone
z energijskim indeksom med 3 in 4; slednji pomeni bolj razgibano nastajanje tega
apnenca. Verjetno se je ozemlje poplitvilo, saj se v zgornjem delu Skute in celotnem
masivu Štruce nad skladnatimi apnenci začnejo grebenski apnenci, ki so tudi za-
hodno od tod na Velikih Podih pod Skuto.
12
Alenka Jamnik & Anton Ramovš
SI. 4. Strmo vpadajoči skladi norijskega apnenca z roženci na
Slemenu in mesta, kjer so bili vzeti vzorci 2/1-4
A - apnenci, B - roženci
Fig. 4. Steeply dipping Norian limestone with chert on Sleme
and sites of samples 2/1-4
A - limestone, B - chert
Ekologija holoturijev
Holoturiji so zelo razširjeni v vseh morjih in v vseh globinah; žive na različnih
podlagah, na skalah, v blatu in med morskimi rastlinami. Mnogi žive sesilno ali
skoraj sesilno in se pritrde na skale ali morsko travo. Osebki ene vrste lahko žive
v različnih okoljih, osebki druge vrste pa le v nekaterih okoljih. Najbolj pogostni so
v toplih plitvih morjih. Večina vrst je v glavnem neaktivna, redki so počasni plavalci,
nekaj vrst se je prilagodilo pelagičnemu okolju. Uživajo lahko tri vrste hrane:
plankton, detritus in organske sestavine v blatu. Z zelo redkimi izjemami živijo
holoturiji v vodah z normalno slanostjo, večina danes živečih ne prenese manjše
slanosti (Fri z zeli et al., 1966), so pa tudi vrste, ki žive v brakični vodi. Našli so jih
v vseh globinah in v vseh morjih. Vzdržijo znaten temperaturni razpon.
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...
13
masivni apnenci - Struca,
vrh Skute
Massive limestone - Štruca,
the top of Mt. Skuta
skiadnati apnenci pod Skuto
Bedded limestone under
Mt. Skuta
skiadnati apnenci z roženci
na Slemenu
Bedded limestone with chert
nodules and lenses on Sleme
SI. 5. Stratigrafska lestvica nahajališč pod Skuto (3) in na Slemenu (2/1-6)
Fig. 5. Stratigraphie column at the localities under Mt. Skuta (3) and Sleme (2/1-6)
Splošno o fosilnih holoturijih
Holoturiji so izredno redko ohranjeni kot celi fosili. Do sedaj so odkrili le tri cele
primerke na svetu, enega v spodnjedevonijskih plasteh v Nemčiji {Palaeocucumaria
hunsrueckiana Lehmann, dva {Protholothuria armata Giebel in Pseudocaudina
brachyura Erigili) v jurskem litografskem apnencu Solnhofna (Frizzeli et al.,
1966). Razširjeni so od ordovicija (Mo s 11er, 1971; citira Schallreuter j a) do danes.
Spodnjetriasni holoturijski skleriti še niso znani (Kozur & Mostler, 1989, 682).
Prvi višek v razvoju so dosegli v aniziju; v ladiniju in karniju so nazadovali, ponoven
razcvet pa so doživeli v norijski dobi (Mostler, 1969, 6). Samo v triasni periodi se je
14
Alenka Jamnik & Anton Ramovš
SI. 6. Slika Štruce in Skute (pogled od juga proti severu) z grebenskimi (A) in skladnatimi
apnenci (B)
Tanka črta je meja med grebenskimi in skladnatimi apnenci. Debele črte so prelomi
Fig. 6. Mountain Štruca and Skuta with reef (A) and bedded (B) limestones (viwed from south
toward north)
Thin line is a boundary between reef and bedded limestones. Thick lines are faults
razvilo več kot 180 vrst (Mos11er, 1972, 731), od tega v zgornjem noriju okoli 150.
Na norijsko-retijski meji so holoturiji množično izumirali in le nekaj vrst se je
ohranilo še v retiju; štiri od teh so se ohranile še do liasa.
Holoturijski skleriti so dosegli v triasu takšno biostratigrafsko vrednost, da so
deloma že pomembnejši od triasnih konodontov, predvsem zato, ker se pojavljajo
v vseh morskih okoljih. Najdemo jih tudi v grebenski in lagunami faciji, niso pa jih
našli le v močno slanem okolju ( M o s 11 e r, 1969,5).
V fosilnem stanju so se ohranili le apnenčevi skeletni delci-skleriti. To so ploščice,
zgrajene iz enega kristala kalcita, ki je različno preluknjan in zelo podoben skleritom
današnjih holoturij. Domnevajo, da so bili prvi holoturiji ploščaste oblike, v razvoju
so se njihove skeletne ploščice reducirale in le pri redkih rodovih se je ohranilo
enotno ogrodje.
Sodobne razdelitve holoturijev, živali in njihovih skleritov, se ločijo od razdelitve
fosilnih ostankov, ker iz fosilnih skleritov ni mogoče ugotoviti, kateri živali so
pripadali. Fosilne holoturijske sklerite so umetno sistemizirali po abecednem redu.
Paleontološke se uporablja Frizzell & Exlinova razdelitev, ki jo je dopolnila Deflan-
dre-Rigaudova. Pri skleritni sistematiki je težava v tem, da ima lahko en primerek
(npr. Holothuria turbulosa) več vrst različnih skleritov (Fischer et al., 1987, 736,
si. 4) in da za fosilne osebke ne vemo, kateri vrsti so pripadali.
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...
15
Ohranile so se samo različne oblike skleritov, ki so le v nekih časovnih obdobjih
enake. Lahko pa trdimo, da so nekatere oblike značilne za geološko kratke dobe. Te
so stratigrafsko pomembne in samo v zgornjem noriju poznamo že nad 150 vrst. Ne
moremo dokazati, da so nekatere različne vrste teh skleritov pripadale isti vrsti
osebka. A če izhajamo iz recentnih, je možno, da je bilo pri fosilnih podobno. Pri
recentnih holoturijih je Hampton ocenil, da ima lahko en osebek v koži do 20.600.000
skleritov (Frizzell et al., 1966) in je zato povsem jasno, da se lahko v ugodnih
razmerah vsaj del teh fosilno ohrani. V preiskanih vzorcih jih je zelo veliko, več kot
100/100 g lahke frakcije, le v vzorcih iz tuvalskih plasti so redkejši, kar je tudi
stratigrafsko pogojeno.
Opis skeletnih elementov
Skeletni delci so večinoma poimenovani po dobro znanih predmetih, na katere
spominjajo. Podobni so lahko kolescem, preluknjanim ploščicam, mizam, kavljem,
zajemalkam, naočnikom, diskom, palicam, sidrom, rožicam in mrežicam (si. 7).
Večina skleritov je velikih od 0,20 do 0,30 mm, nekateri dosežejo tudi do 0,80 mm
(Jamnik,1990).
SI. 7. Poimenovanje delov sklerita: a) kolesce, b) miza, c) kavelj (Frizzell et al., 1966), d) oblika
X (Mostler, 1969, 19, 53)
Fig. 7. Names of the parts of sclerite: a) wheel, b) table, c) hook, d) shape X
16	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Pri kolescih je potrebno dodatno razložiti elemente. Sestavljajo jih obroč, prečke
in središče. Nivo obroča na zgornji strani imenujem platišče. Notranji rob je lahko
nazobčan in je viden le, če je sklerit obrnjen na zgornjo stran (si. 7a).
Mize imajo osnovno ploščo ali disk, v sredini izrašča stolpič, ki je lahko podprt
s štirimi kraki. V stolpiču lahko navpično poteka kanalček ali brazda (si. 7b).
Kavlji imajo glavico z očesom, ročaj in zapognjeno konico (si. 7c).
Pri skleritih z obliko X se pojavlja zadrga, to je poglobljen kanalček sredi kraka,
v katerem so običajno drobne pore. Krake povezuje osrednji mostiček (si. 7d).
Poimenovanje skleritov in njihovih delov
Slovensko = angleško = francosko = nemško
(pri nekaterih ni vseh tujih izrazov)
bodica, izrastek = spine = der Stachel
C-palička - C-rod = en C = C-formig
brv (ozka pregrada v očesu pri kavlju) = bar = der Steg
brazda, žleb = furrow = die Furche
disk, bazalna plošča, osrednja plošča = disc, sieve plate = die Zentralplatte, der
Grundplatte, die Basalplatte
drog (prečni) križ = crossbar = das Kreuz
glavica, odebelitev = stock, loop = der Kopf, der Knopf, der Knoten
greben (glej rebro)
kapa (polkrožno središče) = cap = die Kappe
kavelj, trnek = hook = der Haken
kolo - wheel = en roue = das Rädchen
konica (zakrivljena konica pri kavlju) = spear = die Spitze
kot = edge - der Winkel
krak, veja = stirrup, foot (feet), arm, branch = der Arm
miza = table - die Tafel
mostiček = bridge = der Balken
mreža, omrežje = meshwork
mrežica = lattice = die Netzchen
notranji rob = inner margin = der Feigeninnerrand
obroč (zunanji del kolesca) = brim-margin = der Felgenrand
obod, okvir, rob = rim = der Rahmen, der Rand, der Saum
oko, ušesce, odprtina = eye = das Loch, die Öse, die Öffnung
plošča = plate = plaque = die Platte, die Scheibe
platišče (zgornja ravnina obroča) = rim = das Felge
pora, luknjica, perforacija = pore, perforation = pore, perforation = die Speichenzwi-
schenräumen, die Pore
prečka = spoke = der Speiche, die Strebe
rebro, greben = die Rippe, die Längsrippe, der Grat
rob = margin, brim, rim = der Rand
ročaj = shank = der Stiel
rogelj, rožiček = die Zacke
sidro = anchor = en ancre = der Anker
sidrna plošča = anchor plate = die Ankerplatte
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	17
sitasta plošča, perforirana plošča = sieve plate, perforate plate = plaque perforee = die
Siebplatte
sklerit = sclerit = spicule, sclerite = die Sklerite
spodnja stran = lower side = der Unterseite
sponka, zaponka = die Spange
središče-pésto = hub = die Nabe
stolpič = torret, spire = en tour = der Spitze
tram = beam
trn = spine = der Dorn, die Sporne
venec = der Kranz
vrsta = row = die Reihe
zadrga (poglobljen del s porami) = zip = der Schlitz
zajemalka, žlica = racquet, spoon, ladle = der Löffel
zaponka (glej sponka)
zgornja stran = upper side = der Oberseite
zobčki, zobci = teeth - der Zahn
zunanji rob = outer margin = der Aussenrand
zvezdica = der Stern, das Sternchen
Priprava vzorca
Postopek je enak kot za dobivanje konodontov. Vsaj kilogram apnenčeve kamnine
zdrobimo na drobne kose (1 cm^), vzorec speremo in grobo presejemo, da odplaknemo
drobir. V plastično vedro nalijemo liter vode in 250 ml 10-odstotne ocetne kisline.
Naslednji dan prilijemo enako količino ocetne kisline in pustimo stati še dan ali dva.
Vedro je potrebno večkrat pretresti, da se ne začne kristalizacija okoli drobcev.
Raztopljeni vzorec nato dobro speremo na dveh sitih. Zgornje sito z večjimi odprti-
nami (2-3 mm) zadrži neraztopljene kose kamnine, spodnje sito z 0,1 mm odprtinami
pa drobno frakcijo s skleriti. Kamnino, ki je ostala na zgornjem situ, spravimo za
morebitno ponovno topljenje. Spiranje drobne frakcije nadaljujemo z močnim cur-
kom vode toliko časa, da odstranimo večino glinene frakcije. Sprani vzorec previdno
zlijemo v skledico in vodo izparimo. Vzorec za sklerite je tako pripravljen. Če želimo
dobiti še konodonte, je potrebno z bromoformom ločiti težko in lahko frakcijo
v posebni bučki. Težka frakcija pade na dno bučke, lahka plava pri vrhu. S posebnim
steklenim zamaškom ju ločimo v ozkem grlu. Vsako frakcijo posebej iztočimo na za to
pripravljen filtrski papir, nato bučko in frakciji speremo še z alkoholom (bromoform
se ne meša z vodo, marveč le z alkoholom). Skledice z vzorci posušimo; ko voda
izpari, so vzorci pripravljeni. Sklerite najdemo v lahki frakciji, vendar je pri zbiranju
potrebna velika potrpežljivost. Poleg skleritov najdemo še foraminifere, spikule
spongij, ostanke kačjerepov, drobce krinoidov in ostrakode. Če nismo ločili težke
frakcije, najdemo tudi konodonte in ribje zobce.
Določanje
Osnovni pogoj za določanje skleritov je dobra ohranjenost in prosto ležeče
središčno področje, brez sedimenta, ki se drži sklerita, in brez optično orientiranih
sekundarnih izrastkov - tujkov na njihovem robu. Prekristalizirani delci holoturijev
18	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
niso uporabni, ker je na eni strani mnogokrat zasenčen ali preraščen središčni del, ki
pogosto določa vrsto, na drugi strani pa so prečke v pregibu zaradi prekristalizacije
odebeljene pa se zato prehitro oblikujejo nove vodilne vrste. Včasih so številu prečk
in nazobčanosti oziroma nenazobčanosti pri kolescih pripisovali prevelik pomen.
Osnovni parametri določevanja so:
1. oblika in velikost sklerita, 2. zunanji in notranji rob, širina oboda, zapognjenost, 3.
središče ter 4. število in velikost por.
1.	Oblike in velikosti so navedene v poglavju o opisu skeletnih elementov.
2.	Zunanji rob, značilen predvsem pri kolesih, je lahko gladek, valovit ali obdan
z izrastki. Notranji rob je zvečine gladek, drobno nazobčan ali obdan s trni. Obroč pri
kolescih je različno močno zapognjen in različno visok. Od zapognjenosti je odvisna
tudi širina od zunanjega do notranjega roba. Obod pri različnih skleritih je lahko zelo
ozek (tretjina najmanjšega premera por) ali zelo širok (dvakratna širina najmanjšega
premera por).
3.	Središče je pri različnih oblikah skleritov različno. Pri kolescih je lahko ravno,
gladko (anizijske oblike), pri višje razvitih vrstah v noriju pa že diferencirano.
Središče je lahko nižje ali višje od nivoja obroča (platišča). Lahko je široko, plosko ali
majhno, izbočeno. Prečke se lahko srečajo v eni ali več ravninah. Na spodnji strani se
lahko iz prečk vzdignejo ozki grebenčki oziroma rebra, ki v središču sestavljajo
žarkovite zvezdice. Nekateri mizasti skleriti imajo v središču stolpič, ki se dviguje
pravokotno nad bazalno ploščo. Lahko je zelo dolg (daljši od bazalne plošče) ali
kratek (polovica bazalne plošče), zelo pogosto pa je odlomljen. Na vrhu stolpiča je
lahko ali odebeljena glavica ali zvezdica ali pa so možni tudi razvejani kraki. Včasih
poteka vzdolž stolpiča kanalček ali brazda. Redko se stolpič pritrjuje na osnovno
ploščo s štirimi kraki, okoli njega so navadno razporejene primarne pore.
4.	Število in velikost por sta odvisna tudi od zunanje oblike sklerita. Ponavadi se
štirim primarnim poram pridružujejo še sekundarne. Velikosti por so različne. Štiri
križno razporejene pore so običajno največje. Pore so lahko okrogle, ovalne, šestkotne
ali poligonalne. Pri kolescih je število por (prečk) različno. Pri razvejanju prečk se
pojavljajo nove pore.
Sistematski del
Vrste so opisane po abecednem redu, po Frizzell & Exlinejevi razdelitvi so
uvrščene tudi v družine. Slike holoturijskih skleritov na koncu so sestavljene po
podobnostih, zato opisi in slike niso sistematično razvrščeni.
Familia Achistridae Frizzell & Exline, 1955
Genus Achistrum Etheridge, 1881
Achistrum longirostrum Mostler, 1971
Tab. 8, sl. 1
1971 Achistrum longirostrum n. sp. - Mostler, 9, Taf. 2, Fig. 7-8.
Material: Primerek v vzorcu 2/6.
Diagnoza : Majhna nesimetrična glavica, ozek in dolg ukrivljen ročaj s konico,
zakrivljeno do sredine ročaja (Mostier, 1971, 9).
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	19
Opis: Razmeroma velik kavelj z zelo majhno glavico v primerjavi z velikostjo
sklerita. Glavica je nesimetrična in se močno nagiba na notranjo stran. Na zunanji
strani je v isti liniji z ročajem. V njej sta veliko asimetrično oko in zelo majhno očesce.
Ročaj je dolg in ozek, proti ustju glavice se oži, močno je zapognjen, v smeri konice se
zmerno širi. Konica se postopoma oži in je tako dolga, da doseže sredino ročaja.
Pripombe : Konica je pred koncem malo odlomljena, zato ne sega čez polovico
ročaja.
Razširjenost: Doslej najden v norijskih hallstattskih apnencih Severnih apne-
niških Alp (Mostler, 1971) in v novem najdišču v Kamniških Alpah.
Achistrum sp. 1
Tab. 8, si. 2
Material: Primerek v vzorcu 2/4.
Opis: Zelo majhen kavelj z očesom v obliki solze in malo zakrivljeno ostro
konico. Raven ročaj leži v ravnini, pravokotni na ravnino, v kateri leži glavica
z očesom.
Razširjenost: V norijskih plasteh na Slemenu v Kamniških Alpah.
Familia Calcamnidae Frizzell & Exline, 1955
Genus Calclamna Frizzell & Exline, 1956
Calclamna germanica Frizzell & Exline, 1956
Tab. 1, si. 2
1971	Calclamna germanica Frizzell & Exline - Zawidzka, 432-433, Pl. 2, Fig. 7
(ne 1 kot je v članku).
1972	Calclamna germanica Frizzell & Exline - Mostler, Taf. 2, Fig. 7, 8, 9, 11,
Abb. 3.
1972 Calclamna germanica Frizzell & Exline - Kozur & Mock, Taf. 3, Fig. 2, 3,
13.
1974 Calclamna germanica Frizzell & Exline - Kozur & Mock, Taf. 3, Fig. 3-5.
Material: Deset primerkov v vzorcih 2 in 3.
Diagnoza: Ploski sklerit s štirimi križnimi porami, ki se jim pridružujejo še
manjše sekundarne pore in sestavljajo nepravilen, valovit zunanji obris.
Opis: Ploščast, luknjičast sklerit z nepravilnim valovitim zunanjim obrisom,
gladkimi robovi in porami, ki so podobne po velikosti, a različnih oblik. Štiri
podolgovate osrednje pore sestavljajo križ z neenakimi kraki, ki se jim pridružujejo
stranske podolgovate do poligonalne pore.
Primerjava: Primerki popolnoma ustrezajo opisu in fotografijam.
Razširjenost: Od illira do liasa v Vzhodnih Alpah, na Poljskem, Slovaškem,
v Nemčiji, Angliji in y Kamniških Alpah.
Calclamna norica Kozur & Mock, 1972
Tab. 1, si. 4
1972 Calclamna norica n. sp. - Kozur & Mock, 7, Taf. 3, Fig. 6-11.
1974 Calclamna norica Kozur & Mock - Kozur & Mock, Taf. 3, Fig. 6.
Material: Trije primerki v vzorcih 2.
20	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Diagnoza: Velika ovalna sitasta plošča z valovitim zunanjim robom, štirimi
osrednjimi in številnimi drugimi porami.
Opis: Velika okrogla do ovalna sitasta plošča z valovito obokanim zunanjim
robom in štirimi križno razporejenimi velikimi osrednjimi porami. Vse druge okrogle,
ovalne ali poligonalne pore po velikosti le malo odstopajo od primarnih. Število por
niha med 15 in 38. Razen pri štirih velikih osrednjih porah se tudi pri drugih močno
in nepravilno spreminja velikost. Vedno se pojavljajo posamezne pore, ki so celo večje
od štirih osrednjih. Preko obrobnih por je rob valovito usločen navzven (Ko z ur
& Mock, 1972, 7).
Primerjava: Nekateri primerki iz Kamniških Alp imajo manjše število por.
Razširjenost: Zelo redka na karnijsko-norijski meji, razširjena od spodnjega
do zgornjega norija, pogosta v lacu in alaunu na Slovaškem (Kozur & Mock,
1972). Najdena je tudi na novem nahajališču v Kamniških Alpah.
Calclamna nuda (Mostler), 1971
Tab. 1, sl. 1
1971	Calclamnella nuda n. sp. - Mostler, 6, Taf. 1, Fig. 9, 10.
1972	Calclamna nuda (Mostler) - Kozur & Mock,Taf. 3, Fig. 4, 5.
1974 Calclamna nuda (Mostler) - Kozur & Mock,Taf. 2, Fig. 24-25.
Material : Petnajst primerkov v vzorcih 2 in 3.
Diagnoza: Raven, deloma rahlo izbočen šklerit s štirimi porami. Nasproti
ležeče pore si po velikosti in obliki ustrezajo (Mostler, 1971, 6).
O p i s : Raven, deloma rahlo izbočen sklerit s štirimi porami, ki se prilegajo obliki
križa. Nasproti ležeči pori si po velikosti in obliki ustrezata, lahko sta podolgovate do
trikotne oblike. Zunanji rob je nad porami valovito usločen.
Primerjava: Primerki se popolnoma ujemajo z Mostler j evim opisom in
slikami.
Razširjenost: Od illira do liasa v Severnih apneniških Alpah in na Slovaškem
in v noriju Kamniških Alp. Od anizija do karnija je vrsta zelo redka, v noriju pa zelo
pogostna.
Calclamna sp. 1
Tab. 1, sl. 5
Material: Primerek v vzorcu 2/2.
Opis : Štiri šestkotno okrogle primarne pore so križno razporejene. Ob robu se
jim pridružujejo mnogo manjše pore. Zunanji rob je močno valovit in obris spominja
na romboeder.
Razširjenost: Norij, Kamniške Alpe.
Calclamna sp. 2
Tab. 1, sl. 3
Material: Dva primerka v vzorcu 2/2.
Opis : Raven, podolgovat sklerit s štirimi porami. Osrednji mostiček ima obliko
črke H, tako da so nasproti ležeče pore simetrične. Krajni dve pori sta največji in
skoraj okrogli. Med njima sta dve manjši podolgovati pori, vzporedni najdaljši
stranici sklerita. V obrisu ti pori ne izstopata. Obod je rahlo valovit.
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	21
Primerjava: Calclamna nuda (Mostler) ima štiri križno razporejene pore, ki jih
ta primerek nima.
Razširjenost: Norij, Kamniške Alpe.
Genus Calclamnella Frizzell & Exline, 1955
Calclamnella consona Mostler & Parwin, 1973
1973	Calclamnella consona n.sp. - Mostler & Parwin, 38, Taf. 1, Fig. 9-10, 13,
14-16.
Material: Trije primerki v vzorcu 1.
Diagnoza : Podolgovat, valovito omejen sklerit, z večinoma osmimi porami, ki
si paroma popolnoma ustrezajo po obliki in usmeritvi (Mostler & Parwin, 1973,
38).
O p i s : Sklerit ima največkrat osem por, od katerih jih je šest v parih (v dveh
vrstah). Pari por so vzporedni, v sredini večinoma čokati, vendar kažejo ozke
pregrade, navpične na zunanjo mejo sklerita. Prvi par por ima podolgovato obliko, ki
je usmerjena poševno na zunanjo mejo sklerita; obe nasproti ležeči pori divergirata.
Obe skrajni pori sta tudi ovalni, pri čemer poteka najdaljši premer vzporedno
z dolžino sklerita. Zunanji rob je lahno valovito navzven izbočen nad vsako poro.
Primerjava: Primerki v celoti ustrezajo diagnozi in izvirnemu opisu.
Razširjenost: Vrsta je bila doslej najdena v julu in tuvalu v Avstriji (Mostler
& Parwin, 1973) in v tuvalskem apnencu Kamniških Alp.
Calclamnella regularis Štefanov, 1970
Tab. 1, si. 8
1970	Calclamnella regularis n.sp. - Štefanov, 42, Taf. 1, Fig. 2, 3.
1971	Calclamnella anisica n.sp. - Mostler, 345, Taf. 2, Fig. 1, 2.
1974	Calclamnella regularis Štefanov - Kozur & Mock, Taf. 3, Fig. 7-8.
1991 Calclamnella regularis Steîanov - Kolar-Jurkovšek, 87, tab. 15, si. 4, 5, 6.
Material: Petnajst primerkov v vzorcu 1, kjer je sicer izredno malo skleritov.
Diagnoza: Sklerit z dvema vrstama pravilno razširjajočih se simetričnih, na-
sproti ležečih por (Štefanov, 1970, 42).
O p i s : Sklerit ima obliko podolgovate ovalne plošče z dvema vrstama por. Daljši
stranici sta skoraj vzporedni. Dolžino sklerita zavzemata dve vrsti simetričnih por,
okroglih do ovalnih, od pet do šest v eni vrsti. Ena konica sklerita je nekoliko
razširjena, ena pa je zaobljena in ima v sredini majhno poro.
Primerjava: Nekateri primerki iz Kamniških Alp popolnoma ustrezajo izvir-
nemu opisu. Zraven njih se pojavljajo redki skleriti, ki se jim prečke ob zunanjem
robu razdelijo in mednje se vrinejo majhne, okrogle, sekundarne pore.
Razširjenost: Prvič je opisana v zgornjeanizijskem apnencu v Bolgariji, kas-
neje pa so jo našli še v tuvalu na Slovaškem (Kozur & Mock, 1974). V Sloveniji se
nahaja v srednjetriasnih plasteh Železnice (Kolar-Jurkovšek, 1991, 87). V Kam-
niških in Julijskih Alpah so jo našli v karnijskih conah.
Calclamnella sp.
Tab. 1, si. 7
Material: Primerek v vzorcu 2/4.
22	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Opis : Raven sklerit s šestimi porami (po tri v eni vrsti). Nasproti ležeči pori sta
simetrični, od skoraj okrogle do poligonalne oblike. Zunanji rob je rahlo valovit.
Razširjenost: Norij, Kamniške Alpe.
Genus Eocaudina Martin, 1952 emend. Frizzell & Exline, 1955, emend. Gutschick
& Canis, 1971
Eocaudina acanthica Mostler, 1972
Tab. 3, sl. 5
1972 Eocaudina acanthica n. sp. - Mostler, 18, Taf. 1, Fig. 12.
1972 Eocaudina mostleri n.sp. - Kozur & Mock, 8, Taf. 4, Fig. 5.
1974 Eocaudina acanthica Mostler - Kozur & Mock, 116, Taf. 2, Fig. 6.
Material: Enajst primerkov v vzorcih 2/2, 5, 6.
Diagnoza: Podolgovat, bodičast, ploski sklerit z dvema velikima, podolgova-
tima, nasproti ležečima porama; vse druge pore so znatno manjše (Mostler, 1972,
18).
O p i s : Ovalen, na videz pravokoten sklerit, ki kaže v sredini dve zelo veliki
podolgovati pori. Ob strani le-teh ležita še dve za polovico ožji pori. Vse druge pore so
znatno manjše in okrogle. Rob sklerita je trnast, pri čemer izrašča nad vsako poro po
en trn.
Primerjava: Primerki so podobni holotipu, le da so nekoliko manjši. Nekateri
bolj prekristaljeni primerki ob robu nimajo več tako očitnih trnov.
Razširjenost: Doslej je ta vrsta znana samo v spodnjem noriju v hallstattskih
apnencih Severnih apneniških Alp (Mostler, 1972, 18), na Slovaškem (Kozur
& Mock, 1974) in v noriju Kamniških Alp.
Eocaudina acanthocaudinoides Mostler, 1971
Tab. 3, sl. 3
1971	Eocaudina acanthocaudinoides n. sp. - Mostler, 345-346, Taf. 2, Fig. 3, 4.
1972	Eocaudina acanthocaudinoides Mostler - Mostler, 7-8, Abb. 5, 6, Taf. 1,
Fig. 13.
Material: Šest primerkov v vzorcih 2.
Diagnoza: Ploski sklerit z različno velikimi izrastki na zunanjem robu; proti
notranjosti sledi ozka cona z majhnimi porami, v sredini pa so razporejene številne
okrogle, enako velike pore (Mostler, 1970, 346).
O p i s : Po celem skleritu so enakomerno razporejene številne okrogle pore, le čisto
ob robu so še majhne okrogle pore. Na zunanjem robu nad porami izraščajo dolgi in
topi trni. Običajno je nad vsako poro po en trn, včasih sta tudi dva.
Primerjava: Primerki se ujemajo po obliki, velikosti in drugih značilnostih.
Razširjenost: Razširjen je od laca do sevata v Avstriji (Mostler, 1972) in
v norijskih apnencih Kamniških Alp.
Eocaudina crassa Mostler, 1972
Tab. 3, sl. 4
1972 Eocaudina crassa n.sp. - Mostler, 19, Taf. 1, Fig. 16.
1974 Eocaudina crassa Mostler - Kozur & Mock, Taf. 2, Fig. 4, 7.
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	23
Material: Precej primerkov v vzorcu 2/5.
Diagnoza: Zelo velik podolgovat sklerit s trni na zunanjem robu in s številnimi
različno velikimi porami (Mostler, 1972, 19).
O p i s : Zelo velika sitasta plošča je ravna in luknjičasta. Dvajset do trideset por je
neenako velikih. V sredini ležeča podolgovata pora je največja, druge so vse manjše in
neenako velike. Prevladuje okrogla oblika sklerita. Na zunanjem robu so različno
veliki trni.
Primerjava: Primerki se v velikosti ujemajo, vendar imajo precej več por.
Razširjenost: Na Slovaškem so jo dobili y coni spatulatus (lac-alaun) in zelo
redke v bazalnem delu sevata (Kozur & Mock, 1974), v hallstattskih apnencih
Severnih apneniških Alp pa se pojavlja v srednjem noriju (Mostler, 1972). V Kam-
niških Alpah so jo prav tako našli v norijskih plasteh.
Eocaudina longa Kozur & Mock, 1972
Tab. 3, si. 6
1972 Eocaudina longa n. sp. - Kozur & Mock, 8, Taf. 4, Fig. 6, 7.
1974 Eocaudina longa Kozur & Mock - Kozur & Mock, Taf. 2, Fig. 2.
Material: Primerek v vzorcu 3.
Diagnoza: Razpotegnjena sitasta plošča z valovitim ali rahlo zobastim zuna-
njim robom, pri katerem se rob nad vsako poro izboči navzven. Petindvajset do
štirideset por je okrogle ali eliptične oblike, deloma celo poligonalne (Kozur
& Mock, 1972, 8).
Primerjava: Zunanji rob je zelo nacefran ali gladek, glede števila por in
velikosti pa se ujema z izvirnim opisom. Celoten sklerit je rahlo ukrivljen.
Razširjenost: Redka vrsta, ki se pojavlja od spodnjega norija do bazalnega
dela sevata na Slovaškem (Kozur & Mock, 1972). Našli so jo tudi v norijskih
apnencih v Kamniških Alpah.
Genus Mortensenites Deflandre-Rigaud, 1952
Mortensenites sp.
Tab. 8, si. 5
Material: Primerek v vzorcu 3.
O p i s : Velika sitasta plošča je zgrajena iz dveh plasti. Približno na sredini je okoli
osrednje pore simetrično razporejenih še šest por, ki so okrogle in enako velike. Proti
robu se pore počasi manjšajo in postajajo vedno bolj nepravilnih oblik. Vmes se lahko
pojavi tudi posamična večja pora. Ob robu se dve plasti zlijeta v eno. Zunanji rob je
nepravilen, krpast ali pa ga obdajajo trni, ki izraščajo nad porami.
Razširjenost: V norijskih apnencih v Kamniških Alpah.
Familia Canisiidae Mostler, 1965 emend, nomen novum Mostler, 1972
Genus Canisia Mostler, 1972
Canisia symmetrica (Mostler), 1969
Tab. 2, si. 2
1969 Ludivigia symmetrica n. gen. n.sp.- Mostler, 26, Taf. 3, Fig. 11-13, Textabb. 5,
Fig. 1-3.
24	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
1972 Canisia nomen novum (Mostler) - emend. Mostler, 16.
1972 Canisia symmetrica (Mostler) - Kozur & Mock, Taf. 6, Fig. 8.
1974 Canisia symmetrica (Mostler) - Kozur & Mock, Taf. 3, Fig. 9-11.
Material : Deset v vzorcih 2/1, 2, 3 in 3.
Diagnoza: Gladek, okrogel do ovalen sklerit s štirimi porami, ki so ločene
z mostičkom v obliki črke X in obdane z obodom (Mostler, 1969, 26).
O p i s : Okrogel do ovalen sklerit, ki spominja na zaponko. V sredini ima mostiček
v obliki črke X, ki se boči nad obodno ravnino. Srednji ravni del mostička je
spremenljive dolžine, ob robu se razveja v dva stranska kraka. Oblika por je odvisna
od dolžine srednjega dela mostička. Nasproti ležeči pori sta si simetrični.
Primerjava: Primerki ustrezajo izvirnemu opisu in fotografijam.
Razširjenost: Vodilna vrsta cone spatulatus oz. lac-alaun Slovaške (Kozur
& Mock, 1974), v Severnih apneniških Alpah se pojavlja v alaunu in sevatu
(Mostler, 1972, 28), pogostna pa je tudi v norijskih apnencih v Kamniških Alpah.
Canisia cf. quadrispinosa (Mostler), 1969
Tab. 2, sl. 3
cf. 1969 Ludwigia quadrispinosa n. gen. n. sp. - Mostler, 24, Taf. 3, Fig. 7,
Textabb. 5, Fig. 12.
1972 Canisia quadrispinosa (Mostler) - emend. Mostler, 28.
cf. 1974 Canisia quadrispinosa (Mostler) - Kozur & Mock, Taf. 3, Fig. 12.
Material: Primerek v vzorcu 2/2.
Diagnoza: Ovalen sklerit s štirimi porami in štirimi trni v podaljšku osrednjega
mostička.
O p i s : Zelo masiven obod s štirimi križno razporejenimi in enako velikimi porami
okrogle do ovalne oblike. Usločeni osrednji mostiček povezuje krake v obliki črke X.
V njihovem nadaljevanju na zunanjem obodu izraščajo kratki in topi trni.
Primerjava: Naš primerek ima razen primarnih por še (pod masivnim obodom
zakrite) sekundarne pore, na mestu, kjer se kraki osrednjega mostička tik pred
iztekom razvejajo. Primerek morda predstavlja prehodno obliko med omenjeno vrsto
in vrsto Kuehnites turgidus Mostler.
Razširjenost: Norij, Kamniške Alpe.
Familia Kuehnitidae (Mostler), 1968
Genus Kuehnites (Mostler), 1968
Kuehnites aequiperforatus Mostler, 1972
Tab. 3, sl. 1
1972 Kuehnites aequiperforatus n. sp. - Mostler, 22, Taf. 1, Fig. 22.
Material: Primerek v vzorcu 2/3.
Diagnoza: Ovalni sklerit z bolj ali manj enako velikimi okroglimi porami;
bodičast zunanji in nazobčan notranji rob (Mostler, 1972, 22).
O p i s : Ovalni sklerit kaže okrogle, približno enako velike pore, ki so le na
zavihku ob robu nekoliko manjše. Manjše pa so le na videz, ker jih zavihani rob
nekoliko prekriva. Zunanji rob je obdan z trnastimi izrastki. Notranji rob je nazob-
čan in poteka približno vzporedno z zunanjim robom.
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	25
Primerjava: Fotografirani primerek je rahlo trikotne oblike, nekoliko manjši
od holotipa, rob ima zavihan navzgor in navznoter, kar je na fotografiji manj vidno.
Razširjenost: Doslej omejen na zgornji norij v hallstattskih apnencih Sever-
nih apneniških Alp (M ostler, 1972), najden pa je tudi v norijskih plasteh v Kamni-
ških Alpah.
Kuehnites inaequalis Mostler, 1969
Tab. 2, sl. 6
1969 Kuehnites inaequalis n. sp. - Mostler, 34, Taf. 3, Fig. 1-2, Textabb. 5, Fig.
13-17.
1972 Kuehnites inaequalis Mostler - Kozur & Mock emend. 9, Taf. 1, Fig. 23-25,
Taf. 2, Fig. 1.
1974 Kuehnites inaequalis Mostler - Kozur & Mock, Taf. 1, Fig. 10.
Material: Devet primerkov v vzorcih 3 in 2/3, 4, 5, 6.
Diagnoza: Prevladuje okroglo-ovalna do okrogla oblika sklerita, ki kaže de-
loma pravilne prečke. Te nastanejo pri razvejanju osrednjega mostička v obliki črke
X. Nastane pet do enajst neenako velikih por. Na zunanjem robu se nad poro razvije
izrastek. Pogosto je razvitih več bodic kot por (Mostler, 1969, 34, emend. Kozur
& Mock,.1972, 9).
Primerjava: Sklerit ima šest primarnih simetrično razporejenih por podolgo-
vate oblike. Po dve nasproti ležeči pori sta paroma enaki. Dve sta malo večji od
preostalih štirih. Prečke se pred robom še razvejajo in vmes se pojavijo še majhne,
okrogle, sekundarne pore. Bodic je manj kot por. Osrednji mostiček je precej izbočen.
Razširjenost: Posamični primerki se pojavljajo že celo v langobardu ( B e c h -
städt & Mostler, 1974, 44), v coni spatulatus v lac-alaunu Slovaške (Kozur
& Mock, 1974), v hallstattskih apnencih Severnih apneniških Alp pa v srednjem in
zgornjem noriju (Mostler, 1972, 29). V Kamniških Alpah so pogostni primerki
v norijskih plasteh.
Kuehnites turgidus Mostler, 1972
Tab. 2, sl. 5 a-b, 7
1972 Kuehnites turgidus n. sp. - Mostler, 23, Taf. 1, Fig. 26.
Material: Petnajst primerkov v vzorcih 2/2, 5, 6.
Diagnoza: Skoraj okrogel do okroglo-ovalen sklerit z zelo masivnim, močno
napihnjenim obodom z izrastki, štirimi podolgovatimi porami, med katere se vrivajo
manjše sekundarne pore (Mostler, 1972, 23).
Opis : Sklerit vzbuja posebno pozornost z masivnim okvirjem. Okvir je najmanj
dva- do trikrat tako visok kot plato s porami. Debel, v prerezu okrogel obod na
zunanji strani obrobljajo razmeroma dolgi in močni izrastki, pri čemer je večinoma
nad vsako večjo poro razvit po en trn. Notranji rob je okrogel do ovalen in gladek.
Razmeroma tanek plato s štirimi podolgovatimi porami, med katere se vključujejo
manjše sekundarne pore, nastale pri razvejanju prečkam podobne zgradbe.
Primerjava: Pri nekaterih primerkih j e opazno raz vej anj e prečk in po j av por 3.
reda, sicer pa ustrezajo opisu. Včasih je primerke težko ločiti od Kuehnites inaequ-
alis.
Razširjenost: Doslej omejen na srednji norij v hallstattskih apnencih Sever-
nih apneniških Alp (Mostler., 1972) in v norijskih apnencih Kamniških Alp.
26	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Genus Triradites Mostler, 1969
Triradites communis Mostler, 1969
Tab. 2, si. 1
1969 Triradites communis n. gen. n. sp. - M o s 11 e r, 28, 30, Taf. 3, Fig. 6, Textabb. 5,
Fig. 4-6.
Material: Primerek v 2/2.
Diagnoza: Ovalen, zunanji rob je gladek ali rahlo valovit, tri pore so v sredini
ločene z mostičkom s tremi kraki (Mostler, 1969, 30).
O p i s : Ovalen do okroglo ovalen sklerit ima ali popolnoma gladek zunanji rob ali
nekoliko vbočen rob pri ustju mostička, kjer so pore s kraki ločene druga od druge.
Tako nastane valovit zunanji rob. Oblika por je precej odvisna od poteka zunanjega
roba in osrednjega mostička. Večinoma so pore trikotno omejene, pri tem sta dva kota
nekoliko neizrazita (Mostler, 1969, 30).
Primerjava: Primerek je manjši od holotipa, sicer pa povsem ustreza izvir-
nemu opisu in fotografijam.
Razširjenost: Razširjen je v srednjem noriju v hallstattskem apnencu Sever-
nih apneniških Alp (Mostler, 1972) in v noriju v Kamniških Alpah.
Familia Kozurellidae Mostler, 1972
Genus Kozurella Mostler, 1972
Kozurella formosa Mostler, 1972
Tab. 3, si. 7 a-b
1972 Kozurella formosa n. gen. n. sp. - Mostler, 24, Taf. 1, Fig. 30.
1974 Kozurella formosa Mostler - Kozur & Mock, Taf. 2, Fig. 1.
Material: Dva primerka v vzorcu 2/6.
Diagnoza: Sklerit trikotne oblike z navzgor zavitimi vogali, središčno polje ima
šest prečk (Mostler, 1972,24).
Opis: Sklerit ima obliko enakostraničnega trikotnika, pri katerem so vogali
zapognjeni navzgor in navznoter. V sredini sklerita je ravno središče, ki ga obdaja
šest prečk. Prečke se pred središčem zožijo. V smeri vogalov so tri večje pore
deltoidne oblike, proti stranicam so pore trikotno oblikovane.
Primerjava: Primerka popolnoma ustrezata izvirnemu opisu in fotografijam.
Razširjenost: Na Slovaškem se pojavlja v coni spatulatus v lac-alaunu (Ko-
zur & Mock, 1974), v Severnih apneniških Alpah pa je bil prvič opisan v hallstatt-
skem apnencu v sevatu. V Kamniških Alpah je bil najden v norijskih apnencih.
Familia Palelpidiidae Mostler, 1968
Genus Palelpidia Mostler, 1968
Palelpidia cf. norica Mostler, 1968
Tab. 8, si. 4
cf. 1968 Palelpidia norica n. sp. - Mostler, 438-439, Taf. 3, Fig. 1-3.
cf. 1969 Palelpidia norica Mostler - Mostler, Textabb. 6, Fig. 6-7.
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	27
Material: Dobro ohranjeni primerek v vzorcu 2/6.
Opis : Zelo velik sklerit ima štiri tanke, v preseku okrogle krake, ki so na koncu
odebeljeni v glavico, med seboj pa povezani z osrednjim mostičkom. Paroma so kraki
enako dolgi, sprednji so krajši od zadnjih. Pri stičišču sprednjih krakov štrli iz
mostička (pravokotno glede na krake) zašiljena bodica. Med sprednjimi in zadnjimi
kraki izraščata iz mostička na vsaki strani še stranska izrastka, ki se na koncu
razvejata. Velik, odebeljeni izrastek raste navpično v sredini mostička.
Primerjava: Naš primerek je podoben vrsti Palelpidia norica, vendar so pri
njej izrastki iz osrednjega mostička simetrično razporejeni in navpični. Pri opisanem
primerku je le središčni izrastek navpičen, vsi drugi so vodoravni, če si zamislimo, da
sklerit stoji na štirih krakih.
Razširjenost: Razširjen je v srednjem in zgornjem noriju v hallstattskih
apnencih v Avstriji (Mostler, 1972b, 1973) ter v lac-alaunu in sevatu Slovaške
(Kozur & Mock, 1974). V Kamniških Alpah je najden v norijskih apnencih.
Familia Priscopedatidae Frizzell & Exline, 1955
Genus Priscopedatus Schlumberger, 1890 emend. Frizzell & Exline, 1955
Priscopedatus bartensteini (Deflandre-Rigaud), 1952
Tab. 10, sl. 7
1969 Staurocumites bartensteini Deflandre-Rigaud - Mostler, Textabb, 2, Fig. 1.
1972 Priscopedatus bartensteini (Deflandre-Rigaud) - Kozur & Mock, 13-14,
Taf. 6, Fig. 12-14.
1974 Priscopedatus bartensteini (Deflandre-Rigaud) - Kozur & Mock, Taf. 5,
Fig. 12, 13.
Material: Primerek v vzorcu 2.
O p i s : Sklerit s štirimi križno razporejenimi porami in stolpičem na sredini.
Nasproti ležeče pore so simetrične, stolpič je polomljen.
Primerjava: Primerek ustreza opisu in fotografiji.
Razširjenost: Od pelsona do liasa v Avstriji in v Kamniških Alpah.
Priscopedatus cf. multiperforata Mostler, 1968
Tab. 4, sl. 1
cf. 1968 Priscopedatus multiperforata n. sp. - Mostler, 16, Taf. 16, Fig. 8.
cf. 1970 Priscopedatus multiperforata Mostler - Štefanov, 44, Taf. 1, Fig. 9.
Material: Primerek v vzorcu 3.
Diagnoza: Bazalna plošča je rahlo ukrivljena in se navzven konča s širokim,
ostrim robom, znotraj katerega je množica (prek sto) enako velikih por. V sredini
izrašča ozek stolpič, ki je v spodnji tretjini stisnjen (Mostler, 1968b, 16).
O p i s : Ploski, okrogli sklerit s številnimi okroglimi, majhnimi porami. V sredini
izrašča ozek in visok stolpič.
Primerjava: Okoli središča so pore precej poškodovane.
Razširjenost: Zgornji anizij v Avstriji in Bolgariji in primerek iz Kamniških
Alp.
28	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Priscopedatus ploechingeri Mostler, 1969
Tab. 4, si. 4
1969 Priscopedatus ploechingeri n.sp. - Mostler, 30, Taf. 5, Fig. 3. Textabb. 10,
Fig. 5-6.
1972 Priscopedatus ploechingeri Mostler - Kozur & Mock emend., 12, Taf. 6,
Fig. 9.
Material: Primerek v vzorcu 2/6.
Diagnoza: Sklerit s štirimi centralnimi porami in skulpturiranim stolpičem
v sredini. Obdajajo ga majhne pore, ki grade nepravilen zunanji rob (Mostler,
1969, 31).
Opis : Sklerit označuje osrednje polje s štirimi porami, v središču izrašča skulp-
turirani stolpič. Primarne štiri pore so največje, a le paroma enako velike. Na robu se
vključujejo zelo majhne, raznovrstno zgrajene pore; stopnjevanje velikosti por od
notranjosti proti zunanjosti ni opazno. Zunanji rob je zelo nepravilno zgrajen.
Pogosto se tik ob zunanjem robu razprostirata do dve veliki pori. Stolpič je v preseku
okrogel in v prvi tretjini neskulpturiran, proti vrhu je skulpturiran in se konča
s krono, iz katere izrašča mnogo majhnih rogljev (Mostler, 1969).
Primerjava: V sredini med štirimi osrednjimi porami se dviguje stolpič, ki ima
na vrhu peterokrako zvezdico. Proti robu se pore hitro manjšajo in so precej različnih
oblik.
Razširjenost: Vrsta se pojavlja v spodnjesevatskih hallstattskih apnencih
Severnih apneniških Alp (Mostler, 1969), pri nas pa v norijskih plasteh Kamniških
Alp.
Priscopedatus cf. sandlingi Mostler, 1969
Tab. 4, si. 5 a-b
cf. 1969 Priscopedatus sandlingi n.sp. - Mostler, 31, Taf. 5, Fig. 8, Textabb. 9,
Fig. 9.
Material: Primerek v vzorcu 2/6.
Diagnoza: Štiri osrednje pore, v središču izrašča stransko stisnjeni stolpič.
Proti zunanjosti se vključujejo hitro manjšajoče se pore, ki sestavljajo bolj ali manj
enakomerno omejen zunanji rob (Mostler, 1969, 31).
Primerjava: Velik sklerit s štiri osrednjimi porami, ki so le paroma enake.
Druge pore so manjše in različnih oblik. Ob robu je sklerit delno polomljen, prav tako
je odlomljen stolpič.
Razširjenost: Razširjenost je enaka kot pri prejšnji vrsti.
Priscopedatus staurocumitoides Mostler, 1968
Tab. 4, si. 6 a-b
1968 Priscopedatus staurocumitoides n. sp. - Mostler, 17, Taf. 3, Fig. 2-5.
1974 Priscopedatus staurocumitoides Mostler - Kozur & Mock, Taf. 6, Fig. 1-2.
1978 Priscopedatus staurocumitoides Mostler - Mirauta & Gheorghian,
Pl. 14, Fig. 1, 2, ? (4, 9).
Material: Nepopolni primerek v vzorcu 2/2.
Diagnoza: Ravna bazalna plošča s štirimi križno razporejenimi primarnimi
porami in več kot dvema sekundarnima porama (večinoma od tri do šest) ob robu.
Holoturij ski skleriti in konodonti v zgornj ekarni j skih ...	29
V sredini je dolg in ozek stolpič. Obris je odvisen od udeleženih sekundarnih por,
lahko je skoraj pravokoten ah popolnoma nepravilen (Mostler, 1968, 17).
Primerjava: Ker se je zunanji obod sekundarnih por polomil, je primerek zelo
podoben vrsti Priscopedatus bartensteini (Deflandre-Rigaud).
Razširjenost: Od pelsona do liasa.
Priscopedatus sp. 1
Tab. 5, sl. 1
Material : Primerek v vzorcu 2/1, dva primerka v vzorcu 2/2.
O p i s : Iz neperforirane ploske bazalne plošče se dviga visok stolpič z okroglim
presekom. Vanj se po celotni dolžini (v preseku do sredine) zajeda brazda. Pred
brazdo iz bazalne plošče izraščata dva rožička v obliki črke U. Na eni strani rožička
je bazalna plošča precej ploska in zaokrožena, na drugi strani pa ima več izrastkov in
je rahlo upognjena navzgor.
Razširjenost: Najden v norijskih plasteh Kamniških Alp.
Priscopedatus sp. 2
Tab. 4, sl. 2
Material: Primerek v vzorcu 3.
Opis: Velik sklerit z ukrivljeno bazalno ploščo, iz katere na sredini izrašča
stolpič z odlomljenim vrhom. Okoli stolpiča so razporejene velike pore različnih oblik
(večinoma podolgovate). Proti robu sklerita se pore postopoma manjšajo v nepravilen
rob. Sklerit ni ohranjen v celoti.
Razširjenost: Najden v norijskih plasteh Kamniških Alp.
Priscopedatus sp. 3
Tab. 4, sl. 3
? 1966 Priscopedatus n. sp. - Zanki, 77, Taf. 5, Fig. 6.
Material: Trije primerki v vzorcu 1.
O p i s : Velik, ploski sklerit bolj ali manj okrogle oblike s štirimi okroglimi
porami, ki obdajajo odlomljen stolpič. Okoli osrednjih por se pojavlja proti nepravil-
nemu robu še precej približno enakih ali nekoliko manjših por.
Primerjava: Primerek, ki ga je opisal Zanki leta 1966, ima osrednje štiri pore
manjše od preostalih obdajajočih in stolpič, ki se v obliki dvignjenega križa izteče
v bazalno ploščo.
Razširjenost: Našli so ga v tuvalskih plasteh Kamniških Alp.
Familia Protocaudinidae Deflandre-Rigaud, 1961
Genus Praecaudina Mostler, 1971
Praecaudina hexagona Mostler, 1971
Tab. 2, sl. 4
1971	Praecaudina hexagona n. sp. - Mostler, 354-355, Taf. 3, Fig. 10.
1972	Praecaudina hexagona Mostler - Kozur & Mock, 10, Taf. 4, Fig. 13.
1974 Praecaudina hexagona Mostler - Kozur & Mock, Taf. 2, Fig. 20, 21.
30	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Material: Trije primerki v vzorcih 2/1, 2.
Diagnoza: Šestkotni sklerit z zapognjenim, nazobčanim zunanjim robom, ki ga
končujeta ena do dve vrsti por okoli štirih večjih centralnih por.
O p i s : Ovalni sklerit; v sredini ima precej izbočen osrednji mostiček v obliki črke
H, v katerega so ujete štiri pore. Nasproti ležeče pore so simetrične. Okoli osrednjih
por je osem pravilno razporejenih podolgovatih por.
Razširjenost: Srednji in zgornji norij v coni spatulatus v lac-alaunu (Kozur
& Mock, 1974) in zelo redke v norijskih apnencih Kamniških Alp.
Genus Protocaudina Croneis, 1932
Protocaudina cf. rigaudae Mostler, 1971
Tab. 3, si. 2
cf. 1971 Protocaudina rigaudae n. sp. - Mostler, 352, Taf. 3, Fig. 5, 6.
cf. 1972 Protocaudina rigaudae Mostler - Kozur & Mock, Taf. 4, Fig. 8.
cf. 1974 Protocaudina rigaudae Mostler - Kozur & Mock, Taf. 2, Fig. 23.
Material: Primerek v vzorcu 2/6.
Diagnoza: V središču so štiri enako velike nazobčane pore, ki jih povezujejo
ozke središčne prečke. Iz širokega središčnega platoja je navzgor upognjenih 10-12
kratkih, v prerezu okroglih prečk (Mostler, 1970, 352).
Op is : Okrogel sklerit s štirimi centralnimi porami, ki jih obdajajo še sekundarne
pore.
Primerjava: Polomljen primerek ima manj prečk kot holotip in štiri centralne
pore, ki se ožijo proti zunanjemu robu in ne proti sredini.
Razširjenost: Pogostna vrsta v tuvalu, zelo redka v lac-alaunu in spodnjem
sevatu na Slovaškem (Kozur & Mock, 1974). Verjetno pa ima še veliko večjo
stratigrafsko razširjenost. Najdena je tudi v norijskih plasteh Kamniških Alp.
Familia Stichopitidae Frizzell & Exline, 1955
Genus Praeeuphronides Mostler, 1968
Praeeuphronides simplex Mostler, 1969
Tab. 5, si. 2
1969 Praeeuphronides simplex n.sp. - Mostler, 16, Taf. 5, Fig. 7, Textabb. 6, Fig.
1-2.
1974 Praeeuphronides simplex Mostler - Kozur & Mock, Taf. 5, Fig. 2.
Material: Vzorec 2/2 z dvema primerkoma.
Diagnoza : Sklerit s štirimi kraki, ki imajo v zadnji tretjini zadrgo z drobnimi
perforacijami. Osrednji mostiček je preprost, njegova dolžina je zelo spremenljiva
(Mostler, 1969, 16).
Opis : Ploski sklerit s štirimi kraki, v zadnji tretjini zunanjega dela kraka kaže
zadrgo. Pravilne drobcene luknjice so le v vdrti zadrgi. Kjer se ta konča, se prične
razširitev kraka. Osrednji mostiček je neskulpturiran in zelo spremenljive dolžine.
Kot, ki ga oklepajo kraki na obeh straneh mostička, je zelo spremenljiv (30 do 120°).
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	31
Nasproti ležeča kota sta simetrična. Variacijska širina glede na zgradbo krakov ni
tako velika kot pri Preeuphronides multiperforatus.
Primerjava: Fotografirani primerek ustreza holotipu, le en krak ima zlomljen
in drobne perforacije niso tako lepo opazne kot pod stereoskopskim mikroskopom.
Razširjenost: Našli so ga v langobardu (Bechstädt & Mostler, 1974, 44),
sicer pa je razširjen do sevata (Mostler & Parv^^in, 1973, 30); našli so ga tudi
v Kamniških Alpah.
Praeeuphronides multiperforatus Mostler, 1968
Tab. 5, si. 3a-b
1968	Praeeuphronides multiperforata n. gen. n. sp. - Mostler, 8-9, Taf. 1, Fig. 2-3.
1969	Praeeuphronides multiperforata Mostler - Mostler, Textabb. 6, Fig. 3-5.
1974 Praeeuphronides multiperforatus Mostler - Kozur & Mock, Taf. 5, Fig. 1.
Material: Primerek v vzorcu 2/2.
Diagnoza: Sklerit s štirimi kraki, ki so v zadnji tretjini perforirani. Povezuje jih
šibek mostiček, iz katerega izrašča v sredini neskulpturirana konica (Mostler, 1968
b, 9).
Opis: V obliki črke X izraščajo štirje kraki, ki imajo na koncu majhne pore
v zadrgi. En krak je po dolžini trikrat daljši od preostalih. Iz sredine izrašča navpična
konica.
Razširjenost: Od illira do sevata v Avstriji, na Slovaškem in v Kamniških
Alpah.
Genus Punctatites Mostler, 1968 emend. Kozur & Mock, 1972
Punctatites cf. appensus (Mostler), 1968
Tab. 5, si. 6
cf. 1968 Calclamnella appensa n. sp. - Mostler, 433-434, Textabb. 2 c, h. Taf. 1,
Fig. 11-14.
cf. 1969 Calclamnella appensa Mostler - Mostler, Textabb. 8, Fig. 5.
cf. 1972 Punctatites appensus (Mostler) - emend. Kozur & Mock, 15.
Material: Primerek v vzorcu 2/2.
O p i s : Podolgovat sklerit z osrednjim poljem, iz katerega na vsako stran izraščata
dva kraka. Oba sta ves čas približno enako široka, po njuni sredini poteka zadrga,
v kateri so drobne perforacije. V osrednjem polju ležijo štiri križno razporejene pore,
po zadrgi potekata dve vrsti podolgovatih por. Iz osrednjega polja izraščata še dva
izrastka, pravokotna na krake. Eden od izrastkov je razširjen zaradi por.
Razširjenost: Od laca do sevata na Slovaškem, v zgornjem noriju v Avstriji
(Mostler, 1972, 28) in v norijskih plasteh Kamniških Alp.
Punctatites cf. triangularis (Mostler), 1968
Tab. 5, si. 4 a, b
cf. 1968 Calclamnella triangularis n. sp. - Mostler, 436, Taf. 2, Fig. 6-7, Textabb.
2 C.
cf. 1972 Punctatites triangularis (Mostler) - emend. Kozur & Mock, 15, Taf. 5,
Fig. 5, 6.
32	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Material: Dva primerka v vzorcu 2/2.
O p i s : Sklerit je trikotne oblike z vsemi prehodi od ravnih do močno zapognjenih
oblik. Osrednje polje s porami je enostransko razširjeno in koničasto razvlečeno. Rob
je včasih odebeljen in malo zapognjen.
Primerjava: Naša primerka sta skoraj za polovico manjša od holotipa, sicer pa
se ujemata z opisom.
Razširjenost: Vrsto so našli v lac-alaunu na Slovaškem (Kozur & Mock,
1974), v Avstriji in v norijskih plasteh Kamniških Alp.
Genus Uncinulina Terquem, 1862
Uncinulina sp.
Tab. 8, sl. 3
Material: Primerek v vzorcu 2/6.
Opis: Sklerit v obliki črke C, zunanja in notranja stran sta približno enako
zapognjeni in gladki. V preseku je okrogel, brez perforacij, na obeh koncih je
nekoliko zožen in zaokrožen.
Razširjenost: V noriju v Kamniških Alpah.
Genus Uniramosa Kozur & Mock, 1972
Uniramosa bystrickyi Kozur & Mock, 1972
Tab. 5, sl. 5
1972 Uniramosa bystrickyi n. gen. n. sp. - Kozur & Mock, 25-26, Taf. 6, Fig. 5, 6.
1974 Uniramosa bystrickyi Kozur & Mock - Kozur & Mock, Taf. 4, Fig. 9.
Material: Primerek v vzorcu 2/2.
Diagnoza: Za rod je značilna ovalna do okrogla sitasta plošča z gladkim ali
rahlo valovitim zunanjim robom, ki se steka v drobno perforiran krak (Kozur
& Mock, 1972, 26).
O p i s : Okrogla do ovalna luknjičasta plošča z dvanajstimi do petindvajsetimi
poligonalnimi porami nepravilne spreminjajoče velikosti. Nad obrobnimi porami je
lahko zunanji rob valovit, večinoma pa je gladek. Dolg, ozek krak je sploščen in na
sredini drobno perforiran. Luknjice so skoraj vedno sekundarno prekrite.
Primerjava: Najdeni primerek ustreza izvirnemu opisu, je pa za polovico
manjši od holotipa.
Razširjenost: Srednji in zgodnji norij na Slovaškem (Kozur & Mock,
1972).
Familia T h e e 1 i i d a e Frizzell & Exline ,1955
Genus Acanthotheelia Frizzell & Exline, 1955
Acanthotheelia of. pulchra Kozur & Mock, 1972
Tab. 6, sl. 2
cf. 1972 Acanthotheelia pulchra n. sp. - Kozur & Mock, 4, Taf. 1, Fig. 2-4.
cf. 1974 Acanthotheelia pulchra Kozur & Mock - Kozur & Mock, Taf. 1, Fig. 5.
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	33
Material: Primerek v vzorcu 2/2.
Diagnoza: Robustno kolesce s široko vbočenim obročem. Nasproti por so na
zunanjem robu topi trikotni trni, na notranjem robu pa so močno neenakomerni zobci
nad porami. Središče je zelo široko in plosko (Kozur & Mock, 1972, 4).
Primerjava: Fotografirani primerek je že malo prekristaljen in na njegovem
notranjem robu ni opaziti zobcev nad porami. Obroč je malo vbočen in nizek. Plosko
središče zavzema tretjino sklerita. Na zunanjem robu so pravilno razvrščeni trikotni
topi tmi.
Razširjenost: Vrsta je doslej znana le v coni Mojsisovicsites kerri v najnižjem
noriju na Slovaškem in v Avstriji (Kozur & Mock, 1972) ter v norijskih plasteh
v Kamniških Alpah.
Acanthotheelia triassica Speckmann, 1968
Tab. 6, sl. 1
1969 Acanthotheelia triassica Speckmann - Mostler, Taf. 3, Fig. 4, Textabb. 5,
Fig. 18.
1972 Acanthotheelia triassica Speckmann - Kozur & Mock, Taf. 1, Fig. 16.
Material: Dvajset primerkov v vzorcih 2 in 3.
Primerjava: Primerki zelo razširjene vrste ustrezajo fotografijam in opisom
v literaturi.
Razširjenost: Od illira do liasa.
Genus Stueria Schlumberger, 1890
Stueria ? multiradiata Mostler, 1971
Tab. 6, sl. 3
1971 Stueria ? multiradiata n. sp. - Mostler, 17, Taf. 4, Fig. 2.
Material: Osem primerkov v vzorcih 2.
Diagnoza: Stueria ? Schlumberger 1890 z zelo širokim osrednjim poljem in
osemnajstimi do triindvajsetimi prečkami (Mostler, 1971, 17).
O p i s : Kolešček je okrogel z gladkim obročem, ki je vbočen k notranjosti in kaže
velike zobce na notranji strani. Nazobčanost je zgrajena tako, da vrh zobca točno
sovpada z razpoloviščem prečke. Osrednje polje zavzema dve tretjini celotne površine
kolesca. Zgoraj in spodaj je središče popolnoma plosko in leži občutno globlje kot
platišče. Prečke potekajo ob osrednjem polju še plosko, nato se obrnejo navzgor,
v središčnem področju so najširše, proti robu pa se počasi ožijo. Zaradi širokega
osrednjega polja so prečke zelo kratke (Mostler, 1971, 17).
Primerjava: Fotografirani primerek nima zobcev na notranjem robu, osrednji
del pa se rahlo dviguje proti središču, verjetno zaradi prekristalizacije. Drugi pri-
merki v vzorcu ustrezajo opisu in slikam.
Razširjenost: Od spodnjega do zgornjega norija v Avstriji (Mostler, 1972).
V Kamniških Alpah je bilo najdenih nekaj primerkov v norijskih plasteh.
34	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Genus Theelia Schlumberger, 1890
Theelia immisorhicula Mostler, 1968
Tab. 7, si. 5 a, b
1968 Theelia immisorbicula n. sp. - Mostler, 26-27, Taf. 5, Fig. 1.
1971	Theelia immisorhicula Mostler - Zav^idzka, 444, Pl. 3, Fig. 2, 3.
1972	Theelia immisorbicula Mostler - Kozur & Mock, 16, Taf. 7, Fig. 5-12.
1974 Theelia immisorbicula Mostler - Kozur & Mock, Taf. 10, Fig. 9.
1991 Theelia immisorbicula Mostler - Kolar-Jurkovšek, 89, Tab. 15, si. 8-11.
Material : Preko dvajset primerkov v posameznem vzorcu, najdemo jih v vseh
vzorcih.
Diagnoza: Okrogel sklerit z ravnim središčem, ki močno presega platišče,
z nenazobčanim, močno vbočenim obročem in zvečine od deset do enajst prečkami
(Mostler, 1968, 26).
O p i s : Kolesce z močno vbočenim nenazobčanim notranjim robom. Obris obroča
pri najpogostejši triasni vrsti je vedno jasno okrogel. Središče je globoko vdrto,
približno polkrožne oblike, spodaj in zgoraj ravno, v izjemnih primerih za trikrat
presega višino obroča. Osrednji del zavzema tretjino premera sklerita. Število prečk
se giblje med 8 in 13, najpogosteje med 10 in 12. Prečke so močno obokane navzdol,
ozke in tanke ter ves čas enako široke (Mostler, 1968, 26).
Primerjava: Po velikosti, višini središča in številu prečk je vrsta zelo spremen-
ljiva.
.Razširjenost: Od pelsona do liasa v Vzhodnih apneniških Alpah, v Tatrah, na
Slovaškem, v Kamniških Alpah in v Julijskih Alpah (Kolar-Jurkovšek, 1991,
89).
Theelia koeveskalensis Kozur & Mostler, 1971
Tab. 7, si. 3
1971	Theelia koeveskalensis n. sp. - Kozur & Mostler, 30, Taf. 2, Fig. 2-4.
1972	Theelia koeveskalensis Kozur & Mostler - Kozur & Mock, Taf. 12. Fig. 2 a,
b.
Material: Pet primerkov v vzorcih 2/2, 5, 6.
Diagnoza: Šestkoten, nad porami izbočen kolešček s šestimi prečkami, ki se
širijo navzven (Kozur & Mostler, 1971, 30).
O p i s : Zunanji obod kolesca je rahlo valovit, ker je nad porami izbočen navzven.
Na notranjem robu so nad prečkami kot napušč topi trni. Sklerit je spodaj in zgoraj
plosk in ima šest prečk, ki ostajajo približno enako široke.
Primerjava: Primerek z več kot šestimi prečkami uvrščajo med Theelia pse-
udoplanata Kozur & Mock.
Razširjenost: Zelo pogostna vrsta v cordevolu na Madžarskem (Kozur
& Mostler, 1971), redka v noriju; v noriju tudi v Kamniških Alpah.
Theelia lata Kozur & Mostler, 1971
Tab. 6, si. 4
1971 Theelia lata n. sp. - Kozur & Mostler, 31, Taf. 2, Fig. 1.
Material: Več primerkov v vzorcih 2/2, 6.
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	35
Diagnoza : Majhen, plosk, okrogel sklerit z gladkim, rahlo valovitim zunanjim
robom, nazobčanim notranjim robom, zelo širokim ravnim središčem in s trinajstimi
do osemnajstimi prečkami, ki so vseskozi približno enako široke (Kozur & Most-
ler, 1971, 31).
Opis: Majhen, raven, okrogel sklerit. Zunanji rob je nad porami zelo lahno
valovito obokan ali gladek. Notranji rob je neznatno vbočen in nad prečkami
zapolnjen s kratkimi topimi zobčki. Središče je zelo široko in na obeh straneh ravno,
spodnja stran ni vdrta. Trinajst prečk ostaja po celotni dolžini enako širokih ali proti
zunanjosti nekoliko ožjih. Ležijo v isti ravnini kot središče in se malo pred robom
nizkega in ozkega obroča upognejo navzgor.
Primerjava: Primerki ustrezajo opisu in sliki. Zelo so podobni vrsti Stueria
multiradiata Mostler, le da ima ta večje število prečk.
Razširjenost: Našli so jo v cordevolu na Madžarskem (Kozur & Mostler,
1971) in v norijskih plasteh Kamniških Alp.
Theelia norica Mostler, 1969
Tab. 7, sl. 7
1969 Theelia norica n. sp. - Mostler, 36, Taf. 1, Fig. 2, Textabb. 11, Fig. 3.
1972 Theelia norica Mostler - Kozur & Mock, 17-18, Taf. 9, Fig. 11.
Material: Primerek v vzorcu 2/6.
Diagnoza: Theelia z devetimi prečkami, ki se stikajo v središču v dveh ravninah
(Mostler, 1969, 36.).
Opis : Vrsta ima središče z devetimi prečkami. Na spodnji strani središča so tri
prečke stisnjene, oziroma vodijo v ozek greben ali rebro. Pod njimi je k središču
priraslih še šest prečk, ki so ob središču bolj ali manj stisnjene. Središče je nižje od
platišča, na vbočenem notranjem robu izraščajo majhni zobčki.
Primerjava: Pri izvirnem opisu piše, da središče nekoliko presega platišče, na
sliki pa je pod platiščem. Pri našem primeru je kapasto središče prav tako nižje od
platišča.
Razširjenost: Srednji in zgornji norij v Avstriji (Mostler, 1972) in v zgor-
njem sevatu na Slovaškem (Kozur & Mock, 1974) ter v norijskih apnencih
Kamniških Alp.
Theelia pseudoplanata Kozur & Mock, 1972
Tab. 7, sl. 1
1972 Theelia pseudoplanata n. sp. - Kozur & Mock, 20, Taf. 11, Fig. 11-18.
1974 Theelia pseudoplanata Kozur & Mock - Kozur & Mock, Taf. 9, Fig. 3-8.
Material: Osem primerkov v vzorcih 2/1, 2, 4,5,6.
Diagnoza : Ploščato kolesce s ploskim središčem. Obroč je malo vbočen. Zuna-
nji rob je poligonalen, redko okrogel ali rahlo valovit. Notranji rob je zapolnjen
s tmastim napuščem nad prečkami (Kozur & Mock, 1972, 21).
Primerjava: Primerki ustrezajo izvirnemu opisu in fotografijam.
Razširjenost: Posamični primerki se pojavljajo že v zgornjem illiru in fassanu,
v zgornjem ladiniju in cordevolu so pogostni, zelo pogostni pa so od zgornjega tuvala
do srednjega norija; v spodnjem sevatu so spet redki (Kozur & Mock, 1972).
V Kamniških Alpah so najdeni y norijskih apnencih.
36	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Theelia praenorica Kozur & Mock, 1972
Tab. 7, si. 6
1972 Theelia praenorica n. sp. - Kozur & Mock, 19, Taf. 9, Fig. 10.
Material: Primerek v vzorcu 2/6.
Diagnoza: Kolesce z osmimi do devetimi prečkami in z nenazobčanim notra-
njim robom. Prečke se združujejo v različnih ravninah (Kozur & Mock, 1972, 19).
O p i s : Okrogel sklerit z močno vbočenim obročem, katerega notranji rob je
gladek. Zgornje tri prečke so v sredini komaj zaznavno zožene in sestaljajo majhno
kapasto središče. Ena do dve spodaj ležeči prečki sta v sredini precej zoženi, na
spodnji strani poteka ozek greben. Prečke zadevajo središče v nekoliko različnih
ravninah. Središče je jasno izbočeno, a nižje od platišča.
Primerjava: Na našem primerku je v primeri z izvirnim opisom obroč nizek;
druge značilnosti ustrezajo.
Razširjenost: Spodnji norij na Slovaškem (Kozur & Mock, 1972) in v norij-
skih plasteh Kamniških Alp.
Theelia rosetta Kristan-Tollmann, 1963
Tab. 7, si. 2
1963 b Theelia rosetta n.sp. - Kristan-Tollmann, 376-377, Taf. 10, Fig. 3-5.
1972 Theelia rosetta Kristan-Tollmann - Kozur & Mock, 18, Taf. 9, Fig. 5.
1974 Theelia rosetta Kristan-Tollmann - Kozur & Mock, Taf. 7, Fig. 11-12.
Material: Redki primerki v vzorcu 2/6.
Diagnoza: Prečke se na spodnji strani proti zunanjosti kijasto razširijo. Sre-
dišče je plosko, obroč gladek (Kristan-Tollmann, 1963b, 377).
Opis : Plosko, majhno kolesce, ki ima devet prečk. Prečke so dolge, najprej zelo
tanke, proti zunanjosti pa se kijasto razširijo in odebelijo. Zvečine so vodoravne ali
pri središču upognjene navzdol. Pore so ob zunanjem robu rahlo zaokrožene. Središče
je majhno, zelo plosko, dvignjeno največ do polovice višine obroča. Zunanji rob je
rahlo valovit. Obroč ni posebno visok, na spodnji strani je ozek, na zgornji širši,
zavihan in gladek (Kristan-Tollmann, 1963b, 377).
Primerjava: Težko se loči od Theelia planorbicula Mostler. Primerki v Kamni-
ških Alpah ustrezajo izvirnemu opisu in fotografijam vrste Theelia rosetta.
Razširjenost: Od norija do retija v Avstriji, na Slovaškem in v norijskih
apnencih Kamniških Alp.
Theelia variabilis slovakensis Kozur & Mock, 1972
Tab. 6, si. 8
1972 Theelia variabilis slovakensis n. subsp. - Kozur & Mo ck, 23-24, Taf. 12, Fig,
7-13, Taf. 13, Fig. 1-7.
1974 Theelia variabilis slovakensis Kozur & Mock - Kozur & Mock, Taf. 9, Fig.
12-13.
Material: Podvrsta je zelo pogostna v vzorcih 2, v vsakem vzorcu je vsaj pet
primerkov.
Diagnoza: Srednje veliko, okroglo kolesce z jasno izbočenim točkastim središ-
čem, rahlo vbočen in gladek obroč z večinoma šestimi (pet do devet) prečkami. Te se
od središča navzven hitro razširijo in so najširše na polovici dolžine. V bližini
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	37
središča na spodnji strani sklerita se prečka zoži v ozek grebenček (Kozur
& Mock, 1972, 23).
Primerjava: Primerki ustrezajo diagnozi in fotografijam.
Razširjenost: Primerki so pogostni v coni Klamathites macrolobatus in coni
Malayites daivsoni, redki v spodnjem sevatu Slovaške (Kozur & Mock, 1972).
Najdeni so bili tudi v norijskih plasteh Kamniških Alp.
Theelia variabilis variabilis Zanki, 1966
Tab. 6, sl. 5-7
1966 Theelia variabilis n.sp. - Zanki, 83-85, Taf. 6, Fig. 5 a-c, 6-8, Taf. 7, Fig. 1-5.
Material: Tipična podvrsta je zelo pogosta v vzorcih 2 in 3; vsaj po pet
primerkov v vsakem vzorcu.
Primerjava: Primerki ustrezajo izvirnemu opisu in risbam, od vrste Theelia
variabilis slovakensis se ločijo samo po središčih, ki niso izbočena točkasto, marveč
plosko.
Razširjenost: Podvrsta je bila prvič opisana v dachsteinskih apnencih Sever-
nih apneniških Alp v noriju in retiju. V Kamniških Alpah je najdena v norijskih
plasteh.
Theelia cf. zawidzkae Kozur & Mock, 1972
Tab. 7, sl. 4
cf. 1972 Theelia zawidzkae n.sp.-Ko ZUT & Mock, 24-25, Taf. 9, Fig. 12-15, Taf.
10, Fig, 1,2.
Material: Dva primerka v vzorcih 2/3, 5.
Diagnoza: Kolesce z močno vbočenim, nenazobčanim notranjim robom, pet do
devet prečk in zmerno vdrto središče z gladko spodnjo stranjo (Kozur & Mock,
1972, 24).
O p i s : Okrogel do rahlo poligonalen sklerit z visokim, močno vbočenim obročem
ima gladek notranji rob. Šest prečk je zvečine po vsej dolžini enako širokih. Središče
je rahlo izbočeno in nižje od platišča. Spodnja stran središča je gladka.
Primerjava: Primerka nimata globoko vdrtega središča, kot je ugotovljeno pri
izvirnemu opisu.
Razširjenost: Vrsta je zelo pogosta v lac-alaunu Slovaške, redka v bazalnem
sevatu (Kozur & Mock, 1974), najdena pa je tudi v norijskih apnencih Kamniških
Alp.
Genus indet. 1
Tab. 9, sl. 5
Material: Primerek v vzorcu 2/2.
Opis : Srednje velik sklerit, ki mu iz rahlo dvignjenega okroglega, neperforira-
nega srednjega dela izrašča radialno simetrično enajst ploskih, enako širokih in
ravno odsekanih žarkov. Spominja na preprosto risbo sonca.
Genus indet. 2
Tab. 1, sl. 6
Material: Primerek v vzorcu 2/5.
38	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
O p i s : Velik, plosk sklerit rombaste oblike z dvema velikima podolgovatima
porama na sredini. Daljša os por leži približno vzporedno z nasproti ležečima
stranicama. Ob robu drugega para stranic ležita na vsaki strani še dve majhni,
okrogli pori. Zunanji rob je gladek.
Primerjava: Opisani primerek je najbolj podoben vrsti Triradites transitus
Kozur & Mock, vendar ima slednji tri velike ovalne pore, ki jih povezuje osrednji
mostiček v obliki črke Y; pri razvejanju se pojavita še dve majhni okrogli pori.
Genus indet. 3
Tab. 9, si. 3
Material: Primerek v vzorcu 2/5.
O p i s : Majhen sklerit z močnim obodom, iz katerega izrašča deset srednje dolgih
trnov, ki se proti koncu ožijo. Trni so v preseku okrogli. Srednji del je močno vdrt in
ima vsaj štiri pore.
Primerjava: Najbolj podobna mu je alaunska vrsta Semperites radiatus Most-
ler, vendar ima manjše število krakov in le-te tudi drugače oblikovane.
Genus indet. 4
Tab. 9, si. 4
Material: Primerek v vzorcu 2/4.
O p i s : Srednje velik plosk sklerit je obdan z enajstimi dolgimi bodicami. Osrednji
del je raven in brez perforacij. Bodice se v začetku rahlo dvigujejo nad ravnino
središča, nato se lomijo navzdol. Po pregibu se počasi ožijo v zašiljene konice.
Genus indet. 5
Tab. 10, si. 4
Material: Primerek v vzorcu 3.
O p i s : Srednje velik plosk sklerit ima veliko solzičasto osrednjo poro, ki jo na
zaobljenem koncu obdajajo štirje simetrično razporejeni trikotni trni. Na nasprot-
nem koncu (zašiljenem delu pore) sta na vsaki strani še dve majhni okrogli pori, ki
imata raven in gladek zunanji rob, pravokoten na podolžno os solzice oziroma velike
pore.
Primerjava: Nekoliko mu je podobna vrsta Ramusites malmensis Mostler iz
jurskih plasti Južne Tirolske.
Genus indet. 6
Tab. 9, si. 6
Material: Primerek v vzorcu 3.
Opis : Šesterokraka zvezdica, iz katere v središču izrašča še en stolpič, pravoko-
ten na krake. Na fotografiji ni viden. Šest krakov je v eni ravnini, dva nasproti ležeča
kraka sta malo daljša od drugih. V preseku so kraki in stolpič okrogli.
Primerjava: Primerek je zelo podoben spikuli spužve (npr. Mostler, 1978,
Tal 2, si. 18).
Genus indet. 7
Tab. 8, si. 7
Material: Primerek v vzorcu 2/2.
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	39
Opis: Zelo majhen sklerit, ki ima osrednji mostiček v obliki črke Y. Najdaljši
krak ostane nerazvejan, drugi se na koncu razpolovi v dva kraka, tretji, najkrajši in
naj debelejši krak, pa ima na eni strani kratek trikoten izrastek, pod katerim se
simetrično na vsako stran razvejata dva kraka. Vsi kraki so na koncu gladko
odrezani.
Genus indet. 8
Tab. 9, sl. 1, 2
Material: Primerek v vzorcih 2/5 in 2/6.
Opis: Velik plosk sklerit z nepravilnim obrisom in nepravilno razporejenimi
porami zelo različnih oblik in velikosti. Zunanji rob je nepravilen, pri enem primerku
poškodovan.
Genus indet. 9
Tab. 8, sl. 6
Material: Primerek v vzorcu 2/6.
O p i s : Srednje velik plosk sklerit trikotne oblike z nepravilno trnasto nakrpanim
zunanjim robom. V sredini ima pet večjih trikotno razporejenih okroglih por, tri pore
ob eni stranici in dve pori vmes nad njimi. Tik ob robu so še čisto drobne pore, ki so
nepravilno razporejene. Sklerit je verjetno že malo prekristaljen.
Genus indet. 10
Tab. 8, sl. 8
Material: Primerek v vzorcu 2/3.
O p i s : Majhen sklerit z osrednjim mostičkom v obliki črke H, ki leži v eni ravnini.
Iz osrednjega mostička pravokotno na to ravnino izraščajo še štirje kraki na vsakem
razvejišču mostička. Kraki, ki ležijo v isti ravnini kot mostiček, se v konicah črke H še
razpolovijo (le pri enem kraku to ni opazno).
Vrste skleritov in njihova stratigrafska razširjenost
Na sliki 8 je razvidno, da je okoli trideset vrst skleritov omejenih na norij, le deset
vrst se pojavlja že od anizija, pet od teh pa jih sega še v v lias.
Za cordevol sta značilni vrsti Theelia lata in Theelia koeveskalensis.
V tuvalu sta pomembni vrsti Calclamnella consona in Calclamnella regularis,
čeprav je bila slednja prvič najdena v Bolgariji v anizijskih plasteh, Kozur in
Mock (1974) pa jo omenjata v tuvalskih skladih.
Vodilne norijske vrste (Kozur & Mostler, 1973, 307; Kozur & Mock,
1974), ki so bile najdene v Kamniških Alpah, so: Acanthotheelia cf. pulchra, Calc-
lamna norica, Canisia symmetrica, Eocaudina crassa, Kuehnites inaequalis (Kozur
ima K. turgidus za sinonim), Palelpidia cf. norica, Theelia variabilis slovakensis in
Theelia zawidzkae.
Po Mostler j u (1972) so stratigrafsko pomembne vrste, ki so bile določene tudi
v Kamniških Alpah: za spodnji norij Eocaudina acanthica; za srednji norij Eocaudina
crassa, Kuehnites turgidus in Triradites comunis; za srednji in zgornji norij Achi-
strum longirostrum, Canisia symmetrica, C. cf. quadrispinosa, Kuehnites inaequalis.
40
Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...
41
42	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Palelpidia cf. norica, Theelia norica; za zgornji norij Kozurella formosa, Kuehnites
aequiperforatus; za ves norij Eocaudina acanthocaudinoides, Stueria ? multiradiata
in Theelia variabilis, ki se nadaljuje še v retij.
Pri bivaku pod Skuto je bila zelo maloštevilna združba holoturij skih skleritov,
prevladovali pa sta vrsti Calclamnella consona in C. regularis. Najdeni so bili še
rodovi Priscopedatus sp. 3, povsod pa je prisotna vrsta Theelia immisorbicula.
Na Slemenu je bila izredno bogata favna, vendar med zgornjimi (2/2) in spodnjimi
(2/6) plastmi v profilu ni večjih sprememb v združbi. Vmesni vzorci imajo verjetno
prav tako številno združbo, vendar je ostalo še precej materiala nepregledanega.
Tako ima veliko opisanih vrst doslej le po en primerek, kar še ne dokazuje njihove
redkosti oz. pogostnosti. Nasploh velja, da so najbolj razširjeni primerki rodu
Theelia, saj zavzemajo v zbranem materialu okoli 95%, vsi drugi rodovi pa le 5%
(Mostler, 1972a, 731).
Na nahajališču 3 pod Skuto so bile določene naslednje vrste oziroma rodovi:
Calclamna nuda, Canisia symmetrica, Mortensenites sp., Priscopedatus multiperfo-
rata, Priscopedatus sp. 2.
Povzetek
Obdelava holoturijskih skleritov in konodontov je pokazala, da imamo na ozemlju
južno od Skute dva različna stratigrafska nivoja. Določenih je bilo dvainpetdeset vrst
oziroma rodov holoturijskih skleritov, deset različnih skleritov pa ni bilo določenih.
Petdeset metrov zahodno od bivaka pod Skuto je s konodontom Epigondolella
nodosa Hayashi (Ramovš, 1989), amoniti in drugimi fosilnimi ostanki dokazana
tuvalska podstopnja ozkega pasu drobnoploščastih rjavkasto sivih apnencev. Skleriti
so tu izredno redki in z majhnim številom vrst, vendar se najpogosteje pojavljata
značilni vrsti Calclamnella consona Mostler, 1973 in C. regularis Štefanov, 1970.
V	osrednjih Kamniških Alpah dokazujejo najvišji tuval (karnij, zgornji trias)
posamezni amoniti, pogostnejši brahiopodi, foraminifere, redki holoturijski skleriti,
ostanki lebdečih krinoidov, ostrakodi, konodonti in ribji ostanki, ki spominjajo na
globljemorski razvoj hallstattske faci j e Severnih apneniških Alp. Ta prva najdba
globljemorskega zgornjega karnija v Kamniških Alpah morda dokazuje globljo, od
zahoda proti vzhodu potekajočo brazdo, ki je povezovala severne Julijske Alpe
z osrednjimi Kamniškimi Alpami (Ramovš & Jamnik, 1991).
Iz vrhnjega karnija se je globljemorski razvoj deloma nadaljeval še v norijsko
dobo. Na Slemenu južno od Skute se pojavljajo med Velikimi in Malimi Podi lepo
plastn&ti temno sivi mikritni apnenci z roženčevimi gomolji in lečami. Nahajališči
3 in 2 sta norijske starosti.
Norijsko stopnjo dokazujejo tudi konodonti z vrsto Epigondolella abneptis (Huc-
hriede), ki jo spremljajo trije različni ramiformi elementi. Vrsta se pojavlja v juvenil-
nih in adultnih primerkih. Ugotovljena je bila v spodnjem in najvišjem delu vzorče-
vanih plasti.
V	apnencih so najdeni in opisani tudi številni holoturijski skleriti, ki dokazujejo
norijsko stopnjo in so razvidni na sliki 8.
Določene so bile naslednje vrste: Acanthotheelia cf. pulchra Kozur & Mock, A.
triassica Speckmann, Achistrum longirostrum Mostler, Calclamna germanica (Friz-
zell & Exline, C. norica Kozur & Mock, C. nuda (Mostler), Canisia symmetrica
(Mostler), C. cf. quadrispinosa (Mostler), Eocaudina acanthica Mostler, E. acanthoca-
Holothurian sclerites and conodonts in the Upper Carnian...	43
udinoides Mostler, E. crassa Mostler, E. longa Kozur & Mock, Kozurella formosa
Mostler, Kuehnites aequiperforatus Mostler, K. inaequalis Mostler, K. turgidus Most-
ler, Palelpidia cf. norica Mostler, Praecaudina hexagona Mostler, Praeeuphronides
simplex Mostler, P. multiperforatus Mostler, Priscopedatus bartensteini (Deflandre-
Rigaud), P. ploechingeri Mostler, P. cf. sandlingi Mostler, P. staurocumitoides Most-
ler, Protocaudina cf. rigaudae Mostler, Punctatites cf. appensus (Mostler), P. cf.
triangularis (Mostler), Stueria ? multiradiata Mostler, Theelia immisorbicula Mostler,
Th. koeveskalensis Kozur & Mostler, Th. lata Kozur & Mostler, Th. norica Mostler,
Th. pseudoplanata Kozur & Mock, Th. praenorica Kozur & Mock, Th. rosetta
Kristan-Tollmann, Th. variabilis slovakensis Kozur & Mock, Th. variabilis variabilis
Zanki, Th. cf. zawidzkae Kozur & Mock, Triradites communis Mostler in Uniramosa
bystrickyi Kozur & Mock.
Edino Priscopedatus cf. multiperforata Mostler je bil najden le v nahajališču 3.
V vzorcih so bili najdeni tudi ribji zobci Nurrella sp. in ostanki lebdečih krino-
idov.
Zahvala
Naj na koncu izkoristim priložnost in se tudi pisno zahvalim za sodelovanje in
pomoč pri nastajanju tega mojega dela predvsem mentorju prof. dr. Antonu Ramovšu
z Univerze v Ljubljani, prof. dr. Helfriedu Mostlerju iz Innsbrucka in dr. sc. Heinzu
Kozurju iz Budimpešte. Premnogim nenavedenim pa prav tako hvala za ljubeznive
nasvete in tehnično pomoč. Tudi njihovi prispevki me spodbujajo k nadaljnjemu
delu.
A. J.
Holothurian sclerites and conodonts in the Upper Carnian (Tuvalian) and
Norian Limestones in the central Kamnik Alps
Summary
North of Ljubljana extends the high mountain region of the Kamnik Alps. South
of the Skuta Mountain (2532 m) 3 localities have been investigated (Fig. 1). One
locality (1) is situated near the bivouac under the Skuta on Mali Podi, and the others
under Skuta Mountain on Sleme (2), and on Veliki Podi (3). Holothurian skeletons
and conodonts indicate two different stratigraphical developments of Upper Carnian
and Norian. In this paper of 52 holothurian species or genera just 10 were not
determined. No holothurian skeletons have been previously described from this area.
The stage is also improved by conodont species.
About 50 meters west of the alpine bivouac under the Skuta Mountain on Mali
Podi grey and brownish organogenic platy limestones were found (Fig. 2). They
contain individual remains of ammonites, more frequent brachiopods, numerous
foraminifers, rare holothurian skeletons, remains of floating crinoids, ostracods,
conodonts and fish teeth (Fig. 3). By conodont species Epigondolella nodosa Hayashi
(Ramovš, 1989) and very rare holothurian sclerites of species Calclamnella consona
Mostler and C. regularis Štefanov the Upper Tuvalian (Carnian, Upper Triassic) was
proved. This first establishment of the open marine Upper Carnian in the Kamnik
44	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Alps reminds to the Hallstatt development and might indicates a deeper transversal
west-east furrow between the northern Julian Alps and the central Kamnik Alps.
In the central part of the Kamnik Alps this deeper marine development partly
continued from the Upper Carnian into the Norian. In the locality Sleme (2) south of
the Skuta Mountain between Veliki Podi and Mali Podi well bedded dark grey
micritic limestones with chert nodules and lenses were discovered (Figs. 4, 5). They
contain very rich holothurian skeletons. The following species were determined:
Acanthotheelia cf. pulchra Kozur & Mock, A. triassica Speckmann, Achistrum
longirostrum Mostler, Calclamna germanica Frizzell & Exline, C. norica Kozur
& Mock, C. nuda (Mostler), Canisia symmetrica (Mostler), C. cf. quadrispinosa
(Mostler), Eocaudina acanthica Mostler, E. acanthocaudinoides Mostler, E. crassa
Mostler, E. longa Kozur & Mock, Kozurella formosa Mostler, Kuehnites aequiperfora-
tus Mostler, K. inaequalis Mostler, K. turgidus Mostler, Palelpidia cf. norica Mostler,
Praecaudina hexagona Mostler, Praeeuphronides simplex Mostler, P. multiperfora-
tus Mostler, Priscopedatus bartensteini (Deflandre-Rigaud), P. ploechingeri Mostler,
P. cf. sandlingi Mostler, P. staurocumitoides Mostler, Protocaudina cf. rigaudae
Mostler, Punctatites cf. appensus (Mostler), P. cf. triangularis (Mostler), Stueria
? multiradiata Mostler, Theelia immisorbicula Mostler, Th. koeveskalensis Kozur
& Mostler, Th. lata Kozur & Mostler, Th. norica Mostler, Th. pseudoplanata Kozur
& Mock, Th. praenorica Kozur & Mock, Th. rosetta Kristan-Tollmann, Th. variabilis
slovakensis Kozur & Mock, Th. variabilis variabilis Zankl, Th. cf. zawidzkae Kozur
& Mock, Triradites communis Mostler and Uniramosa bystrickyi Kozur & Mock (Fig.
8).
Locality under the Skuta Mountain on Veliki Podi (3) contains similar beds and
microfauna as on Sleme. However, Priscopedatus cf. multiperforata Mostler was
found only in this locality. Holothurian skeletons provided the evidence of the Norian
stage (Fig. 6).
The Norian age was proved not only with holothurian skeletons, but also with
conodont Epigondolella abneptis (Huckriede) which is accompanied by three forms
of the ramiform elements. Juvenile and adult forms of E. abneptis were found.
Conodont samples contain also fish teeth, Nurrella sp. and remains of floating
crinoids. E. abneptis was found in the lower and in the uppermost part of the
examined beds (Ramovš & Jamnik, 1991).
Also in Norian could persisted the transversal furrow with deeper marine deve-
lopment which extended from the northern part of the Julian Alps towards Sleme in
the Kamnik Alps.
Literatura
Bechstädt, T. & Mostler, H. 1974, Mikrofazies und Mikrofauna mitteltriadischer
Beckensedimente der Nördlichen Kalkalpen Tirols. - Geol. Paläont. Mitt. Innsbruck 4, 1-74,
Innsbruck.
Fischer, W., Schneider, M. & Bauchot, M.-L. 1987, Mediterranee et Mer Noire.
Végétaux et Invertebres. Classe des Holothuriides. FAO, CEE, 37,1,1,731-739, Rome.
Frizzell, D. L., Exline, H. & Pawson D. L. 1966, Holothurians. V: Treatise inverte-
brate paleontology, part U, Echinodermata 3, U641-U672, 519-534, Kansas.
Jamnik, A. 1989, Zgomjetriasni holoturijski skleriti in stratigrafski razvoj južno od Skute
v Kamniških Alpah. Diplomsko delo. FNT, Odsek za geologijo, Ljubljana.
Jamnik, A. 1990, Holoturijski skleriti. - Proteus 52 (1989-1990), 277-280, Ljubljana.
Kolar-Jurkovšek, T. 1991, Mikrofauna srednjega in zgornjega triasa Slovenije in njen
biostratigrafski pomen, - Geologija 33, 21-170, Ljubljana.
Kozur, H. & Mock, R. 1972, Neue Holothurien-Sklerite aus der Trias der Slow^akei.
- Geol. Paläont. Mitt. Innsbruck 2/12, 1-47, Innsbruck.
Holothurian sclerites and conodonts in the Upper Carnian...	45
Kozur, H. & Mock, R. 1974, Holothurien-Sklerite aus der Trias der Slowakei und ihre
stratigraphische Bedeutung. - Geol. Zbor. - Geol. Carp. 25, 1, 113-143, 2 Abb., Bratislava.
Kozur, H. & Mostler, H. 1971, Holothurienskleri te aus der Unter - und Mitteltrias des
germanischen Beckens und alpinen Raumes, sowie deren stratigraphische Bedeutung. - Fest-
band Geol. Inst. 300-Jahr.-Feier Univ. Innsbruck, 361-398, 1 Abb., 2 Tab., 5 Taf., Innsbruck.
Kozur, H. & Mostler, H. 1971, Holothurien-Sklerite und Conodonten aus der Mittel-
und Obertrias von Köveskal (Balatonhochland, Ungarn). - Geol. Paläont. Mitt. Innsbruck 1, 10,
1-36, 6 Abb., 2 Tab., 2 Taf., Innsbruck.
Kozur, H. & Mostler, H. 1973, Mikrofaunistische Untersuchungen der Triasschollen im
Räume Csövar, Ungarn. - Verh. Geol. B. A. 2, 291-325, Wien.
Kozur, H. & Mostler, H. 1989, Echinoderm remains from the Middle Permian (Wordian)
from Sosio Valley (Western Sicily). - Jb. Geol. B.-A. 132, 4, 677-685, 1 Text-Fig., 2 PL, Wien.
Kristan-Tollmann, E. 1963 a, Beiträge zur Mikrofauna des Rhät. I. Weitere neue
Holothuriensklerite aus dem alpinen Rhät.-Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud. 14. 125-148, 1 Abb.,
Wien.
Kristan-Tollmann, E. 1963 b, Holothurien-Sklerite aus der Trias der Ostalpen. - Sit-
zungsber. Akad. Wiss. Wien, math.-naturw. KL, Abt. 1, 172, 6-8, 350-380, 2 Abb., 10 Taf., Wien.
Mioč, P. 1983, Osnovna geološka karta SFRJ 1 : 100 000. Tolmač za list Ravne na
Koroškem. - Zvezni geološki zavod Beograd, 69 p., Beograd.
Mioč, P., Žnidarčič, M. & Jerše, Z. 1983, Osnovna geološka karta SFRJ, 1:100 000,
List Ravne na Koroškem. Zvezni geološki zavod, Beograd.
Mirauta, E. & Gheorghian, D. M. 1978, Etude microfaunique des formations triasiques
(Transylvaines, Bucoviniennes et Gètiques) des Carpates orientales. - Dari de seama aie
sedintelor, 64/3, (1976-1977), 109-162, pl. 1-15, Bucureçti.
Mostler, H. 1968 a, Neue Holothurien-Sklerite aus norischen Hallstätter Kalken (Nörd-
Hche Kalkalpen). - Ber. nat.-med. Ver. Innsbruck 56, 427-441, 2 Abb., 3 Taf., Innsbruck.
Mostler, H. 1968 b, Holothurien-Sklerite aus oberanisischen Hallstätterkalken (Ostalpen-
raum, Bosnien, Türkei). -Alpenkund. Stud. Ver. Univ. Innsbruck, 2, 5-44, 5 Abb., 1 Tab., 6 Taf.,
Innsbruck.
Mostler, H. 1969, Entwicklungsreihen triassischer Holothurien-Sklerite. - Alpenkund.
Stud. 1, 53 S., 12 Abb., 5 Taf., Innsbruck.
Mostler, H. 1971 a, Uber einige Holothuriensklerite aus der Süd- und Nordalpinen Trias.
-	Festband Geol. Inst. 300-Jahr. - Feier Univ. Innsbruck, 339-360, Innsbruck.
Mostler, H. 1971 b, Holothuriensklerite aus anisischen, karnischen und norischen Hall-
stätterkalken. - Geol. Paläont. Mitt. Innsbruck 1, 1, 1-30, 2 Abb., 5 Taf., Innsbruck.
Mostler, H. 1972 a, Holothuriensklerite aus der alpinen Trias und ihre stratigraphische
Bedeutung. - Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud. 21, 729-744, Innsbruck.
Mostler, H. 1972 b, Neue Holothurien-Sklerite aus der Trias der Nördlichen Kalkalpen.
-	Geol. Paläont. Mitt. Innsbruck 2, 7, 1-32, 2 Taf., Innsbruck.
Mostler, H. 1978, Ein Beitrag zur Mikrofauna der Pötschenkalke an der Typlokalität
unter besonderer Berücksichtigung der Poriferenspiculae. - Geol. Paläont. Mitt. Innsbruck 7, 3,
1-28,Innsbruck.
Mostler, H. & Parwin, P. 1973, Ein Beitrag zur Feinstratigraphie der Hallstäter Kalke
am Sirius-Kogel (Bad Ischl, Oberösterreich). - Geol. Paläont. Mitt. Innsbruck 3, 7, 1-47, 2 Taf.,
Innsbruck.
Ramovš, A. 1989, Zgornjetuvalski apnenci (karnij, zgornji trias) v hallstattskem razvoju
tudi v Kamniško-Savinjskih Alpah. - Rudarsko-metalurški zbornik 36, 191-197, Ljubljana.
Ramovš, A. & Jamnik, A. 1991, Prva ugotovitev globjemorskih norijskih plasti (zgornji
trias) s konodonti in holoturijskimi skleriti v Kamniških Alpah. - Rudarsko-metalurški zbornik
38, 365-367, Ljubljana.
Seidl, F. 1907, Kamniške ali Saviljske Alpe, njih zgradba in njih lice, 1. - Matica
Slovenska, 1., 144 p., 24 prilog, Ljubljana.
Štefanov, S. A. 1970, Einige Holothurien-Sklerite aus der Trias im Bulgarien. - Rev.
Bulgarien geol. soc. 31, 42-50, 1 Taf., Sofia.
Teller, F. 1898, Erläuterungen zur Geologischen Karte Eisenkappel und Kanker. - Geol.
Reichsanst. Wien, 142 p., Wien.
Z ankl, H. 1966, Holothurien-Sklerite aus dem Dachsteinkalk (Ober-Trias) der Nördlichen
Kalkalpen. - Palaont. Z. 40, 70-88, 3 Taf., 3 Textabb., Stuttgart.
Zawidzka, K. 1971, Triassic holothurian sclerites from Tatra Mountains. - Acta Paleont.
Polonica 16, 429-450, 1 Tab., 5 Fig., 4 PL, Warszawa.
46	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Tabla 1 - Plate 1
Norijski in tuvalski skleriti iz Kamniških Alp, Slovenija
Norian and Tuvalian sclerites from Kamnik Alps, Slovenia
1	Calclamna nuda (Mostler)
Sleme, norij, (2/4), 305/10
Sleme, Norian, (2/4), 305/10
2	Calclamna germanica Frizzell & Exline
Sleme, norij, (2/4), 306/2
Sleme, Norian, (2/4), 306/2
3	Calclamna sp. 2
Sleme, norij, (2/2), 312/7
Sleme, Norian, (2/2), 312/7
4	Calclamna norica Kozur & Mock
Sleme, norij, (2/6), 302/3
Sleme, Norian, (2/6), 302/3
5	Calclamna sp. 1
Sleme, norij, (2/2), 313/6
Sleme, Norian, (2/2), 313/6
6	Gen. indet. 2
Sleme, norij, (2/5), 305/2
Sleme, Norian, (2/5), 305/2
7	Calclamnella sp. 1
Sleme, norij, (2/4), 306/1
Sleme, Norian, (2/4), 306/1
8	Calclamnella regularis Štefanov
Bivak pod Skuto na Malih Podih, tuval, (1), 311/9
Bivak pod Skuto on the Mali Podi, Tuvalian, (1), 311/9
Fotografije je posnel Vlado Segalla z elektronskim vrstičnim mikroskopom JSM P-15 na Odseku
za geologijo (Fakulteta za naravoslovje in tehnologijo) Univerze v Ljubljani
Scanning electron micrographs were taken by Vlado Segalla on the JSM P-15 electron micros-
cope at the Department of Geology, Faculty of Natural Sciences and Technology, University of
Ljubljana
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	47
48	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Tabla 2 - Plate 2
1	Triradites communis Mostler
Sleme, norij, (2/2), 310/3
Sleme, Norian, (2/2), 310/3
2	Canisia symmetrica Mostler
Sleme, norij, (2/2), 310/2; zgornja stran
Sleme, Norian (2/2), 310/2; upper view
3	Canisia cf. quadrispinosa
Sleme, norij, (2/2), 309/4; zgornja stran
Sleme, Norian, (2/2), 309/4; upper view
4	Praecaudina hexagona Mostler
Sleme, norij, (2/1), 310/4; zgornja stran
Sleme, Norian, (2/1), 310/4; upper view
5a, 5b Kuehnites turgidus Mostler
Sleme, norij, (2/6), 303/4, 303/3; a) zgornja stran, b) pogled od strani
Sleme Norian, (2/6), 303/4, 303/3; a) upper view, b) lateral view
6	Kuehnites inaequalis Mostler
Sleme, norij, (2/6), 303/2; zgornja stran
Sleme, Norian, (2/6), 303/2; upper view
7	Kuehnites turgidus Mostler
Sleme, norij, (2/2), 312/8; zgornja stran
Sleme, Norian, (2/2), 312/8; upper view
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	49
50	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Tabla 3 - Plate 3
1	Kuehnites aequiperforatus Mostler
Sleme, norij, (2/3), 307/9; zgornja stran, odebeljen in zavihan rob
Sleme, Norian, (2/3), 307/9; upper vievi^, fatten and turned margin
2	Protocaudina cf. rigaudae Mostler
Sleme, norij, (2/6), 302/2; spodnja stran
Sleme, Norian, (2/6), 302/2; lower view
3	Eocaudina acanthocaudinoides Mostler
Sleme, norij, (2/3), 308/1
Sleme, Norian, (2/3), 308/1
4	Eocaudina crassa Mostler
Sleme, norij, (2/5), 304/7
Sleme, Norian, (2/5), 304/7
5	Eocaudina acanthica Mostler
Sleme, norij (2/6), 301/5
Sleme, Norian, (2/6), 301/5
6	Eocaudina longa Kozur & Mock
Pod Skuto, norij, (3), 310/8
Under Mt. Skuta, Norian, (3), 310/8
7a, 7b Kozurella formosa Mostler
Sleme, norij, (2/6), 299/7, 301/10; a) zgornja stran, b) pogled od strani
Sleme, Norian, (2/6), 299/7, 301/10; a) upper view, b) lateral view
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	51
52	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Tabla 4 - Plate 4
1	Priscopedatus cf. multiperforata Mostler
Pod Skuto, norij, (3), 311/5; zgornja stran, v sredini ozek, dolg stolpič
Under Mt. Skuta, Norian, (3), 311/5; upper view, in the middle narrow, long spire
2	Priscopedatus sp. 2
Pod Skuto, norij, (3), 311/3; zgornja stran, odlomljen stolpič se ne vidi
Under Mt. Skuta, Norian, (3), 311/3; upper view, broken spire is not visible
3	Priscopedatus sp. 3
Bivak pod Skuto na Malih Podih, tuval, (1), 311/8
Bivak pod Skuto on the Mali Podi, Tuvalian, (1), 311/8
4	Priscopedatus ploechingeri Mostler
Sleme, norij, (2/6), 301/2; zgornja stran, zvezdica na vrhu stolpiča
Sleme, Norian, (2/6), 301/2; upper view, a small star on the top of the spire
5a, 5b Priscopedatus cf. sandlingi Mostler
Sleme, norij, (2/6), 301/1, 300/10; a) zgornja stran, b) pogled od strani
Sleme, Norian, (2/6, 301/1, 300/10; a) upper view, b) lateral view
6a, 6b Priscopedatus staurocumitoides Mostler
Sleme, norij, (2/2), 312/4, 312/5; a) zgornja stran, b) pogled od strani
Sleme, Norian, (2/2), 312/4, 312/5; a) upper view, b) lateral view
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	53
54	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Tabla 5 - Plate 5
1	Priscopedatus sp. 1
Sleme, norij, (2/1), 310/6; brazda v stolpiču
Sleme, Norian, (2/1), 310/6; furrow in the spire
2	Praeeuphronides simplex Mostler
Sleme, norij, (2/2), 309/2
Sleme, Norian, (2/2), 309/2
3a, 3b Praeeuphronides multiperforatus Mostler
Sleme, norij, (2/2), 312/3, 313/9
Sleme, Norian, (2/2), 312/3, 313/9
4a, 4b Punctatites cf. triangularis (Mostler)
Sleme, norij, (2/2), 312/6, 313/3; a) spodnja stran, b) zgornja stran
Sleme, Norian, (2/2), 312/6, 313/3; a) lower view, b) upper view
5	Uniramosa bystrickyi Kozur & Mock
Sleme, norij, (2/2), 313/2
Sleme, Norian, (2/2), 313/2
6	Punctatites cf. appensus (Mostler)
Sleme, norij, (2/2), 309/8
Sleme, Norian, (2/2), 309/8
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	55
56	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Tabla 6 - Plate 6
1	Acanthotheelia triassica Speckmann
Sleme, norij, (2/2), 309/6; zgornja stran
Sleme, Norian, (2/2), 309/6; upper view
2	Acanthotheelia cf. pulchra Kozur & Mock
Sleme, norij, (2/2), 312/9; zgornja stran
Sleme, Norian, (2/2), 312/9; upper view
3	Stueria ? multiradiata Mostler
Sleme, norij, (2/4), 305/9; zgornja stran
Sleme, Norian, (2/4), 305/9; upper view
4	Theelia lata Mostler
Sleme, norij, (2/2), 309/9; spodnja stran
Sleme, Norian, (2/2), 309/9; lower view
5	Theelia variabilis variabilis Zanki
Sleme, norij, (2/5), 305/7; spodnja stran
Sleme, Norian, (2/5), 305/7; lower view
6	Theelia variabilis variabilis Zanki
Sleme, norij, (2/2), 308/5; spodnja stran
Sleme, Norian, (2/2), 308/5; lower view
7	Theelia variabilis variabilis Zanki
Sleme, norij, (2/5), 305/6; zgornja stran
Sleme, Norian, (2/5), 305/6; upper view
8	Theelia variabilis slovakensis Kozur & Mock
Sleme, norij, (2/2), 309/1; spodnja stran
Sleme, Norian, (2/2), 309/1; lower view
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	57
58	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Tabla 7 - Plate 7
1	Theelia pseudoplanata Kozur & Mock
Sleme, norij, (2/2), 310/1; zgornja stran
Sleme, Norian, (2/2), 310/1; upper view
2	Theelia rosetta Kristan-Tollmann
Sleme, norij, (2/6), 303/10; spodnja stran
Sleme, Norian, (2/6), 303/10; lower view
3	Theelia koeveskalensis Mostler
Sleme, norij, (2/6), 302/9; zgornja stran, nad prečkami topi trni
Sleme, Norian, (2/6), 302/9; upper view, blunt spines above the spokes
4	Theelia cf. zawidzkae Kozur & Mock
Sleme, norij, (2/3), 308/2; zgornja stran
Sleme, Norian, (2/3), 308/2; upper view
5a, 5b Theelia immisorbicula Mostler
Sleme, norij, (2/1), 300/6, 300/7; a) zgornja stran, b) pogled od strani
Sleme, Norian, (2/1), 300/6, 300/7; a) upper view, b) lateral view
6	Theelia praenorica Kozur & Mock
Sleme, norij, (2/6), 300/2; zgornja stran, prečke se stikajo v treh ravninah
Sleme, Norian, (2/6), 300/2; upper view, spokes connected on three levels
7	Theelia norica Mostler
Sleme, norij, (2/6), 303/9; zgornja stran, zobci na notranjem robu
Sleme, Norian, (2/6), 303/9; upper view, teeth on inner margin
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	59
60	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Tabla 8 - Plate 8
1	Achistrum longirostrum Mostler
Sleme, norij, (2/6), 302/7
Sleme, Norian, (2/6), 302/7
2	Achistrum sp. 1
Sleme, norij, (2/4), 306/5
Sleme, Norian, (2/4), 306/5
3	Uncinulina sp.
Sleme, norij, (2/6), 302/6
Sleme, Norian, (2/6), 302/6
4	Palelpidia cf. norica Mostler
Sleme, norij, (2/6), 304/2; pogled od strani
Sleme, Norian, (2/6), 304/2; lateral view
5	Mortensenites sp.
Pod Skuto, norij, (3), 310/9
Under Mt. Skuta, Norian, (3), 310/9
6	Gen, indet. 9
Sleme, norij, (2/6), 301/8
Sleme, Norian, (2/6), 301/8
7	Gen. indet. 7
Sleme, norij, (2/2), 312/1
Sleme, Norian, (2/2), 312/1
8	Gen. indet. 10
Sleme, norij, (2/3), 307/7
Sleme, Norian, (2/3), 307/7
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	61
62	Alenka Jamnik & Anton Ramovš
Tabla 9 - Plate 9
1	Gen. indet. 8
Sleme, norij, (2/6), 300/8; pogled od strani
Sleme, Norian, (2/6), 300/8; lateral view
2	Gen. indet. 8
Sleme, norij, (2/5), 305/4
Sleme, Norian, (2/5), 305/4
3	Gen. indet. 3
Sleme, norij, (2/5), 305/5; zgornja stran
Sleme, Norian, (2/5), 305/5; upper view
4	Gen. indet. 4
Sleme, norij, (2/4), 306/4
Sleme, Norian, (2/4), 306/4
5	Gen. indet. 1
Sleme, norij, (2/2), 313/1
Sleme, Norian, (2/2), 313/1
6	Gen. indet. 6
Pod Skuto, norij, (3), 311/6
Under Mt. Skuta, Norian (3), 311/6
7	Mrežast skelet
Sleme, norij, (2/6), 300/9
Meshwork
Sleme, Norian, (2/6), 300/9
8	Pedicilarij
Sleme, norij, (2/6), 302/5
Sleme, Norian, (2/6), 302/5
Holoturijski skleriti in konodonti v zgornjekarnijskih ...	63
GEOLOGIJA 35, 65-68 (1992), Ljubljana
UDK 56.02:551.763(497.12)=20
Apricardia pachiniana Sima from the lower part of Libumian
beds at Divača (Triest-Komen Plateau)
Apricardia pachiniana Sirna iz spodnjega dela liburnijskih plasti pri Divači
(Tržaško-komenska planota)
Mario Pleničar
Katedra za geologijo in paleontologijo. Univerza v Ljubljani, Aškerčeva 2, 61000 Ljubljana
Abstract
Revision of pelecypod valves (fossil nuclei) from lower part of Libumian beds
(Vreme beds) from surroundings of Divača on Triest-Komen Plateau was perfor-
med. It was found that all pelecypod shells which were formerly attributed to
genus Gyropleura do not belong to this genus, but also to genus Apricardia.
Determined was species A. pachiniana Sirna which is characteristic for Maa-
strichtian in southeastern Sicily.
Kratka vsebina
Opravljena je bila revizija školjčnih lupin (kamenih jeder) spodnjega dela
liburnijskih plasti (vremske plasti) iz okolice Divače na Tržaško-komenski pla-
noti. Ugotovljeno je bilo, da ne pripadajo vse lupine školjk, ki so bile prej uvrščene
v rod Gyropleura, samo temu rodu, ampak tudi rodu Apricardia. Določena je bila
vrsta A. pachiniana Sirna, ki je značilna za maastrichtij v jugovzhodni Siciliji.
Introduction
During mapping of the Gorica sheet of the Basic Geologic Map geologist Karel
Grad found in 1958 in a section of Libumian strata north of Divača, at the foot of the
Gaberk hill, remnants of pelecypod valves which I determined in a work in 1960 as
genus Gyropleura (Pleničar, 1960). The fossil material is preserved in the paleon-
tological collection of the Chair for Geology and Paleontology of the University in
Ljubljana. It consists of fossil nuclei of three left valves of hamidian pelecypods. In
1983 a paper by G. Sirna was published in Bolletino della Società Paleontologica
Italiana (Sirna, 1983) in which the author described a new species of genus
Apricardia from Maastrichtian beds at Pachino, Sicily. He named the new species
Apricardia pachiniana after the locality in which the individuals of the species were
found. Owing to the similarity of specimens from Sicily with the above mentioned
individuals from surrounding of Divača, I decided for a revision of the original
determination. Obviously also the individuals from Divača may belong to the species
A. pachiniana.
66
Mario Pleničar
Fig. 1. Location map of outcrop of Maastrichtian beds with Apricardia
pachiniana Sirna
SI. 1. Situacijska karta izdankov maastrichtijstih plasti z Apricardia
pachiniana Sirna
Systematic description
Class Bivalvia
Order Hippuritida
Family Requienidae Douvillé 1914
Genus Apricardia Guéranger 1853
Apricardia pachiniana Sirna 1983
PI. 1, Fig. 1, 2, 3
1960 Gyropleura sp. - Pleničar, 39-40, fig. 5a, b, c.
1983 Apricardia pachiniana n.sp. - Sirna, 301-303, text-fig, 2a-i.
Fossil material: Two fossil nuclei of lower valves, preserved in the paleonto-
logical collection of the Chair for Geology and Paleontology of the University in
Ljubljana, Inv. No. 3984. Fossil nuclei were extracted from the matrix of grey-brown
micritic limestone.
Description: Left valve of teh first specimen is shown on PI. 1, fig. 1, 2 from
posterior and anterior sides. It is a fossil nucleus on which not even smaller traces of
valve are preserved. Apex is partly broken off. An oblong deep groove that corre-
sponds to posterior myophore mp is visible. The specimen is hornlike. Aperture is not
preserved. According to shape, size and bend of the valve apex, and by comparison
with figures 5a, 5b, 5d and 5e in work by G. Sirna (1983) the species Apricardia
pachiniana Sirna can be determined. The poorlier preserved other fossil nucleus,
Apricardia pachiniana Sirna from the lower part of Libumian beds at Divača	67
shov^n on PL 1, fig. 3, is left valve of same species in anterior view. On this specimen
some shell is still preserved which is ornamented with growth lines. Cardinal
apparatus is not preserved.
Locality : North of Divača, at foot of Gaberk hill, Triest-Komen Plateau.
Stratigraphy: The species was first found in Maastrichtian beds at Pachino in
southeastern part of Sicily. In Slovenia rests of this species were found in lower part
of Libumian strata (Vreme strata) which are attributed to Maastrichtian.
Apricardia sp.
Beside the two fossil nuclei of species Apricardia pachiniana Sirna Karel Grad
found an other fossil nucleus of left valve of pelecypod of genus Apricardia. Lime-
stone material of the nucleus is intensely recrystallized. Umbo of the specimen is very
long and narrow with a long narrow groove that corresponds to posterior myophore
mp. Specimen is figured on PI. 1, fig. 4, where posterior part of left valve is shown.
Cardinal apparatus is not preserved. Specimen was found at the same site of same
bed as individuals of species A. pachiniana. It possibly represents an other species of
genus Apricardia, but its poor state of preservation does not allow closer determina-
tion.
Conclusion
In the Vreme strata (lower part of Libumian beds) in which fossil nuclei of
pelecypods of Apricardia genus were found very numerous sections of valves of
hamidiam shells occur, and they were attributed hitherto exclusively to genus
Gyropleura. Now beside it also genus Apricardia was established. Species A. pachini-
ana was found which confirms the Maastrichtian age of the Vreme beds.
Acknowledgements
Thanks are due to Karel Grad for his allowing the publication of fossil material
which he found near Divača, to Marjan Grm for the drawing of the locality and
photographic work, and to Simon Pire for the translation into English.
References
Pleničar, M., 1960, The stratigraphie development of Cretaceous beds in Southern
Primorska (Slovene littoral) and Notranjska (Inner Carniola). Geologija 6, 22-145, Ljubljana.
Sirna, G., 1983, Apricardia pachiniana, a new species from the Maastrichtian near
Pachino (Southeastem Sicily). Bolletino della Soc. Paleontologica Italiana 22, n. 3, 301-303,
text-fig. 1, 2, Roma.
68
Mario Pleničar
Plate 1 - Tabla 1
1	Apricardia pachiniana Sirna
Divača (Triest-Komen Plateau), posterior view of left valve; visible is groove correspon-
ding to posterior myophore mp
Divača (Tržaško-komenska planota), posteriorna stran leve lupine; viden je jarek, ki
ustreza posteriornemu mišičnemu odtisku mp
2	Anterior side of left valve of the specimen on fig. 1
Anteriorna stran leve lupine istega primerka kot na sl. 1
3	Apricardia pachiniana Sirna
Divača; anterior side of fragment of left valve
Divača; anteriorna stran odlomka leve lupine
4	Apricardia sp.
Divača; posterior view of left valve; visible is groove which corresponds to posterior myop-
hore mp
Divača; posteriorna stran leve lupine; viden je jarek, ki ustreza posteriornemu mišičnemu
odtisku mp
Ali figures are natural size. Photographs taken by Marjan Grm at the Chair for Geology and
Paleontology of the University in Ljubljana
Vse slike so v naravni velikosti. Fotografiral je Marjan Grm na katedri za geologijo in
paleontologijo Univerze v Ljubljani
GEOLOGIJA 35, 69-72 (1992), Ljubljana
UDK 56.02:551.781(497.12)=863
Zanimiv polž Xenophora sp. iz Istre
Interesting gastropod Xenophora sp. from Istria
Rajko Pavlovec
Katedra za geologijo in paleontologijo Fakultete za naravoslovje in tehnologijo,
Aškerčeva 2, 61000 Ljubljana
Kratka vsebina
V Istri je bil najden polž iz rodu Xenophora, ki ima šive prekrite s hišicami
foraminifer Assilina spira spira.
Abstract
In Istria a snail of genus Xenophora was found with sutures covered with tests
of foraminifer Assilina spira spira.
Uvod
V Istri je znanih veliko bogatih nahajališč fosilov v eocenskem flišu, zlasti
v okolici Buzeta, Roča in drugod. Gospod Moreno Miklavčič iz Kopra je našel pri
Štrpedu severno od Buzeta odtis polža iz rodu Xenophora. Zanimivost tega primerka
je v tem, da ima po šivih nalepljene hišice asilin. M. Miklavčiču se tudi na tem mestu
najlepše zahvaljujem, da je prepustil fosilni primerek v obdelavo. Prav tako dolgujem
zahvalo gospe Ireni Likar z Osnovne šole D. Bordon v Semedeli pri Kopru, ki je
fosilnega polža podarila zbirki Katedre za geologijo in paleontologijo v Ljubljani,
kjer je sedaj shranjen.
Podoben polž Xenophora sp. je bil leta 1964 najden na Krku, po šivih pa ima poleg
asilin tudi numulite. Čeprav je za polže iz tega rodu značilno, da si po šivih nalepijo
tuje delce, včasih celo manjše školjčne lupine ali manjše foraminifere, ne poznamo
drugih primerkov, ki bi imeli šive prekrite z numulitinami.
Polž iz Istre
Odtis polža Xenophora sp. iz Štrpeda v Istri je v flišnem apnenčevem peščenjaku,
v katerem je veliko fosilov, med njimi Assilina spira spira (De Roissy), Nummulites
discorbinus (Schlotheim), Alveolina sp., Orbitolites sp., Triloculina sp., Quinquelocu-
lina sp. in druge miliolide. Mnoge foraminiferne hišice so poškodovane.
70
Raj ko Pavlovec
SI. 2. Odtis polža Xenophora sp. s hišicami foraminifer Assilina spira spira po
šivih. Srednjelutecijski fliš, Štrped v Istri. Naravna velikost
Fig. 1. Imprint of snail Xenophora sp. with tests of foraminifer Assilina spira spira
along sutures. Lower Lutetian flysch, Štrped in Istria. Natural size
Od polža Xenophora sp. je ohranjen samo odtis, na katerem so v spirali po šivih
razporejene hišice Assilina spira spira (si. 1). Premer zadnjega zavoja je približno
50 mm, hišica je imela tri zavoje. Asiline so bile prvotno nalepljene po šivih polževe
hišice, sedaj so ostale v sedimentu na odtisu hišice. Asilinske hišice se rahlo večajo od
notranjega zavoja proti zunanjemu. V notranjih zavojih so velike okrog 5,5 mm,
v srednjem delu hišice 7,5 do 8 mm, v zadnjem zavoju pa dosežejo največji premer 8,5
do 9 mm. Na celotni hišici je videti 24 asilin.
Po Assilina spira spira in Nummulites discorbinus sklepamo, da so flišne plasti
s polžem Xenophora sp. pri Štrpedu srednjelutecijske starosti.
Polž s Krka
Pred leti opisani podoben polž Xenophora sp. (Pavlo ve c, 1964, 6) iz klastitov na
otoku Krku je ohranjen kot notranje jedro, na katerem so nalepljene numulitinske
hišice. Premer zadnjega zavoja polževe hišice je 33 mm, ima tri zavoje, na katerih je
ohranjenih ali vidnih sledov od 22 numulitin. Foraminiferne hišice niso tako lepo
razporejene po velikosti kot pri polžu iz Štrpeda, ampak so precej pomešani večji in
Zanimiv polž Xenophora sp. iz Istre	71
manjši primerki. Numulitinske hišice tudi niso postavljene druga poleg druge, ampak
se nekatere delno prekrivajo. Največje imajo premer 8 do 9 mm.
Numuliti na polžu so iz skupine Nummulites burdigalensis, najverjetneje vrsta
Nummulites friulanus Schaub, asiline pa vrsta Assilina cuvillieri Schaub. Obe vrsti je
Schaub (1981, 66) že našel na Krku.
Assilina cuvillieri in Nummulites friulanus sta zgornjecuisijski vrsti. Klastiti
s polžem Xenophora sp. so torej iz najmlajšega dela spodnjega eocena, omenjeni vrsti
pa je našel Schaub (1981) prav tako v laporju blizu Dobrinja. Očividno na Krku
klastiti niso samo srednjelutecijske starosti (cf. Grimani et al., 1973).
Način življenja polža Xenophora sp.
Rod Xenophora je znan od konca mezozoika, morda celo nekoliko dlje, živi pa še
danes. Fosilnih je veliko vrst, medtem ko jih je danes malo (Wenz, 1938, 906).
Zanimivo je vprašanje, zakaj si ti polži lepijo tuje delce na hišo. Wenz pravi, da
imajo različne vrste velike ali majhne hišice, izrecno pa poudarja, da so njihove stene
debele, šivi pa so globoki. Tudi danes živeči predstavniki rodu Xenophora nimajo
tankih sten hišic. Morda si polži iz rodu Xenophora lepijo po šivih tuje delce prav
zaradi ojačanja poglobljenih delov hišic? Oba v Zunanjih Dinaridih najdena polža
(Istra in Krk) nimata ohranjenih hišic, po čemer bi sklepali, da sta imeli ti fosilni vrsti
neobstojni hišici, ki sta se raztopili, medtem ko so numulitinske hišice odstale dobro
ohranjene.
Naslednje vprašanje je življenjski prostor teh polžev. Wenz (1938, 35) pravi, da so
navezani na »laminarijsko cono«, ki sega do 28 m globoko in kjer živijo tudi rjave in
rdeče alge. Habe (1971, 57) omenja današnje vrste iz plitvejših delov morij nekako
do 200 m globoko. Tudi oba fosilna primerka iz Istre in otoka Krka kažeta na plitvo in
toplo vodo, kjer je živelo veliko numulitin (Pavlovec, 1964, 6). V flišno morje sta
bila prinesena iz karbonatne platforme, kakor je bil za bogata fosilna nahajališča
v istrskem flišu že narejen model (Pavlovec, 1988, 146-150). Glede na različna
okolja, v katerih so živele foraminifere, najdene v apnenčevem peščenjaku, sklepamo,
da je prihajala favna v flišno morje iz nekoliko različnih delov karbonatne platforme.
Polž iz rodu Xenophora nalepi na hišico majhne delce kamnin, dele ali celo cele
školjčne lupine, včasih majhne prodnike ali hišice foraminifer (Moore, 1964, 109;
Habe, 1971, 57). Habe loči tiste, ki si lepijo školjčne lupine kot »conchologist« in
tiste z zrni kamnin kot »geologist«. Naša primerka bi bila po tej terminologiji lahko
»nummulitinologist«.
Sklep
Polž iz štrpeda v Istri pripada rodu Xenophora. Zaradi polepljenosti z numulitin-
skimi hišicami sodi med redke in zanimive fosile iz fliša Zunanjih Dinaridov. Živel je
v prostoru, kjer je bilo veliko foraminifer podvrste Assilina spira spira, s katerimi je
polepljen. Takšni prostori s številnimi asilinami so bili v srednjem eocenu ponekod na
karbonatni platformi na prostoru današnje Istre in Kvarnerskih otokov.
Podoben polž iz rodu Xenophora je bil najden pred leti na otoku Krku. Numuli-
tine na njem so iz vrst Assilina cuvillieri in Nummulites friulanus.
72	Raj ko Pavlovec
Asiline na polžu iz Štrpeda so razporejene v spirali druga poleg druge, medtem ko
so na polžu iz Krka manj urejene. Oba primerka pripadata različnima stratigraf-
skima horizontoma, istrski srednjemu luteciju, oni s Krka pa zgornjemu cuisiju.
Interesting gastropod Xenophora sp. from Istria
Summary
In the flysch calcareous sandstone at Štrped in central Istria the snail Xenophora
sp. wras found. Unusual for the fossil are assilinas stuck on its sutures. Preserved was
only the imprint of the gastropod shell; on it are fastened 24 tests of Assilina spira
spira. Tests increase in size from the first towards the last whorls; the diameter of the
smallest test is around 5.5 mm, and of the largest 8.5 to 9 mm.
A similar snail was found on the island of Krk (Pavlovec, 1964). On it, however,
are stuck tests of assilinas and nummulites of the Upper Cuisian species Assilina
cuvillieri and Nummulites friulanus. The foraminifer tests are fixed on the stone core
along sutures less regularly than in the case of the snail from Istria, and they partly
cover one another.
The gastropod from Štrped most probably lived in an environment with plently of
assilinas. Such environments existed on the carbonate platform in the region of
actual Istria and Kvarner islands. The snail was transported from the carbonate
platform into the flysch sea. The Middle Lutetian age is indicated by Assilina spira
spira and Nummulites discorbinus. Along with them appear in the flysch sandstone
Alveolina sp., Orbitolites sp., Triloculina sp., Quinqueloculina sp. and other milioli-
des. With respect to different environments in which the listed foraminifers lived it
can be concluded that fauna arrived into the flysch sea from various parts of the
carbonate platform.
The shells of the snails Xenophora sp. from Istria and Krk are not preserved,
remained only the imprint and the rock core. It is reasonable to assume that their
shell, which was destroyed, was thin. An interesting question is, however, why on the
sutures of the recent snails of this genus which have strong shells small rock
particles, and parts, or even entire skeletons of various organisms are pasted. Perhaps
to protect with foreign particles the less resistant sutures?
Literatura
Grimani, I., Šušnjar, M., Bukovac, J., Milan, A., Nikler, L., Crnolatac, L.,
Šikić, D. & Blaškovič, L 1973, Tumač za list Crikvenica L 33-102. Osnovna geol. karta
1:100 000, 1-47, Beograd.
Habe, T. 1971, Shells of the Western Pacific in Color, 2. Hoikusha Pubi., 233 p., pi. 1-66,
Osaka.
Moore, C. R. 1964, Treatise on Invertebrate Paleontology, 1, Mollusca, 1. Geol. Soc. Amer.,
351 p., Lawrence, Kansas.
Pavlovec, R. 1964, Interesting Fossils from the Island of Krk (Croatia). Bull, scient.,
9/1-2, 5-6, Zagreb.
Pavlovec, R. 1988, Savremeni pogledi na istraživanja numulitina. Radovi, 85, Odjel. teh.
nauka, 12, 141-170, Sarajevo.
Schaub, Н. 1981, Nummulites et Assilines de la Téthys paléogène. Taxinomie, Phyloge-
nese et biostratigraphie. Schweiz. Pal. Abh., 104-106, 236 p., pl. 1-115, tab. 1-18, Bàie.
Wenz, W. 1938, Gastropoda, 1. Handbuch der Paläozoologie, 6, 1200 p., Berlin.
GEOLOGIJA 35, 73-68 (1992), Ljubljana
UDK 551.761(497.12)=863
Cordevolski greben na Menini
The Cordevolian reef on the Menina, Kamnik-Savinja Alps, Slovenia
Anton Ramovš
Katedra za geologijo in paleontologijo
Univerza v Ljubljani, Aškerčeva 2, 61000 Ljubljana
Luka Šribar
Geološki zavod Ljubljana, Dimičeva 14, 61000 Ljubljana
Kratka vsebina
Vrhovi Menine z Vivodnikom, Snežnim vrhom, Globačami, Vrtačnikom, Ovč-
jim stanom, Vetrnikom in Petelinjekom ter vmesno ozemlje sestoje iz grebenskega
cordevolskega (spodnji karnij, trias) apnenca in deloma dolomitnega apnenca ter
dolomita s koralami Margarophyllia capitata (Münster), Margarosmilia septanec-
tens (Loretz) in Tropidendron sp., spongijama Solenolmia manon (Münster) in
Alpinothalamia slovenica (Senowbari-Daryan), mikroproblematikuma Ladinella
por ata (Kraus & Ott) in Plexoramea cerebriformis (Mello). Grebenski apnenec
Menine ima iste favnistične značilnosti z istimi vrstami koral, spongij in mikro-
problematik kot cordevolski grebenski apnenec v severnih Julijskih Alpah in
dokazuje isti sedimentacijski prostor obeh ozemelj na karbonatni platformi.
Abstract
The peaks of Menina with Vivodnik, Snežni vrh, Globače, Vrtačnik, Ovčji stan,
Vetrnik and Petelinjek, as well the area between them consist of Cordevolian
(Lover Carnian, Triassic) reef limestone and partly dolomitic limestone, and
dolomite with corals Margarophyllia capitata (Münster), Margarosmilia septanec-
tens (Loretz) and Tropidendron sp., sponges Solenolmia manon (Münster) and
Alpinothalamia slovenica (Senowbari-Daryan), microproblematicum Ladinella
porata (Kraus & Ott) and Plexoramea cerebriformis (Mello). The reef limestone of
Menina has the same faunistic characteristics with the same species of corals,
sponges and microproblematica as the Cordevolian reef limestone in the northern
Julian Alps, which is an indication of a unique sedimentation region for the two
areas on the carbonate platform.
Uvod
Pri podrobnem raziskovanju Menine je L. Šribar za seminarsko nalogo pod
vodstvom prof. A. Ramovša nabral tudi nekaj fosilov v njenem vršnem delu. Bili so
precej prekristalizirani in le deloma določljivi in jih je s pomočjo dr. D. Turnšek, za
kar se ji lepo zahvaljujeva, deloma tudi določil. A. Ramovš je napisal dosedanje
ugotovitve in opravil korelacijo grebenskega apnenca na Menini z enakim greben-
skim razvojem v severnih Julijskih Alpah.
74	Anton Ramovš & Luka Šribar
Dosedanje ugotovitve
V	svojem prvem delu o Menini Teller (1892, 131, 132) piše, da sestoje kope okoli
Kurjega vrha iz svetlega apnenca z litodendronskimi koralami, velikimi diploporami,
polži in megalodontnimi školjkami, ki imajo dovolj razločen videz dachsteinskega
apnenca. Tudi Globače in Javoršek leže v dachsteinskem apnencu.
Teller (1898, 72) je na Menini ugotovil megalodontidni dachsteinski apnenec, ki
leži na neprepustnih plasteh in je deloma ekvivalenten z rabeljskimi plastmi pa je
zato mogoče ločiti koralni apnenec Vivodnika in Šanc od nižje apnenčeve in dolo-
mitne etaže. Sicer pa na ozemlju Savinjskih Alp ni mogoče kartografsko ločiti
glavnega dolomita in dachsteinskega apnenca od nižjih grebenskih apnenčevih tvorb
(Teller, 1898, 87).
Seidl (1907, 131) piše, da leži v Menini svetlo barvni dachsteinski apnik z mega-
lodontidnimi školjkami in sestavlja raztegnjeni vrh ter leži nad glinenimi rabeljskimi
plastmi. Razpotegnjeni obseg dachsteinskega apnenca v smeri zahod-vzhod kaže tudi
Seidlov geološki zemljevid Kamniških ali Savinjskih Alp v merilu 1:150.000, ki je
sestavni del citiranega dela.
Na novi geološki karti SFRJ 1:100.000 - list Ljubljana (P re mru, 1982) so na
Menini nerazčlenjeni Т2,з apnenci (srednje- in zgornjetriasni apnenci). V tolmaču lista
Ljubljana (Premru, 1983, 22) sta apnenec in dolomit z oznako Тг.з uvrščena
v poglavje Srednja in zgornja triada. Menina pa v tem poglavju ni omenjena.
Geološke značilnosti vrha Menine
Vrhovi kraške Menine z Vivodnikom kot najvišjim vrhom sestoje iz grebenskega
apnenca, deloma dolomitnega apnenca, dolomita, intraformacijske breče in apnenče-
vega oolita. V apnencu na Snežnem vrhu in severno od Vivodnika ter na kopi
z radijskim oddajnikom med Ovčjim stanom in Domom na Menini (si. 1) je med fosili
pomemben problematikum Plexoramea cerebriformis (Mello). V okolici Doma na
Menini in na Vetrniku so značilne spongije Solenolmia manon (Münster) in Alpinot-
halamia slovenica (Senowbari-Daryan) ter značilnimi mikroproblematikum Ladi-
nella porata (Kraus & Ott). V temno sivem do črnem apnencu vzhodno od Vivodnika
so pogostne korale Margarophyllia capitata (Münster), Margarosmilia septanectens
(Loretz) in rod Tropidendron, ki pa je tako prekristaljen, da ni mogoče določiti vrste.
V okolici Doma na Menini in Vetrnika se posamično pojavlja spongija Solenolmia
manon, v okolici Ovčjega stana pa Alpinothalamia slovenica in pogostno Ladinella
porata. Koralite povsod obdajajo ovoji spongiostromatnih skorij.
Korelacija cordevolskih apnencev Menine s cordevolskimi
apnenci severnih Julijskih Alp
V	severnih Julijskih Alpah so v cordevolski dobi nastali na julijski karbonatni
osnovi manjši »patch« grebeni, ki so jih kot primarni tvorci sestavljali korale,
spongije in stromatoporoidi. Korale prevladujejo. Sekundarni tvorci grebenov so bile
spongiostromatne skorjaste tvorbe in mikroproblematika, ki imajo velik delež v se-
stavi biolitita. Med enajstimi obdelanimi koralnimi vrstami so Margarophyllia capi-
tata, Margarosmilia septanectens in Tropidendron sp., ki se pojavljajo tudi na
Menini.
Cordevolski greben na Menini	7 5
SI. 1. Skica najdišč cordevolskega grebena na Menini
Fig. 1. Sketch showing new occurrences of the Cordevolian reef on Menina
Med spongijami je pogostna Solenolmia manon, ugotovljena tudi na Menini.
Mikroproblematike predstavljata v severnih Julijskih Alpah zelo pogostna Ladinella
porata in še številnejša Plexoramea cerebriformis. Obe vrsti sta značilni tudi na
Menini. Korale in spongije v severnih Julijskih Alpah povsod obdajajo spongiostro-
matne skorje in so pomembni sekundarni ustvarjalci grebenov. Enake skorje ovijajo
tudi koralite na Menini. Cordevolski grebenski apnenec z omenjenimi grebenotvor-
nimi fosili je v severnih Julijskih Alpah zelo razširjen in se vleče od Vitranca in
Prisanka na zahodu preko Špika, Vrtaškega vrha, Mojstrane, Črne in Srednje gore,
Frčkovega vrha in Debele peči do Kisovca in Brezovca na Mežaklji južno od Jesenic
(Ramovš & Turnšek, 1984).
Pomembno je, da nobena od omenjenih koralnih, spongijskih in drugih vrst ni bila
ugotovljena v podrobno obdelani grebenski favni norijskega grebenskega dachstein-
skega apnenca v severnih Julijskih Alpah (Turnšek & Ramovš, 1987).
Fosilni ostanki koralno/spongijsko/spongiostromatnega grebenskega apnenca na
Menini dokazujejo cordevolsko starost. Ti grebenski apnenci predstavljajo nadalje-
vanje grebenskega razvoja spodnj ekarni j ske karbonatne osnove severnih Julijskih
Alp proti vzhodu na ozemlje današnje Menine.
76	Anton Ramovš & Luka Šribar
Tablai-Platel
1	Margarosmilia septanectens Loretz, (1875)
Prečna preseka koralitov, ki ju obraščajo spongiostromatne skorje. Vivodnik. 7 x
Transverse section of two corallites, overgrown by spongiostromata crusts.
Vivodnik. 7 X
2	Prekristaljeni ostanki koral, obraščeni s spongiostromatnimi skorjami. Ladinella porata
(Ott, 1968). Vivodnik. 7 x
Recrystallized corals, overgrown by spongiostromata crusts. ^ Ladinella porata (Ott, 1968).
Vivodnik. 7 X
Cordevolski greben na Menini
7 5
78	Anton Ramovš & Luka Šribar
Tabla 2 - Plate 2
1	Solenolmia manon (Münster, 1841)
Podolžni presek cenosteja. Vetrnik. 7 x
Longitudinal section of coenosteum. Vetrnik. 7 x
2	Plexoramea cerebriformis (Mello, 1977)
Vzdolžni presek mikroproblematikuma. Snežni vrh. 7 x
Longitudinal section of microproblematicum. Snežni vrh. 7 x
3	Margarophyllia capitata (Münster, 1841)
Prečni presek koraluma. Vivodnik. 5 x
Transverse section of corallum. Vivodnik. 5 x
4	Mikroproblematikum Ladinella porata (Kraus & Ott, 1968)
Ovčji stan. 13 X
Microproblematicum Ladinella porata (Kraus & Ott, 1968)
Ovčji stan. 13 X
Vse fotografije zbruskov je izdelal M. Grm
Ali photographs of thin sections taken by M. Grm
Cordevolski greben na Menini
7 5
80	Anton Ramovš & Luka Šribar
Literatura
Premru, U. 1982, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100.000, list Ljubljana. Zvezni geološki
zavod, Beograd.
Premru, U. 1983, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100.000. Tolmač za list Ljubljana.
Zvezni geološki zavod, Beograd, 75 p.
Ramovš, A. & Turnšek, D. 1984, Lower Carnian reef buildups in the northern Julian
Alps (Slovenia, NW Yugoslavia). Razprave IV. razr. SAZU 25, 161-200, 15 pis., Ljubljana.
Seidl, F. 1907, Kamniške ali Savinjske Alpe, njih zgradba in njih lice. 1. Matica Sloven-
ska, 144 p., 24 prilog, Ljubljana.
Teller, F. 1892, Der geologische Bau der Rogac-Gruppe und des Nordgehänges der
Menina bei Oberburg in Südsteiermark. Verh. Geol. Reichsanst., Jg. 1892, 119-134, Wien.
Teller, F. 1898, Erläuterungen zur Geologischen Karte Eisenkappel und Kanker. Geol.
Reichsanst. Wien, 142 S., Wien.
Turnšek, D. & Ramovš, A. 1987, Upper Triassic (Norian-Rhaetian) reef buildups in
the northern Julian Alps (NW Yugoslavia). Razprave IV. razr. SAZU 28, 27-67, 16 pis.,
Ljubljana.
GEOLOGIJA 35, 81-181 (1992), Ljubljana
UDK 552.54(497.12)=30
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und
Hauptdolomits in Süd-West-Slowenien
Mikrofacies, diageneza in geokemija dachsteinskega apnenca ter glavnega
dolomita v jugozahodni Sloveniji
Bojan Ogorelec
Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko - Geološki zavod Ljubljana, Dimičeva 14, 61000
Ljubljana, Slowenien
Peter Rothe
Geographisches Institut der Universität, Abteilung für Geologie, Schloss, 6800 Mannheim, BR
Deutschland
Kurzfassung
Eine bis zu 1000 m mächtige Schichtenfolge von karbonatischen Gesteinen des
norischen und rätischen Alters ist in dem südwestlichen Teil Sloweniens als
Hauptdolomit, nur in den Gebieten von Trnovski gozd und Banjška planota sind
die oberen 200 m überwiegend als Dachsteinkalk entwickelt.
Der Hauptdolomit zeigt Markmale der loferitischen Entwicklung. Bis zum
Meter mächtige Schichten von biomikritischem und körnigem Dolomit wechseln
sich mit dünneren Stromatolith-und Laminit-Schichten rhytmisch ab. Das Abla-
gerungsmilieu von Hauptdolomit war ein sehr flacher abgeschlossener Schelf,
häufig der intertidale Bereich innerhalb der Dinarischen Karbonat-Plattform.
Der Dolomit ist in der frühen Diagenese (Stromatolith-Schichten) sowie während
der spätdiagenetischen Prozesse (körniger Dolomit) entstanden.
Der Dachsteinkalk stellt eine laterale Fazies des Hauptdolomits vor. Das
Gestein wurde in einem offenen Flachschelf abgelagert. Für ein intertidales
Milieu kennzeichende Sedimenttexturen sind selten. Die Korrosionshohlräume
und intraformationelle Brekzien in dem Kalkstein zeigen auf kurzfristige lokale
Varlandungen während seiner Entstehung.
Auf die geochemische Zusammensetzung von Spurenelementen der Kalke und
Dolomite hatten die diagenetischen Prozesse, vor allem die Dolomitisierung,
weniger aber das Sedimentationsmilieu den grössten Einfluss. Die Kalksteine
enthalten in Vergleich zum Dolomit allgemein zweimal mehr Sr, die Dolomite
aber mehr Fe, Mn und Na. Der frühdiagenetische Dolomit ist mit den schweren
Isotopen бО^® und бС^^ angereichert, wogegen der spätdiagenetische Dolomit mehr
des leichten ôOi® enthält. Der Kalkstein wurde bei Temperaturen um 24°C abgela-
gert.
Die Veröffentlichung ist eine etwas gekürzte Dissertation, vorgelegt von B. Ogorelec
(1988) aus Ljubljana und genehmigt bei der Naturwissenschaftlich-Mathematischen Gesamtfa-
kultät der Ruprecht-Karls-Universität Heidelberg.
82	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Kratka vsebina
Do tisoč metrov debela skladovnica karbonatnih kamnin norijske in retijske
starosti je v jugozahodnem delu Slovenije razvita kot glavni dolomit, le na
Trnovskem gozdu in na Banjski planoti je v vrhnjih dvesto metrih zaporedja
pretežno dachsteinski apnenec.
Glavni dolomit kaže značilnosti loferskega razvoja. Ritmično se menjavajo do
meter debele plasti biomikritnega in zrnatega dolomita ter tanj še stromatolitne in
laminitne plasti. Sedimentacijsko okolje glavnega dolomita je bilo zelo plitev
zaprt self, pogosto medplimski pas znotraj Dinarske karbonatne platforme. Dolo-
mit je nastal v zgodnji diagenezi (stromatolitne plasti) in med kasnodiagenetskimi
procesi (zrnati dolomit).
Dachsteinski apnenec predstavlja lateralni facies glavnega dolomita. Odlagal
se je na odprtem plitvem šelfu. Sedimentne teksture, značilne za medplimsko
okolje, so zelo redke. Korozijske votline in intraformacijske breče v apnencu
kažejo na občasne lokalne okopnitve med njegovim nastajanjem.
Na geokemično sestavo slednih prvin v apnencih in dolomitih so najbolj
vplivali diagenetski procesi, predvsem dolomitizacija, manj pa okolje nastanka
karbonatnih sedimentov. Apnenci vsebujejo v primerjavi z dolomiti v splošnem
dvakrat več Sr, medtem ko imajo dolomitni vzorci več Fe, Mn in Na. Zgodnjedi-
agenetski dolomit je obogaten s težkimi izotopi бО'® in бС'^ medtem ko vsebujejo
kasnodiagenetski dolomiti več lahkega öO^^. Apnenec se je odlagal pri temperatu-
rah okrog 24°C.
Inhaltsverzeichnis
EINLEITUNG.......................................... 83
Bisherige Untersuchungen................................... 86
SEDIMENTPETROGRAPHIE UND FAZIELLE MERKMALE............... 87
Lithofaziestypen des Hauptdolomits............................................................87
Einleitung........................................................................................87
Stromatolith-Horizonte..........................................................................95
Supratidale Konglomerate und Laminite......................................................100
Loferit ............................................................................................101
Mikritischer Dolomit............................................................................102
Körniger Dolomit................................................................................102
Onkoid-Horizonte................................................................................103
Intraformationelle Brekzien ....................................................................105
Ablagerungsmilieu................................................................................105
Sedimentationsraten ............................................................................106
Kalkstein-Entwicklung - Dachsteinkalk............................................................107
Einleitung ........................................................................................107
Subtidale Bildungen innerhalb der Dachsteinkalk-Folg e......................................108
Inter- bis supratidaler Bereich..................................................................III
Intraf ormationelle Brekzie............................._............113
Hohlraumgefüge..................................."............114
Dolomite innerhalb der Dachsteinkalk-Folge..................................................115
Ablagerungsmilieu................................................................................115
DIAGENESE........................................... 116
Einleitung............................................ 116
Zementation......................................................................................117
Diagenese-Bereiche karbonatischer Sedimente................................................117
Poren- und Zement-Typen im Hauptdolomit und Dachsteinkalk
SW-Sloweniens ..................................................................................120
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	83
Dolomitisierung..................................................................................121
Einleitung und theoretische Grundlagen........................................................121
Dolomitisierungsmodelle........................................................................124
Dolomitisierung des Hauptdolomits und Dachsteinkalks in
SW-Slowenien....................................................................................127
Ordnungsgrad und Kristallchemie von Dolomit................................................128
GEOCHEMIE.......................................... 130
Einleitung............................................ 130
Analysentechnik......................................... 132
Calcium und Magnesium..................................... 132
Strontium ........................................................................................133
Literaturübersicht................................................................................133
Strontium-Gehalte der untersuchten Gesteine................................................133
Kalksteine....................................................................................133
Dolomitische Kalksteine......................................................................136
Reine Dolomite................................................................................136
Diskussion der Ergebnisse........................................................................138
Eisen und Mangan................................................................................140
Literaturübersicht........................................ 140
Gehalte von Eisen und Mangan in den untersuchten Gesteinen............... 143
Eisen............................................. 143
Mangan............................................ 144
Diskussion der Resultate.................................... 144
Natrium............................................................................................147
Literaturübersicht................................................................................147
Na-Gehalte in den untersuchten Gesteinen....................................................149
Diskussion der Ergebnisse........................................................................149
Sauerstoff-und Kohlenstoff-Isotope............................................................151
Einleitung........................................................................................151
Die Isotopenzusammensetzung der untersuchten Gesteine....................................152
Diskussion der Resultate........................................................................155
Zusammenfassende Diskussion der geochemischen Untersuchungen............ 156
ZUSAMMENFASSUNG........................................................................157
Mikrofacies, diageneza in geokemija dachsteinskega apnenca ter
glavnega dolomita v jugozahodni Sloveniji....................................................161
Danksagung ...................................................................................164
Literatur............................................. 165
EINLEITUNG
Die vorliegende Arbeit, die ein Teil des Projekts »Mesozoikum Sloweniens«
darstellt, befaßt sich mit Karbonatgesteinen der Obertrias in SW-Slowenien. Dieses
Gebiet ist in der geologischen Literatur besonders durch seine Karst-Phänomene und
durch die Quecksilberlagerstätte von Idrija bekannt.
Das Ziel der durchgeführten Untersuchungen ist es, die Paläogeographie und vor
allem die Bildungsräume der obertriassischen Karbonatgesteine zu rekonstruieren.
Hierzu wurden mikrofazielle, geochemische und diagenetische Untersuchungen
an sechs ausgewählten Profilen mit insgesamt 310 Proben, die repräsentativ für die
bearbeiteten Schichtfolgen sind, durchgeführt (Abb. 1 und 2). Fragen zur Fazies
84	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
SI. 1. Pregledna geološka karta in položaj raziskanih profilov. Karta je prirejena po Buserju 1968a, 1968b in Buserju et al., 1967
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	85
Abb. 2. Schematischer Querschnitt der untersuchten Profile und Verhälthiss der kalkigen und
dolomitischen Fazies (Dachsteinkalk und Hauptdolomit) in der Obertrias
Sl. 2. Shematski presek raziskanih zgornjetriasnih profilov (dachsteinski apnenec in glavni
dolomit) ter odnos med apnenčevim in dolomitnim razvojem
(Ablagerungsmilieu und Diagenese), Dolomitisierung sow^ie Geochemie und Isot-
opengeochemie der Karbonate bilden Schv^^erpunkte der Untersuchungen.
Es sollte geklärt werden, wie sich primäre fazielle Unterschiede in der heute
vorhandenen Verteilung der Spurenelemente durchpausen und in welchem Maß die
primären geochemischen Charakteristika durch diagenetische Vorgänge, insbeson-
dere die Dolomitisierung, verändert werden.
Das in dieser Arbeit untersuchte Gebiet SW-Sloweniens gehört tektonisch zu dem
äußersten Teil der Dinariden, die den südlichen Zweig des alpidischen Orogens
darstellen und den Raum zwischen dem Adriatischen Meer und dem Sava-Fluß
(Sikošek & Medwenitsch, 1965) umfassen.
In der Bildungszeit des Hauptdolomits und des Dachsteinkalkes gehörten die
slowenischen Dinariden zu einer ausgedehnten und weitgehend stabilen Karbonat-
plattform (Dinarische Plattform, Buser 1987). Sie ist nach der Zerfall der stabilen
»Slowenische Plattform« (Buser, 1987) während des Cordevols entstanden. Aus der
Plattform wurden relativ homogene Karbonatsedimente von bis zu mehreren tausend
Metern Mächtigkeit abgelagert. Sie umfassen im allgemeinen Karbonate, die für
Flachschelfbedingungen charakteristisch sind. Die Bildung der Karbonatplattform
endete in der Oberkreide, teils auch erst im Paleozän mit der Entstehung von
Flyschbecken.
Die Dinarische Karbonatplattform von über 600 km Länge und bis zu 250 km
Breite blieb von dem Obertrias bis zum Eozän relativ stabil. Sie erstreckte sich von
den Venezianer Alpen über SW-Slowenien und Istrien weiter nach Dalmatien bis
zum Montenegro. Für diese Plattform ist eine relativ monotone Karbonatserie cha-
86	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
rakteristisch, die nur geringe Fazies-Differenzierung aufweist. Lokale Gräben in
Teilen der Plattform traten während des Jura und der Kreide auf. Während kürzerer
Verlandungsphasen kam es öfters, besonders am Ende des Mesozoikums auch zur
Bildung von Bauxiten.
Weit aushaltende, longitudinale Brüche mit NW-SE Streichen und NE-SW
gerichtete Überschiebungen sind die Hauptmerkmale der dinarischen Tektonik. Das
Plateau Banjška planota und Trnovski gozd (Ternowaner Wald) (Abb. 1) sind auf die
tektonischen Einheiten Nanos, Hrušica und Logaška planota überschoben. Placer
(1981) stellt fest, daß die Weite dieser Überschiebung 30 km beträgt. Daher muß bei
der Rekonstruktion von paläogeographischen Verhältnissen in SW-Slowenien
berücksichtigt werden, daß die Profile von Trnovski gozd zur Zeit der Oberen Trias
und des Jura im Bezug zu den Gebieten von Hrušica und Logaška planota etwa 30 km
weiter im Nordosten gelegen haben. Die Hauptfaltung, die zu dem Überschiebungs-
bau der Dinariden führte, erfolgte in der pyrenäischen tektonischen Phase, wogegen
die Überschiebungen der südlichen Kalkalpen im Miozän entstanden sind ( B u s e r,
1976; Premru, 1980).
Geomorphologisch zeigt das Bearbeitungsgebiet Merkmale des typischen Karstes.
Das Gebiet von Trnovski gozd, mit Höhen bis zu 1.400 m, und Banjška planota stellen
mit Wäldern bedeckte hohe Karst-Plateaus dar, die durch das Trockental Čepo-
vanski dol voneinander getrennt sind. Der südliche Überschiebungsrand des
Trnovski gozd erhebt sich hoch über den Flyschgesteinen des Tales von Vipava sowie
des Triest-Komen-Gebietes und liegt etwa 30 km von der adriatischen Küste ent-
fernt.
Bisherige Untersuchungen
Der Hauptdolomit und der Dachsteinkalk des Alpenraums waren Gegenstand
zahlreicher, sowohl regionalgeologischer als auch sedimentologischer Untersuchun-
gen. Die Arbeiten von Stur (1858) aus der Gebiet von Postojna und von Lipoid
(1858), die in der Gegend von Cerknica (Abb. 1) durchgeführt wurde, stellten mit die
früheste geologische Bearbeitungen dar.
In den sehr wichtigen Arbeiten von Kossmat (1898,1905, 1906 und 1920) wurde
der größte Teil von Westslowenien geologisch untersucht. Kossmat (1905) hatte den
Hauptdolomit und den Dachsteinkalk von den älteren und jüngeren Karbonatgestei-
nen lithologisch klar abgegrenzt. Von der Lokalität Smrekova draga in Trnovski
gozd wurden verschiedene Megalodonten-Muschelarten beschrieben. Die tektoni-
sche Interpretation des Raumes von Karst bis zu den Julischen Alpen hat Kossmat
(1906) dargestellt.
Sander (1936) untersuchte bereits die Texturen und zyklische Bildungen der
Gesteinskomplexe mit dem Schwerpunkt im Dachsteinkalk der Nödlichen Kalkal-
pen. Die rhythmischen Fazieswechsel, die dort beobachtet wurden, fürte er auf
zyklische Änderungen der Wassertiefe zur Zeit der Sedimentation zurück. Nach den
Loferer Steinbergen, in denen diese Fazieswechsel charakteristisch entwickelt sind,
benannte er sie als »Lofer-Fazies«. Die Untersuchungen von Sander wurden später
von Schwarzacher (1948, 1954) ergänzt. Die paläogeographische Rekonstruktion
und die neuen sedimentologischen Erkenntnisse im Hauptdolomit, im Dachsteinkalk
und deren lateralen Äquivalenten (Hallstätter Kalk, Zlambacher und Kössener
Schichten) in den Nördlichen Kalkalpen sind eingehend und umfassend von
Fischer (1964), Flügel (1963, 1972, 1981), Zankl (1967, 1971) und Müller
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	87
& Jungbluth (1968), in Ungarn von Fülöp (1976) dargestellt. Gesteine aus diesen
Gebieten wurden von Fruth & Scherreiks (1975) geochemisch und von Gök-
dag (1974) auf ihre Isotopenzusammensetzung (ôi®0 und б^^С) untersucht.
In den Sudlichen Kalkalpen weist der Hauptdolomit (»dolomia principale«) im
Gebirgszug der »Dolomiten« die größte Verbreitung auf. Die regionale Entwicklung
des Hauptdolomits hat Leonardi (1967) dargestellt. Eingehende petrographische
und mikrofazielle Analysen des Hauptdolomits in verschiedenen Gebieten wurden
von Purtscheller (1962), Bosellini (1965, 1967) und Bosellini & Rossi
(1974) durchgeführt. Ähnliche Kalksteine und Dolomite, wie sie in den Nord- und
Südalpen und in den Dinariden sowie auf Sizilien auftreten (Catalano et al., 1974;
Ma t a velli et al. 1969), weisen auf die relativ homogenen Sedimentationsbedingun-
gen hin, die auf stabilen Karbonatplattformen in Tethysraum herrschten.
Im slowenischen Raum der Dinariden wurden die obertriassischen Karbonatge-
steine von Buser (1966), Ramovš (1973), Herak et al. (1967) und Babic (1968)
überwiegend mit biostratigraphischen Fragestellungen untersucht.
Neuere Untersuchungen stellen die geologischen Studien im Rahmen der Ausar-
beitung der Geologischen Grundkarte Jugoslawiens dar, die vom Geološki zavod
Ljubljana durchgeführt wurden und in den Erläuterungen zu den einzelnen Blättern
der Karte M 1:100.000 enthalten sind. Das Arbeitsgebiet ist in folgenden Kartenblät-
tern erfaßt: Gorica (Buser, 1968 a, 1973), Postojna (Buser et al, 1967; Pleničar
et al., 1970), Ribnica (Buser 1968 b, 1974 a) und Tolmin (Buser, 1971,1974 b, 1986
a, 1986 b). Ferner wurden umfassendere geologische Bearbeitungen in Südwest-Slo-
wenien in mesozoischen Karbonatgesteinen durchgeführt im Bereich des Trnovski
gozd ( B u s e r, 1965 b), in der Umgebung von Idrija (Mlakar, 1969), in Borovnica
(Ramovš, 1953; Bus er, 1965 a) und in der Umgebung von Sodražica ( Š1 e b i n-
ger, 1955). Unter sedimentologischem Aspekt ist besonders die Arbeit vT)n Sieb In-
ger (1955) interessant, da er erstmals in Slowenien innerhalb des Hauptdolomit-
-Komplexes zwei Typen des laminierten Dolomits, welche er als »pasavec« (Bänder-
dolomit) und »progovec« (laminierter Dolomit) benennt, beschreibt und klar unter-
scheidet.
Sedimentologische und mikrofazielle Untersuchungen der Karbonate der Nor-
-und Rät-Stufe aus Slowenien sind bisher kaum durchgeführt worden. Einige
Manuskriptberichte für die regionalgeologische Neukartierung (Silvester, 1974)
sowie Phasenberichte im Rahmen des Projekts »Mesozoikum Sloweniens« (Ogore-
lec, 1975, 1976) könnten als solche gewertet werden.
Ogorelec untersuchte die Obertrias-Kalke und Dolomite aus dem Raum zwischen
Tolmin und Ljubljana. Die Riffentwicklung des Dachsteinkalkes der Karawanken
wurde von Flügel & Ramovš (1961) dargestellt.
SEDIMENTPETROGRAPHIE UND FAZIELLE MERKMALE
Lithofaziestypen des Hauptdolomits
Einleitung
Ein umfangreicher Komplex von hellen, gebänderten Dolomiten, der sich in
weiten Bereichen der slowenischen Dinariden erstreckt, gehört in die norisch-
rätische Stufe. Wegen der lithologischen Ähnlichkeit mit Karbonatgesteinen dessel-
88	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
ben Alters in den nördlichen und südlichen Kalkalpen (Tirol, Dolomiten) hat sich der
gleiche Name »glavni dolomit« (»Hauptdolomit«, »Dolomia principale«) für diese
lithostratigraphische Einheit auch in Slov^^enien eingebürgert. Örtlich, besonders im
westlichen Trnovski gozd und dem Plateau Banjska planota, ist der obere Teil des
Hauptdolomits als Kalkstein entwickelt (»Dachsteinkalk«) (Abb. 1 und 2). Im Gebiet
von Notranjska (zwischen Postojna, Borovnica und Ribnica) werden allmähliche
Übergänge von Hauptdolomit in die hangenden Kalksteine und Dolomite des Lias
beobachtet.
Die Übergänge des karnischen Dolomits in den hangenden Hauptdolomit sind im
ganzen Untersuchungsgebiet unscharf. Aufgrund von Daten aus Kartierungen
(Ramovš, 1953; Buser, 1965a; Mlakar, 1969; Pleničar et al., 1970) wurde
diese Grenze lithologisch in einem Niveau festgelegt, in dem die charakteristischen
Zwischenschichten und Bänke des schieferigen dolomitischen Mergels aufhören und
das Gestein vollständig dolomitisch wird.
Der Dolomit des Kam ist ungleichmäßig geschichtet, dunkel- bis mittelgrau,
etwas zerbrochen, aber sonst relativ homogen. Die einzelnen Bänke sind 0,1 bis 1,5 m,
die mergeligen Zwischenlagen aber von einigen mm bis 20 cm mächtig.
Es überwiegen Mikrite und Biopelmikrite, in denen vereinzelt Plastiklasten
vorkommen (Taf. 1, Abb. 1-3). An Bioklasten können dünnschalige Muscheln, Algen,
charakteristische Foraminiferen und Ostracoden beobachtet werden. In einigen
Schichten sind gesteinsbildende Algen so häufig, daß der Dolomit nach der Struktur
als Biolithit bezeichnet werden kann. Die Biozönose ist monoton, vertreten durch
Poikiloporella duplicata Pia, eine Dasycladacee, die für das Kam leitend ist. Nach
Ott (1972, in Bechstädt, 1975) ist diese Alge ein Indikator der Lagunen-Fazies
bzw. eines Riff-fernen Bereiches. Andere bestimmbare Fossilien wurden nicht gefun-
den. In den fintersuchten Proben wurden häufig »Schrumpfporen« (birds-eyes, Fen-
stergefüge) beobachtet. Sie weisen auf marinen Gezeitenbereich hin, der episodisch
trockengefallen ist (Shinn, 1968). Ein niedriger bis sehr niedriger Energie-Index
kann angenommen werden. Der unlösliche Rückstand der Dolomite (organische
Substanz, Illit, Quarz, Pyrit) beträgt 0,8 bis 4,5%.
Im mikritischen Dolomit kommen öfters bis 30 cm mächtige Bänder von Algen-
Stromatolithen vor, die sich durch dunklere Farbtöne hervorheben. Die Algenstruk-
tur ist deutlich sichtbar. In einzelnen Laminae sind sogar noch Algen-Filamente
erhalten.
Am Übergang vom karnischen in den norisch-rätischen Dolomit werden verein-
zelte, bis 0,5 cm mächtige Hornsteinbänder beobachtet, die schon auf einige dm
Distanz auskeilen oder sich flammenförmig untereinander verflechten. Der Quarz,
nach der Struktur mikrokristallin bis feinkörnig, umschließt bis lOOjxm große Dolo-
mit-Rhomboeder. Die Hornstein-Kontakte mit dem Nebengestein, dem mikritischen
Dolomit, sind durch allmähliche Übergänge charakterisiert. In den Hornsteinen sind
keine organischen Skelette (Radiolarien, Schwämme) enthalten. Seine Bildung wird
als Präzipitation in einer abgeschlossenen Lagune (als Opal-Gel) interpretiert, die in
einem späteren Diagenesestadium zu mikrokristallinem Quarz umgewandelt wurde.
Ein rezentes Beispiel solcher Hornstein-Bildungen ist aus dem Gebiet der Coo-
rong-Lagoon in Südaustralien bekannt (Peterson & Von der Borch, 1965;
Bathurst, 1971). Als Herkunft der Kieselsäure wird der detritische Quarz angege-
ben. Dieser geht beim pH von 9,5 bis 10,2 in Lösung und wird beim niedrigen pH von
7,0-6,5 (periodische Lagunen-Austrocknungen) in Form von Opal-Gel ausgefällt.
Im Rahmen der vorliegenden Arbeit wurde der Hauptdolomit in fünf charakteri-
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	89
Abb. 3. Lage der Profile: T-III, Dolenja Trebuša-Čepovan
(Hauptdolomit); T-II, Čepovan-Lokovec (Dachsteinkalk);
T-IV, Čepovan-Lokve (Dachsteinkalk)
Sl. 3. Položaj raziskanih profilov v okolci Čepovana: T-III,
Dolenja Trebuša-Čepovan (glavni dolomit); T-II, Čepovan-
Lokovec (dachsteinski apnenec); T-IV, Čepovan-Lokve
(dachsteinski apnenec)
stischen Aufschlüssen (Abb. 1 und 3 bis 8) untersucht. Die gesamte Mächtigkeit des
Hauptdolomits wurde zwischen Dolenja Trebuša und Čepovan sowie bei Borovnica
untersucht. Die gesamte Mächtigkeit des Hauptdolomits beträgt bei Borovnica etwa
800 m. Im Westteil des Trnovski gozd weist der Hauptdolomit aber eine Mächtigkeit
von nur etwa 600 m auf, weil hier ein Teil des Dolomits lateral durch etwa 200 m
mächtige Schichten aus Dachsteinkalk vertreten wird. Nach Bus er (1965b, 1971)
beträgt die maximale Mächtigkeit des Hauptdolomits in West-Slowenien 1.000 bis
1.300m, im Raum von Notranjska 750-950m. Ferner weist Buser darauf hin, daß
diese Mächtigkeiten aufgrund tektonisch bedingter Wiederholungen zu groß sein
könnten.
Charakteristische Fossilien des Nor und Rät sind selten. Deshalb können in
Slowenien beide Stufen aufgrund von Fossilien nicht abgegrenzt werden und müssen
als Einheit behandelt werden.
Megalodontiden stellen die wichtigsten Leitfossilien für das Nor/Rät dar. Aus
dem mittleren Trnovski gozd erwähnte Kossmat (1905) den Fund von Triadomega-
90	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Abb. 4. Säulen-Profil Т-Ш, Dolenja Trebuša-Čepovan; Hauptdolomit
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	91
Sl. 4. Litološki stolpec profila T-III, Dolenja Trebuša-Čepovan; glavni dolomit
lodon cf. tofanae (Hoernes). Bus er (1965b) fand in dem gleichen Gebiet auch
Neomegalodon triqueter (Wulfen) und die Schnecke Worthenia solitaria Bennecke.
Im mittleren Teil des Profils von Dolenja Trebuša und Čepovan können vier Hori-
zonte mit Megalodontiden unterschieden, werden. Die Schalen sind ausgelöst und mit
92	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Legende zu den Profilzeichnungen - Abb 4, 6, 8, 17, 18 und 19
Legenda k slikam 4, 6, 8, 17, 18 in 19
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	93
Abb. 5. Lage des Profils T-1, Grudnica bei Čepovan; Hauptdolomit
Sl. 5. Položaj raziskanega profila T-I, Grudnica pri Čepovanu;
vrhnji del glavnega dolomita
Sparit gefüllt (»moldic porosity«) und daher für paläontologische Bestimmungen
ungeeignet. Unter den für die norisch-rätische Stufe kennzeichnenden Foraminife-
ren können Involutina sp. aus dem Profil T-I bei Grudnica sowie Triasina hantkeni
Majzon vom Smrekova draga erwähnt werden.
Der Hauptdolomit weist im gesamten Gebiet Südsloweniens eine monotone und
homogene, dolomitische Entwicklung auf. Die Folge ist durch rhythmische Wechsel
von Dolomiten mit Stromatolith-Bändern, Laminiten und supratidalen Konglomera-
ten charakterisiert (Abb. 9). Die Mächtigkeit der einzelnen Schichten beträgt 10 cm
bis 2 m, ausnahmsweise bis 5 m. Die Stromatolith-Einheiten erreichen Mächtigkeiten
bis 50 cm. Die Laminite und supratidalen Konglomerate sind bis 20 cm mächtig. Die
aufgeführten verschiedenen lithologischen Ausbildungen kommen in Zyklothemen
vor, die 0,5 bis 5 m mächtig sind. Die meisten Zyklotheme zeigen Faziesmerkmale,
wie sie für »sub- bis intertidale« Ablagerungsräume charakteristisch sind (Typ C in
Abb. 10).
Einschaltungen von Residualtonen, intraformationelle Brekzien und Paläokar-
sterscheinungen auf den Schichtgrenzen, die auf Unterbrechungen der Sedimenta-
tion hinweisen, sind selten. Aufgrund dieser Kriterien unterscheidet sich das Gebiet
von Südslowenien von der klassischen Lofer-Entwicklung (Fischer, 1964; Zankl,
1967, 1971) deutlich. Eine ähnliche Entwicklung der Hauptdolomit-Zyklotheme wie
in SW-Slowenien wird von Bosellini (1965, 1967) im Gebiet der Dolomiten nach-
gewiesen. Der »Transgressionstyp« von Zyklothemen tritt im südöstlichen Teil Slo-
weniens häufiger auf (Premru et al., 1977).
In älteren geologischen Veröffentlichungen von Slowenien wird der Hauptdolo-
mit am häufigsten als gebändert beschrieben. Aufgrund dieses Merkmals wurde der
so ausgebildete Dolomit in die norisch/rätische Stufe eingegliedert und von älteren
Dolomiten (Anis, Ladin) unterschieden. Die Bänderung wird als Folge unterschiedli-
94
Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Abb. 6. Säulen-Profil T-I, Grudnica bei Čepovan; Hauptdolomit
Sl. 6. Litološki stolpec profila T-I, Grudnica pri Čepovanu; glavni dolomit
cher Korngrößen der Komponenten im Gestein erklärt (Buser, 1965a,b; Pleničar
et al., 1970). Š1 e b i n g e r (1955) hat bei Untersuchungen des Gebietes von Sodražica
im unteren Teil des Hauptdolomits einen »Bänder-Dolomit« (»pasavec«) und im
oberen Teil dieser Abfolge einen »laminierten Dolomit« unterschieden. Im »Bänder-
Dolomit« beobachtete Š1 ebinger eingeschaltete, örtlich lateral auskeilende,
dunkle und helle Bänder von 1-2 mm Breite. Im »laminierten Dolomit« fand er neben
den Laminierungen konglomeratische Bereiche, die auf die Bildung supratidaler
Konglomerate schließen lassen. Er vermutete, daß die Entstehung des »Bänder«
Dolomits mit gesteinsbildenden Organismen verbunden ist, welche den Stromatopo-
riden ähnlich sind. Die richtige Bezeichnung als »Stromatolith-Dolomit« wurde
erstmals von Buser (1971) aus dem Gebiet von Idrija angewendet.
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	95
S tromatolith-Horizonte
Megaskopisch können die Stromatolith-Horizonte außer durch feinlaminierte,
gewellte Strukturen, die besonders auf der angewitterten Oberfläche hervortreten,
auch nach der etwas dunkleren Farbe von den anderen Gesteinstypen des Hauptdo-
lomits unterschieden werden. Mikroskopisch wurden zwei Typen von Algen-Struk-
turen festgestellt. Die meisten Stromatolith-Horizonte zeigen eine parallele mm-
Laminierung, die selten fein gefältelt ist (Polygonal-Typ des Algen-Stromatoliths
bzw. »cryptalgal laminite« nach Ai t k en, 1967). Logan et al. (1964) stellen diese
Stromatolith-Art zu der Gruppe LLH-S (»laterally linked hemispheroid, space lin-
ked«) und LLH-C (»dose linked«). Vereinzelt sind die Stromatolith-Laminae zerris-
sen und zeigen leicht aufgebogene Ränder. Häufig auftretende Klüfte sind die Folge
eines Systems von Schrumpfporen, welche auf die Ablagerung im intertidalen
Bereich hinweisen. Die Algen-Strukturen sind meist gut erkennbar (Taf. 2, Abb. 1-6).
Weniger häufig ist ein weiterer Typ von Algen-Stromatolithen, wie er vor allem
für den mittleren Teil der Profile von Borovnica kennzeichnend ist. Im Vergleich mit
dem oben beschriebenen Typ ist die Laminierung der Stromatolithen weniger deut-
lich ausgeprägt. Unter dem Mikroskop zeigen diese Proben ein schwammiges Gefüge
mit zahlreichen, verschieden großen Poren. Zum Teil sind sie durch die Stromatolith-
Struktur bedingt, teils sind sie aber auch Schrumpfporen.
Abb. 7. Lage des Profils B-II, Borovnica; Hauptdolomit
Sl. 7. Položaj raziskanega profila B-II, Borovnica; glavni dolomit
96	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Abb. 8. Säulen-Profil B-II, Borovnica; Hauptdolomit
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	97
Sl. 8. Litološki stolpec profila B-II, Borovnica; glavni dolomit
98
Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Abb. 9. Verschiedene Ausbildungen von Sedimentationszyklen im Hauptdolomit SW-Sloweni-
ens
Sl. 9. Različni tipi sedimentacijskih ciklov, ki se javljajo v glavnem dolomitu jugozahodne
Slovenije
Die dunkle Färbung der Stromatolith-Horizonte ist durch Beimengungen von
organischer Substanz bedingt, die in den Algen-Laminae als Pigment verstreut ist.
An drei charakteristischen Proben der Algen-Stromatolithe v^^urde die Menge der
organischen Substanz (Corg) bestimmt, die unter 0,1 % liegt (Tab. 1).
Es zeigt sich, daß bereits sehr geringe Gehalte an organischer Substanz für die
dunkle Färbung des Gesteins genügen. Das Nebengestein der Stromatolith-Hori-
zonte besteht aus sehr hellem Dolomit. Die Gehalte von Fe und Mn bewegen sich
sowohl in dem hellen Dolomit als auch in den Stromatolith-Horizonten in ähnlichen
Größenordnungen: Fe 120-200 ppm, Mn 5-15 ppm. Die dunkle Färbung der Stroma-
tolithe kann also ausschließlich auf Beimengungen organischer Substanz zurückge-
führt werden.
Die stromatolithischen Strukturen entstehen durch einen sich ständig wiederho-
lenden Prozeß, bei dem das feinkörnige detritische Sediment, das von Meeresströ-
mungen herangebracht wird und auch von lokaler Karbonatproduktion stammt,
zwischen den Filamenten der Blaugrünalgen aufgefangen und gebunden wird. Ein
solches Wachstum von stromatolithischen Laminae kann sehr schnell verlaufen.
M il Ii m an (1974) beschreibt eine Zeit von mehreren Monaten, die für die Bildung
von Algen-Filamenten unter rezenten Bedingungen nötig ist. Gebelein (1969)
dagegen untersuchte das Wachstum rezenter Stromatolithe auf Bermuda und stellte
fest, daß eine 1 cm dicke stromatolithische Schicht sogar schon in 10 Tagen entstehen
kann. Während des Tages wachsen die Algen-Filamente schnell vertikal nach oben
und können erhebliche Mengen detritischen Sediments auffangen und einbinden
(Abb. 11). Nachts dagegen ist das Algenwachstum langsam. Die Filamente sind
parallel zur Oberfläche orientiert und können daher nur feinste mikritische Körner
auffangen.
Die in diesen Prozessen beteiligten, skelettlosen Organismen sind vorwiegend
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	99
Abb. 10. Verschiedene Typen der Zyklen in Hauptdolomit (nach Bosellini, 1967)
Legende s. Abb. 9
Sl. 10. Tipi sedimentaci]skih ciklov v glavnem dolomitu (po Boselliniju 1967)
Legenda na sl. 9
Blaugrünalgen (Cyanophyta) und untergeordnet Grünalgen (Chlorophyta) soucie
auch filamentäre, photosynthetische Bakterien (Chlorobacteria; Golubić, 1976a,
b). Die Blaugrünalgen weisen physiologische Eigenschaften auf, die sie befähigen,
selbst unter extremen Bedingungen zu gedeihen, unter denen andere Organismen
längst absterben. Mit ihrer gallertigen Substanz können diese Algen auch längere
Tab. 1. Gehalte des unlöslichen Rückstands und Corg in drei stromatolith-
ischen Dolomitproben
Tabela 1. Netopni ostanek in delež organskega C v treh vzorcih stromatolit-
nega dolomita
100
Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Abb. 11. Schematische Darstellung des Wechels von Algen-Filamenten und Sediment-Laminae
im Aufbau der Stromatolithe (aus Gebelein, 1969)
Sl. 11. Prikaz menjavanja alginih filamentov in sedimentnih lamin v stromatolitih (iz: Gebelein,
1969)
Trockenperioden während der Ebbe sowie höhere Schwankungen der Temperatur
und der Salinität überleben. Nach Brock (1976) können Blaugrünalgen noch unter
folgenden Grenzbedingungen wachsen: max. Temperatur 73 °C, Salinität bis 250%
und pH 4 bis 10,5.
Gebiete mit solchen extremen Bedingungen, unter denen Stromatolithe noch
gedeihen können, sind Randbereiche von sehr flachen, abgeschlossenen Meeresbek-
ken und Salzseen der ariden Klimazonen (»supra-, inter- and shallow subtidal
zones«). Diese extremen Bedingungen erklären auch, warum in den Stromatolith-
Gebieten nur sehr wenige oder gar keine anderen Organismen vorkommen. Dieser
Zusammenhang ist sowohl für rezente als auch für die fossilen Sedimente mit
Stromatolithgefüge kennzeichnend.
Die spezifische Umgebung (»environmental factors«) und die unterschiedlichen
Arten der Algen sind vorwiegend für die unterschiedliche Morphologie von Stroma-
tolithen verantwortlich. Eine detaillierte und häufig gebrauchte Klassifizierung der
Stromatolithe nach deren Formen gaben Logan et al. (1964). In Abb. 12 sind die
unterschiedlichen Formen rezenter Stromatolithen aus dem Persischen Golf darge-
stellt, in Abhängigkeit von der Entfernung zur Hoch- und Niedrigwasserlinie.
Supratidale Konglomerate und Laminite
Im oberen Teil des Profils bei Borovnica und bei Ribnica werden Stromatolith-
Horizonte seltener. Innerhalb der einzelnen Zyklotheme werden sie durch Laminite
und supratidale Konglomerate ersetzt. In den Laminiten wechseln sich bis 5 mm
breite, horizontale Laminae von dunkleren, dichten Dolospariten mit helleren
Mikrodolospariten ab. Örtlich werden die Laminae durch charakteristische Trocken-
risse unterbrochen, die sowohl senkrecht als auch parallel zur Schichtung verlaufen.
Einige Laminae sind in vereinzelte, bis zu einigen cm lange »Krusten« zerrissen. Oft
sind diese Krusten teilweise oder völlig aufgearbeitet, was wahrscheinlich auf sehr
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	101
Abb. 12. Unterschiedliche Formen von rezenten Stromatolithen aus dem Persischen Golf
(Golubić, 1976 b). Die im Hauptdolomit von SW-Slowenien am häufigsten vorkommenden
Stromatolith-Typen sind mit den Pfeilen markiert
MHT - Flutlinie; MLT - Ebbelinie
Sl. 12. Razne oblike in vrste recentnih stromatolitov iz Perzijskega zaliva (Golubić, 1976b).
S puščicama so označeni stromatolitni tipi, ki so najpogostnejši v glavnem dolomitu
jugozahodne Slovenije
MHT - nivo plime; MLT - nivo oseke
frühe Lithifizierung hindeutet. Die »Krusten« sind mit der Längsachse parallel zur
Schichtung orientiert, w^as zur Bildung des supratidalen Konglomerats führt. Sehr
selten w^erden einzelne Lagen von ihrem Untergrund abgehoben. Hierbei sind teil-
w^eise »tee-pee« Strukturen im cm-Bereich zu beobachten (Evamy, 1973; Shinn,
1969; Assereto & Kendali, 1977).
Loferit
Schrumpfporen sind ein wesentlicher Indikator für Sedimentation im inter- und
supratidalen Bereich (Taf. 2, Abb. 2; Taf. 3, Abb. 1-2). Sie werden in vielen Schichten
des mikritischen Dolomits beobachtet, in welchen die ursprünglichen Strukturen
noch erhalten sind, und in denen das Gestein noch nicht zu einem zuckerkörnigen
Dolomit umkristallisiert ist. In den untersuchten Proben weisen die Schrumpfporen
verschiedene Formen und Größen auf (meist zwischen 0,5 und 5 mm). Mit der
Längsachse sind die Poren gewöhnlich parallel zur Schichtung orientiert und oft
miteinander verflochten. Der Porenanteil im Gestein beträgt bis zu 40%. Im unteren
Teil von größeren Poren wird oft interner Karbonatsilt gefunden (vadoser Silt).
Karbonatgesteine mit durch zahlreiche Poren bedingtem Fenstergefüge weisen
ein charakteristisches Aussehen auf, das von mehreren Autoren unterschiedlich
benannt wurde. Meistens werden für ein solches Gefüge die Termini »fenestral
structure« (Choquette & Pray, 1970), »birds-eyes structure« (Ham, 1952) oder
»shrinkage pores« (Shinn, 1968) angewandt. Nach Tebbut et al. (1965) wird das
gleiche Gestein als »Sedimenttyp mit LF-Hohlräumen«, von Sander (1936) und
Fischer (1964) aber als »Loferit« bezeichnet; nach der Ortschaft Lofer - der
Typuslokalität für den Dachsteinkalk in der Ausbildung mit zahlreichen Horizonten
mit Schrumpfporen.
102	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Mikritischer Dolomit
Der Dolomit, der zwischen die Stromatolith- und Laminithorizonte eingeschaltet
ist, und den überwiegenden Teil der einzelnen Zyklotheme aufbaut, weist eine
hellgraue bis schmutzig-weiße Färbung auf. In den beiden Profilen (Dolenja Trebu-
ša-Čepovan) überwiegt in den unteren Teilen der mikritische Dolomit, während in
den oberen Teilen der Profile ein zuckerkörniger, grobkristalliner Dolomit vor-
herrscht, der besonders am Übergang des Hauptdolomits in den Lias-Kalk bei
Borovnica überwiegt.
Der mikritische Dolomit kann nach der Klassifikation von Dunham (1962)
meistens als »mudstone« und seltener als »wackestone« bezeichnet werden. An den
Komponenten überwiegen feinkörnige, bis 100 ¡xm große Pellets. Sie sind in einigen
Proben zahlreich (Taf. 1, Abb. 4). Außer den Pellets treten vereinzelt noch Intraklaste
von bis zu einigen mm Größe auf. Sie haben Ränder und »verschmelzen« mit der
Grundamasse, von der man sie daher nur schwierig unterscheiden kann.
An Fossilien treten nur die großen Megalodonten auf. Deren 10-20 cm große
Schalen sind vorwiegend in Lebendstellung erhalten; das ursprünglich aragonitische
Material der Schalen ist meist herausgelöst und die so entstandenen Partikel-
Lösungsporen (molds) wurden mit Sparit gefüllt. Mikrofossilien sind sehr selten und
artenarm; sie wurden nur in einigen Proben beobachtet. Nur unspezialisierte Orga-
nismen, die ein höher salines Milieu vertragen können, sind darunter vertreten:
Foraminiferen (Textulariidae, Involutina sp.), Ostracoden, Favreinen, Mikrogastro-
poden, dünnschalige Muscheln und Algen, unter welchen die Codiaceen überwiegen
(Taf. 1, Abb. 5). Die erwähnten Arten sind für einen niederenergetischen Litoral-
Bereich, Lagunen und abgeschlossene Teile des Schelfs kennzeichnend.
Körniger Dolomit
Der zuckerkörnige Dolomit (Dolosparit) ist ein vollständig kristallines Karbonat-
gestein mit hypidiotopischer Struktur, in welcher die ursprünglichen mikrofaziellen
Merkmale mit Ausnahme der Schalen von Megalodontiden nicht mehr erhalten sind
(Taf. 1, Abb. 6). Die Große der Dolomitkristalle ist relativ homogen und beträgt bis
200|xm; meistens aber 150цт. Vereinzelt treten 2-10% interkristalline Poren von 20
цт bis 2 mm Größe auf.
In der Tabelle 2 sind die untersuchten Proben (kristalline Dolomite nach Dun-
ham, 1962) gemäß der Klassifikation von Archie (1952) dargestellt. Es ist erstaun-
lich, daß der Dolomit im unteren Teil der norisch-rätischen Stufe nach den mikro-
skopischen Beobachtungen wenig porös bis nicht porös ist.
Bei Ribnica (zwischen Sodražica und Travna gora - Lok. 5, Abb. 1) wurde im
mittleren Teil der norisch-rätischen Dolomitfolge ein etwa 10 m mächtiges Schicht-
paket eines schwach geschichteten, dunklen Dolomits festgestellt, der etwas bitumi-
nös ist. Es handelt sich um einen feinkörnigen Dolosparit mit Kristallgrößen von ca.
50[лт und einer idiotopischen Struktur. Der Anteil an Corg beträgt 0,4% (bestimmt
nach Konrad et al., 1970) und ist in den Interkristallinporen konzentriert.
Ein weiterer dunkler, etwas bituminöser Dolosparit wurde auch am Übergang des
Hauptdolomits in den Lias-Kalkstein bei Borovnica (Profil B-II) und bei Grčarevec
(Lok. 4, Abb. 1) in der »Lithiotiden-Zone« beobachtet (Pleničar et al., 1970).
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	103
Tab. 2. Dolomitstrukturen der untersuchten Proben, klassifiziert nach Archie (1952)
Tabela 2. Strukturni tipi dolomita v raziskanih vzorcih, opredeljeni po klasifikaciji Archie-ja
(1952)
Onkoid-Horizonte
Drei 10-20 cm mächtige Schichten eines onkoidreichen Dolomits (Proben T-III/
53, 58 und 60a) wurden im oberen Teil des Profils T-III bei Dolenja Trebuša-Čepovan
gefunden. Ihre Lage entspricht einer Position im mittleren Teil der norisch-rätischen
Dolomitfolge des Trnovski gozd. Ein weiterer Horizont mit Onkoiden tritt im Profil
Grudnica auf. Die Kontakte mit dem Nebengestein sind deutlich und lokal durch
kleine Erosionsdiskordanzen gekennzeichnet (Taf. 3, Abb. 3-5).
Die untersuchten Onkoide haben bis zu 2 cm Durchmesser und bestehen aus
zahlreichen Lagen. Nach der Klassifikation von Logan et al. (1964) können die
Onkoide allen drei dort aufgestellten Gruppen zugeordnet werden: SS-C (»sferoidal
structures, concentric form«), SS-I (»inverted form«) und SS-R (»randomly stacked
form«) - Abb. 13.
Häufig werden auch Verwachsungen von Onkoiden beobachtet, in deren Kernen
oft Fragmente eines intramikritischen und mikrosparitischen Dolomits festgestellt
werden können. Es überwiegen Onkoide mit konzentrischen, sphärischen Formen,
die sich untereinander berühren. In keinem der untersuchten Onkoide konnten
Strukturen von Algen-Filamenten festgestellt werden. In den Interpartikelporen
zwischen den Onkoiden sind zwei Generationen von Zement ausgebildet: Zement
A (50 bis 100|лт breite Säume eines Dolosparits) und Zement B, welcher aus einem
grobkörnigen, drusigen Dolosparit besteht. In der Probe T-I/2 wurde teils auch
104	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Abb. 13. Onkoid-Typen nach Logan et al. (1964).
Erläuterung im Text
Sl. 13. Tipi onkoidov po klasifikaciji Logana in sod. (1964).
Razlaga v besedilu
Gravitationszement beobachtet, der anzeigt, daß das Gestein zeitweise unter subae-
rischen, meteorischen, vadosen Bedingungen verfestigt wurde.
Die Onkoide sind eine besondere Gruppe innerhalb der Stromatolith-Bildungen.
Sie werden bevorzugt unter subtidalen Bedingungen in hoher Wasserenergie gebil-
det. Sie sind um so mehr konzentrisch, je konstanter ihre Bewegung war. Bus er
(1965a, 1966) beschreibt die Onkoid-Vorkommen in weiteren Gebieten der sloweni-
schen Dinariden und benutzt sie als Leithorizonte (mit der Alge Sphaerocodium
bornemanni Rothpietz), der für den Mittelteil des Hauptdolomits kennzeichnend ist.
Nach Buser (1965a, b) wurde die oben aufgeführte Alge allerdings auch in den
karnischen Schichten bei Čatež gefunden. Trotzdem ist nach Ansicht von Buser
(1965a, b) die biostratigraphische Bedeutung dieser Alge für den Hauptdolomit
deshalb nicht verringert. Babic (1970) hatte alle bis zur Zeit bekannten Vorkommen
der Alge »Sphaerocodium bornemanni Rothpietz« aus den Dinariden von Slowenien
und Croatien überprüft und mit dem Holotypus dieser Alge verglichen. In keiner der
Proben konnte der Autor für die Alge kennzeichnende Filamente und Strukturen
beobachten. Daher interpretiert er die vorliegenden Bildungen als Onkoide mit einer
sphärischen Form und konzentrischem Aufbau.
Im neueren Schrifttum (Catalano et al., 1974; Bechstädt, 1974; Assereto
& Folk, 1976; Assereto & Kendall, 1977; Bernouilli & Wagner, 1971;
Purser & Loreau, 1973) werden ähnliche Bildungen wie die oben als Onkoide
bezeichneten »vadose Pisoide« (vadose pisolites) genannt. So werden z.B. die gleichen
Onkoid-Formen aus dem Hauptdolomit in den Dolomiten (Bosellini, 1967),
zunächst als Algen-Bildungen (»pisoliti algali«), später (Bosellini & Rossi, 1974)
aber als anorganische Bildungen beschrieben.
Makro- und mikroskopisch sind manche vadosen Pisoide dem hier untersuchten
Onkosparit sehr ähnlich. Die Entstehung dieser konzentrischen Strukturen wird als
ein anorganisches Präzipitat von Aragonit in mehreren Lagen um Calcitkerne
erklärt. Untersuchungen an rezenten Sedimenten zeigen, daß die vadosen Pisoide
unter hypersalinen Bedingungen in einem Ablagerungsraum entstehen, in dem auch
episodisch Sedimentationsbrechungen beobachtet werden (»strongly evaporitic low-
relief coastal setting«) (Sholle & Kinsman, 1974; Shinn, 1973; Evamy, 1973;
Lucia, 1968; James, 1972; Esteban, 1976; Chafetz & Butler, 1980). Als
klassisches Beispiel älterer vadoser Pisoide werden oft die permischen Karbonatge-
steine von Texas (Capitan Reef) angeführt (D u n h a m, 1969; Kendall, 1978; Pray
& Esteban, 1977).
Obwohl in dem hier untersuchten Material in keiner der untersuchten Proben
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	105
Algen-Strukturen oder Filamente beobachtet werden konnten, können die Onkoid-
Horizonte als Bildungen erklärt werden, die teilweise unter Mitwirkung von Orga-
nismen (Algen) entstanden sind.
Die untersuchten Onkoide kommen nur in sehr geringmächtigen (5-10 cm) Hori-
zonten gehäuft vor und sind vom Nebengestein scharf abgegrenzt, örtlich auch mit
Erosionskontakten. Onkoide wurden vielfach in engen Gezeiten-Kanälen (tidal
channels) konzentriert, in denen durch ausreichende Wasserbewegung deren Sortie-
rung bedingt wurde. Die Probe T-I/2 (Taf. 3, Abb. 6) zeigt Verfestigung von Hard-
grounds durch Algenmatten.
Intraformationelle Brekzien
Im oberen Teil der Dolomit-Serie wurden im Raum des westlichen Trnovski gozd
und im Plateau Banjška planota (Profil T-I: Grudnica und T-II: Čepovan-Lokovec)
vereinzelt bis 0,5 m mächtige Horizonte einer intraformationellen Brekzie (Doloru-
dit) beobachtet. Die von einigen mm bis 10 cm großen Fragmente sind scharfkantig
bis sehr schwach gerundet und schlecht sortiert. Die meisten Lithoklaste sind
dolomikritisch (einige weisen auch Schrumpfporen auf) oder bestehen aus einem
stromatolithischen Dolomit; selten aber auch aus Mikrodolosparit. Die Lithoklasten
lassen erkennen, daß sie nur einem lokalen Transport ausgesetzt waren. Sie sind
durch Erosion und Zerbrechung von konsolidierten Karbonatschichten entstanden,
die in Bereichert gebildet wurden, die durch fluktuierende Wasserstände als Inseln
über den Meeresspiegel gehoben wurden.
Ablagerungsmilieu
Die untersuchten Profile lassen auf relativ einheitliche Sedimentationsbedingun-
gen des norisch-rätischen Dolomits im gesamten Gebiet der westlichen Dinariden
Sloweniens schließen. Dies wird deutlich durch die Ergebnisse der mikrofaziellen
Untersuchungen und der Geländebeobachtungen sowie im Vergleich der obertriassi-
schen Gesteine mit denen im benachbarten Alpenraum (z.B. Zankl, 1967,
1971; Bosellini, 1965,1967; Fischer, 1964; Müller-Jungbluth, 1968) und in
anderen Gebieten (Catalano et al., 1974; Matavelli et al., 1969; Fülöp, 1976).
Der Hauptdolomit wurde in flachen, abgeschlossenen, lagunenartigen Becken
eines Schelfs (» restricted environment«) abgelagert, die zugleich Bestandteile einer
ausgedehnten Plattform der damaligen Tethys gewesen sind. Aufgrund der episodi-
schen Schwankungen des Meeresspiegels wurden die Lage und Grenzen der Litoral-
gebiete schnell verändert. Subtidale, intertidale und supratidale Sedimentationsbe-
dingungen wechselten einander in schneller Folge ab und führten zur Ausbildung der
Zyklotheme.
Supratidale Bedingungen führten zur Bildung von Dolomit und inter- bis subti-
dale Bedingungen zu Stromatolith-Horizonten und supratidalen Konglomeraten
sowie Schrumpfporen (»birds-eyes«). Dolomite, die nicht von einer spätdiageneti-
schen Dolomitisierung überprägt worden sind, lassen noch die primären Anlage-
rungsgefüge erkennen. Der Energie-Index in diesen Proben ist niedrig bis sehr
niedrig und zeigt ruhige Sedimentationsbedingungen. Das relativ lebensfeindliche
Milieu ist durch eine arten- und individuenarme Fauna und Flora gekennzeichnet. Es
106	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
treten nur wenige, an höher salinare Verhältnisse angepaßte Organismen auf, wie
einige Molluskenarten, Ostracoden, sehr wenige Foraminiferen und vor allem aber
stromatolithbildende Algen. Der bituminöse, teilweise laminierte Dolomit, der reich
an organischen Beimengungen ist, wurde zeitweise in lokal ausgebildeten, kleineren
Becken abgelagert, in denen stagnierende, euxinische Bedingungen herrschten (tidal
pools).
Die Ausbildung der zyklischen Sedimentation, wie sie im untersuchten Hauptdo-
lomit beobachtet wurde, war durch folgende Faktoren gesteuert:
-	klimatisch bedingte, episodische Meeresspiegelschwankungen,
-	langsame und gleichmäßige tektonische Absenkungen einer ausgedehnten kar-
bonatischen Plattform (»bank model« nach Laporte & Imbrie, 1964), mit sehr
flach subtidalen Bedingungen und
-	einer Sedimentationsrate, die im Gleichgewicht mit den paläogeographischen
Bedingungen stand, d.h. den Absenkungsraten im wesentlichen entsprach.
Das Zusammenwirken der obigen Faktoren ist in Abb. 14 (nach Bosellini,
1967) dargestellt.
Die Sedimentationsbedingungen, unter denen der norisch-rätische Hauptdolomit
im Gebiet der slowenischen Dinariden entstanden ist, sind vergleichbar mit den
rezenten Sedimentationsbedingungen in den ausgedehnten Sabkhas des Persischen
Golfs (Illing et al., 1965; Bathurst, 1971; Purser, 1973; Schneider, 1975)
sowie mit den Gezeitenbereichen der Karbonatplattform des Bahama-Shelfs (Shinn
et al., 1965, 1969; Ginsburg & Hardie, 1975). Das Sedimentationsmodell der
Bahamas kann aufgrund des humiden Klimas wohl besser auf die Bildungsbedingun-
gen des Hauptdolomits übertragen werden. Evaporitische Minerale bleiben nicht
erhalten, weil sie durch Regenfälle und Überflutungen aufgelöst und abgespült
werden (Shinn et al., 1965). Evaporitische Minerale oder deren Pseudomorphosen
wurden in keiner der untersuchten Proben des Hauptdolomits festgestellt. Fr a kes
(1979) nahm für die Zeit der Oberen Trias im behandelten Alpenraum auch semi-
arides Klima an, das zur Bildung und nachfolgender Auflösung evaporitischer
Minerale die Voraussetzung ist.
Sedimentationsraten
Fischer (1964) gibt Sedimentationsgeschwindigkeiten für den Dachsteinkalk-
Komplex in den Nördlichen Kalkalpen an. Ausgehend von 15 Mill. Jahren Dauer der
norisch-rätischen Stufe und einer Gesamtmächtigkeit von 1.000 bis 1.500m der
Kalk- und Dolomitsedimente ergibt seine Berechnung eine Sedimentationsrate von
0,1 mm jährlich. Es ist aber anzunehmen, daß die Sedimentationsrate größer war, da
noch zahlreiche, kurzfristige Unterbrechungen in den intertidalen Perioden mit zu
berücksichtigen sind. Zum Vergleich werden die Sedimentationsraten des rezenten
Karbonatschlammes aus dem Gebiet der Bahama-Inseln (nach Broecker
& Takahashi, 1966; aus Goodell & Garman, 1969) angeführt. Für eine 1,5m
mächtige Schicht des Schlammes wurde ein Alter von 5.000 Jahren festgestellt, was
einer Sedimentationsrate von etwa 0,3 mm pro Jahr entspricht. Ähnliche Sedimen-
tationsraten der rezenten Sedimentation von 0,2-0,5 mm jährlich werden für das
Gebiet der Coorong Lagune in West-Australien angegeben (Skinner et al., 1963;
Von der Borch, 1965). Berücksichtigt man die Sedimentationsunterbrechungen
und die Kompaktion der Sedimente, sind die obigen Angaben mit denen von
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	107
Abb. 14. Zeitliche Beziehungen zwischen Sedimentation, Absenkung der karbonatischen Platt-
form und Meeresspiegel-Oszillationen (nach Bosellini, 1967)
Sl. 14. Časovni odnosi med sedimentacijo in tonjenjem karbonatne platforme ter oscilacijo
morske gladine (po Boselliniju, 1967)
Fischer (1964) gut vergleichbar. Bei ähnlicher Entwicklung und einer angenomme-
nen Gesamtmächtigkeit des Sedimentes von 800m (bis 1.200m nach Buser, 1971)
kann auch für die norisch-rätischen Dolomitschichten in den slowenischen Dinari-
den mit Sedimentationsraten dieser Größenordnung gerechnet werden.
Kalkstein-Entwicklung - Dachsteinkalk
Einleitung
Im westlichen Teil des Trnovski gozd und auf dem Plateau Banjška planota ist der
obere Teil der norisch-rätischen Stufe als Kalkstein entwickelt (Abb. 1 und 2). Wegen
der Ähnlichkeit mit den klassischen Vorkommen des Dachsteinkalkes in den Nördli-
chen Kalkalpen hat sich auch für diese Schichten in Slowenien der Name »Dach-
steinkalk« eingebürgert.
Ausgedehnte Gebiete, die Ablagerung der Gesteine in abgeschlossenen Lagunen
erkennen lassen (Hauptdolomit), weisen im Untersuchungsgebiet Kalksteine auf, die
wahrscheinlich mehr unter subtidalen Bedingungen in einer »Rück-Riff-Position«
gebildet wurden. Gesteine mit Anzeichen einer intertidalen Sedimentation werden
nur noch selten beobachtet. Die Abgrenzung des Hauptdolomits vom Dachsteinkalk
ist deutlich. Die Grenze ist durch den Übergang eines geschichteten Dolomits in
einen dickbankigen, örtlich auch massiven Kalkstein gekennzeichnet. Zu den Kalken
des Jura wird ein allmählicher Üergang beobachtet. In Bereichen ohne jurassische
Fossilien wurde die Grenze Obere Trias/Jura von den Regionalgeologen (Kossmat,
1906; B user, 1974 b, 1975) dort festgelegt, wo in der Folge die ersten Schichten eines
Kalkooliths vorkommen.
Die Gesamtmächtigkeit des obertriassischen Kalksteins ist im untersuchten
Gebiet ziemlich einheitlich und beträgt 180 bis 220m (Abb. 2). Außerhalb des
Arbeitsgebiets, nördlich von Čepovan, nimmt die Mächtigkeit aber sehr schnell auf
300 bis 700m zu (Buser, 1974b).
Der Dachsteinkalk wurde in 3 Profilen untersucht, die relativ nahe beieinander
liegen (Lok. 6-8, Abb. 1). Die Distanz zwischen den am weitesten entfernten Profilen
108	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Abb. 15. Schematische Darstellung der untersuchten Profile des Dachsteinkalks in SW Slowe-
nien
SL 15. Shematski položaj raziskanih profilov dachsteinskega apnenca v jugozahodni Sloveniji
von Čepovan-Lokovec auf der Banjška planota und Smrekova draga auf dem
Trnovski gozd beträgt nur 8 km.
Eine Übersicht der lithologischen Verhältnisse in den 3 untersuchten Profilen ist
in Abb. 15 dargestellt. Die detaillierten Beschreibungen der Profile sind in den Abb.
16 bis 19 zu ersehen.
Alle 3 untersuchten Profile sind entlang von Landstraßen und Waldwegen
zugänglich und gut aufgeschlossen. Trotz der großregionalen Überschiebung des
Trnovski gozd sind die Profile tektonisch nicht beansprucht. Nur eine Störung im
oberen Teil des Profils T-II (Čepovan-Lokovec) an der Grenze der Dachstein- und
Jura-Kalke ist von Bedeutung. Allgemein wird eine konkordante Lagerung der
Schichten mit einem generellen Einfallen gegen SW beobacht. Der Kalkstein hat eine
hellgraue bis olivgrüne Färbung. Die einzelnen Gesteinsschichten weisen Mächtig-
keiten zwischen 0,5 bis 3 m, meist aber um 1 m auf.
Subtidale Bildungen innerhalb der Dachsteinkalk-Folge
Die Kalksteine, die als subtidale Bildungen innerhalb des Dachsteinkalk-Kom-
plexes interpretiert werden, bestehen vorwiegend aus Pelmikriten und Biomikriten.
Sie sind ferner oft zu Mikrosparit rekristallisiert. Nach der Klassifikation von
Dunham (1962) sind sie als Wackestones und Mudstones zu bezeichnen. Packstones
und Grainstones (Biosparite und Intrabiosparite) sind sehr selten. Die Flora und
Fauna ist im allgemeinen spärlich und überwiegend von Megalodontiden, Gastropo-
den, Algen (Codiaceen, Dasycladaceen), Foraminiferen sowie einzelnen Ostracoden
bestimmt. Echinodermen und Korallen treten nur ganz vereinzelt auf. Die Megalo-
dontiden kommen in mehreren Horizonten vor und befinden sich meist in Lebend-
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	109
Abb. 16. Lage des Profils T-V, Smrekova draga im Gebiet von Trnovski
gozd; Dachsteinkalk
Sl. 16. Položaj raziskanega profila T-V, Smrekova draga v Trnovskem
gozdu
Stellung (Taf. 4, Abb. 1). Sie v^eisen bis zu 20 cm große Schalen auf, deren primäre
Karbonatmineralen herausgelöst wurden. Die so entstandenen Fossil-Hohlformen
(fossil moldic porosity; Choquette & Pray, 1970) wurden von mehreren Genera-
tionen eines faserigen Calzitzements gefüllt.
Da andere Fossilien, insbesondere solche mit stratigraphischem Leitwert, fehlen,
konnte nicht festgestellt werden, ob der Dachsteinkalk aus dem untersuchten Gebiet
nur der rätischen oder teils auch der norischen Stufe zugehört. Deshalb wurde die
Alterseinstufung der Schichten als Nor-Rät (nach Bus er, 1974b) beibehalten.
Unter den Foraminiferen sind meistens nur untypische Arten wie z.B. Textularii-
den, Lituoliden, Frondicularia sp. und Tetrataxis sp. enthalten. Von größerer Bedeu-
tung für die stratigraphische Einstufung ist nur Triasina hantkeni Majzon welche in
unteren Teilen der Profile T-II und T-V festgestellt wurde (Taf. 4 Abb. 3). Bosel-
lini (1965) hat vergleichbare Kalksteinschichten mit Triasina hantkeni in den
Dolomiten aufgrund einer stratigraphisch aussagekräftigen Begleitfauna in die
untere rätische Stufe gestellt. Codiaceen kommen meist als einige mm große Biokla-
ste vor, die mit feineren mikritischen Plastiklasten und Gastropoden vermischt sind.
Die Gastropoden sind in einer 0,5 m mächtigen Schicht (Probe T-II/35) sehr häufig
und bilden ein korngestütztes Gefüge (Biosparit, Grainstone). Die primäre Struktur
der Schalen ist durch einen drusigen Sparit ersetzt und die Gastropodenschalen sind
allgemein nur aufgrund der mikritischen, kryptokristallinen Säume (micritic envelo-
pes) erhalten (Taf. 4, Abb. 4). In mehreren Proben wurde auch die Alge Thaumatopo-
rella parvovesiculifera Raineri festgestellt, die in der Probe T-V/17a sogar gesteins-
bildend ist (Taf. 4, Abb. 5).
110	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Abb. 17. Säulen-Profil T-II, Čepovan-Lokovec; Dachsteinkalk
Sl. 17. Litološki stolpec profila T-II, Čepovan-Lokovec, dachsteinski apnenec
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	113
Abb. 18. Säulen-Profil T-IV, Čepovan-Lokve, Dachsteinkalk
Sl. 18. Litološki stolpec profila T-IV, Čepovan-Lokve, dachsteinski apnenec
Inter- bis supratidaler Bereich
Anzeichen für eine periodische Position innerhalb des Gezeitenbereichs (Schlick-
bänke; Z ankl, 1967) während der Sedimentation des Dachsteinkalkes sind:
Schrumpfporen (LF-Gefüge), Trockenrisse, einzelne Stromatolith-Laminae und
supratidale Konglomerate. Schichten mit diesen Merkmalen sind im östlichen Teil
112	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Abb. 19. Säulen-Profil T-V, Smrekova draga im Gebiet von Trnovski gozd; Dachsteinkalk
Sl. 19. Litološki stolpec profila T-V, Smrekova draga v Trnovskem gozdu; dachsteinski apnenec
des Arbeitsgebietes etwas häufiger z. B. bei Smrekova draga, wo der Kalkstein lateral
in die dolomitische Entwicklung übergeht.
Schrumpfporen treten immer in dicht übereinander folgenden Lagen gehäuft auf.
Die Lagen befinden sich oft innerhalb mächtiger homogener Schichten aus
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	113
Biomikriten und Pelmikriten. Die bis zu einigen mm großen Schrumpfporen haben
unregelmäßige Formen und sind mit ihrer Längsachse parallel zur Laminierung
orientiert, (»subparallel laminoid fenestrae«). Die größeren Schrumpfporen weisen
meist geopetale Füllungen mit mikritischem Schlamm auf. In einzelnen Schichten
beträgt der Anteil der Schrumpfporen bis zu 30 %.
Supratidale Konglomerate (flat pebble conglomerates) und Laminite sind im
mittleren Teil des Profils von Smrekova draga deutlich entwickelt. Dort ist ferner
eine mehrere m^ große Fläche freigelegt, so daß auch ein dreidimensionales Bild der
Schichten sichtbar ist (Taf. 4, Abb. 2). Auf der Oberfläche und an den Seiten sind
Trockenrißpolygone parallel und senkrecht zur Schichtung zu beobachten. Sie sind
den Trockenrissen, wei sie aus rezenten supratidalen Bereichen (Purser, 1973;
Ginsburg & Hardie, 1975) beschrieben worden sind, sehr ähnlich. Es treten in
den untersuchten Proben größere Polygone von 15-20 cm und kleinere von etwa 5 cm
Durchmesser auf.
Die einzelnen Lagen des Laminits sind bis zu 0,5 cm mächtig und bestehen aus
einem Dolomikrit mit calcitischen Resten. Öfters sind auch kleinere Schrumpfporen
vorhanden. Die Laminae sind öfters in bis zu 15 cm langen »Dolomit-Krusten«
zerrissen, welche einander parallel zur Längsachse aufgelagert sind. Die einzelnen
Krusten wurden nur über kurze Entfernung transportiert.
Bei diesen Prozessen wurden Konglomerate gebildet, die als »supratidale Konglo-
merate« bezeichnet werden. Auch werden allmähliche Übergänge von Laminiten zu
Konglomeraten beobachtet, die auf eine stetige Zunahme der Wasserenergie schlie-
ßen lassen. Die Matrix zwischen den »Dolomit-Schuppen« besteht aus mikritischem
Calcit, der nur vereinzelt in einen schwach dolomitisierten Mikrit übergeht. Die Risse
in den Trockenrißpolygonen sind dagegen mit einem sparitischen Calcit gefüllt.
Außer im Profil bei Smrekova draga wurden dünnere, 10-20 cm mächtige Lagen des
Laminits und des supratidalen Konglomerats auch in den Profilen T-II und T-IV bei
Čepovan beobachtet (Taf. 4, Abb. 6).
Reine Stromatolith-Horizonte sind im Dachsteinkalk selten. Nur lokal und unre-
gelmäßig verteilt sind bis zu einigen cm mächtige Stromatolith-Lagen vorhanden, die
aber in allen drei untersuchten Profilen vorkommen. Die Struktur der Stromatolithe
entspricht der in norisch-rätisch auftretenden Dolomiten. Der Polygonal-Typ der
Stromatolithe mit ebenen oder in mm Dimensionen feingefältelten Laminae über-
wiegt. Die durch organische Aktivität (Algen) bedingten Laminae bestehen aus
Dolomikrit, die sedimentreichen Laminae der Zwischenräume in den Algenstruktu-
ren und die Füllung der Schrumpfporen dagegen aus Calcit.
Intraformationelle Brekzie
Für das Profil Čepovan-Lokovec (T-II, Abb. 18) sind häufig auftretende Schich-
ten von intraformationellen Brekzien charakteristisch, die 10-20 m mächtige Hori-
zonte bilden und besonders an der Grenze des Dachsteinkalkes zum Hauptdolomit
und am Übergang zum Jura vorkommen. Brekzien-Schichten geringerer Mächtigkeit
wurden auch im mittleren Profilteil beobachtet. Gegen Südosten keilen die Brekzien-
horizonte lateral schnell aus. Sie wurden nur noch im unteren Teil des Profils von
Čepovan-Lokve (T-IV, Abb. 19) in zwei nur 1-2 m mächtigen Horizonten und im
mittleren Profilteil von Smrekova draga (Profil T-V) bei der Lokalität »Anina hiša«
beobachtet. Die Gesteinsfragmente der Brekzien weisen Durchmesser von einigen cm
114	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
bis zu 0,5 m auf; sie sind scharfkantig bis schwach gerundet. Größere Gesteinsblöcke
(0,2-0,5 m Durchmesser), die nur einen sehr kurzen Transport anzeigen, kommen nur
in den mächtigen Horizonten des Profils T-II vor. Die Sortierung der Brekzien ist
allgemein schlecht. Die meisten Gesteinsfragmente bestehen aus einem mikritischen
und pelmikritischen Kalkstein (z. T. mit Schrumpfporen), der aus der näheren Umge-
bung stammt. In den unteren Brekzienhorizonten sind auch zahlreiche Blöcke von
stromatolithischen, mikritischen und sacharoiden Dolomiten enthalten.
Sie weisen darauf hin, daß zur Bildungszeit des Hauptdolomits Teile des Sedi-
mentationsraumes zeitweise verlandeten und der Erosion ausgesetzt waren. Die
Blöcke in der Brekzie berühren einander zum Teil, meist aber »schwimmen« sie in
einer mikritischen Matrix. Nur selten (z. B. Probe T-II/8) ist die Mikrit-Grundmasse
dolomitisiert. Die Tatsache, daß die Matrix zwischen den Dolomitfragmenten calci-
tisch ist, kann als ein regional geologischer Beweis gelten, daß die Dolomitisierung
des Hauptdolomits frühdiagenetisch geschehen ist und schon vor der Ablagerung des
Dachsteinkalks stattgefunden hat.
Im oberen Brekzienhorizont des Profils T-II wurden auch seltene Fragmente der
Korallenart Thecosmilia sp. und die Koralle Archaeosmilia beata Melnikova gefun-
den, die charakteristisch für den untersten Teil des Lias sind. Vergleichbare Koral-
lenfragmente aus dem gleichen Brekzien-Horizont bei Grudnica (N von Čepovan)
wurden auch von Silvester (1974) erwähnt.
Hohlraumgefüge
Zeitweise Verlandungen in Teilbereichen des Ablagerungsraums des Dachstein-
kalks sind auch durch das häufige Vorkommen von Hohlraumgefügen gekennzeich-
net. Die Gefüge weisen auf eine rein anorganische Entstehung durch Lösungsvor-
gänge hin und können als Indikatoren für eine Paläoverkarstung des Gebiets inter-
Abb. 20. Verschiedene Typen von Korrosionsholräumen im Dachsteinkalk der Dinariden in SW
Slowenien
a) Kaverne mit zahlreichen Säumen eines fasrigen allseitigen Zements (häufigster Typ)
b) »Kanal-Typ« (channel porosity) untereinander verbundene Hohlräume mit Internsediment,
Geopetalgefüge und drusigem Mosaik
c) Typ der isolierten parallelen Korrosionshohlräume
d)Herausgelöste Megalodontenschale (fossil moldic)
Sl. 20. Različni tipi korozijskih votlin v dachsteinskem apnencu slovenskih Dinaridov
a) Kaverne s številnimi pasovi obrobnega cementa (najbolj pogost tip korozijskih votlin
b) »Kanalski tip« kavern. Korozijske votline so med seboj povezane; pogostne geopetalne
teksture in druzasti mozaični cement
c) Tip izoliranih vzporednih korozijskih votlin
d) Izlužene lupine megalodontidnih školjk (moldična poroznost)
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	115
pretiert werden (Abb. 20). Die Lösungshohlräume weisen ungleichmäßige Formen
auf. Kleinere Hohlräume sind bis zu einigen cm groß. Größere Hohlräume zeigen aber
kavernöse Formen, welche auch mehr als 0,5 m groß sein können. Die Kavernen
kommen vorwiegend an bestimmte Horizonte gebunden vor (s. Profile Abb. 17 bis 19)
und sind mit den Längsachen meist parallel zur Schichtung orientiert. Die Hohl-
räume sind von mehreren Generationen eines faserigen Sparits (Zement A) gefüllt.
Wegen der unterschiedlichen Beimengungen von Fe-Oxid zeigen die einzelnen
Säume hellere oder dunklere rötliche Farbtöne. Die Calcitsäume füllen die Hohl-
räume nicht immer vollständing aus. Das Restvolumen wird meist von einem farblo-
sen drusigen Calcit (Zement B) eingenommen. Eine zentripetale Konrvergößerung
des Calcits wird beobachtet. Manche Korrosions-Hohlräume sind an der Basis mit
einem Sediment gefüllt, das aus einem roten Mikrit-Calcit mit Beimengungen von
Residualton besteht, während im oberen Teil gleichzeitig ein faseriger Sparit aufge-
wachsen ist. Von der Auflösung und Ausfüllung mit mehreren Generationen von
Faser-Calcit sind auch alle Megalodonten-Schalen betroffen. Die einzelnen Sparit-
säume sind meistens um 0,3-0,6 mm, vereinzelt aber auch über 2 mm dick.
Die unterschiedlichen Formen der Hohlraumgefüge sind in Abb. 20 dargestellt.
Zahlreiche Korrosionshohlräume mit unregelmäßigen Formen (meist »channel
porosity«) wurden auch im oberen Kalkbrekzien-Horizont an der Grenze zum Jura-
kalk beobachtet. In dieser Brekzie kommen auch Blöcke mit schon früher ausgefüll-
ten Hohlräumen vor. Es kann deshalb angenommen werden, daß die Zementation der
Hohlräume schon bald nach der Lithifizierung und der Verkarstung des Kalksteins,
d.h. noch während der Oberen Trias, stattgefunden hatte.
Dolomite innerhalb der Dachsteinkalk-Folg e
Dolomitische Schichten kommen in der Dachsteinkalk-Folge mehrmals im unte-
ren und mittleren Teil des Profils von Smrekova draga vor. Der Dolomit ist hellgrau
bis schmutzig weiß, grobkörnig und hat ein zuckerkörniges Aussehen. Die Dolomit-
kristallgroße beträgt 50 bis 300 |лт. Die Gesteinsstruktur ist xenotopisch bis hypidio-
topisch. Die primären Anlagerungsgefüge der Gesteine sind durch die Dolomitisie-
rung überprägt und nicht mehr zu erkennen. Nur lokal sind auf verwitterten Oberflä-
chen noch Relikt-Strukturen eines supratidalen Konglomerats und von Algen-Stro-
matolithen megaskopisch erkennbar. Der Anteil an Lösungsporen (»vugs« und
»caverns«) im Dolomit betrug bis zu 12 %. Doch sind diese mit der Dolomitsierung
entstandenen Poren meistens mit einem Calcit-Sparit zementiert. Nur 2-3 % der
Poren sind noch offen geblieben. In manchen Proben sind auch Phänomene einer
Dedolomitisierung zu erkennen.
Ablagerungsmilieu
Aufgrund der makro- und mikrofaziellen Merkmale wird die norisch-rätische
Kalksteinfolge (Dachsteinkalk) des Trnovski gozd und von Banjška planota als
Ablagerung in einem flachen, küstennahen Schelfbereich interpretiert.
Der Sedimentationsraum wies nur geringe Wasserenergie auf, wie durch die
niedrigen bis sehr niedrigen Energieindizes verdeutlicht wird. Im untersuchten
Gebiet läßt sich eine Zunahme der Wasserenergie (steigender Energie-Index) von SE
116	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
(Trnovski gozd) nach NW (Banjška planota) erkennen. Diese Tatsache äußert sich
durch den Übergang der litoralen Lagunenfazies des Profils Smrekova draga in die
Fazies des offenen Plattformbereichs (z.T. Rückriff-Fazies), die im Profil von
Čepovan erschlossen ist. Auf periodische inter- bis supratidale Bedingungen in der
Karbonatsedimentation kann aufgrund einiger eingeschalteter Stromatolithlagen
und der Schrumpfporen (bird-eyes) geschlossen werden. Gesteine mit diesen Merk-
malen sind zum Teil auch dolomitisiert. Eine Lofer-Fazies (Zyklotheme) in charakte-
ristischer Ausbildung, wie sie für den Dachsteinkalk der Nördlichen Kalkalpen von
Fischer (1964) und Zankl (1967, 1971) beschrieben wurde, kommt im Dachstein-
kalk des Untersuchungsgebiets nicht vor.
In mehreren Proben des Dachsteinkalks sind vereinzelt Ooide zu beobachten, die
in mikritischer Grundmasse schwimmen. Ihre Herkunft bzw. die Transportrichtung
kann nicht näher bestimmt werden, da die Triasschichten gegen Süden und Westen
unter jüngere Sedimente abtauchen und nicht aufgeschlossen sind. Die Herkunft der
Ooide aus diesen Richtungen ist aber wahrscheinlich, da in diesen Gebieten Karbo-
natgesteine, die als hochenergetische Bildungen eines Flachmeeres interpretiert
werden, anstehen und die Ooide von dort »in situ« bekannt sind. Die Herkunft der
Ooide aus dem Norden ist weniger zu glauben, da nördlich von Banjška planota und
des Trnovski gozd in der oberen Trias Gesteine anstehen, die ihre Bildung in einem
Sedimentationsraum mit etwas größerer Wassertiefe erkennen lassen (»slowenischer
Graben«: Caron & Cousin, 1972; Buser & Radoičič, 1975; Buser, 1987).
Dieses Gebiet trennte die Schelfgebiete Südwest-Sloweniens von den Julischen
Alpen, in deren Gebiet zur gleichen Zeit der Baca Dolomit (»baški dolomit«) abgela-
gert war.
Außer der Frage der Herkunft der Ooide ist unklar, ob im Raum von SW
Slowenien in der oberen Trias möglicherweise Korallenriffe ausgebildet waren,
welche die Rückriff-Gebiete vom offenen Meer trennten. Vereinzelte Korallen und
deren Fragmente in den intraformationellen Brekzien zeigen, daß Bereiche existieren
mußten, die mit Korallen besiedelt waren. Am wahrscheinlichsten aber ist, daß auf
dem weiten Flachschelf zwischen" einzelnen Lagunen und Inseln nur kleinere Bio-
herme (patch reefs) ausgebildet waren. Allmähliche Übergänge des Schelfs gegen
Westen in ein offen marines Milieu sind anzunehmen.
Oft kam es zu kurzzeitigen Verlandungen von Teilbereichen innerhalb des Dach-
steinkalk-Meeres. Ein lokal ausgebildeter Paläokarst mit zahlreichen Korrosions-
hohlräumen, die z.T. mit Residualton gefüllt sind, deuten darauf hin. In den Verla-
dungsphasen kam es auch zur Bildung von intraformationellen Brekzien.
DIAGENESE
Einleitung
Der Begriff der Diagenese der Karbonatgesteine umfaßt im weiteren Sinne alle
Prozesse, die auf das Sediment in der Zeit von seiner Ablagerung bis zur Metamor-
phose einwirken. Die Veränderungen im lockeren, unverfestigten Sediment werden
als Frühdiagenese, diejenigen im festen Gestein als Spätdiagenese bezeichnet.
Die diagenetischen Veränderungen sind im allgemeinen durch zahlreiche physi-
kalisch-chemische und organogene Faktoren bedingt (B1 a 11 & Middleton, 1980),
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	117
welche die mineralogische Zusammensetzung von Neubildungen, die Bildung von
Sedimentstrukturen und Texturen, vor allem aber die Lithifizierung der Sedimente,
beeinflussen. Diese Faktoren umfassen die Art und Menge der Organismen, die
primär abgelagert wurden sowie die mineralogische Zusammensetzung dieser Sedi-
mente. Weiterhin sind der pH und Eh im primären Porenraum der Ablagerungen, der
C02-Gehalt und der Gehalt an organischem Material von Wichtigkeit. Alle diese, je
nach klimatischer und paläogeographischer Situation und nach der Sedimentations-
rate unterschiedlich wirksamen Faktoren sind komplex miteinander verbunden. Dies
gilt sowohl im größeren regionalen Bereich als auch für das Mikromilieu. Umfas-
sende Studien der Karbonat-Diagenese sind vor allem in den Arbeiten von C h i 1 i n -
gar et al. (1967), Bathurst (1971), Folk (1965, 1974), Füchtbauer (1969),
Bricker (1971), Friedman (1964), Milliman (1974), Wolf (1978), Schnei-
dermann & Harris (1985), Moore (1989) und Tucker & Wright (1990)
dargelegt.
Unter den isochemischen Prozessen sind die Zementation, die Inversion von
metastabilen Mineralphasen (Aragonit und Mg-Calcit) zu stabilem Calcit und die
Rekristallisation die wichtigsten. Unter den allochemischen Prozessen, die zu einer
Veränderung der chemischen Zusammensetzung der Sedimente führen, nimmt vor
allem die Dolomitisierung einen besonderen Platz ein. Im geringeren Umfang sind
auch Dedolomitisierung, Silifizierung ifnd die Bildungen authigener Minerale von
Bedeutung.
Der Verlauf der diagenetischen Veränderungen ist vorwiegend von den Verände-
rungen des Chemismus des Porenwassers abhängig (»Geschichte von Porenlösun-
gen«, Blatt et al., 1980).
Zementation
Diagenese-Bereiche karbonatischer Sedimente
Als Zementation wird der frühe Prozeß des Kristallwachstums in Porenräumen
des noch nicht konsolidierten Sediments oder des schon lithifizierten Karbonatge-
steins bezeichnet.
Die verschiedenen Milieus, die ein Sediment während der Diagenese beeinflussen
können, werden vereinfacht in folgende vier Bereiche eingeteilt:
-	meteorisch-vadoser Bereich	meteorische Diagenese
-	meteorisch-phreatischer Bereich
-	flachmariner Bereich	j	Diagenese
-	tiefmariner Bereich	J
Diese vier Bereiche werden weiter untergliedert (Abb. 21).
Studien rezenter Karbonatsedimente (z. B. Bricker, 1971; Friedman, 1964,
1968; Folk, 1974) sowie experimentelle Modelle zur Zementation (Badiozamani
et al., 1977) zeigen, daß in unterschiedlichen sedimentären Milieus unter verschiede-
nen Klimabedingungen spezifische Zemente gebildet werden, die sich sowohl in der
Morphologie als auch in der mineralischen und chemischen Zusammensetzung
unterscheiden. Daher kann häufig aufgrund der Vergleiche der Zement-Typen bei
älteren Gesteinen auf den primären Ablagerungsraum und die früh- und spätdiage-
120_Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Abb. 21. Diagenesebereiche karbonatischer Sedimente. Schematische Darstellung (nach
Blatt et al., 1980; Folk, 1974 und Longman, 1980)
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	119
Sl. 21. Okolja diagenetskih procesov v karbonatnih kamninah in sedimentih. Shematski prikaz
(po Blattu in sod., 1980, Folku, 1974 in Longmanu, 1980)
120	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
netischen Prozesse geschlossen werden. Besonders in den letzten Jahren wurden
mehrfach Standard-Modelle der Zementbildungen (Macintyre, 1984; Harris et
al., 1985 und Prezbindowski, 1985) vorgestellt.
Poren- und Zement-Typen im Hauptdolomit und Dachsteinkalk SW-Sloweniens
In den untersuchten Proben des Hauptdolomits und Dachsteinkalks können
folgende Porentypen unterschieden werden (vgl. Flügel, 1978):
-	Primäre Porosität (Interpartikel-Poren; Biosparit-, Oolith- und Onkoid-Typ des
Karbonatgesteins).
-	Primäre Porosität (Intrapartikel-Poren in Stromatolithen und Fensterporen).
-	Sekundäre Porosität (Partikellösungsporen vorwiegend von Megalodonten-
schalen).
-	Sekundäre Porosität (Gesteinslösungsporen und Kavernen, die bei der Verkar-
stung während der Auftauchphasen entstanden sind).
Allgemein ist jedoch festzustellen, daß die primäre Porosität in den untersuchten
Gesteinen nur in geringem Maß auftritt, da die Gesteine aufgrund ihrer Bildung in
einem vorwiegend niederenergetischen, flachmarinen Milieu überwiegend mikriti-
sche Matrix aufweisen.
Alle primären und sekundären Porenräume sind nahezu vollständig mit Zement
(Sparit) gefüllt. Nur vereinzelt kommen noch offene Porenräume von Partikellö-
sungsporen der ehemaligen Megalodontenschalen sowie von großen Gastropoden im
Hauptdolomit vor.
Die in den Porenräumen ausgebildeten verschiedenen Zement-Typen sind in
Kalksteinen gut zu erkennen.
Ebenso wie die Sedimentation haben sich auch die Zementationsprozesse der
untersuchten Karbonatgesteine in einem Milieu des flachen Schelfs und Litorals
abgespielt.
An charakteristischen Zement-Typen, die für die Faziesinterpretation wichtig
sind, können folgende erwähnt werden:
-	Schrumpfporen sind von Blockzement ausgefüllt, der aus gleichmäßigen 100-300
|xm großen subhedralen Kristallen eines calcitischen Sparits besteht. Dieser
Zement wurde frühdiagenetisch im meteorisch-phreatischen Bereich durch Fäl-
lung von stabilem Calcit gebildet.
Es wird angenommen, daß aufgrund der Morphologie des Meeresbodens lokal
über den Meeresspiegel ragende Bereiche von meteorischem Wasser durchtränkt
waren, das in Form einer Linse bis zu einigen Metern über dem Meerwasser in das
Sediment reichte. Nach Friedman & Sanders (1978) entsprechen der Hebung
des Grundwasserspiegels um jeden Meter über das Meeresniveau eine Mächtig-
keitszunahme der Süßwasserlinse unter dem Meeresspiegel von etwa 40 m (nach
Longman, 1980: ca. 32m). Nur so ist das System im Gleichgewicht.
-	Zemente des meteorisch-vadosen Bereichs treten in nur geringen Proben auf und
bestätigen die episodische Verlandungen des obertriadischen Karbonatschelfs.
Es treten Gravitationszemente in Form von 200 цт dicken Säumen auf. Beson-
ders interessant für die Interpretation der Bildungsbedingungen der Zemente ist
Probe T-V/16C (Smrekova draga). Der allseitige Zement A sowie der als geopetale
Fällung in den Schrumpfporen vorhandene vadose Silt sind dolomitisiert. Der
jüngere Gravitationszement und der Zement B bestehen dagegen aus Calcit.
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	121
Die Dolomitisierung des Mikrit-Schlammes und des Saumzements A könnte
durch das Eindringen von Meerv^asser-Lösungen erklärt werden, die bei der Verdun-
stung im supratidalen Bereich ein höheres Verhältnis von Ca/Mg (>15) erreichen
konnten. Ein vergleichbarer Mechanismus der Dolomitisierung wurde von Rothe
(1968)undvon Müller & Tietz (1971) und Müller et al. (1973) aus den pleistozä-
nen und jungtertiären Kalkareniten der Kanarischen Inseln beschrieben.
Es kann somit angenommen werden, daß sich ein Großsedimentationsraum mit
zahlreichen kleinen Inseln gebildet hatte, die episodisch Emersion und sogar Verkar-
stung erfahren haben, wie aus den Sedimentations-strukturen und Texturen abzulei-
ten ist. Hierbei war ein starker Einfluß von meteorischem Wasser auf die Sedimente
vorhanden. In den Bereichen zwischen den Inseln, in denen der Süßwassereinfluß
nicht mehr wirksam war, erfolgte eine normale marine Diagenese mit den charakte-
ristischen Zementen.
Dolomitisierung
Einleitung und theoretische Grundlagen
Die Dolomit-Genese ist ein sehr umfassendes und schon 200 Jahre altes Problem
- seit Dolomieu 1791 das Mineral Dolomit entdeckt hatte. Die Benennung Dolomit
wird sowohl für das Mineral CaMg (СОз)2 als auch für das Gestein verwendet, das aus
einzelnen Dolomit-kristallen zusammengesetzt ist. Shrock (1948) und später noch
andere haben für das Gestein den Namen »Dolostone« vorgeschlagen. In der Praxis
aber wird dieser Begriff kaum verwendet, da es zu Verwechslungen kommen kann,
da sowohl das Gestein als auch das Mineral damit benannt werden.
Das »Dolomit-Problem« umfaßt vor allem die Fragen der primären und sekundä-
ren Bildung von Dolomit, die Schwierigkeiten der Dolomit-Synthese bei Normalbe-
dingungen, wie sie auf der Erdoberfläche herrschen, und nicht zuletzt das Mißver-
hältnis zwischen der Menge an Dolomit im Präkambrium und dem älteren Paläozo-
ikum im Vergleich mit den sehr geringen Mengen im Holozän. Rezente, Dolomitbil-
dungen wurden erst vor etwa 30 Jahren an mehreren Lokalitäten entdeckt, wie z. B.
in Mittelamerika (Adams & Rhodes, 1960; Shinn & Ginsburg, 1964; Def-
feyes et al., 1965; Lucia, 1968), im Persischen Golf (Illing et al., 1965; Hsü
& Siegenthaler, 1969), in Australien (Von Der Borch, 1965, 1976), auf den
Kanarischen Inseln (Müller & Tietz, 1971), in den Salzseen der Türkei (Ir i on
& Müller, 1968).
Eine Übersicht der bisherigen Kenntnisse über die Bildung, Stabilität und
Umwandlung von Dolomit ist in folgenden Arbeiten enthalten: Friedman
& Sanders, 1967; Usdowski, 1967; Füchtbauer & Müller, 1970;
Bathurst, 1971; Z enger, 1972; Pray & Murray, 1965 sowie in den zahleichen
Artikeln im Buch von Z enger et al. (1980) und Shukla & Baker (1988). Mit der
Entstehung von Dolomit im nichtmarinen Milieu haben sich Müller & Förstner
(1975) befaßt. Zu den Kenntnissen bei der chemischen Synthese von Dolomit und
dessen mineralogischen Merkmalen haben Graf & Goldsmith (1956) viel beige-
tragen. Sie lieferten die Grundlagen für die weiteren experimentellen, theoretischen
und vergleichenden Untersuchungen,von Dolomit (z.B. Füchtbauer & Golds-
mith, 1965; Lippmann, 1973; Folk & Land, 1975; Möller & Kubanek,
1976; Longman, 1980; Gaines, 1980; Land, 1983). Weil Dolomit in verschiede-
122	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
nen Milieus bei verschiedenen Bedingungen und Prozessen entstehen kann, ist es
meistens nicht möglich, die Dolomitisierung mit einem einzigen Modell zu erklären.
Nach Weber (1964) kann es zur Lösung des Dolomit-Problems nur »...nach der
Synthese von zahlreichen Informationen der geologischen, geochemischen und labor-
experimentellen Beobachtungen...« kommen.
Im stöchiometrischen, idealen Dolomit-Gitter sind die Ionen Mg2+, Ca-^ und CO3 in
einer sich wiederholenden Dreischichtfolge Mg - CO3 - Ca - CO3 - Mg - ... geordnet
mit den Gewichtsverhältnissen der Oxydanalyse: 21,9% MgO, 30,4% CaO und
47,7% CO2 (Lippmann, 1973).
Dolomit mit geordneten Kationen wurde experimentell nur bei Temperaturen von
etwa 200°C (Graf & Goldsmith, 1956) synthetisiert. Für die rhomboedrischen
Karbonate mit einer stöchiometrischen, dem Dolomit ähnlichen Zusammensetzung,
aber mit ungeordnetem Kristallgitter und einem Überschuß von Ca^^ gegenüber Mg-+
haben Graf & Goldsmith (1956) den Begriff »Protodolomit« eingeführt. Fast alle
rezenten Dolomite weisen eine Protodolomit-Struktur auf. Nach Gaines (1980) ist
der Protodolomit ein metastabiles Karbonatmineral. Dies weist darauf hin, daß die
Dolomitisierung meist in zwei Stufen erfolgt. Aus dem instabilen Protodolomit
erfolgt die Umwandlung und Rekristallisation in den stabilen, stöchiometrischen
und vollkommen geordneten Dolomit. Die nicht ideale Zusammensetzung von Dolo-
miten kann oft auch durch Ersetzung von Ca^^ und Mg2+ durch andere Ionen bedingt
sein. Besonders häufig sind dies Fe2+-Ionen, was zur Bildung von Ankerit (einem
Dolomit mit bis zu 20 Mol % FeCOa) führen kann.
Der Dolomit kommt in den Formationen aller geologischen Zeitalter vor. Eine
Datendurchsicht von mehr als 9.000 Analysen von Karbonatgesteinen der Russischen
Plattform und Nordamerikas (aus Blatt et al., 1980) zeigt ein abnehmendes Calcit/
Dolomit-Verhältnis vom Quartär (~ oc) bis zur Kreide-Zeit (>80:1) zum Paläozoikum
(3:1) und zum Präkambrium (1:3). Nach Ansicht von russischen Autoren (Vinogra-
dov, 1940; Strakhov, 1953) sind die präkambrischen Dolomite durch direkte
Dolomit-Fällung aus dem Meerwasser entstanden. Für das frühe Präkambrium wird
eine andere Zusammensetzung der Atmosphäre als heute angenommen. CO2, NH3
und Methan hätten vorgeherrscht, wobei der höhere Partialdruck von CO2 besonders
wichtig ist. Diese Hypothese wurde von Chilingar (1956) mit der direkten Kristal-
lisation von Dolomit bei Zimmertemperaturen, aber einem Luftdruck von 4 Atm.
experimentell bestätigt.
Nach den Gesetzesmäßigkeiten der Thermodynamik sollte sich Dolomit aus einer
Lösung dann ausscheiden, wenn die Ionen-Konzentrationen so hoch sind, daß das
Löslichkeitsprodukt überschritten wird (Lippmann, 1973). Das ist schon im
normalen Meerwasser (Mg/Ca-Verhältnis = 5,21) meistens der Fall. Aber es kommt
trotzdem zu keiner Dolomitbildung. Aus einer Lösung, welche mit Ca^^ - und CO3-
lonen gesättigt ist, scheidet sich in jedem Milieu sowohl unter natürlichen Bedingun-
gen als auch experimentell Calcit bzw. Aragonit aus. Der Grund, warum es zu keiner
Dolomit-Fällung aus dem Meerwasser kommt, obgleich dieses in Bezug auf Dolomit
übersättigt ist, liegt in der starken Neigung der Mg-Ionen zur Hydratation. Die Ionen
sind mit einer Hülle von H20-Molekülen umgeben. Daher können sie nur schwer in
das Dolomit-Gitter eingebaut werden. Dolomit kann sich nur bilden, wenn die
Hydratation von Mg^-^-Ionen verhindert wird. Dies tritt bei höherer Temperatur und
einem erhöhten Mg/Ca-Verhältnis der Lösung ein (Friedman & Sanders, 1967).
Nach Ansicht dieser Autoren sind die meisten Dolomite in der Erdgeschichte aus
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	123
hypersalinen Lösungen entstanden und Dolomit kann als evaporitisches Mineral
angesehen werden (Friedman, 1980).
Gemäß dem ersten Dolomitisierungsmodell
2 СаСОз + ^ CaMg(C03)2 + + +
sollte für die Dolomitisierung nur ein Zufluß von Mg2+-Ionen notwendig sein. Nach
Li p p mann (1973) läuft die Dolomitisierung nach folgendem Schema ab:
СаСОз + Mg^^ + СОз" -> CaMg(C03)2.
Dies bedeutet, daß für die Dolomitisierung eines karbonatischen Sediments oder
Gesteins außer Magnesium auch genug COŠ^-Ionen verfügbar sein müssen. Der wich-
tigste Prozeß, der zur Anreicherung von CO3 -Ionen führen kann, ist die Oxydation
von organischen Substanzen, die durch Bakterien verursacht wird. Dabei bedingt
das gleichzeitig gebildete NH4 eine hohe Alkalinität der Porenlösungen. Daher ist es
in vielen Fällen wahrscheinlich, für eine umfassende Dolomitisierung auch wichtig,
daß organische Stoffe vorhanden sind (Davies & Ferguson, 1975).
Allgemein gilt, daß im rezenten marinen Milieu keine direkte Dolomit-Ausschei-
dung aus normal salinem Meereswasser bekannt ist. Als Beispiele der möglichen
primären Entstehung von rezentem Dolomit mit einem unvollkommen geordneten
Kristall-Gitter werden angeführt: Coorong lagoon in Australien (Alderman
& Skinner, 1957; von der Borch, 1965), Deep Spring Lake in Kalifornien
(Clayton et al., 1968) und Baffin Bay in Texas (Behrens & Land, 1972). Eine
primäre Dolomit-Fällung wird von Strakhov (1958) und Teodorovič (1960) im
Ostteil des Balkasch-Sees angenommen. Bei allen aufgeführten Beispielen handelt es
sich jedoch um extrem kleine Dolomitkristalle von <5,um Größe. Deshalb ist es
schwierig nachzuweisen, ob es sich tatsächlich um direkt aus dem Meereswasser
ausgefällten Dolomit oder um eine sehr frühe Ersetzung von Calcit durch Dolomit
handelt. Genetisch können alle Dolomite in frühdiagenetische und spätdiagenetische
Bildungen untertreilt werden (Fairbridge, 1957).
Als frühdiagenetische Dolomite oder »penecontemporary dolomites« (Illing et
al., 1965) werden diejenigen angesehen, die durch die Dolomitisierung des noch nicht
lithifizierten Sediments unmittelbar nach dessen Ablagerung entstanden sind. Prak-
tisch alle rezenten Dolomite sind frühdiagenetisch entstanden. Sie zeigen einen
СаСОз- Überschuß und sind aufgrund der Kristallstruktur Protodolomite. Diese
Dolomite kommen im litoralen Bereich, besonders im supratidalen Milieu vor, wo
eine erhöhte Salinität und ein höheres Mg/Ca-Verhältnis der Porenlösungen zu
beobachten sind. Für den frühdiagenetischen Dolomit ist kennzeichnend, daß die
primäre Struktur und Textur des Gesteins (z.B. Stromatolithen-Laminae, Fossilien,
Schrumpfporen, supratidale Konglomerate) erhalten geblieben sind. Die Dolomitkri-
stalle sind meistens von <5цт Dimensionen und der Ordnungsgrad des Kristallgit-
ters ist gering. Die Dolomitisierung ist immer auf eine bestimmte Schicht bzw. einen
lithologisch definierten Horizont beschränkt.
Als spätdiagenetische Dolomite werden alle Dolomite angesehen, die durch die
Dolomitisierung eines schon festen (lithifizierten) Kalksteins durch Mg-führende
Porenlösungen entstanden sind. Für diese Dolomite ist es kennzeichnend, daß die
Dimensionen der Dolomitkristalle erheblich größer (bis zu mehreren lOO^im) sind,
und daß die primären Gesteinsstrukturen meist. nicht mehr erhalten sind. Ein
124	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
typisches Beispiel sind die sacharoiden Dolomite. Die Grenzen (Kontakte) zwischen
dem Dolomitgestein und dem Kalkstein sind meistens unscharf und können auch
quer zur Schichtung verlaufen. Die Dolomitkristalle sind überwiegend euhedral,
öfters mit schönem zonarem Wachstum und weisen einen hohen Ordnungsgrad des
Kristallgitters auf. Nach Usdowski (1967) genügt für die spätdiagenetische Dolo-
mitisierung schon eine geringe Menge von Mg2+-Ionen in der Porenlösung. Einen
wichtigen Faktor bei diesem Prozeß stellt vor allem die Zeit dar. Für die spätdiagene-
tische Dolomitisierung von Im^ Kalkstein ist eine Menge von 35.100m^ Wasser
notwendig, das eine Temperatur von 80 °C und ein molares Verhältnis von Mg/Ca
= 0,25 bei einer Konzentration der Mg2+-Ionen von 0,1 Mol auf 1000 Mol Wasser
aufweisen muß. Für diesen Diffusionsprozeß und entsprechend geringe Durchflußra-
ten sind geologische Zeiträume notwendig (Friedman & Sanders, 1967).
Dolomitisierungsmodelle
Zwei Hauptbedingungen sind für die Dolomitisierung des ursprünglichen Kalk-
steins bzw. des karbonatischen Sediments notwendig: eine ausreichende Menge von
Mg 2+-Ionen, allgemein als Mg/Ca-Verhältnis ausgedrückt und ein Mechanismus, der
die großen Mengen an Porenlösungen durch das Sediment bewegen kann, bis es völlig
dolomitisiert ist. In den letzten 30 Jahren wurden mehrere Dolomitisierungsmodelle
vorgeschlagen. Sie sind auf Studien der rezenten Dolomit-Milieus, theoretischen
Berechnungen und Experimenten begründet. Folgende Modelle werden allgemein
angeführt:
a - primäre Fällung,
b - »evaporative pumping« oder »capillary concentration«,
C - »seepage refluxion«,
d - Mischungen von Süß - und Meerwasser (»dorag model«),
e - submarine Hydrothermal-Lösungen.
Nur drei (b, c und d) von diesen Modellen können eine umfangieichere Dolomitisie-
rung erklären.
Das Modell des »evaporative pumping« erklärt die Entstehung von Dolomit in den
supratidalen Bereichen der Bahamas und Florida (Shinn & Ginsburg, 1964) und
in den Sabkhas des Persischen Golfs (Illing et al., 1965). Bei diesem Mechanismus
steigen die Porenlösungen kapillar in das Sediment über den Spiegel des marinen
Grundwassers (Abb. 22) mit einem Mg/Ca-Verhältnis von 5,23. Aufgrund der hohen
Verdunstungsrate an der Sedimentoberfläche und der Fällung von Gips und Arago-
nit werden die Porenlösungen an Mg++-Ionen angereichert und das Mg/Ca-Verhältnis
erreicht Werte über 10.
Eine interessante Überprüfung dieses Dolomitisierungsmodells haben H s ü
& Siegenthaler (1969) mittels eines mit Sand sowie mit Süß-und Meerwasser
gefüllten Glaszylinders durchgeführt. Die Verdunstung, durch Bestrahlen und Erhit-
zung der Sedimentoberfläche herbeigeführt, verursachte eine intergranulare Durch-
strömung des marinen Wassers vom unteren Ende des Zylinders zum oberen. Die
Autoren nannten den Prozeß »evaporative pumping« und erklärten damit die Entste-
hung der meisten rezenten Dolomite in den Sabkhas des Persischen Golfes. Jedoch
besteht ein Unterschied zwischen dem Modell des »evaporative pumping« und der
»capillary concentration«. Das erste stellt einen phreatischen Prozeß dar (das Sedi-
ment ist vollkommen mit Porenlösungen getränkt), wogegen das zweite Modell im
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	125
Abb. 22. Dolomitisierungsmodell der Kapillarkonzentrierung
(»evaporative pumping«) nach Illing et al., 1965; aus Zenger,
1972
Sl. 22. Dolomitizacijski model s kapilarno koncentracijo por-
nih raztopin (»evaporative pumping«, po Illingu in sod., 1965,
iz dela Zenger, 1972)
vadosen Milieu abläuft, v^o die Lösung aufgrund ihrer Oberflächenspannung im
Sediment aufwärts wandert.
Ferner erscheint wichtig, daß sich in humiden Gebieten (wie z.B. die Bahama-
Inseln) Gips, der vorher zeitweise auf der Sedimentoberfläche ausgeschieden wurde,
nicht erhalten kann. Er wird von meteorischen Wässern und von häufigen Meeres-
überflutungen in supratidalen und intertidalen Bereichen wieder gelöst. Im Gegen-
satz dazu aber tritt in ariden Gebieten (z.B. Persischer Golf, Great Salt Lake...) Gips
sehr häufig zwischen Dolomitschichten eingeschaltet auf.
Das Dolomitisierungsmodell des »seepage refluxion« wurde von Adams
& Rhodes (1960) entwickelt. Sie erklärten damit die Entstehung der permischen
Dolomite in Texas. Grundlage dieses Modells ist die Voraussetzung, daß sich das
Meerwasser wegen der Verdunstung und Ausscheidung von Gips in abgeschlossenen
Becken bzw. Lagunen mit Mg++-Ionen anreichert. Aufgrund des gegenüber normalem
Meerwasser größeren spezifischen Gewichts wandern die Lösungen abwärts durch
das Sediment, das dabei dolomitisiert wird (Abb. 23). Zu erneutem Zufluß von
Mg++-Ionen kommt es aufgrund von Durchbrüchen frischen Meerwassers durch die
Barriere, die das Becken oder die Lagune vom offenen Meer abtrennt. Obgleich der
»seepage refluxion« Dolomitisierungsprozeß von Deffeyes et al. (1965) auf der
126	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Insel Bonaire in den Kariben auch in der Natur festgestellt wurde, ist man heute der
Ansicht, daß dieses Modell nur im begrenzten Umfang zur Dolomitisierung führen
kann.
Das Dolomitisierungsmodell der Mischung von Meerwasser und Süßwasser
(»groundwater mixing model«) begründet sich auf den nicht linearen Verlauf der
Sättigungskurven von Lösungen in Bezug auf Calcit und Dolomit. Hierbei ist nur ein
Mg/Ca-Verhältnis von ~ 1 und eine Temperatur von bis zu 25 °C notwendig. Das
Modell wurde von Hanshaw et al. (1971) und Land (1973 a, 1973 b) entwickelt. Es
wurde die Dolomitisierung von Tertiären und Quartären Kalksteinen auf Florida und
Jamaica damit erklärt; Badiozamani (1973) verwendet für den gleichen Prozeß
den Ausdruck »dorag dolomitisation« (dorag = persischer Ausdruck für eine Blutmi-
schung). Theoretische Berechnungen aufgrund kinetischthermodynamischer Grund-
lagen zeigen, daß eine Mischung von meteorischem Wasser mit 5-30 % Meerwasser
fähig ist, Calcit aufzulösen und Dolomit auszuscheiden (Abb. 24). Das »Mischungs-
Modell« kann die Dolomitisierung sehr weiträumiger, bis zu einigen 100 km^ großer
Gebiete und auch sehr mächtiger Sedimentpakete erklären. Aufgrund der geringen
Konzentration von Mg++-Ionen tritt eine relativ langsame Dolomitisierung ein, die zu
einem gut geordneten Kristallgitter des Dolomits führt. Die Dolomite, die nach
diesem Dolomitisierungsmodell entstehen, sind mit dem leichten Oi®-Isotop ange-
reichert.
Mittels dieses Modells wird z.Z. die Entstehung zahlreicher Dolomitvorkommen
erklärt (z.B. Choquette & Steinen, 1980; Sears & Lucia, 1980; Muir et al.,
1980; M'Rabet, 1981). Trotzdem stellt sich die Frage, warum Dolomit heutzutage
nicht weiter verbreitet ist, obgleich große Gebiete mit brackischen Bedingungen
vorkommen, in denen eine Dolomitisierung nach diesem Modell ablaufen könnte.
Abb. 24. Sättigungsstufe von Calcit und Dolomit in Abhän-
gigkeit zum Anteil des Meerwassers, gemischt mit Süßwasser
in Yucatan (aus Badiozamani, 1973)
Sl. 24. Stopnja nasičenosti kalcita in dolomita v okolju meša-
nja morske in sladke vode na Yucatanu (iz dela Badiozamani,
1973).
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	127
Dolomitisierung des Hauptdolomits und Dachsteinkalks in SW-Slowenien
Aufgrund detaillierter Geländebeobachtungen und der mikrofaziellen Merkmale
kann nachgewiesen werden, daß in den untersuchten Karbonatgesteinen Südwest-
Sloweniens beide Dolomittypen sowohl der früh- als auch der spätdiagenetischen
Bildung, auftreten.
Charakteristika der frühdiagenetischcn Dolomitisierung sind nur in den Schich-
ten zu beobachten, die Merkmale einer litoralen Sedimentation zeigen. Sie wurden
im intra- und supratidalen Milieu abgelagert. Dieser Dolomitisierungstyp ist im
Dachsteinkalk des westlichen Trnovski gozd deutlich ausgeprägt. Hier sind die
Gesteine mit Stromatolith- und Laminitstrukturen sowie supratidale Konglomerate
und Gesteine mit Schrumpfporen dolomitisiert. Die primären Strukturen dieser
Gesteinstypen sind trotz der Dolomitisierung sehr gut erhalten. Dies liegt daran, daß
der Dolomit eine mikritische Struktur aufweist. Ferner ist der Ordnungsgrad des
Dolomitgitters gering. Die Dolomitisierung dieser Gesteinstypen ist meist unvoll-
ständig. Es treten Dolomitanteile von nur einigen bis zu 100% auf. Eine selektive
Dolomitisierung ist besonders deutlich in den Stromatolithgesteinen zu beobachten,
in denen nur die Algen-Laminae dolomitisiert sind. Ebenso sind in den supratidalen
Konglomeraten nur die Karbonatkrusten, nicht aber die Zemente dolomitisiert.
Aufgrund des Vergleichs mit rezenten Beispielen wird das Dolomitisierungsmo-
dell der frühdiagenetischen Dolomitisierung einzelner Horizonte gemäß der »kapilla-
ren Konzentrierung« bzw. des »evaporative pumping« angewandt.
Das Modell der »kapillaren Konzentration« ist wahrscheinlicher augfrund der
semiariden Verhältnisse während der Bildungszeit der Sedimente. Ein arides Klima
mit den charakteristischen »Sabkhas«, wie sie rezent z.B. im Persischen Golf bekannt
sind, ist weniger wahrscheinlich, da in den untersuchten Gesteinskomplexen keine
evaporitischen Minerale oder deren Pseudomorphosen zu beobachten sind. Sicher-
lich spielen auch Mikroorganismen (Bakterien, Blaugrün-Algen) eine bedeutende
Rolle bei der bevorzugten Dolomitisierung der Stromatolithlagen. In ihrem Mikromi-
lieu erzeugen die Organismen mit der hohen Alkalinität und der Anwesenheit von
СОз^ - Ionen, welche bei der Zersetzung der organischen Substanz entstehen, gün-
stige Bedingungen für die Entstehung des frühdiagenetischen Dolomits ( G e b e 1 e i n
& Hoffmann, 1973).
Die spätdiagenetische Dolomitisierung erfaßte die gesamte über 1.000 m mächtige
Schichtfolge des Hauptdolomits und lokal auch den Dachstein- und Lias-Kalk.
Überwiegend handelt es sich um eine vollkommene Dolomitisierung der Karbonatge-
steine, so daß primäre Strukturen meist nicht mehr erkennbar sind. Besser erhaltene
Strukturen zeigen jene Schichten, die schon von der frühdiagenetischen Dolomitisie-
rung erfaßt wurden z.B. Stromatolith- und Loferit-Horizonte. In diesen ist der
Dolomit mikritisch, wogegen in den mächtigeren Zwischenschichten (C-Glieder der
Lofer-Zyklotheme) der Dolomit eine grobkörnige, sacharoide Struktur mit bis zu
einigen 100 цт großen, subhedralen bis euhedralen Kristallen zeigt. Der körnige,
spätdiagenetische Dolomit weist ein gut geordnetes Kristallgitter und eine stöchio-
metrische Zusammensetzung mit bis zu einigen Mol- % Überschuß von MgCOa auf.
Kennzeichnende Merkmale der spätdiagenetischen Dolomite im Gelände sind auch
die Ausbildung der Kalk/Dolomit-Kontakte innerhalb einer Schicht. Die Grenzen
verlaufen öfters quer zur Schichtung. Dies tritt besonders deutlich im Profil »Smre-
kova draga« auf.
Zur Dolomitisierung des Hauptdolomits drängen sich regionalgeologisch vor
128	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
allem die folgenden zwei Fragen auf. (1) die Zeit, in der es zur völligen Dolomitisie-
rung des Kalksteins gekommen ist, und (2) der Mechanismus (das Modell) der
spätdiagenetischen Dolomitisierung.
Aus den Geländebeobachtungen kann geschlossen werden, daß die völlige Dolo-
mitisierung des Hauptdolomits relativ früh, bald nach der frühdiagenetischen Dolo-
mitisierung, sicherlich noch in der norisch-rätischen Zeit, stattgefunden hatte. Dar-
auf kann aufgrund der Beobachtungen in den Profilen Cepovan und Lokve im
Trnovski gozd geschlossen werden. Hier treten in den Lias-Basalbrekzien außer
Kalksteinblöcken auch zahlreiche Fragmente eines völlig dolomitisierten Hauptdo-
lomits auf, wobei der Zement calcitisch ist.
Schwieriger als den Zeitabschnitt der Dolomitisierung zu bestimmen, ist es das
Modell der Dolomitisierung des Hauptdolomits nachzuweisen. Dies ist eine kom-
plexe Frage, mit der sich schon zahlreiche Geologen beschäftigt haben, die die
Triasschichten im Raum der Alpen und Dinariden untersuchten. Hier ist der Haupt-
dolomit in einem Raum von mehreren hundert km^ verbreitet, wobei die Formation
häufig auch mehr als 1.000 m mächtig ist. Nach neueren weltweiten Untersuchungen
von Dolomitkomplexen ist für die Bildung solčher Dolomitmassen das Dolomitisie-
rungsmodell der Mischung von marinen Wässern und Süßwässern (»groundwater
mixing model«) am wahrscheinlichsten. Zum Mischen von meteorischem und mari-
nem Wasser konnte es auf dem ausgedehnten Litoralschelf-Gebiet, in dem der
Hauptdolomit entstand, durchaus kommen. Intraformationelle Brekzien, Gravitat-
ionszemente und Korrosionshohlräume deuten zeitweise Verlandungen und Inselbe-
reiche an, von denen meteorische Wässer zufließen konnten.
Die anderen vorher beschriebenen wichtigen Dolomitisierungsprozesse, die zur
völligen Dolomitisierung des Hauptdolomits führen konnten, erscheinen wenig
wahrscheinlich. Eine lokale Dolomitisierung nach dem »seepage refluxion«-Modell
kann jedoch nicht ausgeschlossen werden. Dieser Prozeß könnte aber nur kleinere
Mengen der Karbonat-Sedimente dolomitisiert haben.
Ordnungsgrad und Kristallchemie von Dolomit
In den letzten drei Jahrzehnten wurde durch eine Reihe von Untersuchungen
bekannt, daß die Calcit- und Dolomit-Gitter beträchtliche Abweichungen von ihrer
theoretischen Kationenbesetzung aufweisen können (z. B., Goldsmith et. al., 1955;
Graf & Goldsmith, 1956; Goldsmith & Graf, 1958a; Füchtbauer
& Goldschmidt, 1965). Anhand der röntgenographisch ermittelten Verschiebung
des Hauptreflexes ist eine Bestimmung des Ca-Überschusses möglich. Wenn über
das stöchiometrische Verhältnis hinaus in das Dolomitgitter eingebaut wird, nimmt
es die Plätze der Mg-Ionen ein. Durch die Unterschiede in den lonenradien der
beiden Elemente (Ca2+ - 1,06 Â, Mg2+ - 0,92 A) ergibt sich eine Vergrößerung der
Gitterkonstanten und damit des untersuchten d (104) - Wertes mit Zunahme des Ca-
Gehalts. Die Hauptreflexe von Calcit mit einem erhöhten MgCOs-Gehalt verschieben
sich daher in Richtung auf den Dolomit-Reflex (kleinere d-Werte), die Hauptreflexe
von Dolomit mit einem СаСОз-Überschuß aber in Richtung auf den Calcit-Reflex.
Die Untersuchungen von Ausgewählten Dolomitproben zeigten, daß die norisch-
rätischen Dolomite von SW-Slowenien ziemlich rein sind und sich der stöchiometri-
schen Zusammensetzung nähern. (Tab. 3 und Abb. 25). Es bestehen jedoch deutliche
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	129
Tab. 3. Ordnungsgrad und Gitterveränderungen der untersuchten Dolomite
Tabela 3. Stopnja urejenosti in spremembe kristalne rešetke v raziskanih dolomitih
Unterschiede zwischen den Dolomitgesteinen, die frühdiagenetisch und denen, die
erst spätdiagenetisch dolomitisiert wurden.
Die supratidale Konglomerate innerhalb der Dachstein-Komplex zeigen einen
geringen Ordnungsgrad mit Intensitätsverhältnissen von 0,25 bis 0,52 (durchschnitt-
lich 0,32). Spätdiagenetische Dolomite weisen einen erheblich besseren Ordnungs-
grad des Kristallgitters auf. Das Intensitätsverhältnis beträgt 0,40 bis 0,76, Mittel-
wert 0,60. Diese Ergebnisse stimmen mit den Literaturangaben zum Ordnungsgrad
von Dolomiten (z. B. Füchtbauer & Goldsmith, 1965; Supko, 1977) gut
überein.
130	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Abb. 25. Beziehung zwischen Zusammensetzung und Ordnungsgrad der
untersuchten Dolomitproben
Sl. 25. Odnos med kemično sestavo in stopnjo urejenosti kristalne rešetke
preiskanih dolomitnih vzorcev
GEOCHEMIE
Einleitung
In Karbonatgesteinen spielen neben den Hauptelementen Ca und Mg eine Reihe
von Spurenelementen eine w^ichtige Rolle, unter denen besonders Sr, Fe, Mn und Na,
untergeordnet auch Zn, F, Ba und andere zu erwähnen sind.
Auf die Verteilung von Spurenelementen in den Karbonatgesteinen haben Ein-
fluß:
-	das Sedimentationsmilieu mit allen physikalisch-chemischen Parametern (Tempe-
ratur, Salinität, Chemismus der Porenwässer, pH und Eh-Bedingungen, lonenpot-
ential, Konzentration der anwesenden Ionen, Löslichkeit verschiedener Bestand-
teile);
-	biogene Prozesse während der Ausscheidungszeit der Karbonate (direkte metabo-
lische Aktivitäten von Pflanzen und Tieren, bakterielle Prozesse);
-	anorganische Prozesse (Präzipitation der Karbonat-Minerale, Auflösung und Ver-
lagerung von Ionen in den Mineralen, Oxydation und Reduktion) und die diagene-
tischen Veränderungen, welche zu verschieden starken Verlagerungen von Stoffen
führen (Wolf etaL, 1967; Milliman, 1974).
Die chemische Zusammensetzung von Karbonatgesteinen wird bestimmt durch
den Einbau von Kationen und Anionen in die Kristallgitter ihrer Minerale, aber auch
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	131
durch die in den organischen Bestandteilen inkorporierten Spurenelemente. Weiter-
hin spielen andere nichtkarbonatische Mineralphasen (wie Apatit, Fluorit, NaCl oder
KCl) sowie vor allem detritische Beimengungen eine Rolle. Auf letztere lassen sich
meist Si und Al zurückführen (Milliman, 1974).
Rezente karbonatische Sedimente des Flachmeerbereichs sind vorwiegend aus
den metastabilen Mineralphasen Aragonit und Mg-Calcit zusammengesetzt, die
Während der Lithifizierung und/oder bei anderen diagenetischen Prozessen meist in
stabilen Calcit umgewandelt werden (Friedman, 1964). Diese Umwandlungen
verlaufen häufig unter subaerischen Bedingungen und unter dem Einfluß von meteo-
rischen Wässern. Deshalb kommt es beim Studium älterer Karbonatgesteine zu
Schwierigkeiten bei der Deutung von geochemischen Daten, weil eigentlich der
Einfluß bzw. das Resultat der diagenetischen Prozesse und nicht die Parameter des
primären Ablagerungsmilieus analytisch erfaßt werden (Friedman, 1969).
Geochemische Analysen stellen eine Wichtige Ergänzung zu den mineralogisch-
petrographischen Untersuchungen der Sedimentgesteine. Mit dem Fortschritt
moderner Analysen-Techniken sind die Konzentration und Verteilung der Spurene-
lemente in karbonatischen Sedimenten und Gesteinen in Abhängigkeit von der
Fazies Gegenstand zahlreicher Untersuchungen geworden.
Im Rahmen der vorliegenden Arbeit sollen mehrere Fragen hinsichtlich der
diagenetischen Abläufe anhand der geochemischen Daten diskutiert werden.
Zunächst soll festgestellt werden, inwieweit die Verteilung der Haupt- und Spurene-
lemente charakteristische Unterschiede in den verschiedenen Faziesbereichen auf-
weist. Ferner wird die unterschiedliche Verteilung einzelner Elemente in verschiede-
nen Mineralen und Gesteinen (Kalkstein, Dolomit, dolomitischer Kalkstein) unter-
sucht. Anschließend werden die diagenetischen Prozesse erörtert, die zu diesen
Verteilungen führen können.
Insgesamt 340 Gresteinsproben wurden chemisch untersucht, davon waren 136
Proben reine Dolomite, 102 Proben reine Kalksteine, 95 Proben mit gemischter
dolomitisch-kalkiger Zusammensetzung und 7 Dolomitmergel-Proben.
Mit Bezug auf die Fazies, den Mineralbestand und die diagenetische Stufe (vor
allem die Dolomitisierung) können die Gesteinsproben nach den geochemischen
Eigenheiten in drei Gruppen aufgeteilt werden:
-	Reiner Kalkstein (Dachsteinkalk): Der Kalkstein wurde im subtidalen Bereich
eines sehr flachen Schelfs abgelagert.
-	Dolomitischer Kalkstein tritt als geringmächtige Zwischenlagen im reinen Kalk-
stein der selben Profile des Dachstein- ind Liaskalkes auf. Zu dieser Gruppe
gehören die Proben mit charakteristischen Texturen der inter- und supratidalen
Sedimentation. Das Gestein (Stromatolith, Laminit, supratidales Konglomerat,
Kalkstein mit Austrocknungsporen) wurde nur von der Frühdiagenetischen Dolo-
mitisierung erfaßt.
-	Reiner Dolomit (Hauptdolomit): Diese Gesteine wurden nach der frühen, auch von
der späten Diagenese betroffen. Es werden sowohl mikritische als auch grobkri-
stalline Dolomite angetroffen, in denen die primären Strukturen überprägt wur-
den, wie auch solche, in denen sie noch erhalten sind.
132	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Analysentechnik
Die chemischen Analysen der Karbonatgesteinsproben wurden mit Hilfe eines
Atomabsorptionsspektrometers (AAS, Perkin Elmer 303) ausgeführt. Für eine Ana-
lyse wurden 250 mg des Gesteinspulvers eingewogen. Der Probenaufschluß erfolgte
in einem Kolben durch Behandlung mit HNO3 (1:20). Die Lösung wurde auf einer
Heizplatte (Sandbad) erwärmt, bis die Entwicklung des NO2 abgeschlossen war.
Nach dem Abkühlen auf Zimmertemperatur wurde die Probenlösung auf das Maßvo-
lumen von 50 ml in eine Polyäthylenfalsche aufgefüllt. Wegen der hohen Ca- und Mg-
Gehalte war für die Messung dieser Elemente eine Verdünnung 1:10 durch eine
1 %ige Lanthanlösung notwendig.
Die analytische Genauigkeit (Fehlergrenzen) ist bei den Messungen der einzelnen
analysierten Elemente verschieden. Bei mehrfachen Wiederholungen der Messungen
ausgewählter Proben vor und nach den Serienmessungen (von je 50 Proben) konnte
folgende Genauigkeit festgestellt werden. Die Daten für Calcium weisen eine Abwei-
chung von ± 0,5 % auf, für Magnesium ± 1 %. Eisen und Strontium weichen um ± 5 %
ab, insbesondere in Proben, in denen diese Elemente mit Absolutgehalten unter 50
ppm vorkommen. Die größten Abweichungen mit ±10% wurden für Mangan und
Natrium festgestellt. Dies gilt besonders für Mn, dessen Gehalte durchweg um 20
ppm betragen. Die Ergebnisse der Zink-Bestimmungen haben nur einen orientieren-
den Charakter, da die Zn-Gehalte bei allen Proben im Bereich unter 10 ppm liegen
und damit die Nachweisgrenze des Elements mit der AAS-Technik erreicht wird.
Calcium und Magnesium
Da alle untersuchten Proben, außer einigen Mergeln, reine Karbonatgesteine mit
über 98 % Gesamtkarbonat darstellen, sind die analytisch festgestellten Ca- und Mg-
Werte direkt auf den Calcit und/oder Dolomitgehalt zurückzuführen. Die Differenz
zu 100 % wurde als »unlöslicher Rückstand« angenommen.
Die Ca-Werte der Kalksteinproben sind dem theoretischen Gehalt für reine
Kalksteine (40,1 % Ca) sehr nahe. Es treten von 39,0 bis 39,8% Ca und von 0,1 bis
0,6% Mg auf. Der Durchschnittswert beträgt 39,6% Ca und 0,3% Mg. Dies ent-
spricht einem Calcit mit etwa 2 Mol % MgCOß. Der norisch-rätisehe Dolomit
(Hauptdolomit) ist ebenso rein wie der Kalkstein und enthält meist unter 0,5%,
höchstens aber 1,5 % unlöslichen Rückstand. Die Messungen zeigen Ca-Werte von
21,3 bis 22,1 % und Mg-Gehalte von 12,7 bis 13,4 %, was den Ca- und Mg-Gehalten
für stöchiometrischen Dolomit entspricht. Die meisten Proben weisen einen minima-
len Ca-Überschuß (bis 3 %) auf. Der körnige und stärker rekristallisierte Dolomit
aber hat einen Mg-Überschuß von bis zu 3 Mol % MgCOs- Gemäß der Klassifikation
von Chilingar (1957) gehören praktisch alle Proben in die Gruppe »Normal-
Dolomit«, für die ein Ca/Mg-Verhältnis von 1,50 bis 1,70 (stöchiometrischer Dolomit:
1,64) angeführt wird.
Das Ca/Mg-Verhältnis kann nicht für alle untersuchten Dolomitproben genau
festgestellt werden; dies sind vor allem Proben, welche mit dünnen Calcit-Adern
durchsetzt sind oder deren größere Poren von klarem Calcit gefüllt sind.
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	133
Strontium
Literaturübersicht
Als eines der häufigsten Spurenelemente in Karbonatgesteinen ist Strontium
schon längere Zeit Gegenstand zahlreicher Untersuchungen. Es wurden sowohl die
Strontium-Gehalte in rezenten Sedimenten und fossilen Karbonatgesteinen ver-
schiedener Fazies-Bereiche als auch deren Veränderungen in der Zeit studiert. Der
Strontium-Gehalt im Meerwasser beträgt um 8,0 ppm (Wedepohl, 1966). Bei der
Neubildung von Calcit und Aragonit durch physikalisch-chemische und/oder bio-
chemische Prozesse wird Strontium mit in das Gitter dieser Minerale eingebaut
(Berner, 1971).
Eine allgemeine Übersicht über die Strontium-Verteilung in geologisch älteren
Karbonatgesteinen wurde von folgenden Autoren gegeben: Turekian & Kulp,
1956; Turekian & Wedepohl, 1961; Wolf et al., 1967; Flügel & Wedepohl,
1967; Bathurst, 1971.
Die Theorie über das »Verhalten« von Strontium bei der Präzipitation der karbo-
natischen Mineralphasen und über seine Rolle bei der Diagenese haben Kinsman
(1969) und Kinsman & Holland (1969) aufgestellt. Der Einfluß der Primärfazies
bzw. die Abhängigkeit zwischen der Fazies und dem Strontium-Gehalt wurde von
Flügel & Wedepohl(1967), Bausch (1965), Veizer & Demovič (1973, 1974)
und Kranz (1973, 1976) untersucht. Strontium-Gehalte in rezenten Sedimenten
wurden z.B. von Siegel (1961), Kinsman (1969) und Milliman (1974) unter-
sucht.
Vergleichsdaten aus dem Schrifttum über Sr-Gehalte von geologisch älteren
Karbonatgesteinen sind in der Tab. 4, für rezente Sedimente in der Tab. 5 zusammen-
gestellt. Nach Bausch (1965,1968) und Kinsman (1969) ist die Konzentration und
Verteilung von Strontium in Karbonatgesteinen von den folgenden Hauptfaktoren
abhängig: geologisches Alter, Ablagerungsmilieu, Gehalte von Karbonat- und Ton-
Anteilen, Salinität, Transformationsmechanismus Aragonit-Calcit sowie die Art und
Intensität der Diagenese (offenes oder geschlossenes System, Einfluß meteorischen
Wassers und Dolomitisierung).
Strontium-Gehalte der untersuchten Gesteine
Kalksteine
In den reinen Kalksteinen schwanken die SJrontium-Gehalte von 90 bis 465 ppm
(Maximum einer Probe 980 ppm); der Mittelwert beträgt 175 ppm (76 untersuchte
Proben). Allgemein kann eine Abnahme der Strontium-Gehalte in den Kalksteinen
der untersuchten Profile von W nach E beobachtet werden (Abb. 26). Diese Stron-
tium-Abnahme läßt sich mit einer Abnahme des Energie-Index der Kalksteine bzw.
einer Faziesänderung korrelieren.
Die höchsten Strontium-Gehalte wurden in den Lagen beobachtet, die zahlreiche
Codiaceen-Algen enthalten. Weitere Korrelationen zwischen lithologischer Ausbil-
dung und Sr-Gehalten sind nur schwer festzustellen. Der hohe Strontium-Wert von
980 ppm ist an einen 3 m mächtigen Oosparit-Horizont in Smrekova draga gebunden
(Probe Nr. 14). Dies ist wahrscheinlich auf noch relativ hohe Sr-Gehalte in den
134	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Tab. 4. Sr-Gehalte in Karbonatgesteinen verschiedener geologischer Alter
Tabela 4. Vsebnosti stroncija v karbonatnih kamninah različnih geoloških starosti
Mw.=Mittelwert - Srednja vrednost
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	135
Tab. 5. Sr-Gehalte in rezenten Sedimenten
Tabela 5. Vsebnosti stroncija v recentnih sedimentih
Ooiden zurückzuführen, die trotz diagenetischer Veränderung noch viel Strontium
zurückbehalten haben. Es handelte sich dabei vermutlich um primär aragonitische
Ooide. Trotz der angeführten Ergebnisse muß die Interpretation der Strontium-
Gehalte in Verbindung mit Faziesänderungen mit Vorbehalt betrachtet werden. Die
erwähnte Sr-Abnahme von W nach E kann auch durch diagenetische Prozesse oder
einer Kombination von primären, lithofaziellen Unterschieden und diagenetischen
Veränderungen bedingt sein.
136	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Abb. 26. Regionale Sr-Verteilung in den untersuchten Profilen des obertriassischen Karbonat-
komplexes der slowenischen Dinariden - Mittelwerte der einzelnen Profile.
In den Kreisen mit zwei Ziffern bedeutet die obere den Sr-Gehalt im reinen Kalkstein, die
untere die Sr-Gehalte im dolomitisierten Kalkstein. Kreise mit einer Ziffer zeigen die Sr-
Gehalte im Dolomit an. Die Pfeile deuten die Richtung der Sr-Abnahme im Kalkstein (oben)
und im Dolomit (unten) von W nach E an
Sl. 26 Regionalna razporeditev stroncija v karbonatnih kamninah raziskanih profilov - srednje
vrednosti.
V krogih z dvema številkama predstavljajo zgornje vrednosti vsebnost stroncija v čistem
apnencu, spodnje pa v dolomitiziranem apnencu. Krogi z eno številko predstavljajo čisti
dolomit. S puščico je nakazano regionalno zniževanje vsebnosti stroncija od zahodnega proti
vzhodnemu delu slovenskih Dinaridov
Dolomitische Kalksteine
Bei dolomitischen Kalksteinen, die für inter- und supratidale Bereiche charakte-
ristische Texturmerkmale aufweisen, schwanken die Strontium-Gehalte (80 analy-
sierte Proben) von 65 bis 245 ppm. Die Standardabweichungen in den einzelnen
Profilen betragen 22 bis 33 ppm.
Ebenso wie bei den Kalkproben des Dachsteinkalks ist bei den dolomitischen
Kalksteinen eine leichte Abnahme der Sr-Gehalte in den Profilen von W nach E zu
beobachten. Ferner sind etwas niedrigere Strontium-Gehalte als in den benachbar-
ten reinen Kalksteinen feststellbar (Tab. 6). In der Gruppe der dolomitischen Kalk-
steine nimmt der Strontium-Gehalt (Mittelwerte) von 162 ppm in dem Profil T-II auf
133 ppm in Profil T-V ab.
Reine Dolomite
Die niedrigsten Strontium-Gehalte von 40 bis 230 ppm der 139 analysierten
Proben treten in reinen Dolomiten auf. Dabei müssen allerdings die ziemlich ausge-
prägten regionalen Unterschiede in den einzelnen Profilen beachtet werden (Tab. 6).
Die höchsten Strontium-Gehalte der Dolomite werden in dem Profil T-I bei
Grudnica beobachtet. Sie treten im obersten Teil des Hauptdolomits, unmittelbar
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	137
Tab. 6. Strontium-Gehalte (Bereich, Mittelwert, Standardabweichung) und das Verhältnis
Sr/Ca. 10^ in den untersuchten Profilen, gegliedert nach dem unterschiedlichen Mineralbe-
stand der Karbonatgesteine
Tabela 6. Vsebnost stroncija (ekstremne in srednja vrednost, standardna deviacija) ter
razmerje Sr/Ca. lO^ v raziskanih profilih, glede na mineralno sestavo karbonatnih kamnin
unter dem Dachsteinkalk, auf. Der mittlere Strontium-Gehalt (34 untersuchte Pro-
ben) beträgt 172 ppm, die Standardabweichung 26 ppm.
Ähnlich wie die untersuchten Kalksteine zeigen auch die Dolomite eine Abnahme
der Sr-Gehalte in den Profilen von W nach E. Der mittlere Strontium-Gehalt im
Profil Borovnica beträgt 67 ppm (50 Proben von 40 bis 105 ppm Sr, Standardabwei-
chung 17 ppm), während in den Gesteinen der Lokalität Ribnica im Mittel nur noch
etwa 60 ppm (50-75 ppm Sr in 8 Proben) gefunden werden.
Innerhalb der einzelnen Profile ist keine Korrelation lithofazieller Merkmale der
Dolomite mit den Strontium-Gehalten zu beobachten. Die zuckerkörnigen Dolomite
in den verschiedenen Profilen weisen z. B. praktisch gleiche Strontium-Gehalte auf
wie die mikritischen oder stromatolithischen Dolomite. Allgemein sind aus der
Literatur allerdings Beispiele bekannt, in denen bestimmte Strontium-Gehalte an
charakteristische lithofazielle Merkmale von Dolomit-Gesteinen gebunden sind. So
138	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
fand Kranz (1973) z.B. im ladinischen Dolomit der Nördlichen Kalkalpen, daß
grobkristalliner Dolomit 30-50 ppm, sehr fein- bis feinkristalliner Dolomit aber
40-110 ppm Sr enthält. Ähnliche Unterschiede in Dolomit-Typen beschreiben Vei-
zer & Demovič (1974) aus den mesozoischen Karbonaten der Karpathen.
Diskussion der Ergebnisse
Aufgrund der in den untersuchten Profilen analysierten Strontium-Gehalte, die
in Tab. 6 zusammengefaßt sind, können zwei wesentliche Trends in der Verteilung
festgestellt werden:
-	Die Strontium-Gehalte sind von der mineralischen Zusammensetzung der
Gesteine abhängig.
-	Die Strontium-Gehalte lassen regional bedingte Unterschiede erkennen (Äbb. 26).
Rückschlüsse auf die primäre Mineralogie und Geochemie der untersuchten
Karbonate, die die Verteilung der Sr-Gehalte wahrscheinlich steuert, können durch
den Vergleich mit den detaillierten Untersuchungen und deren Spurenelementvertei-
lung gewonnen werden (z. B. Karibik und Persischer Golf; Kinsman, 1969; Milli-
man, 1974; Purser, 1973).
In den rezenten Karbonatsedimenten aus den genannten Gebieten sind die Stron-
tium-Gehalte allgemein sehr hoch (s. Tab. 5). Unter der Annahme, daß die Sr-
Konzentration im Meerwasser seit dem Paläozoikum bis heute nicht wesentlich
verändert wurde und des Verhältnis Sr/Ca im Meerwasser relativ konstant blieb
(Turekian, 1964), müssen die Karbonatgesteine der untersuchten Profile während
der Diagenese eine sehr bedeutende Strontium-Verarmung erlitten haben.
Die Verminderung der Sr-Gehalte in karbonatischen Sedimenten unter dem
Einfluß der Diagenese ist allgemein bekannt. Sie wurde an zahlreichen Beispielen
überprüft und mit Untersuchungen des Sr/Ca-Verhältnisses in Porenlösungen auch
experimentell bestätigt (Kinsman & Holland, 1969). Kinsman (1969)
beschreibt z.B. einen pleistozänen Oolithkalk der Bahama-Inseln, der 1100±300
ppm Sr enthält, während in rezenten Ooiden etwa 9800 ppm Sr gefunden werden.
Der Grund für die Strontium-Abnahme liegt in der Stoffverschiebung, die bei der
Rekristallisation der metastabilen Karbonatminerale Aragonit und Mg-Calcit in die
stabilen Phasen Calcit und Dolomit eintritt.
Ähnliche Verminderungen von Strontium-Gehalten, die unter dem Einfluß der
Diagenese eintraten, beschreiben auch Gavish & Friedman (1969). Ein beson-
ders deutliches Beispiel der Korrelation von Sr- mit dem Aragonitgehalt der Sedi-
mente aus Bohrungen auf der Bahama-Plattform wurde von Supko (1977) darge-
stellt. Der ursprüngliche Strontium-Gehalt von 4000 ppm in der überwiegend arago-
nithaltigen Oberflächenschicht nimmt in der darunterliegenden Calcitschicht auf
400-700 ppm Sr ab. Bei der Dolomitisierung des Kalksteins nehmen die Strontium-
Gehalte weiter ab und betragen in dem Dolomit schließlich nur noch 170 ppm.
Der Grund, daß Aragonit mehr Strontium enthalten kann (nach den Analysen
eines rezenten Aragonitsediments von 8000 bis 10.000 ppm Sr: Kinsman, 1969) als
Calcit (1000-1500 ppm) oder Dolomit liegt in der unterschiedlichen Kristallstruktur
beider Minerale und den unterschiedlichen lonenradien von Sr (1,16Â) und Ca
(0,99Â). Sr-^ mit dem größeren lonenradius wird leichter in das orthorhombische
Kristallgitter von Aragonit mit den größeren Räumen zwischen den Ca^^-Ionen
eingebaut als in das trigonale Calcit-Gitter (Lippmann, 1973).
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	139
Sr-Gehalte, die bei diagenetischen Prozessen (z. B. bei der Aragonit-Umwandlung
oder der Dolomitisierung) freigesetzt werden, werden von den Porenlösungen wieder
in den exogenen Kreislauf transportiert. Die mit zunehmendem geologischen Alter
der Karbonatgesteine geringeren Strontium-Gehalte implizieren ein offenes System,
in welchem während der Diagenese große Menge von Porenlösungen ausgetauscht
wurden. Nach Kinsman (1969) spielen bei diesen Prozessen allgemein meteorische
Wässer eine große Rolle, insbesondere noch während der Frühdiagenese und in den
Fällen, in denen Sedimente und Sedimentgesteine von Zeit zu Zeit über den Meeres-
spiegel herausgehoben wurden. Der Autor schätzt, daß für die mit zunehmendem
geologischen Alter eintretende Sr-Verarmung ein Lösungsdurchsatz notwendig ist,
der etwa das lO^-fache vom Porenvolumen des primären Karbonatsediments beträgt.
Bei geschlossenen Diagenese-Systemen läuft der Prozeß der Sr-Verarmung viel
langsamer ab. Hierbei kommt es im wesentlichen nur zur Sr-Umverteilung innerhalb
des Systems. Falls im Sediment Sulfat-Ionen zur Verfügung stehen (z.B. durch
Evaporile), kann es auch zur Bildung des schwer löslichen Coelestins kommen
(Müller, 1962; »sekundäre Coelestinlagerstätten«).
Die vorliegenden analysen in den Dolomit-Profilen zeigen die geringsten Stron-
tium-Gehalte im Dolomit mit Minimalwerten von nur noch 60 ppm Sr. Vergleichbar
geringe Strontium-Gehalte (100 ppm und weniger) sind auch von Dolomit-Gesteinen
aus anderen Gebieten bekannt (Shearman & Shirmohammadi, 1969;
Bausch, 1968; Veizer & Demovic, 1973; Kranz, 1976). Außer der frühdiage-
netischen Umwandlung von Aragonit in Calcit und der »Durchspülung« des Sedi-
ments durch meteorische Wässer haben früh- und spätdiagenetische Dolomitisie-
rungspsrozesse besonders zur Verringerung der ursprünglich hohen Strontium-
Gehalte geführt.
Auf höher salinare Bedingungen zur Zeit der frühdiagenetischen Dolomitisierung
der Dachsteinkalke im Gebiet der slowenischen Dinariden kann außer aufgrund der
lithofaziellen Merkmale auch aufgrund der positiven Korrelation der Strontium- und
Natrium-Gehalte in den dolomitischen Kalksteinen geschlossen werden (Abb. 27).
Bimodale Strontium-Verteilungen, wie sie in geologisch älteren Dolomiten auftreten,
sind allgemein bekannt. So stellten Veizer & Demovic (1974) und Rao
& Naqvi (1977) fest, daß die frühdiagenetischen Dolomite eines hypersalinen
Milieus höhere Strontium-Gehalte als die entsprechenden spätdiagenetischen Dolo-
mite zeigen. Dieses wird mit dem hohen Anteil von Aragonit bei der frühdiageneti-
schen Dolomitbildung und der Gegenwart von Calcit bei der spätdiagenetischen
Dolomitbildung erklärt.
Die Untersuchungen der Sr-Gehalte von Kalksteinen und dolomiten der oberen
Trias in den slowenischen Dinariden zeigen, daß die Sr-Verteilung mit den allgemein
bekannten Sr-Verteilungen in Gesteinen ähnlichen geologischen Alters überein-
stimmt (Beispiele, s. Tab. 4). Besonders deutlich ist der Einfluß der Diagenese auf die
Verteilung der Strontium-Gehalte, die im Vergleich mit rezenten Karbonatsedimen-
ten um mehr als das 10-fache verringert wurden. Die höchsten Strontium-Gehalte
weisen reine Kalksteine auf. Etwas niedriger sind sie in frühdiagenetisch dolomiti-
sierten Kalksteinen. Die geringsten Sr-Konzentrationen aber sind für spätdiageneti-
sche Dolomite kennzeichnend. Eine Korrelation zwischen Fazies und Strontium-
Gehalten ist zwar möglich, aber in den untersuchten Gesteinen nur undeutlich zu
erkennen. Dies liegt zum Teil auch an den geringeren primären Fazies-Anderungen.
Außerdem muß erwogen werden, daß die ursprünglichen Unterschiede in den Stron-
tium-Gehalten durch diagenetische Prozesse beträchtlich verwischt wurden. Eine
140	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Abb. 27. Positive Korrelation zwischen den Sr-
und Na-Gehalten in den dolomitischen Kalk-
steinen (Dachstein- und Liaskalk, frühdiagene-
tische Dolomite)
Sl. 27. Pozitivna korelacija med stroncijem in
natrijem v dolomitiziranih apnencih dachstein-
skega in liasnega karbonatnega kompleksa;
zgodnj ediagenetska dolomitizacij a
unterschiedliche diagenetische Beanspruchung drückt sich auch in der regionalen
Verteilung der Sr-Gehalte aus (Abb. 26). Das östliche Gebiet wurde von einer
stärkeren Diagenese betroffen als der Westteil.
Eisen und Mangan
Literaturübersicht
Angaben über Eisen- und Mangan-Gehalte in Karbonatgesteinen sind in der
Literatur nicht so häufig zu finden wie z. B. Daten über Strontium-Gehalte. Als
durchschnittlicher Gehalt werden von Turekian & Wedepohl (1961) 3800 ppm
Tab. 7. Literaturzusammenstellung der Fe- und Mn-Gehalte in älteren Karbonatgesteinen
und rezenten Sedimenten
Tabela 7. Literaturni podatki o vsebnosti železa in mangana v starejših karbonatnih
kamninah in recentnih sedimentih
142	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Tab. 8. Fe- und Mn-Gehalte in den untersuchten Profilen nach verschiedenen Typen der
Karbonatgesteine
Tabela 8. Vsebnost Fe in Mn v raziskanih profilih, glede na različne tipe karbonatnih kamnin
Fe und 1100 ppm Mn in Karbonatgesteinen angegeben. Besonders hohe Gehalte
beider Elemente sind für Tiefseesedimente charakteristisch (Tab. 7). Für ältere
Karbonate, die in flachen Schelfgebieten gebildet wurden, sind allgemein geringere
Eisen- und Mangan-Gehalte kennzeichnend. Dies gilt sowohl für fossile Kalksteine
und Dolomite als auch für rezente Karbonatsedimente und Organismenskelette.
Weiterhin zeigt Tab. 7 die häufig zu beobachtende, durch ähnliches chemisches
Verhalten bedingte positive Korrelation von Eisen und Mangan. Ein gleichzeitiger
Einbau beider Elemente aus Lösungen in die karbonatischen Minerale ist ersichtlich.
Wegen der geringen Löslichkeit und Mobilität spielen Eisen und Mangan bei den
diagenetischen Prozessen keine besondere Rolle. Die Gehalte beider Elemente in den
unterschiedlichen Gesteinstypen werden im Laufe geologischer Zeiten nur wenig
verändert. Für die Konzentration von Eisen und Mangan in karbonatischen Gestei-
nen sind vor allem von Bedeutung: der Ablagerungsraum (insbesonders die pH- und
Eh-Bedingungen), der Sättigungsgrad der Lösungen, aus welchen die Karbonatmi-
nerale ausgeschieden werden, die Mineralogie der gebildeten Karbonatphase sowie
der Anteil von Tonmineralen im Sediment. Mangan kann im Calcit-Gitter in ver-
schiedenen Mengen eingebaut werden. Dabei kann nach der Zwischenphase
Са5оМп5о(СОз)2 (Kutnahorit) das Mineral Rhodochrosit gebildet werden. Ähnlich
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	143
kann der Einbau von Eisen in Calcit bis zur Bildung von Siderit führen (Berner,
1971). Erhebliche Mengen von Eisen und Mangan können auch in Dolomit eingebaut
werden, wobei es zur Bildung von »Zwischenstufen« wie Ankerit oder Mangano-
Dolomit kommen kann. Allgemein gilt, daß Calcit im Vergleich zu Aragonit wesent-
lich mehr Eisen und Mangan ins Gitter einbauen kann (Tab. 7). Dies ist besonders
deutlich, wenn die Eisen- und Mangan-Anteile anorganischer Karbonate mit denen
rezenter Organismen und Allochemen verglichen werden. Die Prozesse der Anreiche-
rung von Mangan und Zink im Calcit (bei der Aragonit-Calcit Umwandlung) wurden
von Fingitore (1978) in Pleistozänen Korallen studiert. In Flachsee-Karbonaten
sind höhere Fe- und Mn-Gehalte für den lagunären Bildungsraum kennzeichnend.
Im Vergleich dazu weisen Karbonatsedimente des offen Schelfs oder Riffbildungen
wesentlich geringe Gehalte auf. Dies kann vor allem mit dem Anteil an Mikrit und/
oder unlöslichem Rückstand in den Gesteinen begründet werden. Beispiele solcher
faziell bedingten Unterschiede sind aus den Untersuchungen von Billings
& Ragland (1968) und Koch (1977) zu ersehen.
Eine weitere hypothetische Möglichkeit läge darin, in lagunär gebildeten Karbo-
natsedimenten lokal reduzierende Bedingungen anzunehmen, unter denen Fe und
Mn mobilisiert würden. Dabei kann Fe-reicher Calcit-Zement entstehen (Fücht-
bauer, 1980; Richter & Füchtbauer, 1978). Ebensko kann die Umverteilung
von Fe und Mn im Bereich wechselnder Grundwäserstände erfolgen.
Gehalte von Eisen und Mangan in den untersuchten Gesteinen
Die Eisen- und Mangan-Gehalte der Karbonatgesteine der untersuchten Profile
von verschiedenen Lokalitäten sind in Tab. 8 dargestellt.
Eisen
Kalksteine enthalten zwischen 30 und 310 ppm Fe, wobei Unterschiede in Gestei-
nen unterschiedlichen stratigraphischen Alters zu beobachten sind. Im Dachstein-
kalk ist das Eisen ziemlich homogen verteilt. Die durchschnittlichen Eisen-Gehalte
betragen 70 bis 76 ppm, mit Extremwerten von 30 bis 238 ppm. Es besteht eine
deutliche Abhängigkeit der Eisen-Gehalte von den Strukturtypen der Gesteine.
Gesteine mit mikritischer Grundmasse weisen höhere Gehalte auf als solche mit
sparitischem Zement (z. B. Biomikrite, Oosparite).
Dolomite: Im Vergleich mit dem Dachsteinkalk enthält der Hauptdolomit im
Durchschnitt etwa die doppelte Menge an Eisen. Die mittleren Eisen-Gehalte in den
Profilen T-III und B-II, die fast die ganze Abfolge des Hauptdolomits umfassen,
betragen 124 und 152 ppm; die Extremwerte (72 Proben) aber betragen 40 und 655
ppm Fe. Einen etwas höheren Eisen-Gehalt (225 ppm) zeigt das geringmächtige
Profil T-I im Übergangsbereich des Hauptdolomits zum Dachsteinkalk. Diese höhe-
ren Eisen-Gehalte fallen mit der Tatsache zusammen, daß im Profil T-I der Dolomit
im allgemeinen etwas dunkler und mikritisch, sowie von zahlreichen Stromatolith-
Horizonten durchsetzt ist. Eine pyritische Komponente, die auf zeitweise mehr
abgeschlossene, reduzierende Bedingungen im Ablagerungsraum hinweist, kann im
Dolomit mikroskopisch beobachtet werden. Ebenso ist ein Zusammenhang zwischen
den Eisen-Gehalten und der Kristallgröße der Dolomite in fast allen Profilen zu
144	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
beobachten. Die geringsten Eisen-Gehalte treten in den grobkristallinen, zuckerkör-
nigen Dolomiten auf.
Aus dem karnischen Dolomit (mit den typischen Wechsellagerungen von Mergel
und vorwiegend mikritischem Dolomit) wurden 15 Proben aus den Profilen T-III und
B-II untersucht. Es wurden Fe-Gehalte von 120 bis 850 ppm (Mittelwert 300 ppm Fe)
gefunden.
Mangan
Reine Kalksteine weisen die geringsten Mangan-Gehalte (4-25 ppm, durch-
schnittlich etwa 8-10 ppm) auf. Reine Dolomite (Hauptdolomit) haben 6-35 ppm
(Mittelwert 20 ppm) Mn. Dolomitische Kalksteine zeigen 6-44 ppm Mn (durch-
schnittlich 20 ppm). Im karnischen Dolomit allerdings treten 12-75 ppm Mn auf.
Eine positive Korrelation von Eisen und Mangan wird nur für dolomitische
Kalksteine und Dolomite beobachtet, in denen die Eisen-Gehalte mehr als 2000 ppm
betragen.
Diskussion der Resultate
Aufgrund der Analysenergebnisse der Fe- und Mn-Gehalte in den untersuchten
Proben ist eine differenzierte Verteilung beider Elemente-ähnlich wie beim Stron-
tium - zu ersehen:
-	Die Eisen- und Mangan-Gehalte sind von der Mineralogie der Karbonate (Calcit
und/oder Dolomit) abhängig.
-	Die Fe- und Mn-Gehalte können positiv mit der Menge des unlöslichen Rückstands
korrelieren (Bindung an Tonminerale).
-	Die Fe- und Mn-Gehalte zeigen eine regional differenzierte Verteilung, die auf
unterschiedliche Diagenese zurückzuführen ist (Fe-Verteilung in Abb. 28).
Die Vergleiche der Eisen- und Mangan-Gehalte von rezenten karbonatischen
Sedimenten mit denen fossiler, geologisch älterer Karbonatgesteine zeigen, daß beide
Elemente bei Umkristallisation im Laufe der Diagenese nur wenig mobilisiert
werden.
Die Eisen- und Mangan-Gehalte werden im Laufe der Diagenese relativ wenig
verändert, weil die Elemente »stabil« in das karbonatische Kristallgitter eingebaut
sind. Überhaupt keine Veränderung tritt ein, wenn die Elemente vorwiegend an den
unlöslichen Rückstand gebunden sind (Tonminerale).
Die Analysen der untersuchten Proben zeigen, daß helle, weißliche Kalksteine am
wenigsten Eisen und Mangan enthalten. Diese Kalksteine weisen ebenso einen
minimalen Gehalt an unlöslichem Rückstand auf (durchschnittlich 75 ppm Fe und 10
ppm Mn). Körnige und stromatolithische Dolomite haben durchschnittlich 130 ppm
Fe und 15 ppm Mn. Die höchsten Eisen- und Mangan-Gehalte (etwa 300 ppm Fe und
30 ppm Mn) sind charakteristisch für dunkle, mikritische (vor allem karnische)
Dolomite mit einem erhöhten Anteil von Tonmineralen sowie für dolomitsche Kalk-
steine der litoralen, intertidalen Fazies.
Bei den dolomitischen Kalksteinen der Litoralfazies (intertidale Konglomerate,
Laminite und Algen-Stromatolithe) spielten, außer den etwas höheren Anteilen an
unlöslichem Rückstand, wahrscheinlich auch die Gegenwart von organischer Sub-
stanz und die physiko-chemischen Bedingungen im litoralen Milieu eine Rolle bei der
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	145
Abb. 28. Regionale Verteilung der Fe-Gehalte in den untersuchten Profilen des obertriassischen
und liassischen Karbonat-Komplexes der slowenischen Dinariden (Fe-Mittelwerte in Einzel-
profilen).
Bei zwei Zahlen im Kreis zeigt die obere Zahl die Fe-Gehalte in reinen Kalksteinen und die
untere Zahl die Fe-Gehalte in dolomitischen Kalksteinen an
Sl. 28. Regionalna razporeditev železa v karbonatnih kamninah raziskanih profilov - srednje
vrednosti.
V krogih z dvema številkama predstavljajo zgornje vrednosti vsebnost železa v čistem apnencu,
spodnje pa v dolomitiziranem apnencu
Anreicherung von Eisen und Mangan. Eisen- und Mangananreicherung in dolomiti-
schen Sedimenten während der frühdiagenetischen Dolomitisierung im supratidalen
Milieu wird durch zahlreiche Veröffentlichungen belegt (z.B. Cook, 1973; Supko,
1977; Fruth & Scherreiks, 1975; Rao & Naqvi, 1977).
Die im Vergleich mit den reinen Kalksteinen mehrfach höheren Eisen- und
Mangan-Gehalte in dolomitischen Kalksteinen werden der erhöhten Konzentration
beider Elemente in den Porenlösungen zugeschrieben. Als Herkunft können benach-
barte Klastite angenommen werden, aus denen diese Ionen herausgelöst wurden.
Ferner leistet der unlösliche Rückstand einen erheblichen Beitrag, der bei der
Verkarstung während Emersionen entstanden ist. Zu der höheren Konzentration von
Metallen (außer Fe, Mn auch Pb, Zn u.a.) in den Karbonatmineralen tragen auch die
Gehalte von Organismen bei. Hier sind vor allem Algen- und Bakterien von Bedeu-
tung, die überwiegend in den Stromatolithen vorkommen. Die Konzentration einzel-
ner Kationen in Aragonit-Kristallen unterschiedlicher Herkunft wird von Milli-
man (1974) durch folgende Funktion dargestellt:
(Element-Konzentration im Karbonat/Ca-Konz. im Karbonat)
(Eelement-Konz. im Meerwasser/Ca-Konz. im Meerwasser).
Ist der Verteilungskoeffizient, der die Einbaurate von Ionen in ein Kristallgitter
beschreibt > 1, wird das entsprechende Element relativ zum Calcium angereichert.
Aus den Vergleichen der Verteilungskoeffizienten von Eisen und Mangan zeigt sich,
daß sich beide Elemente in Grünalgen bis um das 10-fache gegenüber z.B. Ooiden
anreichern können.
146	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Verteilungskoeffizienten für Aragonit
Fe	Mn
Grünalgen	16-360	4-8
Ooide	10-30	0,4
Darüber hinaus können die erhöhten Eisen- und Mangan-Gehalte in den unter-
suchten dolomitischen Kalksteinen auch den chemischen und biochemischen Fakto-
ren zugeschrieben werden, die im litoralen Milieu eine Rolle spielen.
Die Mangan-Gehalte der untersuchten Proben sind im Vergleich mit den Eisen-
Gehalten etwa um das 10-fache niedriger. Dies gilt sowohl für Kalksteine als auch
für Dolomite. In Kalksteinen beträgt das Mn/Fe-Verhältnis 0,045 bis 0,16 (Mittelwert
0,10) und für Dolomite 0,03 bis 0,14 (Mittelwert 0,095). Die Mn/Fe-Verhältnisse in
den untersuchten Profilen sind aus der Tab. 8 und Abb. 29 ersichtlich. Sie sind mit
den Angaben von Wedepohl (1969, Kap. 25-K/6) gut vergleichbar, der für Kalk-
steine verschiedener Alter und Fazies ein allgemeines Mn/Fe-Verhältnis von 0,12
anführt und stimmen auch mit den Daten von Weber (1964) überein, der für
Dolomite ein allgemeines Mn/Fe-Verhältnis von 0,098 angibt.
Abb. 29. Korrelation zwischen den Fe- und Mn-Gehalten in den unterschiedlichen Gesteinen.
A - E^chsteinkalk, B - Hauptdolomit
Sl. 29. Korelacija med železom in manganom v raziskanih vzorcih. A - Dachsteinski apnenec,
B - Glavni dolomit
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	147
Natrium
Literaturübersicht
Natrium als Spurenelement in rezenten und fossilen Karbonaten ist bisher in
geringerem Umfang untersucht worden als z.B. Strontium, Magnesium und andere
Elemente.
Tab. 9. Na-Gehalte in rezenten karbonatischen Sedimenten und fossilen Karbo-
natgesteinen
Tabela 9. Vsebnost natrija v recentnih sedimentih in v starejših karbonatnih
kamninah
148	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Umfangreiche Daten liegen erst aus den letzten Jahren vor. Dabei stehen zwei
Fragen im Vordergrund der Untersuchungen: (1) die Änderung der Natriumgehalte
in Abhängigkeit von diagenetischen Prozessen und (2) der mögliche Einbau von
Natrium in Karbonate in Abhängigkeit von der Salinität des Wassers, in dem diese
Karbonate gebildet wurden und werden.
Die Frage der Änderung von Na-Gehalten durch diagenetische Vorgänge haben
z.B. Land & Hoops (1973) und Kit a no et al. (1975) behandelt. Die Na-Gehalte
rezenter Karbonatskelette mariner Organismen, die meist aus Aragonit und/oder
Magnesiumcalcit bestehen, betragen im allgemeinen einige 1000 ppm.
Ähnliche Untersuchungen wurden auch an dolomitischen Gesteinen durchge-
führt (Fritz & Katz, 1972). In vielen Fällen scheinen aber vorwiegend die Salin-
itätsverhältnisse in Wasser des Bildungsraumes von entscheidender Bedeutung für
die Natrium-Gehalte fossiler Karbonate zu sein.
Rao & Naqvi (1977) untersuchten die Zusammenhänge und unterschiedlichen
Wirkungsgrade von primären faziellen Verhältnissen und den dadurch bedingten
Na-Gehalten sowie der nachfolgenden frühen und/oder späten diagenetischen Ver-
änderungen. Für ordovizische Kalke und Dolomite fanden sie eine Abhängigkeit der
Natrium-Gehalte von der primären faziellen Stellung als auch von den diageneti-
schen Vorgängen.
Tab. 10. Na-Gehalt in den untersuchten Proben sowie in den
unterschiedlichen Karbonatgesteinstypen
Tabela 10. Vsebnost natrija v raziskanih kamninah
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	149
Na-Gehalte in den untersuchten Gesteinen
Die Na-Gehalte in den untersuchten Profilen der verschiedenen Lokalitäten sind
in Tab. 10 aufgelistet.
Die geringsten Natrium-Gehalte (25 bis 70ppm, Mittelwert 35ppm; 84 Proben)
sind an reine Kalksteine gebunden.
Erheblich (etwa 3-fach) höhere Natrium-Gehalte als im Kalkstein sind in den
dolomitischen Proben festgestellt worden. Reine Dolomite (Hauptdolomit) weisen 40
bis 390 ppm Na auf. Die Mittelwerte der Na-Gehalte in den einzelnen Profilen
betragen 85 bis 144ppm. Im Profil T-I (an der Grenze zwischen Hauptdolomit und
Dachsteinkalk) wurden allerdings durchschnittlich 210 ppm Na gefunden. Allgemein
enthalten mikritische Dolomite mehr Natrium als grobkristalline Dolomite.
Frühdiagenetisch dolomitisierte Kalksteine weisen 35 bis 520ppm Na auf (Mittel-
wert 140ppm Natrium). Eine positive Korrelation zwischen dem Na-Gehalt und dem
Dolomitisierungsgrad der Kalksteine ist relativ deutlich ausgeprägt und ist in Abb.
30 dargestellt.
Diskussion der Ergebnisse
Es zeigt sich, daß besonders die frühdiagenetischen Dolomite mehr Natrium
enthalten als die Kalksteine. Diese Erhöhung wird vor allem der höheren Salinität
von Porenlösungen im supratidalen Milieu während der Dolomitisierung der Sedi-
Abb. 30. Korrelation zwischen dem Na-Gehalt und dem Dolomitanteil der frühdiagenetisch
dolomitisierten Kalksteine.
K - durchschnittler Na-Gehalt im Dachsteinkalk; T-III, T-I, B-II - durchschnittliche Na-
Gehalte in den einzelnen Profilen des Hauptdolomits (früh- und spätdiagenetische Dolomitisie-
rung)
Sl. 30. Korelacija med vsebnostjo natrija in deležem dolomita v zgodnjediagenetskem dolomiti-
ziranem apnencu.
K - srednja vsebnost natrija v dachsteinskem apnencu; T-III, T-I in B-II - srednja vsebnost
natrija v profilih glavnega dolomita, ki ga je zajela zgodnja in pozna dolomitizacija
150	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Kalzit
Dolomit
Abb. 31. Vergleich der Abhängigkeit der Na-Gehalte von der frühdiagenetischen (Profile
A und B) und der spätdiagenetischen Dolomitisierung (Profil C); aus Ogorelec & Rothe
(1979)
Sl. 31. Vsebnost natrija v odvisnosti od zgodnjediagenetske (profila A in B) in kasnodiage-
netske dolomitizacije (profil C). Iz: Ogorelec in Rothe, 1979
mente zugeschrieben. Diese primär-faziell bedingte Natriumverteilung hat sich in
den Gesteinen weitgehend bis heute erhalten. Gegenüber rezenten Vergleichsdaten
(Land & Hoops, 1973; Milliman, 1974) sind die absoluten Gehalte aber etwa
um den Faktor 10 abgereichert. Dafür sind spätdiagenetische Prozesse, vor allem die
Zirkulation meteorischer Wässer verantwortlich, die das leicht mobilisierbare
Natrium abgeführt haben.
Nach Fritz & Katz (1972) ist der Natrium-Gehalt im Dolomit-Kristallgitter
von dem geologischen Alter der Porenlösungen, die den Dolomitisierungsprozeß
bewirkt haben, und von der Größe der Dolomitkristalle abhängig. Sehr kleine
Kristalle in supratidal gebildeten, frühdiagenetischen Dolomiten enthalten mehr
Natrium als grobkristalline, spätdiagenetische Dolomite. Dies wird auch von den
vorliegenden Untersuchungen bestätigt.
Gelegentlich können spätdiagenetische Einflüsse so stark sein, daß die ursprüng-
lich faziell bedingte Natriumverteilung in den Gesteinen völlig verändert wird. Das
ist aus dem Vergleich von drei Profilen des Dachsteinkalks, des Lias-Kalksteins und
des Hauptdolomits (Abb. 31) zu ersehen (Ogorelec & Rothe, 1979).
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	151
In den Profilen A und B, die neben den Kalken frühdiagenetische Dolomit-Lagen
enthalten, zeigt sich ein deutlicher Zusammenhang zwischen mineralogischer
Zusammensetzung, Fazies und Natriumgehalten.
Sauerstoff- und Kohlenstoff-Isotope
Einleitung
Die Analyse der Isotopenzusammensetzung von Sauerstoff und Kohlenstoff in
Karbonatgesteinen stellt eine geochemische Untersuchung dar, die häufig zur Unter-
stützung der Interpretation diagenetischer Abläufe herangezogen wird.
Ferner kann man unter der Voraussetzung, daß die Isotopenzusammensetzung
von Mineralen die Isotopenzusammensetzung der Lösung widerspiegelt, aus der sie
ausgeschieden werden (Urey, 1947), auf die physikalisch-chemischen Bedingungen
des Ablagerungsraums, wie z.B. Temperatur und Salinität der Lösungen, schließen.
Die Isotopenzusammensetzung beider Elemente wird gewöhnlich als Abweichung
von einem Standard in Promille angegeben:
Als Bezugsgröße dienen hierbei für Sauerstoff der PDB-Standard (Belemnit der
Peedee-Formation der Nord Carolina, Oberkreide - Urey et al., 1951) und der
SMOW-Standard (Standard Mean Ocean Water - Craig, 1961). Die Beziehung
beider Standards wird durch folgende Gleichung angegeben:
öOskiow = ÒOÌÌLb • 1,03 - 30,37 (Friedman & O'Neil, 1977).
Bei der Ausscheidung von Karbonatmineralen aus dem Meerwasser hängt deren
Isotopenzusammensetzung nach McCrea (1950) von der Isotopenzusammensetzung
des Meerwassers und dessen Temperatur ab. Da die Isotopenzusammensetzung des
Meerwassers seit dem Paläozoikum wahrscheinlich konstant geblieben ist (Hoefs,
1973), ist von den beiden auf die Isotopenzusammensetzung der Karbonate einwir-
kenden Faktoren nur die Temperatur bei ihrer Bildung von Bedeutung. Die Tempera-
turabhängigkeit des Verhältnisses О^^^/О^® ist die Basis für die Paläotemperatur-
Bestimmungen, die nach eingehenden Untersuchungen des Systems СаСОз-НгО
durchgeführt wurden. Folgende empirische Formel für die Berechnung der Paläot-
emperatur wurde von Epstein & Mayeda (1953) erstellt:
t°C = 16,5-4,3 (òOy^B) - 0,14
Dabei muß berücksichtigt werden, daß sich die ursprüngliche Isotopenzusam-
mensetzung der Karbonatgesteine aufgrund von diagenetischen Prozessen wesent-
lich verändern kann. Dies kann zu falschen Paläotemperatur-Besimmungen führen.
152	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Die diagenetische Umwandlung von metastabilen Karbonatphasen in stabile Modifi-
kationen spielt dabei eine besondere Rolle. Ferner ist eine mögliche Anreicherung der
Karbonatminerale mit dem leichteren Sauerstoff-Isotop bei Prozessen in der meteo-
risch phi'eatischen und vadosen Zone zu berücksichtigen. Daher sollten die Paläot-
emperatur-Bestimmungen nur an diagenetisch offensichtlich kaum beanspruchten
Gesteinsproben durchgeführt werden.
Die Evaporation von Meerwasser in inter- und supratidalem Milieu gilt allgemein
als wesentlicher Faktor bei der Interpretation des Ablagerungsraumes von Karbo-
natgesteinen aufgrund der Isotopenverhältnisse. Hier wird das schwerere Sauerstof-
isotop angereichert und findet sich daher in den unter erhöhter Salinität gebildeten
Mineralphasen wieder. Spätere diagenetische Umkristallisationen können allerdings
auch diese Verhältnisse wieder überprägen.
Die Isotopenzusammensetzung der untersuchten Gesteine
Die Isotopenzusammensetzung von Sauerstoff und Kohlenstoff wurde an 32
Proben von obertriadischen Karbonatgesteinen aus dem Untersuchungsgebiet
gemessen. Um auch das Maß der diagenetischen Einflüsse erfassen zu können,
wurden neben der Feststellung des Hauptlithotyps auch die Zementbildungen von
Kalksteinen und Dolomiten untersucht. Diese Daten sind auch für die Vergleiche der
O- und C-Isotopenzusammensetzung des Dachsteinkalks aus den nördlichen Kalkal-
pen (Gökdag, 1974; Fabricius et al., 1970) interessant.
Die analysierten Proben bestehen - außer in zwei Fällen - aus reinem Calcit oder
reinem Dolomit. Dies wurde mikroskopisch und röntgenograpisch überprüft. Die
Proben wurden in vier Gruppen entsprechend ihrer Lithofazies aufgeteilt (Tab. 11):
Reiner Kalkstein: Es handelt sich um biomikritische, biopelmikritische und
oolithische Kalke. Zwölf Proben wurden auf ihre Isotopenzusammensetzung {bO^^
und ÒC'-') untersucht. Dabei wurden folgende Werte ermittelt:
ÒO'"' - 0,82%,, bis -3,38%«
ÒO'« = -1,52%« ,PDB)
ÒCI-^ = +0,90 %o bis +2,66 %o
òC^-^ = +l,70%o
Calcitzement: Es wurden Radialcalcit-Zemente untersucht, die in Korrosions-
hohlräumen und herausgelösten Megalodontenschalen ausgefällt wurden.
Sechs Proben zeigen eine sehr einheitliche Isotopenzusammensetzung, die sehr
ähnlich denen von Kalkstein ist (Abb. 33). Die òO'^-Werte liegen zwischen -0,6 und
-2,1 %o, im Durchschnitt bei etwa -1,3 %o.
Eine geringe Anreicherung des leichteren C-Isotops zeigt die Probe T-V/2b, die
Ausfüllungen von Trockenrissen im dolomitisierten Kalkstein darstellt. Der Wert
von -l,9%o für òC'-^ weist auf die Anwesenheit von organischem CO2 bzw. auf
Einflüsse meteorischen Wassers während der Calcitbildung hin. Der òO^^-Gehalt in
der gleichen Probe beträgt -3,0 %o.
Die Isotopenzusammensetzung von zwei Gravitationszementen (T-II/35 und 36)
liegt im Bereich des »Kalkstein-Feldes« (Abb. 32). Der Gehalt von òO'« beträgt -3,0
und -1,7 %o, von òC'-^ +3,3 und +2,7 %o. Normalerweise ist Calcit, der unter meteori-
schen Bedingungen gefällt wurde, mit dem leichten Sauerstoffisotop angereichert.
Die höheren Werte - als erwartet - können wahrscheinlich auf die Probenpräpara-
tion zurückgeführt werden. Weil die Ränder des Gravitationszements kaum einige
Tab. 11. Stabile Isotopengehalte (бО'« und ôCi^) des Dachsteinkalks und des Hauptdo-
lomits, SW Dinariden Sloweniens.
Die Analysen der Proben mit Bezeichnung* wurden von Prof. Dr. J. Hoefs (Geoche-
misches Institut der Universität, Göttingen), die übrigen aber von Dr. T. Dolenec
(Inštitut Jožef Stefan, Ljubljana) durchgeführt
Tabela 11. Sestava stabilnih izotopov бО'® in ôCi^ v dachsteinskem apnencu in
glavnem dolomitu jugozahodne Slovenije.
Vzorci z zvezdico so bili analizirani na Geokemičnem inštitutu Univerze v Göttingenu
(prof. dr. J. Hoefs), vsi drugi pa na Inštitutu Jožef Stefan v Ljubljani (prof. dr. T.
Dolenec)
154	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Abb. 32. Stabile Isotopengehalte (бО^^ und ÓC'^) des Dachsteinkalks und des Hauptdolomits, SW
Dinariden Sloweniens
Sl. 32. Sestava stabilnih izotopov бО'® in бС^^ dachsteinskega apnenca in glavnega dolomita
Dinaridov jugozahodne Slovenije
zehn ^im dick sind, können sie sehr schwer ohne Verunreinigung isoliert werden. Das
Nebengestein und der Sparit-Zement aus den inneren Teilen von Poren können die
Isotopengehalte verfälschen. Trotzdem zeigen aber beide Proben innerhalb des
»Kalkstein-Feldes« mit die niedrigsten óO^'^-Werte.
Dolomit: Mikritische, biomikritische und stromatolithische Strukturen herrschen
vor. Durchwegs liegen frühdiagenetische Dolomite vor. Es wurden 7 Proben unter-
sucht, die folgende Gehalte aufweisen:
б018 = +l,3%obis +2,93 %o
б018 = +2,05%o (PDB)
ÒC13 = +2,7 %o bis 4,26 %o
ÒC13 = +3,3 %o
Dolomit-Zement: Es liegt stets Drusen-Zement mit bis zu 400 ¡.im großen Kristal-
len vor, der als Füllungen von Trockenrissen und Schrumpfporen sowie als Zement
zwischen Onkoiden auftritt.
Im Vergleich zu dem mikritischen Dolomit ist in drei Proben das leichtere O-
Isotop angereichert, so daß sich die Werte dem »Kalkstein-Feld« (Abb. 32) nähern,
während die òC^^-Gehalte unverändert sind. Die ÓQi^-Werte schwanken zwischen
-0,4 %o und -3,5 %o, die òC^^-Werte zwischen +2,8 %o und +4,1 %o. Ganz außerhalb des
»Kalkstein- und Dolomit-Feldes« befindet sich, die Probe eines spätdiagenetischen
Dolomits mit sacharoider Struktur. Von allen untersuchten Proben ist diese am
meisten mit dem leichten 0-Isotop angereichert. Der òO^^-Wert der Probe beträgt
-5,4 %o. Der òC^^-Wert von +0,3 %o liegt ebenfalls im Bereich der geringsten Werte, die
gemessen wurden.
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	155
Diskussion der Resultate
Obwohl nur 32 Kalkstein- und Dolomitproben auf ihre Isotopenzusammenset-
zung untersucht wurden, zeigen sich charakteristische Unterschiede zwischen den
einzelnen Probengruppen. Die Ergebnisse sind mit den òOi®- und òC^^-Daten gut
vergleichbar, die für Dachsteinkalk und Dolomit aus den Nördlichen Kalkalpen
(G ö k d a g, 1974) sowie aus benachbarten mediterranen Gebieten (F a b r i c i u s et al.,
1970) bekannt sind.
Biomikritische und oolithische Kalke weisen und òC'-^-Gehalte auf, die für
Kalksteine eines flachmarinen Bildungsmilieus mit normaler Salinität charakteri-
stisch sind.
Die Ergebnisse von 12 Kalksteinproben, die keine extremen diagenetischen Ver-
änderungen erfahren haben, können zur Interpretation der Paläotemperatur heran-
gezogen werden. Demnach wurde der Dachsteinkalk der slowenischen Dinariden bei
Temperaturen zwischen 20,4°C und 30,6°C (Häufigkeitswert bei 24°C) abgelagert.
Die 00^^- und òC^^-Werte der Analysen des Radialcalcit-Zements, der Lösungs-
hohlräume (vugs) und herausgelöste Megalodontenschalen (molds) ausfüllt, liegen im
Bereich der Daten von diagenetisch wenig veränderten Kalken. Aufgrund der Iso-
topengehalte können Süßwassereinflüsse bei der Zementbildung ausgeschlossen
werden. Daraus kann man schließen, daß die Zementierung der Hohlräume im
Dachsteinkalk submarin unter ähnlichen Bedingungen erfolgte wie die Sedimenta-
tion der Megalodonten-Bänke. Eine Ausnahme hiervon stellen Proben (Drusen-
Zemente) von Kalksteinen mit Schrumpfporen und Gravitationszemente dar.
Die in diesen Zementen festgestellte, relative Anreicherung mit dem leichteren
Sauerstoffisotop wird als Süßwassereinfluß interpretiert.
Die untersuchten Dolomite sind im Vergleich zu den Kalksteinen an schwereren
Sauerstoff- und Kohlenstoffisotopen um 3 bis 4 %o bzw. um 1 %o angereichert (Abb.
32). Die Anreicherung von schwereren Sauerstoff- und Kohlenstoffisotopen (òO^^ und
бC^^) in Dolomit wurde mehrfach beschrieben (Degens, 1967; Hoefs, 1973) und
von Degens & Epstein (1964) theoretisch erklärt. Fritz & Smith (1970)bestä-
tigten die Überlegungen experimentell. Die Studien haben gezeigt, daß der Dolomit,
der bei normalen Temperaturverhältnissen (ca. 25°C) entstanden ist, im Vergleich
mit Calcit, der unter gleichen Bedingungen gebildet wurde, eine Anreicherung um
4-7%o aufweist (Northrop & Clayton, 1966). Dies wird mit verschiedenen
Fraktionierungsfaktoren zwischen Calcit und Dolomit erklärt.
Andere Autoren (Berner, 1965; Supko, 1977) dagegen nehmen an, daß die
isotopisch »schwereren« Dolomite unter Mitwirkung von salinaren Porenlösungen
entstanden sind, die mit dem Oi^ wegen der Evaporation angereichert wurden. Diese
Interpretation steht mit der sedimentologischen Interpretation der hier untersuchten
Proben des Hauptdolomits in Einklang. Es handelt sich um mikritische und stroma-
tolithische Dolomite, die frühdiagenetisch im Litoralbereich bei erhöhter Salinität
gebildet worden sind.
Sparitische Dolomite aus Schrumpfporen und Zementen zwischen Onkoiden
weisen im Vergleich zu den Dolomikriten eine Anreicherung des leichten Sauerstoffi-
sotops von 2-5 %o auf. Diese Werte liegen damit im »Kalkstein-Feld« (Abb. 32). Dies
kann dadurch erklärt werden, daß die stromatolithischen und onkoidischen Struktu-
ren frühdiagenetisch dolomitisiert wurden, während die Zemente zunächst aus
calcitischem Sparit bestanden. Der Sparit wurde später dolomitisiert. Dabei sind die
relativen Gehalte an leichteren Isotopen übernomrnen worden.
156	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Die Ergebnisse zeigen ferner, daß bei der spätdiagenetischen Dolomitisierung, die
die vollständige Dolomitisierung des Gesteins bewirkte, Lösungen mit Beimengun-
gen von vadosem Wasser wirksam waren. Daher zeigt der körnige Dolomit eine
relative Anreicherung der leichteren Sauerstoffisotopen.' Ahnliche Ergebnisse haben
Fritz & Katz (1972) von einem devonischen Dolomit aus Kanada beschrieben.
Während die Dolomikrite, die frühdiagenetisch unter litoralén Bedingungen entstan-
den sind, mit den schwereren Isotopen angereichert sind, enthalten die sparitischen
Zemente und der zuckerkörnige Dolomit, als typisch spätdiagenetische Bildungen,
bis zu 10 %o mehr des leichteren Sauerstoffisotops. Eine Anreicherung der leichteren
Isotopen von etwa 2%o beschreibt auch Gökdag (1974) aus dem Dachsteinkalk der
Nördlichen Kalkalpen.
Zusammenfassende Diskussion der geochemischen Untersuchungen
Nachfolgend aufgeführte Faktoren beeinflussen die Verteilung der Spurenele-
mente in Karbonatgesteinen wesentlich. Eine bedeutende Rolle spielt die primäre
Konzentration der Elemente in den Lösungen, aus welchen die karbonatischen
Minerale ausgeschieden werden (das Verhältnis Spurenelement/Ca). Weiterhin von
Bedeutung sind die physiko-chemischen Bedingungen im Ablagerungsraum, die
Zusammensetzung der diagenetisch wirksamen Lösungen, die sich in den frühdiage-
netischen Umbildungen von Aragonit und Mg-Calcit in die stabilen Minerale Calcit
und Dolomit äußern sowie die Einflüsse von meteorischen Wässern und die damit
verbundenen spätdiagenetischen Prozesse.
Die Vergleiche von rezenten karbonatischen Sedimenten mit fossilen Karbonat-
gesteinen zeigen, daß primär vorhandene Gehalte an Eisen und Mangan in den
primären Karbonatmineralen sich bei der Transformation von metastabilen Karbo-
naten (Aragonit und Mg-Calcit) in die stabilen Modifikationen (Calcit und Dolomit)
nicht wesentlich ändern.
Völlig anders aber verhalten sich Strontium und Natrium, die bei den Mineralum-
bildungen merklich um den Faktor 10 oder mehr abgereichert werden. Dies geschieht
meist schon unter frühdiagenetischen Bedingungen. Strontium zeigt allgemein das
»normale Verhalten«; die konstante Abnahme der Konzentration im Laufe der
Diagenese (z.B. Kinsman, 1969; Veizer & Demovic, 1974). Hierbei enthält der
Dolomit im Vergleich zum Kalkstein in der Endphase der Diagenese nur noch etwa
halb so viel Strontium. In den hier untersuchten Profilen Sloweniens ist eine regio-
nale Strontium-Abnahme von W nach E zu beobachten. Das kann teils mit der
primären Faziesverteilung aufgrund der paläogeographischen Verhältnisse, teils
aber mit intensiveren diagenetischen Prozessen im E des Untersuchungsgebiets
gedeutet werden, die auch zu der umfangreicheren Dolomitisierung des karbonati-
schen Komplexes in gleicher Richtung geführt haben.
Im Vergleich mit rezenten Sedimenten werden in der Diagenese-Endphase die
Gehalte an Natrium, das ein sehr leicht lösliches und mobiles Element ist, stark
vermindert. Die Natrium-Konzentration wird dabei etwa um den Faktor 10- verrin-
gert. Die Dolomitisierungsprozesse, besonders während der Frühdiagenese, vermin-
dern die Natrium-Gehalte in Dolomiten nicht so stark wie in Kalksteinen (Tab. 12).
Der Grund dafür liegt in salinaren Porenlösungen, die ein hohes Na/Ca-und Mg/Ca-
Verhältnis aufweisen. Bei der späten Dolomitisierung ist die Natrium-Anreicherung
weniger deutlich. Ein unterschiedlich starker Einfluß des Durchsatzes von meteori-
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	157
Tab. 12. Spurenelement-Gehalte der verschiedenen Gesteinstypen. Zusam-
menfassung der Werte aus allen untersuchten Profilen. Mittelwerte ohne
Klammern, Extremwerte in Klammern
Tabela 12. Vsebnost slednih prvin v različnih tipih kamnin. Zbirna tabela
analiz vseh raziskanih vzorcev, srednje vrednosti. V oklepajih so podane
ekstremne vrednosti za posamezne elemente
sehen Wässern kann zu einer erheblichen Verminderung der Natrium-Gehalte wäh-
rend der Spätdiagenese auch im Dolomit führen (Abb. 33).
Es kann angenommen werden, daß es im Zuge der Dolomitisierung im Vergleich
zum Kalkstein zu einer Erhöhung der Eisen- und Mangan-Gehalte gekommen ist.
Dies kann besonders in dem feinkristallinen frühdiagenetischen Dolomit beobachtet
werden. Diese Tatsache kann mit der besseren Möglichkeit des Einbaus von Eisen
und Mangan in das zu dieser Zeit weniger geordnete Kristallgitter des Dolomits
erklärt werden. Grobkristalline Dolomite dagegen weisen geringere Gehalte beider
Elemente auf.
Im allgemeinen liegen die Gehalte der analysierten Spurenelemente in dem
untersuchten Karbonatkomplex der oberen Trias und des Lias in den slowenischen
Dinariden im Rahmen der bisher allgemein publizierten Werte (vgl. Tab. 4, 7 u. 9).
ZUSAMMENFASSUNG
Die vorliegende Arbeit behandelt die mikrofaziellen, diagenetischen und geoche-
mischen Merkmale des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits in SW-Slowenien. In
geringerem Umfang wurden auch Schichten des Oberkarn mit erfaßt.
Oberkarnischer Dolomit mit Mergel-Zwischenlagen: Dieser Komplex, der auf
Schiefern und Pyroklastiten liegt, ist 100 bis 250 m mächtig. Das oberkarnische Alter
des Dolomits ist durch die Alge Poikiloporella duplicata Pia angezeigt. Der Dolomi-
krit und pelmikritische Dolomit ist feingeschichtet. Er ist dunkel gefärbt und hat im
allgemeinen mehr als 96% Gesamtkarbonatgehalt. Im Gebiet von Borovnica treten
im Dolomit auch vereinzelt kleine Hornstein-Linsen auf.
Der Ablagerungsraum wird als ruhiger, flacher Innenschelf mit lagunärem Cha-
rakter (restrict-ed shelf) und häufig litoralen Bedingungen interpretiert. Die litoralen.
158	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Bei der Frühdiagenese treten "Sprünge" auf, bei denen der Dolomit (D)
direkt aus Aragonit (A) und Mg-Calcit (MgC) ohne die Calcit (C) -
Zwischenphase gebildet wird.
Die primären Konzentrationen der Elemente variieren sehr in Abhängigkeit
von den Eh- und pH- Bedingungen
Med zgodnjo diagenezo pride do "skokov" pri katerih nastaja dolomit (D)
direktno iz aragonita (A) in Mg- kalcita (MgC), brez vmesne kalcitne (C)
faze.
Na prvotne koncentracije naštetih prvin močno vplivajo Eh in pH pogoji v
sedimentacijskem okolju
Abb. 33. Schematische Darstellung der Veränderung der Gehalte einzelner Spurenelemente
in den Karbonatgesteinen unter dem Einfluß der Diagenese.
Die Zahlen bedeuten den durchschnittlichen Gehalt der einzelnen Elemente in den analysi-
erten Proben des Kalksteins (K), des »frühdiagenetischen« Dolomits (D I) und des »spätdi-
agenetischen« Dolomits (D II)
Sl. 33. Shematski prikaz sprememb vsebnosti slednih prvin v karbonatnih kamninah
v odvisnosti od stopnje diageneze.
Številke predstavljajo poprečne vsebnosti elementov v analiziranih vzorcih apnenca (K),
zgodnj ediagenetskega dolomita (D I) in kasnodiagenetskega dolomita (D II)
intertidalen Gebiete sind durch stromatolithische Folgen und Karbonatgesteine mit
Schrumpfporen gekennzeichnet.
Hauptdolomit: Etwa 800 m der untersuchten Schichtfolge gehören zum Hauptdo-
lomit. Er ist in Gesamt SW-Slowenien monoton und rein dolomitisch entwickelt. Das
norisch-rätische Alter des Dolomits kann aufgrund von großen Megalodontiden und
stratigraphisch leitenden Foraminiferen {Involutina Kristan-Tollman u.a.) bewiesen
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	159
werden. Die Folge ist durch rhythmische Wechsel von sparitischem Dolomit mit
Stromatolithlagen, Laminit und supratidalen Konglomerat charakterisiert. Eine so
mächtige und monotone Abfolge von Dolomitschichten deutet auf eine langsame und
gleichmäßige Absenkung einer Karbonat-Plattform hin. Die Zyklotheme, unter wel-
chen der sub- bis intertidale Typ überwiegt, erreichen Mächtigkeiten von 0,5 bis 5 m.
Der Dolomit ist meistens hell, sehr rein und enthält über 98% Gesamtkarbonat. Nur
die Stromatolithlagen sind durch organische Beimengungen (<0,1%) dunkler
gefärbt. Stromatolithtypen mit mm-Laminierung sind am häufigsten.
Dachsteinkalk: Er stellt ein laterales Äquivalent des Hauptdolomits dar. Der
Dachsteinkalk ist nur dort erhalten, wo er nicht spätdiagenetisch in Dolomit umge-
wandelt wurde.
Im westlichen Teil des Trnovski gozd und auf dem Plateau von Banjška planota
tritt der Dachsteinkalk in einer bis zu 200 m mächtigen Schichtenfolge auf. Er ersetzt
dort den oberen Teil des Hauptdolomits. Der Dachsteinkalk ist weiter nördlich in den
Julischen Alpen bzw. auf der »Julischen Karbonatplattform« weit verbreitet. Der
Kalkstein ist dickbankig und von heller Farbe.
Es handelt sich vorwiegend um Biomikrite und gelegentlich um Pelmikrite und
Biosparite. Charakteristisch sind Megalodontiden und Skelett-Algen.
Als Ablagerungsraum wird ein flacher Litoralbereich interpretiert. Darauf wei-
sen besonders vereinzelt auftretende Schrumpfporen sowie Trockenrisse und Stro-
matolithlagen hin. Doch zeigen die überwiegend auftretenden Biomikrite an, daß es
nur episodisch zu inter- bis supratidalen Bedingungen kam und flach subtidale
Bedingungen vorherrschten (Abb. 34).
Während der Sedimentation des Dachsteinkalkes ist es mehrmals zu kurzfristigen
lokalen Verlandungen der Karbonatplattform und zur Bildung von Paläokarst
gekommen. Dieser kann aufgrund zahlreicher Korrosionshohlräume und von Hori-
zonten mit intraformationellen Brekzien deutlich erkannt werden.
Der Übergang des Dachsteinkalkes in die hangenden Kalksteine des Jura ist
kontinuierlich. Die Lias-Schichten können in allen Profilen aufgrund der Mikrofos-
silien (Alge Paleodasycladus mediterraneous Pia) erkannt werden. Makroskopisch
enthalten sie keine Horizonte mehr, in denen Texturmerkmale einer litoralen Sedi-
mentation auftreten. Sie sind durch ooidreiche Schichten gekennzeichnet.
Die diagenetische Geschichte der untersuchten Karbonatgesteine ist durch ver-
schiedene Poren- und Zement-Typen sowie durch eine früh- und spätdiagenetische
Dolomitisierung dokumentiert.
An Zementen werden meist allseitige und drusige, marine Zemente gefunden. In
intertidalen und supratidalen Sedimenten treten allerdings auch haüfig Gravita-
tionszemente als Hinweis auf eine meteorisch vadose Diagenese auf. Schrumpfporen
(birds-eyes, Fenstergefüge), die mit granularen Blockzementen gefüllt sind, zeigen
die meteorisch-phreatische Zone an. Oft sind vadose Silte als geopetale Füllungen zu
beobachten.
Die Dolomite werden umfassend anhand der Literatur diskutiert. Dabei werden
als Schwerpunkte die Dolomitisierungsmodelle erörtert.
Die im Hauptdolomit und Dachsteinkalk auftretenden Dolomite können in früh-
diagenetische (im Zusammenhang mit Algenlaminiten und Fenstergefügen) und
spätdiagenetische (die gesamte über 1000 m mächtige Hauptdolomit-Folge mit zer-
störten primären Strukturen) Dolomite unterteilt werden.
Die frühdiagenetischen, mehr feinkristallinen Dolomite stellen Evaporit-Dolo-
mite nach dem Modell des »evaporative pumping« dar, während die Entstehung der
160	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Duchsteinkulk llauptdolomit
Sublitoralcr Bcreich, offener Schelf, episodisch Intertidaler und supratidaler Bereich,
supratidale Bedingungen mil frUhdiagenelischer früh- und spätdiagenetische Dolomiii-
Dolomitisierung, lokale Verlandungen und sierung
Verkarstungen Glavni dolomit
Duchsteinski apnenec Med- in nadplimsko okolje, zgodnja- in
Podplimski pas, odprli Self, občasno nadplimsko kasnodiagenetska dolomitizacija
okolje in pogoji za zgodnjcdiagenctsko dolo-
mitizacijo, lokalne okopniive in zakrasevanje
Abb. 34. Schematische paläogeographische Deutung des Ablagerungsmilieus während des Nor und Rät in dem Gebiet von West-
Slowenien
Sl. 34. Shematski paleogeografski prikaz sedimentacijskega okolja v noriju in retiju na ozemlju zahodne Slovenije
Mikrofacies, diageneza in geokemija dachsteinskega apnenca...	161
spätdiagenetischen, grobkristallinen Dolomite auf die Mischung von Wasserkörpern
(mixing water) zurückzuführen ist.
Frühdiagenetische Dolomite weisen einen Ordnungsgrad von 0,2-0,5 und einen
geringen Ca-Überschuß bis maximal 3 Mol % auf. Spätdiagenetische Dolomite haben
einen Ordnungsgrad von 0,4-0,7 und sind allgemein stöchiometrisch oder lassen
einen geringen Mg-Überschuß erkennen.
Die geochemischen Ergebnisse werden diskutiert im Hinblick auf die primäre
Konzentration der analysierten Haupt- und Spurenelemente in den Lösungen, aus
denen die Karbonatminerale gebildet wurden. Dabei wird auf die physiko-chemi-
schen Bedingungen im Ablagerungsraum und die Zusammensetzung der spätdiage-
netisch wirksamen Lösungen eingegangen. Besonders wird dabei auf die Stabilität
oder leichte Zunahme der Fe- und Mn-Gehalte und die starke Abnahme der Sr- und
Na-Gehalte im Laufe der Diagenese geachtet.
Aufgrund der mineralogischen, mikrofaziellen und diagenetischen Merkmale
wurden die untersuchten Gesteine in drei Gruppen eingeteilt: 1. reine Kalksteine, 2.
dolomitische Kalksteine; frühdiagenetisch dolomitisiert und 3. reine Dolomite; spät-
diagenetisch dolomitisiert.
Auffallend ist, daß reine Dolomite im Vergleich zu reinen Kalksteinen nur noch
etwa halb so viel Strontium enthalten. Ferner ist eine regionale Abnahme der Sr-
Gehalte von W nach E in den untersuchten Profilen zu beobachten. Dies kann teils
mit primär faziellen Unterschieden, teils aber nur mit intensiveren diagenetischen
Prozessen im E des Untersuchungsgebiets erklärt werden. Hier tritt eine besonders
umfangreiche Dolomitisierung der Karbonatgesteine auf. In feinkristallinen Dolomi-
ten kann ferner beobachtet werden, daß es im Laufe der Dolomitisierung zu einer
Erhöhung der Fe- und Mn-Gehalte im Vergleich zu den gleichalten Kalksteinen
gekommen ist.
Isotopenuntersuchungen zeigen, daß innerhalb der untersuchten Profile biomi-
kritische Kalke Ol® - und C^^ - Gehalte aufweisen, die für ein flach marines Bildungs-
milieu mit normaler Salinität charakteristisch sind. Paläotemperaturbestimmungen
ergaben, daß der Dachsteinkalk der slowenischen Dinariden bei Temperaturen um
24 °C abgelagert wurde.
Drusen-Zemente in Kalksteinen mit Schrumpfporen und Gravitationszemente
lassen allerdings eine relative Anreicherung des leichten Sauerstoffisotops erkennen,
was als Süßwassereinfluß bei ihrer Bildung interpretiert wird. Die Dolomite sind im
Vergleich zu den Kalksteinen an schweren Sauerstoff- und Kohlenstoffisotopen um
3 bis 4%o bzw. um l%o angereichert.
Die spätdiagenetischen, grobkristallinen Dolomite lassen eine relative Anreiche-
rung des leichten Sauerstoffisotops erkennen, die auf Lösungen zurückzuführen ist,
die einen großen Anteil an meteorischem Wasser hatten.
Mikrofacies, diageneza in geokemija dachsteinskega apnenca ter
glavnega dolomita v jugozahodni Sloveniji
V predstavljenem delu so zajete mikrofacialne, diagenetske in geokemične značil-
nosti dachsteinskega apnenca in glavnega dolomita v jugozahodni Sloveniji, na
ozemlju Trnovskega gozda, Banjške planote in Notranjske. V šestih profilih je bilo iz
obeh formacij raziskanih skupno 340 izbranih vzorcev. Težišče raziskave so bile
poleg faciesa še interpretacija paleogeografskih razmer v noriju in retiju, pri diage-
162	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
nezi pa dolomitizacijski procesi. Ugotoviti smo skušali tudi, v kolikšni meri je
v kamninah po dolomitizaciji še ohranjena njena prvotna struktura.
Glavni dolomit je v jugozahodni Sloveniji razvit zelo monotono. Glede na njegovo
litološko podobnost s karbonatnimi kamninami iste starosti v Severnih in Južnih
Alpah (Tirolsko, Dolomiti), se je zanj tudi pri nas udomačilo ime »glavni dolomit«
(Hauptdolomit, dolomia principale). V zahodnem delu Trnovskega gozda in na
Banjški planoti je vrhnji del norijsko-retijskega zaporedja razvit apnenčevo, kot
dachsteinski apnenec, ki predstavlja lateralni različek glavnega dolomita.
Skupna debelina glavnega dolomita se v jugozahodni Sloveniji giblje med 800 in
1200 metri, v zahodnem delu Trnovskega gozda pa na račun dachsteinskega apnenca
le okrog 600 metrov. Značilni fosili za norijsko in za retijsko stopnjo so v dolomitu
redki, zato obeh po fosilih ne moremo ločiti med seboj. Najbolj pomembni in tudi
najbolj pogostni fosili so megalodontidne školjke Triadomegalodon cf. tofanae (Hoer-
nes), Neomegalodon triqueter (Wulfen), polž Worthenia solitaria Bennecke, nadalje
foraminifere Triasina hantkeni Majzon, Involutina sp. in alge (kodiaceje, solenopore,
Thaumatoporella parvovesiculifera Raineri).
Talnino glavnega dolomita sestavlja plastoviti dolomit s polami skrilavega la-
porja in z algo Poikiloporella duplicata Pia, prehod iz retijskega dolomita v jurske
plasti pa je zaradi enakomerne sedimentacije pogosto nejasen oziroma zvezen do
srednjega liasa, ko se množično pojavijo ooliti in alga Paleodasycladeus mediterra-
neus (Pia) ter istočasno izginejo stromatolitne plasti.
Za zaporedje glavnega dolomita je značilno ciklično menjavanje 0,3 do 2 m
debelih plasti mikritnega ali zrnatega dolomita in do največ 50 cm debelih horizontov
dolomita s teksturami, ki so značilne za medplimsko okolje (intertidal environment),
kot so stromatoliti, izsušitve pore, nadplimski konglomerat, onkoidi ter izsušitvene
razpoke in poligoni. Skratka, dokaj podoben razvoj, kot ga poznamo iz loferskega
faciesa. Glede na to, da so plasti z rdečo glino, intraformacijska breča in kraški
fenomeni v glavnem dolomitu dokaj poredki, se naš glavni dolomit nekoliko razlikuje
od klasičnega loferskega razvoja (Fischer, 1964).
Raziskava zajema podrobneje litofacialne tipe med- in nadplimskega sedimenta-
cijskega okolja. Med stromatoliti prevladujejo drobnolaminirane oblike (cryptalgal
laminite) nad »spužvastimi« oblikami. Stromatolitne plasti na terenu izstopajo po
temnejši barvi, kljub temu da vsebujejo zelo malo (pod 0,1%) organske snovi.
Dolomit, ki nastopa v členu C posameznih ciklotem, je po sestavi mikrit, pelmikrit ali
zrnat, je svetle barve in mineraloško zelo čist, saj vsebuje manj kot 0,5% in največ
1,5% nekarbonatne primesi.
Glavni dolomit je nastajal v zelo plitvem, lagunskem okolju zaprtega šelfa
(»restricted environment«), kjer so se menjavale litoralne sedimentacijske razmere
(med- in nadplimsko okolje) s podplimskimi. Tako menjavanje okolja je pogojevalo
nastanek ciklotem. Nastanek ciklične sedimentacije je bil pogojen:
-	s klimo (epizodično nihanje morske gladine)
-	s počasnim tonjenjem karbonatne plošče (»bank model« sedimentacije)
-	z uravnoteženjem med tonjenjem platforme in sedimentacijo.
Podobna sedimentacijska okolja, v kakršnih je nastajal glavni dolomit, opazu-
jemo danes v Perzijskem zalivu in v delih Bahamskega šelfa.
Glede na debelino formacije glavnega dolomita ugotavljamo stopnjo sedimenta-
cije približno na 0,1 mm/letno, podobno kot ugotavlja Fischer (1964) za loferski
razvoj glavnega dolomita v Severnih Alpah.
Dachsteinski apnenec predstavlja lateralni različek glavnega dolomita. Ohranjen
Mikrofacies, diageneza in geokemija dachsteinskega apnenca...	163
je le tam, kjer apnenec ni zajela kasnodiagenetska dolomitizacija in ga »spremenila«
v glavni dolomit. Severno od raziskanega ozemlja, na Julijski karbonatni plošči, pa je
apnenec močno razširjen in prevladuje nad dolomitom.
Formacijo dachsteinskega apnenca sestavljajo pretežno do 2 metra debele plasti
svetlega biomikritnega in biosparitnega apnenca. Med fosili so najpomembnejše alge,
foraminifere in ehinodermi.
Sedimentacijsko okolje dachsteinskega apnenca razlagamo s plitvim priobrežnim
šelfom, oksidacijskimi razmerami in relativno nizkim energijskim indeksom. V pri-
merjavi z glavnim dolomitom se je dachsteinski apnenec odlagal v bolj odprtem delu
šelfa in nekaj metrov globljem okolju sublitorala. Na občasne med- in nadplimske
razmere sedimentacije lahko zaključimo po sicer redkih stromatolitih plasteh in po
izsušitvenih porah (fenestral limestone, loferite). Plasti s temi teksturnimi značil-
nostmi je večidel zajela zgodnjediagenetska dolomitizacija.
Občasno je na karbonatni plošči v noriju in,predvsem retiju prišlo do kratkotraj-
nih okopnitev njenih posameznih delov. V^h primerih se je razvil paleokras, za
katerega so značilne korozojske kaverne ter intraformacijska breča.
Med diagenetskimi značilnostmi raziskanih plasti smo največjo pozornost posve-
tili karbonatnim cementom in dolomitizacijskim procesom. Po vrstah cementov
lahko sklepamo na različna sedimentacijska in diagenetska okolja znotraj karbo-
natne plošče. Tako se npr. v nekaj vzorcih javlja gravitacijski cement, ki je značilen
za meteorsko-vadozno okolje. Večji del apnenca pa je bil cementiran v morsko-
freatičnem in meteorsko-freatičnem okolju.
Na osnovi regionalnih geoloških opazovanj kot tudi po mineraloških in geokemič-
nih analizah ločimo v glavnem dolomitu in dachsteinskem apnencu zgodnje - in
kasnodiagenetsko dolomitizacijo.
Zgodnjediagenetska dolomitizacija kot po pravilu zajema tiste plasti, ki kažejo
značilnosti med- in nadplimskega sedimentacijskega okolja, kot so stromatolitne
plasti, apnenec z izsušitvenimi porami in laminit. Ti dolomiti so drobnozrnati,
večidel mikritni in imajo ohranjeno prvotno strukturo kamnine. Mineraloško kažejo
slabo urejenost kristalne dolomitne rešetke (stopnja urejenosti po Goldsmithu in
Grafu 1958b, se giblje med 0,2 in 0,5) in navadno vsebujejo presežek СаСОз nad
MgCOs. Izotopske analize kažejo, da je dolomit obogaten s težkim izotopom kisika za
3 do 4%o v primerjavi z apnencem iz prikamnine. Predvidevamo, da je večji del
zgodnjediagenetskega dolomita nastal v najbolj zgodnji fazi litifikacije karbonat-
nega sedimenta z modelom kapilarne koncentracije (»capilary concentration« oz.
»evaporative pumping«), ko so se prvotne raztopine, bogate z Mg+-" ioni kapilarno
dvigale v sedimentu.
V nasprotju z omenjenimi plastmi zgodnjediagenetskega dolomita lahko druge
dolomitne plasti glavnega dolomita (člen C loferske cikloteme) opredelimo kot
kasnodiagenetske. Ta dolomit kaže boljšo urejenost kristalne rešetke (0,4 do 0,7) ter
stehiometrično mineralno sestavo, lokalno celo z rahlim presežkom MgCOj. Prvotna
struktura kamnine je večidel zabrisana. Dolomit je bolj debelozrnat, povečini s saha-
roidnim izgledom in je nekoliko porozen (do 5% medzrnskih por, nastalih pri
dolomitizaciji kamnine). Pri razlagi dolomitizacije glavnega dolomita se regionalno-
geološko postavljata v ospredje naslednji dve vprašanji:
-	obdobje, v katerem je prišlo do popolne dolomitizacije prvotnega apnenca in
-	mehanizem oz. model kasnodiagenetske dolomitizacije.
Po terenskih opazovanjih lahko sklepamo, da je prišlo do popolne dolomitizacije
glavnega dolomita relativno zelo kmalu, še v noriju in retiju. To lahko sklepamo po
164	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
tem, da v liasnih brečah v dveh profilih na Trnovskem gozdu in na Banjški planoti
opazujemo poleg apnenčevih blokov in kosov tudi popolnoma dolomitizirane bloke
dolomita.
Težje določljiv kot čas dolomitizacije je dolomitizacijski model za nastanek
glavnega dolomita. Glede na novejše raziskave obsežnih dolomitnih kompleksov je
nastanek tako velike kamninske mase, kot je formacija glavnega dolomita Južnih
Alp, najbolj primeren model mešanja morskih in sladkovodnih pornih raztopin
(»model podzemnega mešanja« oz. »dorag« model dolomitizacije po Badiozama-
niju, 1973).
Vsi vzorci apnenca in dolomita so bili geokemično raziskani na naslednje glavne
in sledne prvine: Ca, Mg, Sr, Fe, Mn, Na in Zn. Na podlagi rezultatov analiz smo
skušali interpretirati procese, ki so vplivali na današnjo vsebnost omenjenih elemen-
tov. Glede na mineralno sestavo, mikrofacies in diagenetske značilnosti so raziskani
vzorci razdeljeni v tri skupine: čiste apnence, dolomitizirane apnence, ki jih je zajela
zgodnjediagenetska dolomitizacija, in čiste dolomite (kasnodiagenetske dolomite).
Koncentracija stroncija in natrija se je v primerjavi z recentnimi sedimenti že
v fazi zgodnje diageneze znižala za 50 do 100 krat, pri čemer vsebuje dolomit
v primerjavi z apnencem v končni fazi diageneze približno polovico vsebnosti
stroncija. Dolomitizacijski procesi, posebno zgodnja diageneza, niso znižali vsebnosti
natrija v dolomitu v tolikšni meri kot v apnencu. Vzrok temu so bile slane porne
raztopine v procesu dolomitizacije sedimenta z visokima razmerjema Na/Ca in Mg/
Ca. Apnenec vsebuje v povprečju 30-40ppm Na, zgodnjediagenetski dolomiti do
500 ppm in kasnodiagenetski dolomit okrog 100 ppm Na.
Pri železu in manganu je prišlo do zelo rahle obogatitve (do 50 %) obeh elementov
v dolomitu, posebno med zgodnjediagenetsko dolomitizacijo, v primerjavi z apnen-
cem.
V	splošnem se vsebnosti analiziranih slednih prvin v raziskanih vzorcih norijsko-
retijskega karbonatnega kompleksa slovenskih Dinaridov gibljejo v mejah dosedaj
znanih in objavljenih literaturnih podatkov.
V	32 izbranih vzorcih je bila raziskana izotopska sestava kisika in ogljika.
Apnenci, ki niso bili posebno prizadeti z diagenetskimi procesi, govore na raziska-
nem prostoru za paleotemperaturo v noriju in retiju med 21 in 30°C, s poprečjem
okrog 24°C. Zgodnjediagenetski dolomiti so obogateni s težkim izotopom kisika za
3-4 %o, medtem ko so kasnodiagenetski dolomiti in dolomitni cementi obogateni
z lahkim izotopom kisika (vpliv meteorskih pornih vod).
Danksagung
Die vorliegende Arbeit konnte dank der langjährigen Zusammenarbeit zwischen
dem Institut für Sedimentforschung der Universität Heidelberg und dem Institut für
Geologie, Geotechnik und Geophysik der geologischen Anstalt (Geološki zavod
Ljubljana) realisiert werden.
Herrn Prof. Dr. G. Müller, Direktor des Instituts für Sedimentforschung der
Universität Heidelberg, der stets für Diskussionen aufgeschlossen war und viele
wertvolle Hinveise gab, möchte der erste Autor für die Möglichkeit seines einjährigen
Aufenthalts im Institut bestens danken. Ebenfalls möchte er Herrn Prof. Dr. R. Koch
vom gleichen Institut (jetzt im Institut für Paläontologie, Erlangen) für alle freundsc-
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	165
haftliche Hilfsleistungen und Diskussionen bei der Endfassung der Dissertation-
Arbeit herzlich danken.
Besonderen Dank schulden wir Herrn Prof. Dr. S. Buser von der Universität
Ljubljana für die Führung im Gelände, sowie für die Redaktionskorrekturen und die
Vorschläge bei der Publikation. Für zahlreiche Diskussionen danken wir noch den
Kollegen vom Geološki zavod Ljubljana Herrn Dipl. Ing. K. Grad und besonders
Herrn Dipl. Ing. J. Štern, der auch die deutsche Übersetzung der ersten Rohschrift der
Arbeit vorgenommen hatte.
Herrn Prof. Dr. J. Hoefs im Geochemischen Institut der Universität Göttingen und
Herrn Prof. Dr. T. Dolenec im Institut Jožef Stefan Ljubljana danken wir für die
Analysen der O- und C-Isotopen, sowie Frau Dipl. Ing. L. Šribar (Geološki zavod
Ljubljana) für die paläontologischen Bestimmungen von Foraminiferen.
Das Aufbaustudium des ersten Autors in Heidelberg (1973/74) und somit die
Durchführung der vorliegenden Arbeit wurde durch die finanzielle Hilfe des Deutsc-
hen Akademischen Austauschdienstes (DAAD) sowie des Ministeriums für Wissensc-
haft und Technologie (MZT) der Republik Slowenien ermöglicht, wofür wir den
beiden Institutionen unseren besten Dank aussprechen.
Literatur
Adams, J. E. & Rhodes, M. L. 1960, Dolomitization by seepage refluxion. Amer. Assoc.
Petrol. Geol. Bull., 44, 1912-1921, Tulsa.
A i t k e n, J. D. 1967, Classification and environmental significance of cryptalgal limestones
and dolomites with illustrations from the Cambrian and Ordovician of southwestern Alberta.
Jour. Sed. Petrol., 37, 1163-1178, Tulsa.
Alderman, A. R. & Skinner, H. C. W. 1957, Dolomite, sedimentation in the southeast of
South Australia. Amer. Jour. Sci., 225, 561-567, New Haven.
Archie, G. E. 1952, Classification of carbonate reservoir rocks and petrophysical conside-
rations. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 36/2, 278-298, Tulsa.
Assereto, R. & Folk, R. L. 1976, Brick-like texture and radial rays in Triassic pisolites of
Lombardy, Italy; a clue to distinguish ancient aragonitic pisolites. Sediment. Geol., 16, 205-222,
Amsterdam.
Assereto, R. L. & Kendall, C. G. St. C. 1977, Nature, origin and classification of
peritidal tepee structures and related breccias. Sedimentology, 24, 153-210, Oxford.
Babic, L. 1968, O triasu Gorskog kotara i susjednih područja. Geol. vjesnik, 21, 11-18,
Zagreb.
Babić, L. 1970, Sphaerocodium or onkoids from the Upper Triassic dolomite of Western
Yugoslavia? Geološki vjesnik, 23, 11-21, Zagreb.
Badiozamani, К. 1973, The Dorag dolomitization model - application to the Middle
Ordovician in Wisconsin. Jour. Sed. Petrol., 43, 965-984, Tulsa.
Badiozamani, K., McKenzie, F. T. & Thorstensen, D. C. 1977, Experimental
carbonate cementation: salinity, temperature and vadosephreatic effects. Jour. Sed. Petrol., 47,
529-542, Tulsa.
Bathurst, R. G. C. 1971, Carbonate sediments and their diagenesis. Developments in
Sedimentology, 12, Elsevier Pubi. Co., 620p., Amsterdam.
Bausch, W. M. 1965, Strontiumgehalte in Süddeutschen Malmkalken. Geol. Rundschau,
55, 86-96, Stuttgart.
Bausch, W. M. 1968, Outlines of distribution of strontium in marine limestones. In: G.
Müller & G. M. Friedman (eds.), Recent developmemts in carbonate sedimentology in Central
Europe. Springer Verlag, 106-115, Berlin.
Bechstädt, T. 1974, Sind Stromatactis und radiaxial-fibröser Calzit Faziesindikatoren?
N. Jb. Geol. Paläont. Mh., 11, 643-663, Stuttgart.
Bechstädt, T. 1975, Zyklische Sedimentation im erzführenden Wettersteinkalk von
Bleiberg-Kreuth (Kärnten, Österreich). N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 249/1, 73-95, Stuttgart.
Behrens, E. & Land, L. S. 1972, Subtidal Holocene dolomite, Baffin Bay, Texas. Jour.
Sed. Petrol., 42/1, 155-161, Tulsa.
166	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Bencini, A. & Turi, A. 1974, Mn distribution in the Mesozoic carbonate rocks from Lima
Valley, Northern Apennines. Jour. Sed. Petrol., 44/3, 774-782, Tulsa.
Berner, R. A. 1965, Dolomitization of the Mid-Pacific atolls. Science, Í47, 1297-1299,
Washington.
Berner, R. A. 1971, Principles of Chemical Sedimentology. Me Graw-Hill, 240p., New
York.
Bernouilli & Wagner, C. W. 1971, Subaerial diagenesis and fossil caliche deposits in
the Calcare Massiccio Formation (Lower Jurassic, Central Apennines, Italy), N. Jb. Geol.
Paläont. Abh., 138, 135-149, Stuttgart.
Billings, G. K. & Ragland, P. C. 1968, Geochemistry and mineralogy of the recent reef
and lagoonal sediments south of Belize (British Honduras). Chem. Geology, 3, 135-153, Amster-
dam.
Blatt, H., Middleton, G. & Murray, R. 1980, Origin of Sedimentary Rocks (2nd
edition). Prentice Hall Pubi. Co., 782p., New Jersey.
Bosellini, A. 1965, Analisi petrográfica della »Dolomia Principale« nel gruppo di Sella
(Regione Dolomitica). Mem. Geopaleont. d'Univ., 1/2, 49-109, Ferrara.
Bosellini, A. 1967, La tematica deposizionale della Dolomia Principale (Dolomiti e Pre-
alpi Venete). Boll. Soc. Geol. It., 68/2, 133-169, Roma.
Bosellini, A. & Rossi, D. 1974, Triassic carbonate buildups of the Dolomites, Northern
Italy. In: I. F. Laporte (ed.), Reefs in time and space. Soc. Econ. Paleont. Min. Spec. Pubi., 18,
209-233, Tulsa.
Bricker, O. P. (ed.) 1971, Carbonate Cements. John. Hopkins Univ. Stud. Geol., 19, 376p.,
Baltimore-London.
Brock, T. D. 1976, Environmental microbiology of living stromatolites. In: M. R. Walter
(ed.). Stromatolites. Dev. in Sedimentology, 20, Elsevier Pubi. Co., 790p., Amsterdam.
Broecker, W. S, & Takahashi, T. 1966, Calcium carbonate precipitation on the Bahama
Banks. J. Geophys. Res., 71, 1575-1602, London.
Buggisch, W. 1974, Die Bellerophonschichten der Reppwand (Gartner-Kofel), Oberperm,
Karnische Alpen. Carinthia II, Ì64<84, 17-26, Klagenfurt.
B u s e r, S. 1965 a. Geološka zgradba južnega dela Ljubljanskega barja in njegovega obrobja.
Geologija, 8, 34-57, Ljubljana.
Buser, S. 1965b, Biološke razmere v Trnovskem gozdu. Geografski vestnik, 37, 128-135,
Ljubljana.
Bus er, S. 1966, Starost plasti z algo Sphaerocodium bornemanni Rothpietz v slovenskih
zunanjih Dinaridih. Geologija, 9, 385-389, Ljubljana.
Bus er, S. 1968 a, Osnovna geološka karta SFRJ, list Gorica 1 : 100.000, Zvezni geol. zavod
Beograd.
Bus er, S. 1968 b, Osnovna geološka karta SFRJ, list Ribnica 1 : 100.000, Zvezni geol. zavod
Beograd.
Buser, S. 1971, Zaključno poročilo o izdelavi osnovne geološke karte lista Tolmin na
Idrijskem področju v letu 1970. Arhiv GZ Ljubljana, 46p. Ljubljana.
Bus er, S. 1973, Tolmač k osnovni geološki karti SFRJ, list Gorica-Palmanova 1 : 100.000,
50p., Beograd.
Buser, S. 1974a, Tolmač k osnovni Geološki karti SFRJ, list Ribnica 1 : 100.000, 60p.,
Beograd.
Bus er, S. 1974b, Zaključno poročilo o izdelavi osnovne geološke karte SFRJ lista Tolmin
v letu 1973. Arhiv GZ Ljubljana, 25p., Ljubljana.
Bus er, S. 1976, Tektonska zgradba južnozahodne Slovenije (Tektonischer Aufbau Süd-
west-Sloweniens). 8. jugosl. geol. Kongr. Bled 1974, 3, 45-58, Ljubljana.
Bus er, S. 1986a,TolmačkosnovnigeološkikartiSFRJ, list Tolmin in Videm 1:100.000, 103
p., Beograd.
Bus er, S. 1986b, Osnovna geološka karta SFRJ, list Tolmin in Videm 1:100.000, Zvezni
geol. zavod Beograd.
Buser, S. 1987, Development of the Dinaric and the Julian carbonate platforms and of the
intermediate Slovenian basin (NW Yugoslavia). Mem. Soc. Geol. Ital. 40, 313-320, Roma.
Buser, S., Grad, K. & Pleničar, M. 1967, Osnovna geološka karta SFRJ, list Postojna
1:100.000, Zvezni geol. Zavod Beograd.
Buser, S. & Radoičič, R. 1975, Prispevki za paleogeografijo področja med Tolminom in
Ljubljano od triasa do eocena. II. Geol. zn. skup znanst. savj. naftu JAZU, p.l (Abstr.), Zagreb.
Bulter, G. P. 1973, Strontium geochemistry of modern and ancient calcium sulphate
minerals. In: B. H. Purser (ed.). The Persian Gulf. Springer Verlag, 423-452, Berlin.
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	167
Caron, M. & Cousin, M. 1972, Le sillon slovène: les formations terrigènes crétacées
unités externes au Nord-Est de Tolmin (Slovénie occidentale). B.S.G.F., 7/14, 34-45, Paris.
Catalano, R., D'Argenio, B. & Lo Cicero, G. 1974,1 ciclotemi di Capo Roma (Monti
di Palermo). Geologica Romana, 13, 125-145, Roma.
Chafetz, H. S. & Butler, J. C. 1980, Petrology of recent caliche pisolites, spherulites and
speleothem deposits from Central Texas. Sedimentology, 27, 497-518, Oxford.
Chilingar, G. V. 1956, Relationship between Ca/Mg ratio and geologic age. Amer. Assoc.
Petrol. Geol. Bull., 40, 2256-2266, Tulsa.
Chilingar, G. V. 1957, Classification of limestones and dolomites on basis of Ca/Mg ratio.
Jour. Sed. Petrol, 27/1, 69-74, Tulsa.
Chilingar, G. v., Bissell, H. J. & Wolf, K. H. 1967, Diagenesis of carbonate rocks. In:
G. Larsen&G. V. Chilingar (eds.), Diagenesis in Sediments. Developments in Sedimento-
logy, 8, Elsevier Pubi. Co., 179-322, Amsterdam.
Choquette, P. W. & Pray, L. C. 1970, Geological nomenclature and classification of
porosity in sedimentary carbonates. Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., 54, 207-250, Tulsa.
Choquette, P. W. & Steinen, R. P. 1980, Mississippian non-supratidal dolomite. Ste.
Genevieve limestone, Illinois basin: Evidence for mixed water dolomitization. In: D. H. Z en-
ger, J.B. Dunham &R. L. Ethington (eds.). Concepts and models of dolomitization. Soc.
econ. Paleont. Mineral. Spec. Pubi., 28, 163-196, Tulsa.
Clayton, R.N., Jones, B.F. & Berner, R. A. 1968, Isotope studies of dolomite formation
under sedimentary conditions. Geochim. Cosmochim. Acta, 32, 415-432, New York.
Cook, P. J. 1973, Supratidal environment and geochemistry of some recent dolomite
concretions, Broad Sound, Queensland, Australia. Jour. Sed. Petrol., 43, 998-1011, Tulsa.
Craig, H. 1961, Standard for reporting concentrations of deuterium and oxygen-18 in
natural waters. Science, 133, 1833-1834, Washington.
D a vi es, P. J. 1972, Trace element distribution in reef and subreef rocks of Jurassic age in
Britain and Switzerland. Jour. Sed. Petrol., 42, 183-194, Tulsa.
Davies, P. J. & Ferguson, J. 1975, Dolomite and organic material. Nature, 255, 472-473,
London.
Def fey es, K. S., Lucia, F. J. & Weyl, P. K. 1965, Dolomitization of Recent and Plio-
Plestocene sediments by marine evaporite waters on Bonaire, Netherlands Antilles. In: L. C.
Pray &R. C. Murray (eds.), Dolomitization and limestone diagenesis, a symposium. Soc.
Econ. Paleont. Min. Spec. Pubi., 13, 71-88, Tulsa.
Degens, E. T. 1976, Stable isotope distribution in carbonates. In: G. V. Chilingar, H.J.
Bissell & R. W. Fairbridge (eds.). Carbonate Rocks; Developments in Sedimentology.
Elsevier Pubi. Co., 9B, 193-208, Amsterdam.
Degens, E. T. & Epstein, S. 1964, Oxygen and carbon isotope ratios in coexisting
calcites and dolomites from recent and ancient sediments. Geochim. Cosmochim. Acta, 28,
23-47, New York.
Dunham, R. J. 1962, Classification of carbonate rocks according to depositional texture.
In: W. E. Ham (ed.). Classification of Carbonate Rocks, a Symposium. Am. Assoc. Petrol. Geol.
Mem., 1, 108-122, Tulsa.
Dunham, R. J. 1969, Vadose pisolites in the Capitan Reef (Permian), New Mexico and
Texas. In: G. M. Friedman (ed.), Depositional Environments in Carbonate Rocks. Soc. Econ.
Paleont. Min. Spec. Pubi., 14, 182-191, Tulsa.
Epstein, S. & Mayeda, T. 1953, Variation of content of waters from natural sources.
Geochim. et. Cosmochim. Acta, 4, 213-224, New York.
Esteban, C. M. 1976. Vadose pisolite and caliche. Bull. Am. Ass. Petrol. Geol., 60,
2048-2057, Tulsa.
E va my, B. D. 1973, The precipitation of aragonite and its alteration to calcite on the
Trucial Coast of the Persian Gulf. In: B. H. Purser (ed.). The Persian Gulf. Springer Verlag,
329-341, Berlin.
Fabricius, F., Friedrichsen, H. & Jacobshagen, V. 1970, Zur Methodik der
Paläotemperatur-Ermittlung in Obertrias und Lias der Alpen und benachbarten Mediteran-
Gebieten. Verh. Geol. B. A., 4, 583-593, Wien.
Fairbridge, R.W. 1957, The dolomite question. Soc. Econ. Paleont. Mineral. Spec. Pubi.,
5, 125-178, Tulsa.
Fischer, A. G. 1964, The Lofer cyclothems of the Alpine Triassic. In: D. F. Meeriam (ed.),
Symposium on cyclic sedimentation. Kansas Geol. Soc. Bull., 169/1, 107-150, Lawrence.
Fischer, A. G. 1975, Tidal deposits, Dachstein limestone of the North Alpine Triassic. In:
R. N. Ginsburg (ed.). Tidal Deposits. Springer Verlag, 235-242, Berlin.
168	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Flügel, E. 1963, Zur Mikrofazies der Alpinen Trias. Jb. Geol. B. A., 106, 205-228, Wien.
Flügel, E. 1972, Mikrofazielle Untersuchungen in der Alpinen Trias, Methoden und
Probleme. Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud., 21, 9-64, Innsbruck.
Flügel, E. 1978, Mikrofazielle Untersuchungsmethoden von Kalken. Springer Verlag,
454p., Berlin.
Flügel, E. 1981, Paleoecology and facies of Upper Triassic reefs in the Northern Calcare-
ous Alps. In: D. F. Toomey (ed.). European fossil reef models. SEPM Spec. Pubi., 30, 291-359,
Tulsa.
Flügel, E. & Ramovš, A. 1961, Fossilinhalt und Mikrofazies des Dachsteinkalkes (Ober
Trias) im Begunjščica-Gebirge, S-Karawanken (NW Slowenien, Jugoslawien). N. Jb. Geol.
Paläont. Mh., 287-294, Stuttgart.
Flügel, H. W. & Wedepohl, K. H. 1967, Die Verteilung des Strontiums in Oberjurassisc-
hen Karbonatgesteinen der nördlichen Kalkalpen. Contr. Mineral. Petrol., 14, 229-249, Heidel-
berg.
Folk, R. L. 1965, Some aspects of recrystallization in ancient limestones. In: L. C. Pray
&R. C. Murray (eds.), Dolomitization and Limestone Diagenesis. A Symposium. Soc. Econ.
Paleont. Min. Spec. Pubi., 13, 14-48, Tulsa.
Folk, R. L. 1974, The natural history of crystalline calcium carbonate: Effect of magnesium
content and salinity. Jour. Sed. Petrol., 44/1, 40-53, Tulsa.
Folk, R. L. & Land, L. S. 1975, Mg/Ca ratio and salinity: Two controls over crystallization
of dolomite. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 59, 60-68, Tulsa.
Fra kes, L. A. 1979, Climates throughout geologic time. Elsevier Sci. Pubi. Co., 310p.,
Amsterdam.
Friedman, G. M. 1964, Early diagenesis and lithification in carbonate sediments. Jour.
Sed. Petrol., 34, 777-813, Tulsa.
Friedman, G. M. 1968, The fabric of carbonate cement and matrix and its dependence on
the salinity of water. In: G. Müller & G. M. Friedman (eds.). Recent developments in
carbonate sedimentology in central Europe. Springer Verlag, 11-20, Berlin.
Friedman, G. M., 1969, Trace elements as possible environmental indicators in carbonate
sediments. In: G. M. Friedman (ed.), Depositional environments in carbonate rocks. Soc.
Econ. Paleont. Mineral. Spec. Pubi., 14, 193-200, Tulsa.
Friedman, G. M., 1980, Dolomite is an evaporite mineral: Evidence from the rock record
and from sea marginal ponds of the Red Sea. In: D. H. Zenger, J. B. Dunham & R. L.
Ethington (eds.). Concepts and models of dolomitization. Soc. Econ. Paleont. Mineral. Spec.
Pubi., 28, 69-80, Tulsa.
Friedman, I. & O'Neil, J. R. 1977, Compilation of stable isotope fractionation factors of
geochemical interest. In: Fleischer M. (ed.), Data of Geochemistry, 6"^ ed., U. S. Geol. Surv.
Prof. Paper 440, Washington.
Friedman, G. M. & Sanders. J. E. 1967, Origin and occurrence of dolostones. In: G. V.
Chilingar, H. J. Bissell &R. W. Fairbridge (eds.), Carbonate rocks. Part A: Origin,
occurrence and classification. Developments in Sedimentology 9 A, Elsevier Pubi. Co., 267-348,
Amsterdam.
Friedman, G. M. & Sanders, J. E. 1978, Principles of sedimentology. John Wiley and
Sons, 792p.. New York.
Fritz, P. & Katz, A. 1972, The sodium distribution of dolomite crystals. Chem. Geology,
10, 237-244, Amsterdam.
Fritz, P. & Smith, D. G. W. 1970, The isotopie composition of secondary dolomites.
Geochim. Cosmochim. Acta, 34, 1161-1173, New York.
Fruth, T. & Scherreiks, R. 1975, Facies and geochemical correlations in the Upper
Hauptdolomit (Norian) of the Eastern Lechtaler Alps. Sed. Geology, 23/1,, 27-45, Tulsa.
Füchtbauer, H. (ed.) 1969, Lithification of carbonate sediments. Pts. 1 and 2. Sedimento-
logy, 12, 7-159, 163-322, Oxford.
Füchtbauer, H. 1980, Experimental precipitations of ferroan calcites. Europ. Inter.
Sedim. Congr., 170 (Abstr.), Bochum.
Füchtbauer, H. & Goldschmidt, H. 1965, Beziehungen zwischen Calciumgehalt und
Bildungsbedingungen der Dolomite. Geol. Rundschau, 55, 29-40, Stuttgart.
Füchtbauer, H. & Müller, G. 1970, Sedimente und Sedimentgesteine. Sediment-
Petrologie, Teil 2. Schweizerbart'sche Verl., 784 p., Stuttgart.
Fülöp, J. 1976, The Mesozoic Basement Horst Blocks of Tata. Geol. Hungarica, 16, Inst.
Geol. Hung., 228p., Budapest.
Gaines, A. M. 1980, Dolomitization kinetics: Recent experimental studies. In: D. H.
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	169
Zenger, J.B. Dunham &R. L. Ethington (eds.). Concepts and models of dolomitization.
Soc. Econ. Paleont. Mineral. Spec. Pubi., 28, 81-86, Tulsa.
Gavish, E. & Friedman, G. M. 1969, Progressive diagenesis in Quaternary to Late
Tertiary carbonate sediments: Sequence and time scale. Jour. Sed. Petrol., 39/3, 980-1006,
Tulsa.
Gebelein, C. D. 1969, Distribution, morphology and accretion rate of Recent subtidal
algal stromatolites, Bermuda. Jour. Sed. Petrol., 39/1, 49-69, Tulsa.
Gebelein, C. D. 1976, Open marine subtidal and intertidal stromatolites (Florida, the
Bahamas and Bermuda). In: M. R. Walter (ed.), Stromatolites. Developments in Sedimento-
logy, 20, Elsevier Pubi. Co., 790p., Amsterdam.
Gebelein, C. D.& Hoffman, P. 1973, Algal origin of dolomite laminations in stromatoli-
tic limestone. Jour. Sed. Petrol., 43, 603-613, Tulsa.
Ginsburg, R. N. & Hardie, L. A. 1975, Tidal and storm deposits northwestern Andros
Island, Bahamas. In: R. N. Ginsburg (ed).. Tidal Deposits. Springer Verlag, 201-208, Berlin.
Goldsmith, J. R. &Graf, D. L. 1958 a, Structural and compositional variations in some
natural dolomites. Jour. Geology, 66, 678-693, Chicago.
Goldsmith, J. R. & Graf, D. L. 1958 b, Relation between lattice constants and composi-
tion of Ca-Mg carbonates. Amer. Mineralog., 43, 84-101, Washington.
Goldsmith, J. R., Graf, D. L. & Joensuu, O. I. 1955, The occurrence of magnesian
calcites in nature. Geochim. Cosmochim. Acta, 7, 212-230, New York.
Golubić, S. 1976a, Organisms that build stromatolites. In: M. R. Walter (ed.). Stromato-
lites. Developments in Sedimentology, 20, Elsevier Pubi. Co., 790p., Amsterdam.
Golubić, S. 1976b, Taxonomy of extant stromatolite building cyanophytes. In: M. R.
Walter (ed.).. Stromatolites. Development in Sedimentology, 20, Elsevier Pubi. Co., 790p.,
Amsterdam.
Goodell, H. G. & Garman, R. K. 1969, Carbonate geochemistry of superior Deep Test
Well, Andros Island, Bahamas. Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 53/3, 513-536, Tulsa.
Gökdag, H. 1974, Sedimentpetrographische und isotopenchemische (O^^, C'^) Untersuch-
ungen im Dachsteinkalk (Obernor-Rät) der Nördlichen Kalkalpen. Dissertation Marburg/Lahn,
156p.
Graf, D. L. & Goldsmith, J. R. 1956, Some hydrothermal syntheses of dolomite and
protodolomite. Jour. Geology, 64, 173-186, Chicago.
Ham, W. E. 1952, Algal origin of the »birdseye« limestone in the Mc-Lish Formation,
Oklahoma AC. Soc. Proc., 33, 200-203 (Zit. nach Deelman, J. C., 1972).
Hanshaw, B.B., Back, W. & Deike, R. G. 1971, A geochemical hypothesis for dolomiti-
zation by ground water. Econ. Geology, 66, 710-724.
Hardie, L. A. 1987. Dolomitization: a critical view of some current views Jour. Sed.
Petrol., 57, 166-183, Tulsa.
Harris, P.M., Kendall, C. G. St. C. & Lerche, I. 1985, Carbonate cementation-a brief
review. In: N. Schneidermann & P. M. Harris (eds.) Carbonate Cements. Soc. Econ.
Paleont. Mineral. Spec. Pubi., 36, 17-31, Tulsa.
Herak, M., Sokač, B. & Ščavničar, B. 1967, Correlation of the Triassic in SW Lika,
Paklenica and Gorski Kotar (Croatia). Geol. sbornik, XVIII/2, 189-202, Bratislava.
Hoefs, J. 1973. Stable isotope geochemistry. Springer Verlag, 140p., Berlin.
Hsü, K. & Siegenthaler, Ch. 1969, Preliminary experiments on hydrodynamic move-
ment by evaporation and their bearing on dolomite problem. Sedimentology, 12, 11-25, Oxford.
Illing, L. v.. Wells, A. J. & Taylor, J. C. M. 1965, Penecontemporary dolomite in the
Persian Gulf. In: L. C. Pray & R. C. Murray (eds.), Dolomitization and limestone diagenesis,
a symposium. Soc. Econ. Paleont. Min. Spec. Pubi., 13, 89-111, Tulsa.
Irion, G. & Müller, G. 1968, Huntite, dolomite, magnesite and polyhalite of Recent age
from Tuz GÖ1Ü, Turkey. Nature, 220, 1309-1310, London.
James, H. P. 1972, Holocene and Pleistocene calcareous crust (caliche) profiles: Criteria for
subaerial exposure. Jour. Sed. Petrol., 42, 817-836, Tulsa.
Kendall, A.C. 1978, Subaqueous evaporites. In: R. G. Walker (ed.), Facies models. Geol.
Ass. Canada, 159-174, Toronto.
Kinsman, D. J. J. 1969, Interpretation of Sr^^ concentrations in carbonate minerals and
rocks. Jour. Sed. Petrol, 39, 486-508, Tulsa.
Kinsman, D. J. J. & Holland, H. D. 1969, The co-precipitation of cations with СаСОз
- IV. The co-precipitation of Sr^^ with aragonite between 16° und 96°C. Geochim. Cosmochim.
Acta, 33, 1-17, New York.
170	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Kitano, Y., Okumura, M. & Idogaki, M. 1975, Incorporation of sodium, chloride and
sulfate with calcium carbonate. Geochim. Jour., 9, 75-84.
Koch, R. 1977, Mikrofazielle Untersuchungen in der Kreide Sloweniens. Dissert. Univ.
Heidelberg, 123p., Heidelberg.
Koch, R. & Schorr, M. 1986, Diagenesis of Upper Jurassic sponge-algal reefs in SW
Germany. In: J. H. Schröder &B. Purser (eds.). Reef Diagenesis. Springer Verlag, 224-244,
Berlin, Heidelberg.
Konrad, J. G., Chesters, G. & Keeney, D. R. 1970, Determination of organic and
carbonate carbon in freshwater lake sediments by a microcombustion procedure. Jour. Therm.
Anal., 2, 199-208, London.
Kossmat, F. 1898, Die Triasbildungen der Umgebung von Idria und Gereuth. Verh. d.
Geol. R. A., 86-104, Wien.
Kossmat, F. 1905, Erläuterungen zur geologischen Karte der österr.-ungar. Monarchie.
SW Gruppe, Nr. 98, Haidenschaft und Adelsberg. Wien.
Kossmat, F. 1906, Das Gebiet zwischen dem Karst und dem Zuge der Julischen Alpen.
Jahrb. d.k.k. geol. R. A., 259-276, Wien.
Kossmat, F. 1920, Geologische Karte 1:75.000, Tolmein, Wien.
Kranz, J. 1973, Die Strontium-Verteilung in den Arlbergschichten (Oberes Ladin) des
Klostertales (Vorarlberg/Nördliche Kalkalpen).N. Jb. Geol. Paläont. Mh., 3, 170-187, Stuttgart.
Kranz, J. 1976, Strontium - ein Fazies-Diagenese-Indikator im Oberen Wettersteinkalk
(Mittel Trias) der Ostalpen. Geol. Rundschau, 65/2, 593-615, Stuttgart.
Land, L. S. 1973a, Holocene meteoric dolomitization of Pleistocene limestones. North
Jamaica. Sedimentology, 20, 411-424, Oxford.
Land, L. S. 1973b, Contemporaneous dolomitization of Middle Pleistocene reefs by mete-
oric water. North Jamaica. Bull. Mar. Sci., 23, 64-92.
Land, L. S. 1983, Dolomitization. Am. Assoc. Petrol. Geol., Education Course Note Ser., 24,
1-20, Tulsa.
Land, L. S. & Epstein, S. 1970, Late Pleistocene diagenesis and dolomitization. North
Jamaica. Sedimentology, 14, 187-200, Oxford.
Land, L. S. & Hoops, G. K. 1973, Sodium in carbonate sediments and rocks: A possible
index to the salinity of diagenetic solutions. Jour. Sed. Petrol., 43/3, 614-617, Tulsa.
Laporte, L. F. & Imbrie, J. 1964, Phases and facies in the interpretation of cyclic
deposits. In: D. F. Merriam (ed.). Symposium on cyclic sedimentation. Geol. Survey Kansas
Bull., Í69/1, 249-263, Lavrence.
Leonardi, P. 1967, Le Dolomiti. Geologia dei monti tra Isarco e Piave: two volumes. Nat.
Res. Council, 1019p., Roma.
Lipoid, M. V. 1858, Geologische Manuskriptkarte 1:75.000 Weichselburg-Zirknitz; Wien.
Lippmann, F. 1973, Sedimentary carbonate minerals. Springer Verlag, 228 p., Berlin.
Logan, B.W., Hoffman, P. & Gebelein, C. D. 1974, Algal mats, cryptalgal fabrics and
structures, Hamelin Pool, Western Australia. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Mem., 22. 140-194,
Tulsa.
Logan, B. W., Rezak, R. & Ginsburg, R. N. 1964, Classification and environmental
significance of algal stromatolites. Jour. Geology, 72, 68-83, Chicago.
Longman, M. W. 1980, Carbonate diagenetic textures from nearsurface diagenetic envi-
ronments. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 64/4, 461-487, Tulsa.
Lucia, F.J. 1968, Recent sediments and diagenesis of South Bonaire, Netherlands Antilles.
Jour. Sed. Petrol., 38, 845-858, Tulsa.
Macintyre, I. G. 1984, Extensive submarine lithification in a cave in the Belize Barrier
Reef Platform. Jour. Sed. Petrol., 54, 221-235, Tulsa.
Matavelli, L., Chilingarian, G.V. & Storer, D. 1969, Petrography and diagenesis of
the Taormina formation, Gela oil field, Sicily (Italy). Sedimentary Geology, 3, 59-86, Amster-
dam.
M c Crea, J. M. 1950, On the isotopie chemistry of carbonates and a paleotemperature scale.
Jour. Chem. Physics, 18, 549-587, Oxford.
Milliman, J. D. 1974, Marine carbonates; recent sedimentary carbonates. Springer Ver-
lag, 375 p., Berlin.
Mlakar, I. 1969, Krovna zgradba idrijsko-žirovskega ozemlja. Geologija, 12, 5-72, Ljub-
ljana.
Möller, P. & Kubanek, F. 1976, Role of magnesium in nucleation process of calcite,
aragonite and dolomite. N. Jb. Miner. Abh., 126, 199-220, Stuttgart.
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	171
Moore, C. H. 1989, Carbonate Diagenesis and Porosity. Develop, in Sedimentol., 46, 338 p.,
Amsterdam.
M ' R a b e t, A. 1981, Differentiation of environments of dolomite formation, Lower Cretace-
ous of Central Tunisia. Sedimentology, 28, 331-352, Oxford.
Muir, M., Lock, D. & Von der Borch,C. 1980, The Coorong model for penecontempo-
raneous dolomite formation in the Middle Proterozoic Me Arthur Group, Northern Territory,
Australia. In:D.H. Zenger, J. B. Dunham &R. L. Ethington (eds.), Concepts and models
of dolomitization. Soc. Econ. Paleont. Mineralog. Spec. Pubi., 28, 51-68, Tulsa.
Müller, G. 1962, Zur Geochemie des Strontiums in ozeanen Evaporiten unter besonderer
Berücksichtigung der sedimentären Coelestinlagerstätten von Hemmelte-West (Süd-Olden-
burg). Geologie, 11/35, 1-90, Bruxelles.
Müller, G. 1971, »Gravitational« cement: An indicator for the vadose zone of the subaerial
diagenetic environment. In: O. P. Bricker (ed.). Carbonate Cements. Johns Hopkins Univ.
Stud. Geol., 19, 301-302, Baltimore.
Müller, G. & Förstner, U. 1975, Recent dolomite formation in nonmarine environments.
IXth Int. Congr. Sedim., 2, 101-108, Nice.
Müller, G., Irion, G. & Förstner, U. 1972, Formation and diagenesis of inorganic
Ca-Mg carbonates in the lacustrine environment. Naturwissenschaften, 59, 158-164, Berlin.
Müller, G. & Tietz, G. 1971, Regressive diagenesis in Pleistocene eolianites from
Fuerteventura, Canary Islands. Sedimentology, 22, 486-496, Oxford.
Müller, G., Schöll, W. U. & Tietz, G. 1973, Diagenetic development of Precambrian
Limestone as interpreted from a modem analogue. Sedimentology, 20, 529-537, Oxford.
Müller, G. & Tietz, G. 1971, Dolomite replacing »Cement A« in biocalcarenites from
Fuerteventura, Canary Islands, Spain. In: O. P. Bricker (ed.). Carbonate Cements. Johns
Hopkins Univ. Stud. Geol., 19, 327-329, Baltimore.
Müller-Jungbluth, W. U. 1968, Sedimentary petrologie investigation of the Upper
Triassic »Hauptdolomit« of the Lechtaler Alps, Tyrol, Austria. In: G. Müller & G. W.
Friedman (eds.), Carbonate Sedimentology in Central Europe. Springer Verlag, 228-239,
Berlin.
Northrop, D. & Clayton, R. N. 1966, Oxygen-isotope fractionations in system conta-
ining dolomite. Jour. Geology, 74, 174-196, Chicago.
Ogorelec, B. 1975, Mikrofacielne, mineraloške in geokemične značilnosti dachsteinskega
apnenca na območju Trnovskega gozda in Banjške planote. Mezozoik v Sloveniji. I. f. Arhiv
GZL in FNT Ljubljana, 31p., Ljubljana.
Ogorelec, B. 1976, Sedimentološki razvoj zgornjetriasnega dolomita v zahodnem delu
Dinaridov Slovenije. Mezozoik v Sloveniji. II. f. Arhiv GZL in FNT, 53p., Ljubljana.
Ogorelec, B. 1988, Mikrofazies, Geochemie und Diagenese des Dachsteinkalkes und
Hauptdolomits in Süd-West-Slowenien, Jugoslawien. Dissertation, Univ. Heidelberg, 173 p.,
Heidelberg.
Ogorelec, B. & Rothe, P. 1979, Diagenetische Entwicklung und faziesabhängige Na-
-Verteilung in Karbonat-Gesteinen Sloweniens. Geol. Rundschau, 68/3, 965-978, Stuttgart.
Peterson, M. N. A. & Von der Borch,C. C. 1965, Chert: Modern inorganic deposition
in a carbonate precipitating locality. Science, 149, 1501-1503, Washington.
Fingitore, N. E., Jr. 1978, The behavior of Zn^^ and Mn^* during carbonate diagenesis:
theory and applications. Jour. Sed. Petrol., 48/3, 799-814, Tulsa.
Placer, L. 1981, Geologic structure of southwestern Slovenia. Geologija, 24/1, 17-60,
Ljubljana.
Pleničar, M., Buser, S. & Grad, K. 1970, Tolmač k osnovni geološki karti SFRJ, List
Postojna 1:100.000. 62 p., Beograd.
Pray, L. C. & Esteban, C. M. (eds.) 1977, Upper Guadalupian facies, Permian Reef
Complex, Guadalupe Mountains, New Mexico and West Texas. 1977 Field Conference. Permian
Basic Sec., Soc. econ. Paleont. Mineral., 194 p. Tulsa.
Pray, L. C. & Murray, R. C. (eds.), 1965, Dolomitization and Limestone Diagenesis. Soc.
Econ. Paleont. Min. Spec. Pubi., 13, 180 p., Tulsa.
Premru, U. 1980, Geologic structure of Central Slovenia. Geologija, 23/2, 227-278,
Ljubljana.
Premru, U., Ogorelec, B.& Šribar, L. 1977, O geološki zgradbi Dolenjske. Geologija,
20, 167-192, Ljubljana.
Prezbindowski, D. R. 1985, Burial cementation - is it important? A case study, Stuart
City Trend, South Central Texas. In: N. Schneidermann &P. M. Harris (eds.). Carbonate
Cements. Soc. Econ. Paleont. Mineral. Spec. Pubi., 36, 241-264, Tulsa.
172	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Purser, B. H. (ed.) 1973, The Persian Gulf - Holocene carbonate sedimentation and
diagenesis in a shallow epicontinental sea. Springer Verlag, 471 p., Berlin.
Purser, B. H. & Loreau, J. P. 1973, Aragonitic, supratidal encrustations on the Trucial
Coast, Persian Gulf. In: B. H. Purser (ed.). The Persian Gulf - Holocene Carbonate Sedimenta-
tion and Diagenesis in a Shallow Epicontinental Sea. Springer Verlag, 343-376, Berlin.
Purtscheller, F. 1962, Sedimèntpetrographische Untersuchungen am Hauptdolomit der
Brentagruppe. Tschermaks Mineral, u. Petrogr. Mitt., 167-217, Wien.
Ramovš, A. 1953, O stratigrafskih in tektonskih razmerah v borovniški dolini in njeni
okolici. Geologija, 1, 73-83, Ljubljana.
Ramovš, A. 1973, Biostratigrafske značilnosti triasa v Sloveniji. Geologija, 16, 379-388,
Ljubljana.
Rao, C. P. & Naqvi, LH. 1977, Petrography, geochemistry and factor analysis of a Lower
Ordovician subsurface sequence, Tasmania, Australia. Jour. Sed. Petrol., 47/3, 1036-1055,
Tulsa.
Richter, K. D. & Füchtbauer, H. 1978, Ferroan calcite replacement indicates former
magnesian calcite skeletons. Sedimentology, 25, 843-860, Amsterdam.
Rothe, P. 1968, Dolomitization of biocalcarenites of Late-Tertiary age from Northern
Lanzarote (Canary Islands). In:G. Müller &G. M. Friedman (eds.). Recent Developments in
Carbonate Sedimentology in Central Europe. Springer Verlag, 38-45, Berlin.
Rothe, P. 1973, Sedimentation in the deep-sea areas adjacent to the Canary and Cape
Verde Islands. Marine Geology, 14, 191-206, Amsterdam
Sander, B. 1936, Beiträge zur Kenntniss der Anlagerungsgefüge (Rhytmische Kalke und
Dolomite aus Tirol). Tschermaks Mineral. Petrogr. Mitt., 46, 27-209, Wien.
Schneider, J. F. 1975, Recent tidal deposits, Abu Dhabi, UAE, Arabian Gulf. In: R. N.
G ins bürg (ed.). Tidal Deposits. Springer Verlag, 209-214, Berlin.
Schneidermann, N. & Harris, P. M. (eds.) 1985, Carbonate Cements. Soc. Econ.
Paleontol. Mineralog. Spec. Pubi. 36, 379 p., Tulsa.
Schwarzacher, W. 1948, Über die sedimentäre Rhythmik des Dachstein-Kalkes von
Lofer. Verh. 8.- B. A., 10-12, 175-188, Wien.
Schwarzacher, W. 1954, Die Großrhythmik des Dachsteinkalkes von Lofer. Tschermaks
Mineral. Petrogr. Mitt., 4, 44-45, Wien.
Sears, S. O. & Lucia, F. J. 1980, Dolomitization of Northern Michigan Niagara reefs by
brine refluxion and freshwater/seawater mixing. In: D. H. Zenger, J. B. Dunham & R. L.
Ethington (eds.). Concepts and Models of Dolomitization. Soc. Econ. Paleontol. Mineralog.
Spec. Pubi., 28, 215-235, Tulsa.
Shearman, D. J. & Shirmohammadi, N. H. 1969, Distribution of strontium in
dedolomites from the French Jura. Nature, 223, 606-608, London.
Shinn, E. A. 1968, Practical significance of birdseye structures in carbonate rocks. Jour.
Sed. Petrol., 38, 215-223, Tulsa.
Shinn, E. A. 1969, Submarine lithification of Holocene carbonate sediments in the Persian
Gulf. Sedimentology, 12, 109-144, Oxford.
Shinn, E. A. 1973, Sedimentary accretion along the Leeward, SE Coast of Quator Penin-
sula, Persian Gulf. In: B. H. Purser (ed.). The Persian Gulf. Springer Verlag, 199-204, Berlin.
Shinn, E. A. & Ginsburg, R. N. 1964, Formation of recent dolomite in Florida and the
Bahamas. Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., 48, 547 p., Tulsa.
Shinn, E. A., Gins burg, R. N. & Lloyd, R. M. 1965, Recent supratidal dolomite from
Andros Island, Bahamas. In: L. C. Pray & R. C. Murray (eds.), Dolomitization and limestone
diagenesis, a symposium. Soc. Econ. Paleont. Min. Spec. Pubi., 13, 112-123, Tulsa.
Shinn, E. A., Lloyd, R. M. & Ginsburg, R. N. 1969, Anatomy of a modern carbonate
tidal flat, Andros Island, Bahamas. Jour. Sed. Petrol., 39, 1202-1228, Tulsa.
Sholle, P. A. & Kinsman, D.J.H. 1974, Aragonitic and high Mg calcite caliche from the
Persian Gulf - a modern analog for the Permian of Texas and New Mexico. Jour. Sed. Petrol.,
44/3, 904-916, Tulsa.
Shrock, R. R. 1948, Sequence in layered rocks. McGraw-Hill Book Co., 507 p., New York.
Shukla, V. 1988, Sedimentology and geochemistry of a regional dolostone: Correlation of
trace elements with dolomite fabrics. In: Shukla, V. & Baker, P. A. (eds.), Sedimentology
and Geochemistry of Dolostones. Soc. Econ. Paleontol. Mineral. Spec. Pubi. 43, 145-157, Tulsa.
Shukla, V. & Baker, P. A. (eds.) 1988, Sedimentology and Geochemistry of Dolostones.
Soc. Econ. Paleontol. Mineralog. Spec. Pubi. 43, 266 p., Tulsa.
Siegel, R. R. 1961, Variations of Sr/Ca ratios and Mg contents in recent carbonate
sediments of the Northern Florida Keys area. Jour. Sed. Petrol., 31, 336-342, Tulsa.
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	173
Sikošek, B. & Medwenitsch, W. 1965, Neue Daten zur Fazies und Tektonik der
Dinariden. Verh. Geol. B. A., 116, 86-102, Wien.
Silvester, M. 1974, Poročilo o sedimentoloških analizah na listu Tolmin. Arhiv GZ
Ljubljana, 10p., Ljubljana.
Skinner, H. C. W., Skinner, B. J. & Rubin, M. 1963, Age and accumulation rate of
dolomite-bearing carbonate sediments in South Australia. Science, 139, 335-336, Amsterdam.
Strakhov, N. M. 1953, Diagenesis of sediments and its significance for sedimentary ore
formation. Akad. Nauk SSSR, Izv., Ser. Geol., 5, 12-49, Moscovia.
Strakhov, N. M. 1958, Facts and hypotheses concerning the genesis of dolomite rocks.
Akad. Nauk SSSR, Izv., Ser. Geol., 6, 1-8, Moscow.
S tur, D. 1858, Das Isonzo-Thal von Flitsch abwärts bis Görz, die Umgebungen von
Wippach. Adelsberg, Planina und die Wochein. Jahrb. Geol. R. A., 9, 323-366, Wien.
Supko, P.R, 1977, Subsurface dolomites, San Salvador, Bahamas. Jour. Sed. Petrology, 47/
3, 1063-1077, Tulsa.
Šlebinger, C. 1955, Poročilo o geološkem kartiranju na področju Cerknice. Arhiv Geolo-
ški zavod Ljubljana, 115p., Ljubljana.
Tebbutt, G. E., Conley, C. D. & Boyd, D. W. 1965, Lithogenesis of a distinctive
carbonate rock fabric. Contribuí. Geology 4/1, Laramie.
Teodorovič, G. I. 1960. O proishoždeni osadočnog dolomita (Genesis of sedimentary
dolomite). Sovetskaja geologija, 3/5, 1-13. Moscow.
Tucker, M. E. & Wright, V. P. 1990, Carbonate Sedimentology. Blackwell Sci. Pubi.,
482,p., Oxford.
Turekian, K. K. 1964, The marine geochemistry of strontium. Geochim. Cosmochim. Acta,
28, 1479-1496, New York.
Turekian, K. K. & Kulp, J. L. 1956, The geochemistry of strontium. Geochim. Cosmoc-
him. Acta, 10, 245-296, New York.
Turekian, K. K. & Wedepohl, K. H. 1961, Distribution of the elements in some major
units of the earth's crust. Geol. Soc. Amer. Bull., 72, 175-191, Tulsa.
Urey, H. C. 1947, The thermodynamic properties of isotopie substances. Jour. Chem. Soc.,
562-581, London.
Urey, H. C., Löwenstam, H.A., Epstein, S. & McKinney, C. R. 1951, Measurement
of paleotemperatures of the Upper Cretaceous of England, Denmark and the Southeastern
United States. Bull. Geol. Soc. Amer., 62, 399-416, Tulsa.
Usdowski, H. E. 1967, Die Genese von Dolomit in Sedimenten. Springer Verlag, 95p.,
Berlin.
Veizer, J. & Demovič, R. 1973, Environmental and climatic controlled fractionation of
elements in the Mesozoic carbonate sequences of the Western Carpathians. Jour. Sed. Petrol.,
43,	258-271, Tulsa.
Veizer, J. & Demovič, R. 1974, Strontium as a tool in facies analyses. Jour. Sed. Petrol.,
44,	93-115, Tulsa.
Vinogradov, A. P. 1940, On the cause of the absence of calcareous (СаСОз) skeletons in
Precambrian invertebrates. Akad. Nauk Doklady, 27/3, 232-235, Moscow.
Von der Borch, C. C. 1965, Source of ions for Coorong dolomite formation. Amer. Jour.
Science, 263, 684-688, New Heven.
Von der Borch, C. C. 1976a, Stratigraphy of stromatolite occurrences in carbonate lakes
of the Coorong Lagoon Area, South Australia. In: M. R. Walter (ed.). Stromatolites. Develop-
ments in Sedimentology, 20, 790p., Amsterdam.
Von der Borch, C. C. 1976b, Stratigraphy and formation of Holocene dolomitic carbo-
nate deposits of the Coorong area, South Australia. Jour. Sed. Petrol., 46/4, 952-966, Tulsa.
Von der Borch, C. C. & Lock, D. 1979, Geological significance of Coorong Dolomites.
Sedimentology, 26, 813-824, Oxford.
Weber, J. N. 1964, Trace element composition of dolostones and dolomites and its bearing
on the dolomite problem. Geochim. Cosmochim. Acta, 28, 1817-1868, New York.
Wedepohl, K. H. 1966, Die Geochemie der Gewässer. Naturwiss., 53, 352-257, Berlin.
Wedepohl, K. H. (ed.) 1969, Handbook of Geochemistry. Springer Verlag, Berlin.
Wolf, K. H. 1978, Carbonate sediments-diagenesis. In: R. W. Fairbridge &J. Bourge-
ois (eds.), The Encyclopedia of Sedimentology. Dowden, Hutchinson & Ross. Inc., 94-104,
Stroudsburg.
Wolf, K. H., Chilingar, G. V. & Beales, F. W. 1967, Elemental composition of
carbonate skeletons, minerals and sediments. In: G. V. Chilingar, H. J. Bissell & R. W.
174	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Fairbridge (eds.), Carbonate Rocks. Developments in Sedimentolog\', 9B, Elsevier Pubi. Co.,
23-150, Amsterdam.
Zankl, H. 1967, Die Karbonatsedimente der Obertrias in den nördlichen Kalkalpen. Geol.
Rundschau, 56, 128-139, Stuttgart.
Zankl, H. 1971, Upper Triassic carbonate facies in the Northern Limestone Alps. In: G.
Müller (ed.), Sedimentology of Parts of Central Europe, Guidebook. VIII. Int. Sediment.
Congress 1971, 147-185, Heidelberg.
Zenger, D. H. 1972, Dolomitization and uniformitarianism. Jour. Geol. Education, 20,
107-124, Washington.
Zenger, D.H., Dunham, J. B. & Ethington, R. L. (eds.) 1980, Concepts and models of
dolomitization. Soc. Econ. Paleont. Mineral. Spec. Pubi., 28, 320p., Tulsa.
Tafel 1 - Tabla 1
1	Pelmikritischer Dolomit (Wackestone-Packstone) mit Schrumpfporen. Karnische Stufe ( x 20).
ProbeB-II/5a
Pelmikritni dolomit z izsušitvenimi porami (wackestone-packstone). Karnijske plasti (x20).
Vzorec B-II/5 a
2	Poikiloporella duplicata Pia in mikritischer Dolomit (Wackestone). Karnische Stufe (x20).
Probe T-III/23
Alga Poikiloporella duplicata Pia v mikritnem dolomitu (wackestone). Karnijske plasti (x 20).
Vzorec T-III/23
3	Stromatolithischer Dolomit mit Schrumpfporen, in denen Randzement (A) und drusiger
Zement (B) ausgebildet sind. Karnische Stufe (x 15). Probe B-II/10
Izsušitvena pora v stromatolitnem dolomitu z dvema generacijama cementa - obrobnim
cementom A in mozaičnim cementom B. Karnijske plasti (x 15). Vzorec B-II/10
4	Rekristalisierter pelmikritischer Dolomit (Packstone). Hauptdolomit (x20). Probe T-III/51a
Rekristalizirani pelmikritni dolomit (packstone). Glavni dolomit (x20). Vzorec T-III/51a
5	Mikrosparitischer Dolomit mit gut erhaltenem Codiaceen-Bruchstück. Hauptdolomit (x 15).
Probe T-III/37
Mikrosparitni dolomit z lepo ohranjenim skeletom kodiaceje. Glavni dolomit (x 15). Vzorec
T-III/37
6	Dolosparit mit äquigranularer hypidiomorpher Struktur. Spätdiagenetische Dolomitisi-
erung. Hauptdolomit (x25). Probe T-III/61
Enakomerno zrnati dolosparit s hipidiotopično strukturo. Kasnodiagenetska dolomitizacija.
Glavni dolomit ( x 2 5 ). Vzorec T-III/ 61
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	175

176	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Tafel 2 - Tabla 2
1	Der Kontakt zwischen einem stromatolithischen Dolomit und einem rekristallisierten, mikri-
tischen Dolomit ist durch einen »Hardground« gekennzeichnet, in dem geopetale Siltfülun-
gen auftreten. Hauptdolomit (x 15). Probe T-I/16
Na stiku stromatolitnega in rekristaliziranega mikritnega dolomita opazujemo erozijske
kanale, zapolnjene z internim mikritom. Glavni dolomit (x 15). Vzorec T-I/16
2	Pelmikritischer Dolomit mit Schrumpfporen (Loferit, »birds-eyes«). Poren sind geopetal mit
Mikrit gefüllt. Hauptdolomit (x 20). Probe T-I/la
Pelmikritni dolomit z izsušitvenimi porami (loferit, »birds-eyes«). Pore zapolnjuje geopetalno
mikrit. Glavni dolomit (x20). Vzorec T-I/la
3	Vadose Siltfüllungen in Porenräumen zwischen den Stromatolithlagen. Hauptdolomit (x 20).
Probe T-I/7
Izsušitvene pore v stromatolitu pogostno zapolnjuje interni mikrit. Glavni dolomit (x20).
Vzorec T-I/7
4	Algenfilamente der Stromatolithlagen in Lebendstellung. Hauptdolomit (x 40). Probe T-III/32
Algini filamenti stromatolitnih lamin v življenjskem položaju. Glavni dolomit (x40). Vzorec
T-III/32
5	Dolomitischer Algen-Biolithit (Bindstone) mit stromatolitischen Lagen und Schrumpfporen
(Loferit). Hauptdolomit (x 20). Probe T-I/4
Dolomitni algini biolitit (bindstone) s stromatolitno strukturo in izsušitvenimi porami (lofe-
rit). Glavni dolomit (x 20). Vzorec T-I/4
6	Algen-Biolithit (Bindstone). Detail der stromatolitischer Struktur des »schwammigen Typs«.
Hauptdolomit (x 20). Probe B-II/25
Algini biolitit (bindstone). Stromatolitna struktura spužvastega tipa. Glavni dolomit (x20).
Vzorec B-II/25
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	177
178	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Tafel 3 - Tabla 3
1	Dismikrit (Mudstone) - Dolomikrit mit Schrumpfporen und vereinzelten Plastiklasten. Ha-
uptdolomit (X 15). Probe T-III/41
Dismikrit (mudstone) - mikritni dolomit z izsušitvenimi porami in posameznimi plastiklasti.
Glavni dolomit (x 15). Vzorec T-III/41
2	Schrumpf pore mit Gravitationszement und geopetaler Fillung von vadosem Kristallsilt.
Auftauchbereich, Dachsteinkalk (x20). Probe T-V/16a
Izsušitvena pora z gravitacijskim cementom in internim geopetalnim mikritom. Nadplimsko
okolje, dachsteinski apnenec (x20). Vzorec T-V/16a
3	Detail der Mehrfachonkoide. Hauptdolomit (x 15). Probe T-III/58a
Večkratno preraščanje onkoidov, detail. Glavni dolomit (x 15). Vzorec T-III/58a
4	Onkoide durch allseitigen radialen Zement verfestigt (»vadose pisoids«), Hauptdolomit (x 15).
Probe T-I/2 d
Onkoidi, obdani z radialnim cementom (»vadose pisoids«). Glavni dolomit (xl5). Vzorec
T-I/2 d
5	Umgelagerte und zerbrochene Onkoide der Gruppe SS-I (»sferoidal structure - inverted
form«), Hauptdolomit (x 15). Probe T-I/2 e
Zdrobljeni in presedimentirani onkoid iz skupine SS-I (»sferoidal structure - inverted form«).
Glavni dolomit (x 15). Vzorec T-I/2 e
6	Reverse Gradierung der Karbonatklaste über erodierter onkoidische Dolomitschicht. Haupt-
dolomit (x 15). Probe T-I/2g
Karbonatni klasti z nakazano obrnjeno postopno zrnavostjo so bili odloženi na erodirano
plast onkoidnega dolomita. Glavni dolomit (x 15). Vzorec T-I/2 g
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	179
180	Boj an Ogorelec & Peter Rothe
Tafel 4 - Tabla 4
1	Megalodonten-Schale in Lebendstellung (Pfeile). Dachsteinkalk (Aufschlussphoto, T-II/33)
Lupina megalodontne školjke v življenjskem položaju (strelica). Dachsteinski apnenec (teren-
ski posnetek, golica T-II/33)
2	Trockenrisse auf der Schichtfläche. Auftauchbereich, Dachsteinkalk (Aufschlussphoto,
T-V/12)
Izsušitvene razpoke poligonalnega tipa v plasti apnenca. Nadplimsko okolje. Dachsteinski
apnenec (terenski posnetek, golica T-V/12)
3	Ausgewaschener Biomikrit (Packstone) mit benthonischen Foraminiferen. Dachsteinkalk
(X 10). Probe T-II/27
Izprani biomikritni apnenec (packstone) z bentoškimi foraminiferami. Dachsteinski apnenec
(X 10). Vzorec T-II/27
4	Biosparitischer Kalkstein (Grainstone) mit Gastropoden (»micrite envelopes«) und Fragmen-
ten skelettbildender Algen. Gravitationszement (Pfeile). Dachsteinkalk (x 10). Probe T-Il/46
Biosparitni apnenec (grainstone) z lupinami polžev, ki so razpoznavni zaradi mikritnih
ovojev (»micrite envelopes«) in fragmenti skeletnih alg. Gravitacijski cement (strelica).
Dachsteinski apnenec (x 10). Vzorec T-II/46
5	Rekristallisierter Biolithit (Bindstone) mit zahlreichen Algen von Thaumatoporella sp. Dach-
steinkalk (x20). Probe T-V/17 a
Rekristalizirani biolitit (bindstone) s številnimi algami vrste Thaumatoporella sp. Dachstein-
ski apnenec (x 20). Vzorec T-V/17a
6	Intrabiosparit (Grainstone) - aufgearbeitete Pelsparite als Intraklasten und Molluskenbruch-
stücken. Dachsteinkalk (x 15). Probe T-II/7
Intrabiosparitni apnenec (grainstone). Med pelmikritnimi intraklasti so pomešani odlomki
moluskov. Dachsteinski apnenec (x 15). Vzorec T-II/7
Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hauptdolomits...	181
GEOLOGIJA 35, 183-206 (1992), Ljubljana
UDK 548.2(497.15)=20
Hyalophane twins from Zagradski potok in Central Bosnia
Mirjan Žorž
LEK Ljubljana, Research and Development Department,
Celovška 135, 61000 Ljubljana, Slovenia
Abstract
The location Zagradski potok near Busovača in Bosnia and Hercegovina has
yielded numerous hyalophane specimens. Unique Karlsbad twins and different
types of Manebach-Baveno combination twins were found there. The most inter-
esting are double Manebach-Baveno combination twins. The mineral paragenesis
present at this location is typical for alpine-type veins. The morphology of these
minerals is described as a result of the active tectonic environment that caused the
formation of so-called fadens (threads) and correlated secondary and tertiary
morphological structures that feature in the Karlsbad twins and Manebach-
Baveno combination twins. The different twinnings observed in the hyalophane
crystals at this location are therefore the result of the mechanical process.
Different combinations of Karlsbad twins are mentioned and described: (001)-
and (OlO)-Manebach-Baveno combination twins as well as (010)-(010)-Manebach-
Baveno- and (001)-(010)-Manebach-Baveno combination twins. Similar adularla
morphological structures can be described with the theory proposed.
Introduction
Among the minerals occurring in alpine-type fissures, those of the feldspar group
are quite common. Adularia, a hydrothermal form of orthoclase, is reported to have
been found at numerous sites. Hyalophane, on the contrary, which represents a link
between orthoclase and celsiane and is similar to adularla, is much more rare and is
reported only from few locations by Smith (1974), Gramaccioli (1975), Ram-
dohr and Strunz (1978), Zebec (1984), Weibel (1990)and Strübel and Zim-
mer (1992). They botl^have similar habitus and crystal forms. The most frequent are
{110}, {001}, {101}, {201} and {010} forms as described by Philipsborn (1967),
Baric (1972), Smith (1974), Gramaccioli (1975), Ramdohr and Strunz (1978)
and Roesler (1980). Twins, according to Karlsbad, Manebach, Baveno and the
Cunnersdorf law as well as the Manebach-Baveno combination twins (hereinafter
called fourlings) are also reported for both minerals from numerous locations by
Baric (1972), Smith (1974), Gramaccioli (1975), Shwarzmann (1977), Ram-
dohr and Strunz (1978), Roesler (1980), Zebec and Šoufek (1986), Zebec
(1987/88) and Weibel (1990). Among these locations, the one at Zagradski potok
near Busovača in Bosnia and Hercegovina seems to have been the source of the best
hyalophane specimens known.
184	MirjanŽorž
Divi] an mentioned this location for the first time in 1954. The location and its
mineral paragenesis were subsequently thoroughly described by IIić (1954), Baric
(1955,1961 and 1972), Varićak (1971), Trubel j a and Baric (1979), Zebec (1980/
81 and 1987/88), Zebec and Zagorščak (1983), Zebec and Bermanec (1985),
Zebec and Šoufek (1986) and Bermanec and Zebec (1987). The location has
many incompletely filled veins in the paleosoic sericitic-phyllitic schists with some
ore mineralisation. According to IIić (1954), the veins are the remnants of the
sulphide ore body swept away by erosion. Baric (1972), on teh contrary, was of the
opinion that these veins were of the alpine type. Water from Zagradski creek had cut
its way through schists and thus revealed some veins incompletely filled with quartz
and hyalophane crystals. The veins intersect the schists perpendicular to their strata,
which is typical of alpine-type veins.
In the fifties, mining activities in search of crystallized quartz with piesoelectric
properties, opened a series of more than 70 parallel veins up to one meter wide with
some over 50 m long. More than 500 kg of quartz as well as hyalophane crystals are
reported to have been mined during this period. Unfortunately, the examinations of
this material were conducted improperly. Consequently, the material was lost and
the results were of almost no significant scientific value; Varićak (1971). Some
specimens were recovered later.
D ivi] an (1954) mentioned some typical crystallographic forms he had observed
in these crystals. He also reported that the crystals were often twinned according to
the Manebach-Baveno law and their pagoda-like form. More data on hyalophane
crystallographic forms were published by Barić (1972) who mentioned 13 different
crystallographic forms. He also reported Manebach and Baveno twins as well as one
type of Baveno-Manebach fourlings. The results of chemical analyses of the
hyalophane from this location, given by Barić (1972), show that it is composed of
35-41 mole % celsiane, 38-49 mole % orthoclase, 14-21 mole % albite and 1-2 mole
% anorthite. As hyalophane is by definition orthoclase with more than 5 mole % of
celsiane component, it can be concluded that in this case a true intermediate link
between orthoclase and celsiane is present.
Zebec and Šoufek (1986) and Zebec (1987/88) reported some other
hyalophane forms with higher {hkl} indexes and mentioned twins according to
Karlsbad and the Cunnersdorf law. He described hyalophane fourlings as composi-
tions where one Manebach twin is placed upon another so that both are then twinned
according to the Baveno law. The uppermost Manebach twin is the youngest. More
than two Manebach twins can thus be combined, forming up to five "stories" which
really resemble a pagoda because the higher the "story", the smaller the Manebach
twin combined with another in a Manebach-Baveno fourling. In rare cases this
process is repeated symmetrically with regard to the lowermost "story". He pub-
lished figures of the two types of Manebach-Baveno fourlings and also mentioned the
parallel growth of hyalophane crystals. Zebec (1987/88) also mentioned regular
succession of particular crystal growths as follows: Karlsbad twins - Manebach-
Baveno fourlings - parallel growths - single crystals, where Karlsbad twins are the
oldest and singles the youngest appearances.
Despite the abundance of hyalophane, no other Ba-minerals have been found.
Hyalophane twins from Zagradski potok in Central Bosnia	185
Fig. 1. Photograph of a (010)-(010)-Manebach-Baveno com-
bination twin with distinct secondary Manebach twin inversion
(A) and its redrawing (B). M¡010}, T(110}. Specimen dimensions:
50 X 50 mm
186	Mir j an Žorž
Observations on hyalophane twins and combination twins from Zagradski potok
Baveno twins
These are extremely rare as independent growths. Only few have been found. The
(001) faces of one semi-individuum and (010) of the other are almost parallel. The
angle between (001) and (021) is 44°50'; Barić (1972). This twinning plays an
important role in _the composition of the Manebach-Baveno combination twins.
P{001}, T{110}, x{101}, o{lll} and M{010} forms are usually present.
Manebach twins
Independent twins of this type are considerably rare. Typical formations are
parallel (001) and (010) faces of both semi-individuums. The (010) faces are always
striated or etched and well developed. A twinning suture on the (010) face parallel to
the (001) face is easily distinguishable. They can reach up to five centimeters in size.
P, T, x, M, o forms and those with higher {hkl} indexes are present. This twinning
plays a most important role in the formation of the Manebach-Baveno combination
twins, as well as their secondary and tertiary structures (Figs. lA and IB).
Cunnersdorf twins
They are extremely rare; only four are known to have been found. Typical are
parallel (201) and (010) faces of the two semi-individuums. In one case a Karlsbad
twin is twinned simultaneously with another single crystal to form a Cunnersdorf
twin; Zebec (1987/88). P, T, x, M and y {201} forms have been observed. Their
dimensions are less than 2 cm in width.
Karlsbad twins
One of the most unique appearances at this location are Karlsbad twins. About
twenty, macroscopically well-developed twins, up to eight centimeters long, have
been found. They are typically elongated along the c-axis and sometimes narrowing
in a step-like structure towards the (001) and (101) faces. They are almost always
transparent at the edges parallel to the (010) plane and are hazy along the c-axis.
They typically feature two well-distinguished cleavages parallel to the (001) and
(001)' faces of both semi-individuums. The cleavages are diverted in the (010) plane.
A significant twinning suture is present in typically alternating (001) and (101) faces.
The result of this alternation is a jagged apex structure perpendicular to the c-axis.
For that reason such crystals show pseudo-rhomboedric symmetry (Figs. 2 and 3). P,
T and x forms are always present. M and o forms are poorly developed or, in some
cases, fail completely.
Primary structure of the Karlsbad twins. Left and right orientations of two semi-
individuums forming the Karlsbad twin are possible. Both orientations are equally
present on the Zagradski potok Karlsbad twins. They can be easily recognised
because of the two distinctive cleavages running in opposite directions from the (010)
plane and typical orientations of (111) faces (Figs. 2 and 3).
Hyalophane twins from Zagradski potok in Central Bosnia	187
Fig. 2. Photograph of a R-(001)-interpenetrating Karlsbad twin. The lower
part of the crystal is not twinned. Crystal dimensions: 27 x 19 mm
Secondary structure of the Karlsbad twins. A distinction can be made between
interpenetrating and non-penetrating Karlsbad twins. Both have been found. Non-
penetrating twins are formed in a way that both twinned semi-individuums can be
easily recognised by the straight suture on the alternating (001) and (101) faces. Both
semi-individuums are equally developed on each side of the (010) plane and are easily
distinguishable (Fig. 3D). Interpenetrating twins, on the contrary, can be mistaken
for single crystals. They are sometimes twinned so perfectly that both semi-indi-
viduums together make a perfectly developed single crystal. The most distinguish-
able facing cleavages as well as the unevenjtwinning suture on alternating (001) and
(lOl) faces are diagnostic. The postions of (111) faces are also characteristic (Figs. 2,
3B and 3C).
188	Mir j an Žorž
Fig. 3. Terminations of different Karlsbad twin types. Single crystal (A), R-(101)'-interpene_trat-
ing (B), L-(001)-interpenetrating (C) and L-non-penetrating Karlsbad twin (D). P{001}, x{101},
o{lll}
Tertiary structure of Karlsbad twins. This structure is characterised by the
appearance and positions of (001) and (101) faces on both semi-individuums. These
faces are present in both semi-individuums only in the case of non-penetrating twins.
Left and right combinations are possible (Fig. 3D). The situation is different in
interpenetrating twins. Twinned crystals develop in a way that only (001) or (101)
faces of the twinned semi-individuums are present. This fact increases the number of
possible combinations by four, i.e. L-(OOl) and L-(lOl)' as well as their right
analogues (Figs. 3B and 3C). Six combinations are possible in single Karlsbad twins.
A complete description of ^Karlsbad twin from the Zagradski potok location should
read: L-interpenetrating-(101)'-single Karlsbad twin or shortly L-(101)'-Karlsbad
twin and R-non-penetrating-single Karlsbad twin or shortly R-Karlsbad twin. All
these combinations were found and are evenly distributed.
Manebach-Baveno combination twins
Fourlings represent the largest part of the whole mass of hyalophane found at this
site. Their dimensions range from less than one millimeter up to 20 centimeters. They
are well developed and are found on the walls of clefts as well as in the form of
floaters. Broken and rehealed fourlings_are also frequent. Etchings and stritions on
(010) faces, and etchings on (001) and (101) faces are characteristic and only rarely
absent (Fig. 5). The presence of the Manebach twins around the fourlings and their
gradual narrowing in the direction of a common fourfold twinning a-axis really
Hyalophane twins from Zagradski potok in Central Bosnia	189
Fig. 4. Photograph of a (OlO)-Manebach-Baveno combiMtion twin. Some
secondary Manebach twins and alternating (001) and (101) faces can be
seen. Secondary Manebach (001) twinning planes are aligned with the
fourling (010) plane of symmetry. Note the non-alignment (bottom left) of
the secondary Manebach twin (010) plane of symmetry with the fourling
(010) symmetry plane. Crystal dimensions: 30 x 20 mm
resemble a pagoda (Figs. 4 and 5). Complex double fourlings, a most unique
phenomenon, have been found strictly in the form of floaters or lying on a matrix
(Figs. 6 and 7).
Primary structure of Manebach-Baveno combination twins. Adularia fourlings
are mentioned in literature among others by Grammacioli (1975) Ramdohr-
190	Mir j an Žorž
Fig. 5. Photograph of a (OOl)-Manebach-Baveno combination twin with
visible etchings on the alternating (001) and (101) faces. Some secondary
Manebach twins as well as a concave termination can be seen. Note the
distance between the (001) twinning planes of the secondary Manebach
twins and the hollow diameter. Specimen dimensions: 102 x 120 mm
Strunz (1978), We i bel (1990) as well as hyalophane fourlings by Barić (1972)
Zebec and Šoufek (1986), and Zebec (1987/88). Grammaccioli (1975) men-
tioned explicitly two types of fourlings where one type is Manebach-Baveno twinned
and the other Baveno-Baveno. In fact there are two types of Manebach-Baveno
fourlings that cannot be distinguished with these terms only. They can be described
as follows: two Manebach twins can be twinned according to the Baveno law thus
producing a structure where both twinning a-axes coincide in a common fourfold a-
axis. Normals to (001) and (021) hyalophane faces thus close an angle of 44° 50', and
normals to (010) and (021) faces, an angle of 45° 10'; Barić (1972). Two orientations
of two Manebach twins are possible at the moment of their twinning to a Manebach-
Baveno fourling according to the Baveno law (Fig. 8). Besides other characteristics,
these two fourlings are distinguished by the faces whose normals are perpendicular
to the common fourfold twinning a-axis, i.e. (010) and (001) (Fig.9). Let the first type
Hyalophane twins from Zagradski potok in Central Bosnia	191
Fig. 6. Photograph of (010)-(010)-Manebach-Baveno combination twin. Note the inversion of
the secondary Manebach twin. The primary {010)-Manebach-Baveno combination twin is on the
left- hand side. Crystal dimensions: 34 x 15 mm
be defined as a (OlO)-Manebach-Baveno combination twin (fourling) and the second
one as a (OOl)-Manebach-Baveno combination twin (fourling). It is evident that both
fourlings are twinned according to both Manebach and Baveno laws, which acted
simultaneously. It is evident also that different halves of the two Manebach twins are
twinned into a fourling according to the Baveno law. This forms the primary
structure of fourlings. The (010) and (001) faces have a most significant influence on
the morphology of fourlings.
Secondary structure of Manebach-Baveno combination twins. Typical of both
fourling type are secondary Manebach twins positioned around these fourlings.
These positions are different and are diagnostically important for the determination
of particular fourling types.
1. (OlO)-Manebach-Baveno combination twins. This type of Manebach-Baveno
fourling is present in crystals up to several centimeters large (Fig. 4). The crystals are
combinations of alternating and narrowing M, P, x, d {221} and z {130} forms. The
(010) faces of secondary Manebach twins are rarely connected to the Baveno twin.
They are separated from other secondary Manebach twins with (001) and (101) faces
which results in a shape where single Manebach twins protrude out of (001) and (101)
faces. This type of fourling is relatively closed. The distribution of the afore men-
tioned secondary Manebach twins is uneven on the four fourling sides. All secondary
Manebach twins are symmetrically intersected along their twinning (001) planes with
192	Mir j an Žorž
Fig. 7. Photograph of a (001)-(010)-Manebach-Baveno combination twin. The primary (001)-
Manebach-Baveno combination twin is on the right-hand side. Crystal dimensions: 66 X 39 mm
two fourling planes of symmetry, i.e. (010) and (100). This is clearly visible on the
(010) striated Manebach twin faces whose junctions make a visible twinning suture
along their (001) twinning planes (Fig. 4). This is also the direction of the fourling
cleavage. A (010) face is always well-developed and striated. It sometimes stretches
over the entire side of the fourling but never on all sides simultaneously. This type of
fourling ends in a conical apex structure as shown in Figures 8C and 9A. The apex is
rarely perfectly formed because of the presence of secondary Manebach twins that
also contribute to its formation.
2. (OOl)-Manebach-Baveno combination twins. These fourlings are well
developed and have dimensions that can reach more than 20 cm. They are not always
square in the section perpendicular to their common fourfold twinning axis and can
be more or less rectangular. The observed forms are: T, P, M, x, o, z, y, d and k{100}.
Typical etchings are frequently observed on otherwise lustrous (001) and (101) faces
(Figs. 5, BE and 9B). The (010) face is characteristically well developed, always
striated and sometimes deeply etched. The (221) face is always dull with a more or
less pronounced layered surface. A typical concave apex structure is formed on the
top of such a fourling. It is rarely perfectly developed (Fig. 5). On all four fourling
sides additional secondary Manebach twins are always present which also contribute
to the apex structure formation. The form k{100} can frequently be observed in the
apex structure. Diameters of the apex hollow depend on the dimensions of the
Hyalophane twins from Zagradski potok in Central Bosnia	193
Fig. 8. Positions of particular Manebach twins prior to twinning according to the Baveno law
(A). Terminations of the formed (OOl)-Manebach-Baveno combination twin (B) and (010)-
Manebach-Baveno combination twin (C). P{001}, x{101},T{110}, k{100) and M{010}
fourling itself as w^ell as on grov^th conditions. They can reach up to 8 cm in size.
Characteristic^ompensation faces with higher {hkl} indexes are formed frequently on
the (001) and (Ï01) faces of the fourling. Their center lies at the point where (001) and
(101) faces are protruded by secondary Manebach twins. The most significant feature
is the presence of secondary Manebach twins. In comparison with those on a (010)-
fourling they are positioned equidistantly to the left and right of the (010) and (100)
fourling planes of symmetry (Fig. 5). The distance between the (001) twinning planes
of the secondary Manebach twins on one fourling side is more or less constant and is
194	Mir j an Žorž
Fig. 9. General crystal forms of a (OlO)-Manebach-Baveno combination twin (A) and a (001)-
Manebach-Baveno combination twin (B)
approximately equal to the apex hollow diameter (Fig. 5). The distribution of the
secondary Manebach twins around a fourling is uneven. Two neighbouring secondary
twins are exceptional. These fourlings act more openly than those of the (OlO)-type.
Tertiary structure of Manebach-Baveno combination twins. Double fourlings
have been found at the site of Zagradski potok. Some traces of a double structure can
frequently be observed in particular fourlings, but well-developed double fourlings
are extremely rare. They always appear lying on a matrix or in the form of floaters,
and are never attached to the fissure walls with one or both apexes. Their dimensions
can reach up to 15 cm. The tertiary structure is described with the two possible
combinations of two types of fourlings.
1.	(010)-(010)-Manebach-Baveno combination twins. This type of double fourling
is characterised by the secondary Manebach twins that are all symmetrically interse-
cted by (010) and (100) fourling planes of symmetry. A typical feature is the inversion
of the lowermost secondary Manebach twins which yields to the formation of
a similar fourling on the other side of the fourling (001) plane perpendicular to the
common fourfold axis (Figs. 1 and 6). The two apex structures are equal. This double
fourling should be symmetrical in this plane. This is not the case since the secondary
Manebach twins are unevenly distributed around the two fourlings.
2.	(001)-(010)-Manebach-Baveno combination twins. This type of double fourling
is characterised by the two different apex structures: one is of the (OOl)-fourling type
and the other of the (OlO)-fourling type. Characteristic are also the positions of
secondary Manebach twins which are positioned equidistantly from the fourling
(100) and (010) planes of symmetry on the side with a (OOl)-fourling apex structure.
These Manebach twins are intersected with the same planes of symmetry on the side
with (OlO)-fourling apex structure. It is evident that the double fourling composed of
both types is present. Significant is the inversion of the lowermost secondary
Manebach twins (Fig. 7).
Distribution of Manebach-Baveno combination twins
All fourlings studied in this paper were classified into the four afore-mentioned
groups. Out of more than 350 fourlings examined about 53 % were of (OOl)-type, 33 %
of (OlO)-type, 7% of (010)-(ÖIÖ)-type, and 7% of (001)-(010)-type. If the mass
percentage is considered, then the share of (OOl)-type is well over 95 %.
Hyalophane twins from Zagradski potok in Central Bosnia	195
Discussion
Laemmlein (1946) was first to report on the origin of the elongated quartz
crystals. Rykart (1989) published his observations on elongated quartz crystals.
Richards (1990) published a reviewing article on faden quartz with further obser-
vations, among which evidence of crystal growth from a faden was given to demons-
trate the accuracy of the hypothesis. Richards (1990, and private communications
1991) and Rykart (1989) mentioned some other minerals which have also been
found in elongated forms with characteristic fadens. It has not been mentioned yet
that the adularía and hyalophane Manebach-Baveno combination twins as well as
the Manebach, Baveno and Karlsbad twins could undergo the same process. Elon-
gated twins are mentioned by Gramaccioli (1975) who also published general
forms of both fourlings and by Schwarzmann (1977). L i ne k (1923) published the
figure of the orthoclase (010)-fourling termination. Ramdohr and Strunz (1978)
published the figures that show the termination of the adularía (OOl)-fourling.
D ivi j an (1954) and Baric (1972) mentioned the structure of the hyalophane
fourlings from Zagradski potok. Zebec and Šoufek (1986) and Zebec (1987/88)
described the formation of such hyalophane structures as an overgrowing of a par-
ticular Manebach twin with another one according to the Baveno law. In this way
a symmetrical "multi-storied" structure is formed that could also be reflected in the
plane perpendicular to the common fourfold axis. The occurrence of secondary
Manebach twins with (010)- and (OOl)-fourlings have not been either mentioned or
described and cannot be explained by his theory. The same is true of the two types of
double fourlings.
The theory proposed by Laemmlein (1946), Rykart (1989) and Richards
(1990) can be applied to explain the growth, habitus and structure of all mentioned
mineral appearances at the Zagradski potok site. This theory is based on the fact that
particular quartz crystals from alpine-type veins show elongated habitus with visible
fadens in their interiors. Faden (German for "thread" is accepted in English litera-
ture; Richards, 1990) is the result of an active tectonic environment and is a more
or less visible hazy thread in the crystal interior. It stretches from the point where the
crystal is attached to the vein wall, to the opposite wall, or the end of the crystal
itself. The process of faden crystal growth can be divided into two phases. In the first
phase the crystal particle positioned between the widening walls is broken by
tectonic forces that cause fissure widening. If there is a sufficient supply of the
crystallizing substance, the crevice between broken parts of the crystal can be
rehealed. This takes place faster on their edges than on the internal sides of the gap
between the ends of the broken crystal. This is due to higher surface energy and ionic
transport limited by particular diffusion coefficients. The faden grows as long as the
rehealing rate of the crevice is high enough to follow the vein widening. If the rate of
faden growth is lower than that of the vein widening, the crystal cannot be rehealed
and thus the two parts cannot be connected. At this stage the faden growth is
completed and the secondary phase begins. In this phase more substance is crys-
tallized around the faden and finally a crystal with a more or less distorted or
elongated habitus is formed. The habitus of a crystal thus formed depends on the
position of the primary crystal and the direction of the fissure widening. If a large
amount of the substance is deposited around the faden (floaters), then the crystal
shows a normal habitus, but with a characteristic faden line in its interior.
Almost every quartz crystal from the Zagradski potok site is deformed in a par-
196	Mir j an Žorž
ticular direction with a visible faden in its interior. The Dauphiné twinning of quartz
crystals is also characteristic of this site. Elongated ankerite as well as apatite
crystals are present, too. The mineral paragenesis at this site is about 60 million years
old (Barić, 1972). It can be concluded that the mineral paragenesis at the Zagradski
potok site could grow longer. The formation of faden crystals could occur since the
process of vein widening was slow.
Hyalophane, the most abundant mineral at this site besides quartz, shows some
morphological properties which can be explained by the stretching process and faden
formation. Hyalophane possesses excellent cleavage parallel to the (001) face and less
pronounced parallel to the (010) face. For that reason hyalophane crystals are
interwoven with visible cleavage planes, which make the fadens invisible. Only few
specimens with visible fadens have been found.
The elongation direction of a hyalophane crystal can be described as a vector:
E = xa + yb + zc, where xa is the component of the vector in the a-axis direction which is
similar to the other two components. If two components are equal to zero, the
elongation leads in the direction of one crystallographic axis. If one component
equals zero, the translation of a particular plane occurs, which yields in parallel
growth.
Some extreme elongation examples are:
E = xa, yb = zc = 0, translation in the direction of a-axis; formation of elongated
crystals with Fibbia habitus, formation and inversion of Manebach twins (Figs. lA
and IB),
E = zc, xa^yh = 0, translation in the direction of c-axis; formation of elongated
crystals, formation of Karlsbad twins (Fig. 2) and
E - yb, xa = zc = 0, translation in b-axis direction - parallel growth.
If component xa is equal to zero, then the (010) face is narrow or missing. The
typical parallel striations on the (010) faces are thus the result of infinitesimal
stretching, i.e. breaking and rehealing of the crystal between fissure walls. These
faces are therefore prone to etching and are frequently deeply etched. All orienta-
tions of the vector E are possible and thus also all elongated structures. The rotation
of this vector results in the twisted and curved structures which are frequently found
at the Zagradski potok site.
Manebach twins
Translation in the a-axis direction yields Fibbia habitus. This habitus is
extremely rare at this site. More probable is Manebach twinning, where a crystal is
broken along the (001) plane. The (001) face is thus exposed. Such a crystal can be
twinned with another two crystal semi-individuums. In this way a "penetration"
Manebach twin is formed, but in fact it consists of one connecting individuum and
two semi-individuums. This process is well manifested on (010) surfaces which have
typical striations and twinning sutures (Figs. lA and IB). Translation of a single
hyalophane crystal in the a-axis direction yields to the formation of a Manebach twin
on one side. A twinning suture is formed. Further translation of the crystal in the
opposite a-axis direction results in Fibbia habitus with a more or less developed and
striated (010) face without a twinning suture and can be ended with another
Manebach twin. The formation of the twinning suture begins on the (010) face. This is
the inversion of the Manebach twin which plays an important role in the formation of
Hyalophane twins from Zagradski potok in Central Bosnia	197
double fourlings. The onset of the Manebach twin formation depends on growth
conditions in the translation process. Sometimes it takes a relatively long time. In
this case the (010) face of the primary individuum is broad (Figs. 1A and IB).
Karlsbad twins
Translation in the c-axis direction yields to elongation of the crystal in this
direction or formation of a Karlsbad twin. In this case the hyalophane crystal is
broken along the (010) plane. The (010) face is exposed and a Karlsbad twin can be
formed (Fig. 2.). This is actually the process that is diametrically opposite to the
Synneusis mechanism of orthoclase twinning in magmatic milieu where two single
floating orthoclase crystals are preferably oriented to form a Karlsbad twin (Smith
1974). The proof of such a Karlsbad twin formation is the specimen that is not
twinned in its lower part, but at a particular point of the crystal the Karlsbad
twinning begins to form. This is demonstrated by a cleavage that runs throughout the
lower part of the crystal and is reversed in its upper part, where two reversed
cleavages are observed (Fig. 2). It is quite possible that such a process can be repeated
on the other side of a single crystal, as occurs in the case of double fourlings, and
therefore double Karlsbad twins can be formed. The ends of these twins have
different primary structures, i. e. one end would show the left structure and the other
right one. Taking into consideration secondary and tertiary structures, nine combi-
nations would be possible. Out of these, six would be penetrating, two mixed and one
non-penetrating^ The nomenclature of such twins would be for example: R-inter-
penetrating-L-(lOl)' -non- penetrating double Karlsbad twin, or shortly, R-L-(lOl)'
- Karlsbad twin. The probability of a Karlsbad twin formation is low at the
Zagradski potok site and therefore formation of a double twin even lower. No double
Karlsbad twin has been found.
Manebach-Baveno combination twins and double combination twins
The most interesting elongated structures are Manebach-Baveno fourlings. They
are oriented with their common fourfold axis perpendicular to the cleft wall in the
nucleation phase. As the vein widens they break and are rehealed again, thus forming
a faden.
(OlO)-Manebach-Baveno combination twins. The first phase is the translation of
this fourling type in the direction of its common fourfold axis. This would result in
the formation of a simple crystal structure where an elongated fourling would be
formed with even, extremely developed (010) faces and a termination structure as
shown of Figures 8 C and 9 A. It can be seen from Figure 10 A that two (001)
Manebach twinning planes intersect the fourling parallel to its common fourfold a-
axis and these two planes, i.e. the (001) and (010), are at the same time two out of the
four planes of fourling symmetry. The secondary Manebach twin is formed at the
point where the crystal is broken in the (001) twinning plane (Fig. 11). This secondary
Manebach twin grows outwards from that point in the secondary phase. It becomes
more and more developed with (001) and (101) faces that could not be present in the
case of a pure (OlO)-fourling. These faces are then developed to the extent where they
completely overgrow the faden, thus producing such a fourling with well developed
198	Mir j an Žorž
Fig. 10. Drawings of the faden (OOl)-cros-sections of the (OlO)-Manebach-Baveno combination
twin where the fourling (010) and (100) planes are at the same time (001) Manebach twinning
planes (A) and a (OOl)-Manebach-Baveno combination twin, and where these planes are not
Manebach twinning planes (B)
(001) and (101) faces that are protruded here and there with a primary (OlO)-fourling
faden structure, i.e. (010) faces (Fig. 4).
Such a fourling could be described as a superposition of many particular Man-
ebach twins that are also twinned according to the Baveno law; Zebec and Šoufek
(1986) and Zebec (1987/88). The problem of such an explanation is the non-
alignment of the (010) planes of secondary Manebach twins with the fourling (001)
and (010) planes of symmetry. They should be in this planes if only a single (010)-
fourling were formed.
The Manebach twinning around a broken faden can begin at any time. This does
not occur necessarily on all four sides simultaneously. Then the secondary Manebach
twins grow outwards from the faden. Figure 11 shows that two neighbouring
secondary Manebach twins in the Baveno twinning position at the same time form
a secondary (OlO)-fourling. Further stretching yields in the translation of secondary
Manebach twins which causes wide (010) and (001) faces. The translation of secon-
dary Manebach twins can be completed and again continued after a period of
translation during which no secondary Manebach twin is formed. As the faden grows
further, more and more secondary Manebach twins are formed. The lower and older
secondary Manebach twins have more time to develop than the upper and younger
ones, therefore a structure with a conical pagoda-like form is developed. This
structure can be compared to that of a pine cone where particular scales grow from
a common kernel. The same situation is present in this structure because certain
secondary Manebach twins do not make a uniform crystal. They have only a common
kernel (faden), from which they grow outwards as independent Individuums which
are otherwise unconnected. The growth of each secondary Manebach twin as well as
outward growth of the faden is spatially limited as all of them grow simultaneously
outwards around the faden, thus encountering each other sooner or later. The whole
structure of such a crystal is held together by a common faden as well as a penetra-
tion of certain secondary Manebach twins. If there were sufficient material to be
Hyalophane twins from Zagradski potok in Central Bosnia	199
Fig. 11. Drawing of (OlO)-Manebach-Baveno combination twin (OOl)-cross-
section with the formation of secondary Manebach twins. Index s denotes
secondary faces
deposited around the faden in the secondary phase, a ripe fourling with aligned
parallel (010) and (001) faces would be formed (Fig. 4). This would be the final stage
of fourling growth unless another stretching process took place where a double
fourling develops.
(010)-(010)-]VIanebach-Baveno combination twins. A faden is normally formed so
that one end of the crystal always remains connected to the wall whereas the other
one is repeatedly broken and rehealed. Assuming that a crystal could be broken
alternatively on both sides and rehealed, a fourling with a double conical form would
develop. All secondary Manebach twins on all four sides should have the same
direction. Such a crystal has not been found. However, double conical fourlings with
secondary Manebach twins leading in opposite directions, i.e. reversed in the double
fourling pseudosymmetry (001) plane have been found (Figs. 1 and 6). The reason is
the inversion of the lowermost secondary Manebach twins. The (OlO)-fourling is
formed again with their inversion (Figs. 1, 6 and 11). Further translation results in
the formation of the same structure as on the primary side, but in the opposite
direction. Because this type of crystal becomes heavy during secondary growth, the
connection points cannot resist its own weight under tectonic stresses. Consequently
200	Mir j an Žorž
the crystal is always detached from both walls. Such crystals are rarely symmetri-
cally developed and never completed. They are always fouiid at the cleft bottom and
are undeveloped on the side touching the matrix. The fourling (001) plane where
inversion of the secondary Manebach twins occurred and which is perpendicular to
the common fourfold axis, is actually not the plane of symmetry of the double
fourling because of the different development degrees of the two fourlings that are
connected in this plane via the inversion of secondary Manebach twins and different
positions of the secondary Manebach twins around the primary and secondary
fourlings. This plane should be treated as the pseudosymmetry plane in which both
fourlings could be reflected. On the basis of this proposition this fourling type should
be defined as a (010)-(010)-Manebach-Baveno combination twin.
(OOl)-Manebach-Baveno combination twins. The translation of this fourling in
the direction of the common fourfold axis results in the formation of a crystal that is
different from that of the (OlO)-fourling type. As can be seen in Figure 10, this type
also has four symmetry planes that are parallel to the fourfold axis, yet it has no (001)
Fig. 12. Drawing of a (OOl)-Manebach-Baveno combination twin (001)-
cross-section with the formation of secondary Manebach twins and their
inversion to a (OlO)-Manebach-Baveno combination twin. Df is the distance
between the secondary Manebach (001) twinning planes and the diameter
of the faden at that point. Index s denotes secondary faces
Hyalophane twins from Zagradski potok in Central Bosnia	201
Fig 13. Photograph showing the cross-section of a (OOl)-Manebach-Baveno
combination twin parallel to its (100) plane of symmetry. The faden as well
as secondary Manebach twin formation on its edge can be seen. Crystal
dimensions: 70 x 80 mm
Manebach twinning plane. In this case, this plane is contracted to a line identical to
the fourfold axis. If a (OOl)-fourling were translated in the direction of its common
fourfold axis, then an elongated crystal with extremely developed (001) faces and
with a termination as shown in Figures 8B and 9B would result. No such crystal has
been found at the Zagradski potok site, whereas crystals with secondary Manebach
twins protruding out of (001) and (Toi) faces, that are equidistantly positioned on
both sides of the (100) and (010) planes of fourling symmetry on all four sides of the
crystal, have been found (Fig. 5).
This is explained by the translation of this fourling where two secondary Mane-
bach twins can be formed at the points where the fourling is broken in the (021)
twinning plane. The (001) face of each twinned sub-individuum is exposed. At that
point the crystal can be twinned into a Manebach twin. As two such points exist on
each fourling side, two parallel secondary Manebach twins can be formed simultane-
ously on each fourling side (Fig. 12). The distance between the (001) twinning planes
of both secondary Manebach twins is exactly the diameter (Df) of the faden at that
point. Due to the growth conditions and spatial limitations, parallel secondary
Manebach twins are rarely formed. More frequent are the alternating secondary
Manebach twins on both sides of the (001) fourling symmetry plane (Fig. 5).
Confirmation of this hypothesis can be seen in Figure 13, where the cross-section
of the (OOl)-fourling parallel to the (100) plane of its symmetry can be seen. It is
evident that secondary Manebach twins are formed on the edge of the faden. It can
also be seen that the faden itself has only (001) and (101) faces. If the faden growth
202	Mir j an Žorž
were not the cause of development of such a crystal, secondary Manebach twins
would grow from any point of the fourling. The result would be a fourling with
randomly scattered secondary Manebach twins around it. The cross-section of
a fourling made in a (001) fourling plane is shown in Figure 14. It can be seen that the
secondary Manebach twin is formed exactly at the point where the crystal was
broken in the (021) twinning plane and grew from that point outwards.
From one such point two secondary Manebach twins can grow outwards simul-
taneously. It is evident that they are both in the Baveno twinning position at the same
time (Fig. 12). The result is a secondary (OlO)-Manebach-Baveno fourling which is the
inversion of the (OOl)-to (OlO)-fourling that plays an important role in the formation
of a (001)-(010)-Manebach-Baveno combination twin. The apex structure is ravely
theoretical. It is normally more complex because of the secondary Manebach twins
that also contribute to its formation. The apex is concave and if the faden building
process were the reason for crystal growth, a hollow faden would be possible.
Crystals with a channel in the center of the faden have been found. If much substance
had been deposited around the faden in the secondary phase, a ripe crystal with
aligned (001) and (010) faces resulted.
As it has been mentioned previously, these crystals are most abundant at this
locality. It seems that the nucleation of (OOl)-fourlings was more favoured in
comparison to that of (OlO)-fourlings and single crystals. The largest crystal of this
type found has a diameter of 23 cm and the longest one about 15 cm. The diameters of
the fadens range from tenths of a millimeter to eight centimeters. If the faden is
narrow, these two types are difficult to distinguish because with a (OOl)-fourling type
secondary Manebach twins are almost aligned, thus imitating the secondary Mane-
bach twins of a (OlO)-fourling, where they are aligned. The difference lies in the apex
structure.
(001)-(010)-Manebach-Baveno combination twins. The existence of double four-
lings where one side is composed of a (OOl)-fourling and the other of a (OlO)-fourling
confirms that two inversions of secondary Manebach twins took place. It has been
pointed out that two neighbouring secondary Manebach twins on a (OOl)-fourling
form a secondary (OlO)-fourling. If it is assumed that the lowermost secondary (010)-
fourling can be translated in the opposite direction, as mentioned in the case of
a (010)-(010)-fourling, the inversion of secondary Manebach twins occurs. The result
is a (OlO)-fourling translated in the opposite direction. The double fourling thus
formed has a primary side of a (OOl)-fourling type with non-aligned secondary
Manebach twins and a secondary side of a (OlO)-fourling type with aligned se-
condary Manebach twins in the opposite direction (Fig. 7). Both semi-fourlings are
connected via secondary Manebach twins that are inverted in the common (001)
plane of both fourlings. This is neither the symmetry nor the pseudosymmetry plane,
but only the plane where the inversion of secondary Manebach twins occurs. The full
nomenclature of such a fourling is a (001)-(010)-Manebach-Baveno combination
twin.
If the (OOl)-fourling were translated and secondary Manebach twinning did not
take place, a double conical structure would be formed, but this would be a (001)-
fourling again. No such crystals have been found at this site. It can be concluded that
the formation of a (001)-(001)-Manebach-Baveno combination twin is not possible.
As has been mentioned, about 7 % of all fourling structures are of this type. They
can reach up to 15 cm in size. This is probably the most complex twinning the crystal
world has ever observed.
Hyalophane twins from Zagradski potok in Central Bosnia	203
Fig. 14. Photograph (A) and its drawing (B) of the (OOl)-cross-
section of a (OOl)-Manebach-Baveno combination twin. Section
dimensions: 37 x 37 mm
204	Mir j an Žorž
Conclusions
The variety of minerals with elongated habitus appearing at the Zagradski potok
site confirms that the described veins, in the paleosoic schists which are perpendicu-
lar to their strike, are not the remnant of a sulphide ore body as mentioned by 11 i ć
(1954). They are alpine-type veins with mineral paragenesis which is normally
associated with such veins, as asserted by Barić (1972).
The numerous parallel and relatively long veins are the result of tectonic forces
which caused them to open. Different minerals present at that time were broken and
rehealed, forming elongated faden crystals. The most significant are hyalophane
crystal forms with their primary, secondary and tertiary morphological structures.
A typical adularla habitus of the hyalophane crystals is present. It can be
concluded that the adularía habitus, with narrow or missing (010) faces, is the result
of relatively high pressure and low temperature in the alpine-type vein, compared to
relatively lower pressure and higher temperature in the magmatic milieu, where an
orthoclase habitus with wide (010) faces is formed. The crystallization causes a lower
energy state and therefore the heat released during the crystallization process in the
magmatic environment can be more effectively dissipated through a wider crystal
habitus with well-developed (010) faces. Adularia habitus, on the contrary, is the
outcome of relatively high pressure and its slow decrease. For that reason the
crystallization equilibrium is achieved with contraction of the crystal volume, result-
ing in missing (010) faces. Crystals from the pegmatites have a more pronounced {010}
form but are not as wide as those from magma, which is also in accordance with their
growth conditions that are more moderate than the two aforementioned ones.
Stretching of the crystal with adularla habitus is thus exactly the opposite process
to crystal volume contraction. The crystal is continuously broken and rehealed,
which causes the development of an otherwise narrow or missing (010) face. The
stretching of the hyalophane crystal in the c-axis direction is also the opposite
process of the proposed Synneusis orthoclase Karlsbad twin formation and some-
times results in the formation of one.
The most significant are the Manebach-Baveno combination twins. Their elonga-
tion yields to morphologically highly complicated crystals that are the outcome of the
two possible inversions, i. e. Manebach twin and (001) - Manebach-Baveno to (010)
- Manebach-Baveno combination twin inversion. The resulting double Manebach-
Baveno combination twins are the most unique appearances at this site and can be
ranked among the most complex twins.
Zebec (1987/88) proposed the already mentioned regular succession of growth of
particular hyalophane forms. It seems that all forms, i. e. fourlings, Karlsbad twins,
parallel growths and single crystals grew simultaneously. Single crystals are small
and less developed. The reason for that is probably the relatively fast growth rate of
the fourlings sponging on single crystals that should have been dissolved in this
phase. The absence of single crystals with Fibbia habitus is significant.
Adularia has similar properties and habitus as hyalophane. Adularia twins and
fourlings are frequently found in the Alps and show similar morphological features.
Hyalophane twins from Zagradski potok in Central Bosnia	205
Acknowledgements
I would like to offer my sincere thanks to Prof. L. Golic and Prof. J. M. Duhovnik
for their thorough professional revision of the present text. Acknowledge is made to
the late L. Baric for his donation of first hyalophane specimens to me and G. Kobler
(Fig. 13) as well as information on the Zagradski potok site. Special thanks to V.
Zebec and other members of the staff of the Croatian Natural Museum in Zagreb for
their patience during my frequent visits to the museum. My colleague G. Kobler is
one of those to whom I owe special thanks for their companionship, information and
specimens provided (Fig. 7) during the last ten years. I wish to thank D. Arrigler and
A. Smerke who photographed otherwise superb, but totally unphotogenic
hyalophane specimens for their efforts to make the photos representative. Special
thanks to B. Fajfaric for his skills in cutting and polishing the hyalophane crystals.
Many thanks also to E. Bandelj for her review of the present paper.
References
Baric, L. 1955, Bariumhaltiger Orthoklas von Busovača in Zentralbosnien, Bulletin Scien-
tifique, Yougoslavie, tome 2, No 2 (Avril 1955), 55, Beograd.
Baric, L. 1961, Über die Hyalophane von Busovača, Tschermaks mineralogische
Mitteilungen, Dritte Folge, 7 (Mitteilungen der Österreichischen mineralogischen Geselschaft
1957-1960, No 118), 462-502, Wien.
Baric, L. 1972, Hyalophan aus Zagrlski (Zagradski) potok unweit von Busovača in
Zentralbosnien, Wissenschaftlische Mitteilungen des Bosnisch-herzegovinischen Landes-
museums, Bd. II, Heft C, Naturwissenschaft, 5-37, Sarajevo.
Bermanec, V. & Zebec, V. 1987, Oriented Growth of Rutile and Hematite from Zagrade
near Busovača, Bosnia and Hercegovina, Yugoslavia, Geološki vjesnik. Vol. 40, 97-100, (in
Serbo-Croatian, abstract in English), Zagreb.
D ivi j an, S. B. 1954, The Finding of Hyalophane near Busovača in Central Bosnia, Recueil
des Travaux de L'institut de Geologie "Jovan Žujovič", Tome VII, 269-275, (in Serbo-Croatian,
abstract in English), Beograd.
Gramaccioli, C. M. 1975, Minerali alpini e prealpini, 2. volume, 473 p. Istittuto Italiano,
Edizioni Atlas, Bergamo.
Ilić, S. 1954, Vein Quartz - Vein Quartz Locations in the Vicinity of Busovača near
Sarajevo, Rudarstvo i metalurgija, br. 5, 1414-1416, (in Serbo-Croatian), Beograd.
Laemmlein, G. G. 1946, Über die Entstehung flacher Kristalle mit "weissen Streifen",
German translation by Stalder-Scherrer, B. 1969 from Russian Dokladi Akademii Nauk SSSR
1952, Vol 87, 6, 957-960, and published in Schweitzer Strahler 2, 430-437, Zürich.
Linck, G. 1923, Grundriss der Kristallographie, Fünfte Auflage, 138 p. Verlag von Gustav
Fischer, Jena.
Philipsborn, H. von 1967, Tafeln zum Bestimmen der Minerale nach äusseren Kenn-
zeichen, 2. Auflage, 191 p. E. Schweizerbart'sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart.
Ramdohr, P. & Strunz, H. 1978, Klockmanns Lehrbuch der Mineralogie, 876 p. Fer-
dinand Enke Verlag, Stuttgart.
Richards, R. P. 1990, The Origin of Faden Quartz, Mineralogical Record, Vol., 21, No. 2,
191-201, Tucson.
Roesler, H. J. 1980, Lehrbuch der Mineralogie, 833 p. VEB Deutscher Verlag für
Grundstoffindustrie, Leipzig.
Rykart, R. 1989, Quarz Monographie, 314 p. Ott Verlag, Thun.
Schwarzmann, S. 1977 Familie Feldspat, Lapis, Vol. 2, No. 10, 20-23, München.
Schwarzmann, S. 1977, Familie Feldspat - Die Zwillinge der Feldspate, Lapis, Vol. 2,
No. 12, 28-31, München.
Smith, J. V. 1974, Feldspar Minerals, Vol. 2 - Chemical and Textural Properties, 688 p.
Springer Verlag, New York.
Strübel, G. & Zimmer, S. H. 1992, Lexikon der Mineralogie, 2. Auflage, 390 p.
Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart.
206	Mir j an Žorž
Trubelja, F. & Barić, L. 1979, Minerals of Bsnia and Hercegovina, Book 1, Silicates, 452
p. Zemaljski muzej BiH, (in Serbo-Croatian, abstract in English) Sarajevo.
Varićak, D. 1971, Crystal Quartz in Bosnia and Hercegovina, Geološki glasnik, 15,
163-167, (in Serbo-Croatian, abstract in English), Beograd.
Zebec, V. 1980/81, The Anatase from the Valley of Zagradski potok near Busovača in
Bosnia, Glasnik zemaljskog muzeja BiH, Sveska za prirodne nauke XIX-XX, 25-28, (in Serbo-
Croatian), Sarajevo.
Zebec, V. 1984, On the Occasion of the Exhibition "Hyalophane" in Mineralogical-
Petrographical Museum in Zagreb, Mineraloško-petrografski muzej, (in Serbo-Croatian)
Zagreb.
Zebec V. 1987/88, Twinning Hyalophane Crystals from Zagrade near Busovača, Bulletin du
Museum d'Histoire Naturelle, Serie A, Livre 42/43, 193-208, (in Serbo-Croatian, abstract in
English) Beograd.
Zebec, V. & Bermanec, V. 1985, Albite, Oriented Growth of Hyalophane and Albite
from Zagrade near Busovača in Bosnia, Geološki vjesnik. Vol. 38, 115-119, (in Serbo-Croatian,
abstract in English) Zagreb.
Zebec, V. & Šoufek, M. 1986, Hyalophan von Busovača, Jugoslawien, Lapis, Vol. 11. No.
1, 28-31, München.
Zebec, V. & Zagorščak, D. 1983, Apatite from Zagrade in Bosnia, Glasnik Zemaljskog
muzeja BiH, sveska za Prirodne nauke 22, 51-53, (in Serbo-Croatian), Sarajevo.
We ib el, M. 1990, Die Mineralien der Schweiz, Fünfte Auflage, 222 p. Birkhauser Verlag,
Basel.
GEOLOGIJA 35, 207-223 (1992), Ljubljana
UDK 549.6(497.12)=30
Alpine Kluftmineralisationen im Pohorje in Slowenien
Mineralizirane alpske razpoke na Pohorju
Gerhard Niedermayr
Mineralogisch-Petrographische Abteilung,
Naturhistorisches Museum,
Burgring 7, A-1014 Wien, Österreich
Ana Hinterlechner-Ravnik
Poljanski nasip 30, 61000 Ljubljana, Slovenija
Ernest Faninger
Jamova 54, 61000 Ljubljana, Slovenija
Auszug
Der Aufsatz beweist mit einigen Beispielen die Anwesenheit und Mineralisa-
tion der alpinen Klüfte im Bereich des Pohorje (Bachern Gebirges). Er sollte eine
Anregung für weiteres Suchen der Kluftminerale im diesen Gebiete geben. Alpine
Kluftminerale sind nämlich nördlich in Österreich, weit verbreitet und unter-
sucht.
Kratka vsebina
V prispevku je podanih nekaj primerov prisotnosti alpskih razpok in njihove
mineralizacije na Pohorju. Prispevek naj bi dal pobudo za nadaljnje iskanje
kristalov v takih razpokah, ki so severneje, že na avstrijski strani, močno razšir-
jene in raziskane.
Einleitung
Nach den Arbeiten von Hinterlechner-Ravnik (1971 und 1973) und
Faninger (1970 und 1973) sind die Gesteinsserien des Pohorje in allen v^esentlichen
Zügen - abgesehen von den zusätzlich auftretenden periadriatischen Eruptiva - mit
den entsprechenden ostalpinen Einheiten Österreichs vergleichbar.
Bereits Kieslinger (1935) hat die gute Parallelisierung des Altkristallins des
Pohorje mit dem Kristallin der Saualpe und Koralpe betont. Wie die neueren
Arbeiten slovt^enischer Forscher ergeben haben, sind die beobachtbaren Gesteinsfol-
gen und deren Metamorphosegeschehen durchaus identisch. Aus diesem Grunde
w^äre es eigentlich zu erw^arten, daß sich im Altkristallin des Pohorje auch, dem
Kristallin Ostkärntens und der Steiermark vergleichbare, alpine Kluftmineralisatio-
nen nachw^eisen lassen. Entsprechende Angaben scheinen bisher im einschlägigen
Schrifttum aber nicht auf.
208	Gerhard Niedermayr, Ana Hinterlechner-Ravnik & Ernest Faninger
Im Zuge einer Exkursion der Freunde des Naturhistorischen Museum in Wien, in
deren Rahmen u.a. auch Aufschlüsse im Ostabschnitt des Pohorje unter der Führung
von Dr. Ana Hinterlechner-Ravnik und Dr. Ernest Faninger besichtigt werden
konnten, war es dem Erstautor möglich, trotz der kurzen zur Verfügung stehenden
Zeit, einige Belege derartiger Kluftmineralisationen aufzusammeln. Später legte
Frau Dr. Ana Hinterlechner-Ravnik auch zwei Proben aus dem nördlichen Pohorje
zur Untersuchung vor, die - in einem Amphibolit bzw. einem amphibolitisierten
Eklogit angelegte - ebenfalls typische alpine Kluftmineralisationen zeigten.
Entstehung alpiner Klüfte
Alpine Klüfte sind mineralbesetzte Hohlräume im Gebirgskörper »die im allge-
meinen ungefähr senkrecht zur Textur des Gesteins verlaufen« (St aid er et al.,
1973), doch ist dies nicht unbedingt Voraussetzung und hängt in erster Linie vom
Vorhandensein von Inhomogenitäten und vom lokal wirksamen Streßfeld ab. Alpine
Klüfte finden sich in verschiedensten Gesteinen, ihre Eingrenzung auf silikatische
Ausgangsgesteine, wie dies verschiedentlich gefordert worden ist (Weninger,
1976; Kandutsch, 1989), ist unglücklich und entspricht auch nicht den Tatsachen.
Natürlich finden sich auch in mergeligen und sogar in rein kalkigen Nebengesteinen,
dem entsprechenden Stoffangebot angepaßte Mineralvergesellschaftungen, die in
Bezug auf ihren Bildungsmechanismus als alpine oder, wenn nicht mit den alpidi-
schen Gebirgsbildungsphasen in Zusammenhang stehend, als alpinotype Kluftmine-
ralisationen angesprochen werden müssen.
Die Gesamtmenge der in einer Kluft enthaltenen Mineralien ist sehr unterschied-
lich, ebenso der relative Anteil des freien Hohlraumes darin. Diese Feststellung ist
sehr wesentlich, da es nicht einzusehen ist, daß eine Kluft, die zwar vollständig von
einem oder mehreren Kluftmineralien ausgefüllt ist, ansonsten aber alle Vorausset-
zungen einer alpinen Kluftmineralisation erfüllt, etwa nicht zu den alpinen Klüften
gezählt werden sollte. Dies betrifft vor allem Gänge, die mit Quarz, Feldspäten,
Karbonaten oder auch nur mit Chlorit erfüllt sind. Hier ist vor allem auch die
räumliche Verteilung solcher Bildungen in Betracht zu ziehen, da es sich oft erweist,
daß derartige gangförmige Mineralisationen an bestimmten Stellen - die u.U.
zunächst der direkten Beobachtung nicht zugänglich sind - auch Hohlräume aufwei-
sen und einen Mineralbestand, der dem Bildungsmechanismus nach zu den alpinen
Kluftmineralisationen gerechnet werden muß, führen. Den Sammlern im alpinen
Bereich ist dies schon lange bekannt, wenn sie etwa einen im Gelände hinstreichen-
den, anscheinend kompakten Quarzgang aufmerksam verfolgen und bei Vorliegen
bestimmter Anzeichen (Einschnürungen, »Satz« im Gestein, schmälste Kluftrisse)
mit ihrer Arbeit beginnen. Nicht selten ist dann die Öffnung einer mehr oder weniger
großen Kluft der Lohn für die zunächst recht mühsame Aufschließungstätigkeit.
Ein typisches Beispiel dafür sind auch Beryll führende Quarzgänge (nicht zu
verwechseln mit Beryllpegmatiten, die es im Ostalpin ebenfalls gibt), wie wir sie etwa
aus dem Tauernfenster von vielen Lokalitäten kennen. Der Beryll, meist in Form des
mehr oder weniger intensiv blau gefärbten Aquamarins, ist in der Regel auf dem die
Quarzgänge begrenzenden Nebengestein aufgewachsen, reicht ansonsten vollflächig
entwickelt in den ehemaligen Klufthohlraum hinein und wird vom offensichtlich
später ausgeschiedenen Quarz vollkommen umschlossen. Der Beryll ist somit hier als
frühe Bildung vor dem Quarz auskristallisiert. Beryll ist aber ein typisches Mineral
Alpine Kluftmineralisationen im Pohor j e in Slowenien	209
der pegmatitisch-pneumatolytischen Phase und damit bei relativ hohen Temperatu-
ren gebildet w^orden. Bedenkt man, daß die maximalen Temperaturen der alpidischen
Metamorphose im Tauernfenster bereichsvv^eise 600 °C und auch mehr erreicht haben,
so ist der Beryll in den alpinen Quarzgängen wohl als ein Produkt solch hochtempe-
rierter, in das Feld der pegmatitisch-pneumatolytischen Phase reichender, Bildungs-
vorgänge zu betrachten, ohne daß es sich bei den dafür verantwortlichen Lösungen
tatsächlich um pegmatitische Fluids handelt. Wir wissen auch, daß solche Berylle bei
Drücken um 2kb bis herab zu einer Temperatur von 325 °C in wässeriger Lösung
stabil bleiben (F r a n z & Morteani, 1981). Kühlt die Kluftlösung weiter ab, so wird
der Beryll instabil, Beryllium wird freigesetzt und die solcherart mit Be angereich-
erte Lösung kann zur Bildung neuer Be-Mineralien, wie etwa von Bertrandit, Milarit,
Phenakit oder Bavenit, beitragen. Im Tauernfenster gibt es dafür viele Beispiele.
Die Bildung der alpinen Klüfte selbst erfolgte im Zuge der Aufwölbung des
Alpenkörpers und den damit verbundenen, im jeweiligen Gesteinspaket wirksamen
Zerrungsbewegungen, die zu einem Aufreißen der Klüfte führten. Schon während
ihrer Öffnung füllten sich die Klüfte mit heißen, wässerigen Salzlösungen, die
entsprechend dem Druckgefälle vom Gestein zur Kluft aus den umgebenden Gestei-
nen in die Hohlräume einströmten. Diese zum Teil stark mineralisierten Lösungen
weisen teilweise einen beträchtlichen Anteil an CO2 und NaCl auf. So gibt etwa
Weninger (1981) für die Fluideinschlüsse von Quarzen aus dem Altkristallin der
Koralpe zwischen 20-50 Vol.% CO2 und 7-23 Aquiv.% NaCl an.
Die Lösungen traten mit den Nebengesteinen in Wechselwirkung und verursach-
ten häufig eine Zersetzung und Auslaugung derselben im Bereich einer Kluft. Auch
diese Auslaugungszonen sind für erfahrene Sammler gute Anzeichen für eine nahe
der Oberfläche befindliche Kluft. Mit der Zeit, d.h. bei langsam sinkender Tempera-
tur und sinkendem Druck, begann sich dieser Vorgang umzukehren und aus den
gesättigten Lösungen kristallisierten neue Mineralien.
Es ist - zumindest in den Ostalpen - früher immer wieder behauptet worden, daß
für die alpinen Kluftmineralisationen unbedingt eine weitreichende Substanzzufuhr,
z. B. aus großer Tiefe, angenommen werden müsse (Weinschenk, 1896; Leit-
meier, 1942; Haberlandt& Schiener, 1951,z.T.auch Weninger, 1974).Erst
Frasi und Frank (1966) haben auf die Rolle der aus den Nebengesteinen stammen-
den, zu alpidischer Zeit aktivierten Lösungen (Lateralsekretion) hingewiesen. Die
Beobachtungen der letzten Jahre zeigten darüber hinaus immer deutlicher, daß für
die Mineralisierung der alpinen Klüfte nicht nur diese alpidische (im Pennin jungal-
pidische) Metamorphose verantwortlich ist, sondern daß der kluftbildende und
mineralisierende Prozeß auch auf engstem Raum abgelaufen ist (Niedermayr,
1980 und 1991). Dies gilt auch für die alpinen Klüfte des Altkristallins in Kärnten
und der Steiermark, obwohl deren Mineralisierung, wie hier noch auszuführen sein
wird, im Gegensatz zum Pennin mit dem altalpidischen Metamorphoseereignis in
Zusammenhang steht.
Eine gute Vorstellung von den Stoffumsetzungen, die sich im Zuge der alpinen
Kluftmineralbildung vollzogen haben, gibt die Arbeit von S t aider et al. (1973) aus
den Schweizer Alpen. Schon allein aus den Dichteunterschieden des frischen, unzer-
setzten Gesteins zum kavernösen Gestein im unmittelbaren Umfeld der Klüfte wird
ersichtlich, daß die Stoffverschiebungen bis zu 20 Gew. % und mehr des frischen
Nebengesteins einer Kluft betragen können. Das heißt beinahe bis zu einem Drittel
des gesamten Gesteins kann in gelöster Form in eine Kluft abgeführt werden und hier
zur Bildung neuer Mineralphasen beitragen. Umgelegt auf eine angenommene mitt-
210	Gerhard Niedermayr, Ana Hinterlechner-Ravnik & Ernest Faninger
lere Gesteinsdichte von 2700kg/m2 bedeutet dies, daß etwa bis 900 Kilogramm
Substanz pro m^ Ausgangsgestein in eine Kluft abgeführt werden kann.
In diesem Zusammenhang ist hier noch zu bedenken, daß eine Kluft und ihr
Nebengestein als räumliches Gebilde betrachtet werden muß, in der Regel im
Gelände aber nur ein mehr oder weniger flächenhafter Einblick möglich ist. Damit
ist aber ein bestimmtes Aufschlußbild allein nicht unbedingt als repräsentativ für
eine Mineralisation anzusehen. Erst die Summe aller Beobachtungen gestattet es uns,
Überlegungen hinsichtlich der Bildung einer bestimmten Kluft anzustellen.
Bei all diesen Betrachtungen entscheidend ist die Frage nach der Herkunft der
leichtflüchtigen Bestandteile der Kluftlösungen, vor allem von H2O und CO2. CO2
wird - und das scheinen entsprechende Untersuchungen im alpinen Bereich zu
untermauern - einerseits aus der Dekarbonisierung der Gesteine im Zuge der pro-
gressiven alpidischen Metamorphose hergeleitet werden können, andererseits aber
auch auf die Oxidation von graphitischer Substanz zurückzuführen sein (Lausch et
al., 1974; Hoefs & Morteani, 1979). Auch H2O wird im Zuge der progressiven
Metamorphose aus dem die Klüfte später enthaltenden Gesteinsverband freigesetzt
werden. Es spricht einiges dafür, daß auch diese wichtigen gasförmigen Phasen zum
größten Teil während der progressiven Metamorphose im Gesteinsstapel intergranu-
lar weitgehend verfügbar bleiben und dann im Gefolge der retrograden Metamor-
phoseereignisse die Mineralisierung der zunächst überkritischen Fluids steuern.
Der immer wieder feststellbare enge Zusammenhang zwischen dem Chemismus
des Nebengesteins und der Mineralvergesellschaftung der in diesen Gesteinen auftre-
tenden Klüfte d. h. daß bestimmten Gesteinen auch bestimmte Kluftmineralassozia-
tionen zugeordnet werden können, soll hier ebenfalls besonders betont werden
(Stalder et al., 1973; Niedermayr, 1980).
Aus dem Vorstehenden ist abzuleiten, daß eine Kluft bzw. jedes Kluftsystem für
sich mit dem umgebenden Gesteinsbereich ein weitgehend geschlossenes System
darstellt und damit ähnlich auf die Druck- und Temperaturänderungen während der
alpidischen Metamorphose reagiert, wie die umliegenden Gesteine. Damit ist es aber
auch möglich, die für die Bildung der Gesteine maßgeblichen petrologischen Parame-
ter auch auf die alpine Kluftmineralisation anzuwenden (vgl. Niedermayr, 1980).
Die Fragestellungen, die sich heute bei der Diskussion alpiner Kluftmineralisa-
tionen ergeben, umfassen daher:
1.	die gebirgsmechanische Bildung der Klüfte in Zeit und Raum,
2.	die Herkunft der Kluftlösungen,
3.	die Mineralisierung der Klüfte und die Mineralsequenzen in diesen Klüften.-
Während einer progressiven metamorphen Prägung eines Gesteinsstapels ist eine
Kluftbildung kaum vorstellbar und scheint auch die Konservierung eines eventuell
prämetamorph angelegten Kluftmineralbestandes - dies allerdings abhängig vom
Grad der Metamorphose - nicht möglich. Kluftbildung und Mineralisierung der
Klüfte erfolgt erst im Anschluß an den thermischen Höhepunkt der letzten wirksa-
men Metamorphose. Da die großtektonischen Einheiten der Ostalpen ausnahmslos
alpidisch (alt- und/oder jungalpidisch) geprägt worden sind, sind präalpidisch ange-
legte Kluftmineralisationen somit hier nicht zu erwarten.
Wie dem heute schon recht reichlich vorhandenen Beobachtungsmaterial zu
entnehmen ist sind die Kluftmineralisationen im Pennin und im Ostalpin sowohl
hinsichtlich ihres Mineralbestandes als auch hinsichtlich ihrer Mineralabfolgen
identisch. Da nach dem vorhandenen radiometrischen Datenmaterial das ostalpine
Alpine Kluftmineralisationen im Pohor j e in Slowenien	211
Deckensystem einerseits und das Pennin andererseits zu unterschiedlichen Zeiten
ihre wesentliche metamorphe Prägung erfahren haben, müssen die Kluftbildung und
die Mineralisierung in diesen großtektonischen Einheiten auch zu verschiedenen
Zeiten erfolgt sein. Die in beiden Einheiten identischen Mineralsequenzen in den
Klüften belegen aber auch eine sehr ähnliche Hebungsgeschichte des Pennins und
des Ostalpins (vgl. Niedermayr, 1990a).
Kluftmineralisationen im Altkristallin
Die im Altkristallin der Ostalpen und damit auch im, dem Pohorje eng benach-
barten, Kristallin der Saualpe und Koralpe auftretenden Kluftmineralisationen sind
zum Teil schon sehr lange bekannt. Sie wurden aber lange Zeit nicht den Bildungen
der typischen alpinen Zerrklüfte des Pennins gleichgesetzt, sondern als Produkte der
seinerzeit für ausschließlich variszisch angesehenen »arteritischen, teils venitischen
Metamorphose« betrachtet (vgl. Meixner&Clar, 1953). Die phantastischen Funde
von bis 100 Kilogramm schweren Bergkristallen und von bis 18 cm großen Titaniten
aus dem Steinbruch Schwemmhoisl bei Deutschlandsberg in der Steiermark sowie
beachtliche Bergkristallfunde vom Maxbauer, vom Kamperkogel, vom Bärofen, von
der Soboth, aus dem Fraßgraben, alle Koralpe, sowie von Lading und aus dem
Steinbruch von Terpetzen, beide Saualpe, aber auch andere Kluftmineralisationen
(u. a. Saualpe: Gertrusk, Ramihalt, Hohenwart, Irregger Schwaig, Weinsberger
Graben; Koralpe: Pressinggraben, Schoberkogel, Gradischkogel, Lichtengraben,
Steinbruch Reinisch/Stampf, Graben der Weißen Sülm westlich Wernersdorf bei
Wies) haben die Kluftmineralvorkommen dieser kristallinen Serien nachhaltig
Sammlern und Mineralogen bewußt gemacht (vgl. auch Niedermayr, 1990b).
Das genaue Studium dieser Mineralparagenesen zeigt, daß auch hier im Altkri-
stallin die Mineralvergesellschaftungen vom Chemismus des Nebengesteins gesteuert
werden. Ein besonders schönes Beispiel dafür ist der Bereich des Spodumenvorkom-
mens auf der Weinebene. Niedermayr und Göd (1992) zeigen, daß die Paragene-
sen in den Klüften der hier auftretenden Spodumenpegmatite sich deutlich von jenen
der die Pegmatite umgebenden Nebengesteine (Amphibolite und Glimmerschiefer bis
Gneise) unterscheiden. Trotzdem bestehen hinsichtlich der Mineralabfolge in den
Klüften der verschiedenen Gesteinstypen große Parallelen. Das kann nur so interpre-
tiert werden, daß die chemisch unterschiedlich zusammengesetzten Gesteine zwar
sehr stark differierende Mineralarten in ihren Klüften führen, die Kristallisationsab-
folge dieser Mineralien in jeder Kluft aber klar einen übergeordnet wirksamen
Mechanismus - eben den retrograden Verlauf der altalpidischen Metamorphose, die
diese Serien zuletzt so nachhaltig geprägt hat - erkennen läßt.
Etwas schematisiert sind diese Abfolgen anzugeben mit:
für Amphibolite
Albit ^ Axinit, Klinozoisit Prehnit
Albit Axinit ^ Prehnit ^ Laumontit ^ Heulandit Stilbit
Aktinolith Albit
für Glimmerschiefer und Gneise
Quartz ^ Adular
Adular ^ Heulandit ^ Stilbit
212	Gerhard Niedermayr, Ana Hinterlechner-Ravnik & Ernest Faninger
für Spodumenpegmatite
Adular ^ Fairfieldit ^ Uralolith Apatit
Adular Quarz Laumontit ^ Uralolith ^ Pyrit
Quarz Muskovit ^ Apatit
Adular Heulandit Stilbit Pyrit Roscherit Fairfieldit/Messelit.
Nachstehend seien auch noch einige u^eitere Mineralsukzessionen des Altkristal-
lins der Saualpe und Koralpe mitgeteilt:
für Amphibolite und Eklogite
Aktinolith, Epidot Prehnit ^ Heulandit, Ferrierit
Aktinolith, Epidot ^ Axinit ^ Prehnit Klinoptilolith
Quarz ^ Muskovit ^ Chlorit, Periklin ^ Titanit ^ Stilbit
für Glimmerschiefer und Gneise
Chlorit, Quarz Chlorit, Periklin Titanit ^ Stilbit
Albit Rutil —> Chlorit ^ Anatas ^ Apatit
Muskovit ^ Quarz Laumontit ^ Kaolinit.
Abb. 1. Schematische Übersichtskarte der Verbreitung der metamorphen und magma ti-
schen Gesteine der Ostalpen in Slowenien.
Sl. 1. Shematsko nakazana razširjenost metamorfnih in magmatskih kamenin Vzhodnih Alp
v Sloveniji
Alpine Kluftmineralisationen im Pohor j e in Slowenien	213
Die Kluftmineralisationen des Altkristallins, deren stofflicher Bestand und deren
Mineralabfolgen belegen jeweils einen PT-Verlauf, der den Gesetzmäßigkeiten eines
retrograden »medium-pressure-type metamorphism« (im Sinne von Miyashiro,
1978) entspricht. Ähnliches gilt auch für die, allerdings jungalpidisch angelegten
Kluftparagenesen des Pennins; dies ist als Hinweis auf eine entsprechend identische
Hebungsgeschichte des altalpidisch geprägten Ostalpins einerseits und des jungalpi-
disch geprägten Pennins andererseits zu werten (Niedermayr, 1990a). Die geolo-
gischen Schlußfolgerungen dieser Beobachtung sind aber bis heute weitgehend noch
nicht diskutiert worden.
Kluftmineralisationen im Pohorje
Die hier zu beschreibenden Kluftmineralisationen stammen aus dem Mislinjski
jarek südöstlich von Slovenj Gradec, aus dem Steinbruch nördlich von Cezlak und
aus dem Gebiet nordöstlich von Šumnik, längs der Fortstraße nach Ruše (Nord-Po-
horje) (Abb. 1).
Im Mislinjski jarek sind in Amphiboliten nur sehr kleine Kluftrisse mit grobstrah-
ligem Aktinolith und etwas Chlorit gefüllt. Andere Mineralphasen wurden hier
bisher nicht beobachtet. Die Abfolge lautet Aktinolith ^ Chlorit. Diese Assoziation
Abb. 2. Etwa 400 цт großes Heulanditaggregat auf Quarz aus der Kluftmi-
neralparagenese aus dem Čizlakit von Cezlak. REM-Aufnahme. Samm-
lung: NHM Wien; Foto: dr. Franz Brandstätter
Sl. 2. Približno 400 цт velik agregat heulandita na kremenu iz mineralne
združbe v razpoki v čizlakitu nad Cezlakom. REM-posnetek. Zbirka: NHM
Dunaj, fotografiral dr. Franz Brandstätter
214	Gerhard Niedermayr, Ana Hinterlechner-Ravnik & Ernest Faninger
Abb. 3. Darstellung der Zeolithe aus dem Čizlakit-Steinbruch bei Cezlak,
nach Gottardi und Galli (1985). Demnach liegen alle Analysen im Heulan-
ditfeld
Sl. 3. Zeoliti iz kamnoloma čizlakita pri Cezlaku razčlenjeni po diagramu
Gottardija in Gallija (1985). Vse analize našega zeolita ustrezajo polju
heulandita
ist nicht weiter aussagekräftig, doch soll dieser Bericht Anregung geben, das Gebiet
genauer in Hinblick auf Kluftmineralisationen zu untersuchen.
In einem neuen, etwas nördlich vom bekannten Steinbruch bei dem Ort Cezlak,
angelegten Steinbruch tritt im Tonalit eine mächtige Linse eines aus Augit, Amphi-
bol und Plagioklas bestehenden Gesteins, das nach dem Nachbarort in der Literatur
als Čizlakit bezeichnet wird, auf. Dieses Gestein ist von typischen alpinen Zerrklüf-
ten durchsetzt, die neben aktinolithischer Hornblende, Quarz und Adular auch
Epidot, Chlorit, Calcit und Heulandit führen (Abb. 2 und 3). Die Mineralabfolge ist
anzugeben mit:
Aktinolith, Hornblende —> Epidot, ^ Quarz ^ Titanit, Adular ^ Chlorit Calcit und
aktinolithischeHornblende^Epidot.Titanit-^ QuarzAdular^ Calcit^Heulandit,
Seltenen Erden-Mineral (?).
Die jüngsten Mineralphasen in dieser Paragenese stellen Heulandit und ein bisher
nicht identifizierbares Seltenen Erden-Mineral (reich an Cer) dar (Abb. 4).
Die von Frau Dr. Hinterlechner-Ravnik zur Untersuchung vorgelegte Probe
stammt aus Amphiboliten des nördlichen Pohorje, welche durch retrograde Meta-
morphose einer mächtigen Eklogitfolge entstanden sind. In schmalen Kluftrissen hat
Alpine Kluftmineralisationen im Pohor j e in Slowenien	215
Abb. 4. Winzige, maximal 0,5 mm große Kristalle eines bisher nicht identi-
fizierten Seltenen Erden-Minerals, reich an Cer aus der Kluftmineralpara-
genese aus dem Čizlakit von Cezlak. Sammlung: NHM Wien; Foto: Dr.
Gerhard Niedermayr
Sl. 4. Drobni, največ 0,5 mm veliki kristali nekega, do sedaj nedoločenega
minerala redkih zemelj, bogatega na ceru iz mineralne združbe v čizlakitu
nad Cezlakom. Zbirka: NHM Dunaj, fotografiral dr. Gerhard Niedermayr
Abb. 5. Chabasit neben Epidot auf kurznadeligem Amphibol-Asbest aus
Klüften im Amphibolit des nördlichen Pohorje. Bildlänge etwa 1,5 cm.
Sammlung: Geološki zavod Ljubljana; Foto: Dr. Gerhard Niedermayr
Sl. 5. Habazit poleg epidota na kratkih iglicah amfibol-azbesta. Združba
najdena v razpokah amfibolita na severnem Pohorju. Dolžina slike pri-
bližno 1,5 cm. Zbirka: Geološki zavod, Ljubljana, fotografiral dr. Gerhard
Niedermayr
216	Gerhard Niedermayr, Ana Hinterlechner-Ravnik & Ernest Faninger
sich hier ein dichter Filz von aktinolithischer Hornblende gebildet in den Albit,
Epidot und Chabasit eingewachsen sind (Abb. 5). Die Mineralabfolge konnte an
Hand der beiden vorliegenden Stücke präzisiert werden mit:
aktinolithische Hornblende ^ Albit ^ Epidot ^ Chabasit.
Diskussion
Obwohl bisher nur sehr wenige Beobachtungen an Kluftmineralisationen aus dem
Altkristallin des Pohorje und aus seinem Pluton vorliegen, zeigen bereits diese
wenigen Beispiele, daß die Mineralabfolgen in den Klüften des Pohorje einen ähnli-
chen Trend wie jene des ostalpinen Altkristallins von Koralpe und Saualpe erkennen
lassen.
In den Klüften der meist relativ kieselsäurearmen Ausgangsgesteine kommen in
einem frühen Bildungsstadium zunächst aktinolithische Hornblende, Albit und Epi-
dot zur Auskristallisation. Diese werden gefolgt von Quarz, Titanit und Adular sowie
Chlorit. Als späte Bildungen sind dann auch hier Zeolithe (Chabasit, Heulandit) zu
beobachten.
Weitreichende Schlußfolgerungen lassen diese wenigen Daten derzeit nicht zu,
doch ist zu erwarten, daß nach Vorliegen eines umfangreicheren Beobachtungsmate-
rials auch hier der PT-Verlauf der retrograden Metamorphose abgeschätzt werden
könnte, wie dies aufgrund der Kluftmineralisationen im Pennin und Altkristallin der
Ostalpen möglich ist (Abb. 6).
Mineralizirane alpske razpoke na Pohorju
Uvod
Raziskave pohorskih metamorfnih kamenin (Hinterlechner-Ravnik, 1971
in 1973; Faninger, 1970 in 1973) kažejo, da jih lahko primerjamo z ustreznimi
vzhodnoalpskimi enotami v Avstriji; na Pohorju je bil kot posebnost vtisnjen v meta-
morfno skladovnico tudi periadriatski tonalitni pluton. Skladnost v zaporedju starih
metamorfnih kamenin na Pohorju, na Svinški planini (Saualpe) in na Golici
(Koralpe) je spoznal že Kieslinger (1935). Enako kažejo novejša dela slovenskih
raziskovalcev, da so tako deli metamorfnega zaporedja kakor tudi metamorfni
dogodki v teh masivih identični. Glede na dokazano podobnost bi pričakovali
v metamorfnih kameninah na Pohorju številne mineralizirane alpske razpoke, ki so
v bližnjih avstrijskih metamorfnih kameninah zelo razširjene. Vendar jih razisko-
valci metamorfnih kamenin Pohorja v svojih delih ne omenjajo.
Med ekskurzijo Društva prijateljev Naravoslovnega muzeja na Dunaju pod vod-
stvom Ane Hinterlechner-Ravnik in Ernesta Faningerja smo obiskali tudi Pohorje,
kjer je prvi od navedenih avtorjev prispevka našel nekaj primerov alpskih mineralizi-
ranih razpok. Kasneje mu je A. Hinterlechner-Ravnik izročila v določitev še značilen
vzorec mineralizirane alpske razpoke, ki jo je našla na severnem Pohorju v amfiboli-
tiziranem eklogitu.
Mineralizirane alpske razpoke na Pohorju	217
Abb. 6. PT-Diagramm nach Liou (1971) ergänzt durch Daten von Apted und Liou (1983) und Cho et al. (1987). Die strichpunktierte
Linie gibt den Trend der Mineralausscheidung in den alpinen Klüften der Ostalpen (Pennin und Ostalpin) an (aus Niedermayr, 1991)
Sl. 6. PT-diagram po Liouju (1971), ki je dopolnjen s podatki Apteda in Liouja (1983) in Choja in dr. (1987). Pikčasto-črtkana krivulja
nakazuje zaporedje izločanja mineralov v alpskih razpokah kot je ugotovljeno v Vzhodnih Alpah, v Penniniku in vzhodnoalpskih
pokrovih (iz Niedermayr, 1991)
218	Gerhard Niedermayr, Ana Hinterlechner-Ravnik & Ernest Faninger
Nastanek alpskih razpok
Alpske razpoke so z minerali obraščeni votli prostori v kameninah. Večinoma
potekajo pravokotno na strukturo kamenin (Stadler et al., 1973), vendar to ni
vedno nujno. Njihov nastanek je pogojen z nehomogenostjo in z lokalno napetostjo
v kameninah. Alpskih razpok ne najdemo samo v kameninah silikatne sestave, kot to
menita Weninger (1976) in Kandutsch (1989), temveč tudi v laporastih in
karbonatnih kameninah. Vrsta izkristaliziranih mineralov v razpoki je odvisna od
sestave kamenine, v kateri poteka razpoka. Pri tem je sam nastanek mineralizacije
alpski. Če proces mineralizacije razpoke ni vezan na faze alpidske orogeneze, ga
označujemo kot alpinotipni.
Količina mineralov v posamezni razpoki kakor tudi relativna količina praznega
prostora, sta zelo različni. Ni namreč razumljivo, zakaj ne bi razpoko, ki je popol-
noma zapolnjena z enim ali z več minerali, pri tem pa kaže druge značilnosti alpske
mineralizirane razpoke, prištevali med alpske razpoke. To velja predvsem za žile, ki
so povsem zapolnjene s kremenom, glinenci, karbonati, pa tudi s kloritom.
Pomembna je tudi prostorska razporeditev zapolnitve s posameznimi minerali. Pogo-
sto imajo žilne zapolnitve še ohranjene votline, ki niso vedno dostopne neposrednemu
opazovanju. Istočasno imajo mineralno sestavo, ki jo glede na način nastanka lahko
uvrščamo samo kot mineralizacijo alpskih razpok. Iskalcem mineralov v Alpah je že
dolgo znano, da pogosto pridejo do bolj ali manj odprte razpoke po pazljivem
sledenju navidezno kompaktne kremenove žile s pomočjo nekaterih znakov, kot so
npr. zamiki, zožitve in najbolj drobne razpoke.
Značilen primer so kremenove žile z berilom, ki so znane s številnih mest
v Turškem oknu (Tauernfenster). Ne smemo pa jih zamenjati z berilovim pegmatitom
oziroma z berilovim pegmatitnim gnajsom, ki se tudi pojavljata v Vzhodnih Alpah.
Mineral beril, večinoma kot bolj ali manj intenzivno modro obarvan akvamarin, raste
praviloma v kremenovi žili na prikamenini. V prvotnem votlem prostoru razpoke je
pravilno razvit in povsem obdan z mlajšim kremenom. Beril je torej izkristaliziral
pred kremenom. Beril je predvsem značilen mineral pegmatitno-pnevmatolitske faze
in je v tem primeru nastal pri relativno visoki temperaturi. Ker so bile v Turškem
oknu med alpidsko metamorfozo ponekod dosežene najvišje temperature okrog
600 °C in več, je beril v alpskih razpokah — ob kremenu - visokotemperaturnega
nastanka, ki sega v polje pegmatitno-pnevmatolitske faze, vendar pri tem ne gre za
pegmatitne fluide. Berili alpskih razpok so pri hlajenju hidrotermalnih raztopin pri
tlaku ok. 2kbar obstojni do temperature 325°C (Franz & Morteani, 1981). Pri
nadaljnjem hlajenju raztopine v razpoki pa postane beril neobstojen. Zato se sprosti
element berilij. Iz raztopine, obogatene z berilijem, lahko izkristalizirajo novi mine-
rali, ki vsebujejo ta element. To so npr. bertrandit, milarit, fenakit in bavenit, ki so jih
vse že pogostno našli v Turškem oknu.
Alpske razpoke so nastajale med dvigovanjem alpskega gorstva. Ob tem je prišlo
do strižnega premikanja v posameznih skladovnicah kamenin, kar je povzročilo
odpiranje razpok. Že med odpiranjem so vroče vodne solne raztopine zapolnile te
razpoke: pritekale so v votle prostore iz obdajajoče prikamenine, ustrezno padcu
tlaka od prikamenine do razpoke. Raztopine so bile deloma močno mineralizirane in
so lahko vsebovale tudi precejšnjo primes CO2 in NaCl. V fluidnih vključkih kremena
v starih metamorfnih kameninah na Golici je Weninger (1981) ugotovil 20 do 30
vol. % CO2 in 7 do 23 ekv. % NaCl.
Raztopine so s prikamenino reagirale. V območju posamezne razpoke so lahko
Mineralizirane alpske razpoke na Pohorju	219
povzročile močan razkroj in izluževanje kamenin. Ob počasi padajoči temperaturi in
tlaku se je proces obrnil; v razpokah so iz nasičene raztopine postopoma začeli
kristalizirati novi minerali. Spremenjene oziroma izlužene cone so za izkušene
iskalce mineralov dober znak, da so v bližini razpoke.
Prvi raziskovalci so sodili, da je za alpsko mineralizacijo razpok, vsaj na območju
Vzhodnih Alp, potreben močan dotok snovi. Domnevali so, da prihaja le-ta iz večjih
globin(Weinschenk, 1896; Leitmeir, 1942; Haberlandt& Schiener, 1951;
deloma tudi Weninger, 1974). Šele Frasi in Frank (1966) sta opozorila na vpliv
prikamenine med alpidskim nastajanjem raztopin v procesu lateralnega izločanja.
Tudi novejša opazovanja kažejo, da mineralizacija alpskih razpok ni odvisna samo od
alpidske metamorfoze (v Penniniku od mladoalpidske metamorfoze), temveč tudi, da
se proces nastanka razpok ter njihova mineralizacija dogajata na majhnem prostoru
(Niedermayr, 1980 in 1991). To velja tudi za alpske razpoke v starih metamorfnih
kameninah na avstrijskem Koroškem in Štajerskem, čeprav je njihova mineraliza-
cija, v nasprotju s Penninikom, vezana na staroalpidske metamorfne dogodke.
V svojem delu, kjer obravnavajo Švicarske Alpe, so Stalder in sodelavci (1973)
prikazali, kolikšna je izmenjava snovi v procesu nastanka alpskih mineraliziranih
razpok. Razlika v gostoti med nespremenjeno svežo in porozno spremenjeno kame-
nino v neposredni bližini razpoke lepo pokaže, da gre glede na svežo kamenino za
približno 20 ut. % in več odnesenega materiala. Torej je lahko skoraj tretjina prvotne
kamenine v raztopljeni obliki odvedena v razpoke, kjer prispeva k nastanku novih
mineralnih faz. To pa pomeni, da je bilo pri gostoti kamenine 2700 kg/m^ kar 900 kg
snovi odnesene v razpoke.
Razpoko z njeno prikamenino moramo vrednotiti kot prostorsko geološko telo,
vendar je na terenu večinoma viden le njen presek. Zato neki izdanek za mineraliza-
cijo te razpoke ni nujno reprezentativen. Šele več opazovanj nam dovoljuje, da
sklepamo o nastanku razpoke.
Pri vseh teh opazovanjih je pomembno poreklo lahko hlapnih sestavin raztopin
v razpokah, predvsem H2O in CO2. Ustrezne raziskave v alpskem območju kažejo, da
CO2 komponenta lahko izhaja iz procesa dekarbonizacije kamenin, vezane na progre-
sivno alpidsko metamorfozo, ali pa tudi iz oksidacije grafitne snovi (Lausch et al.,
1974; Hoefs & Morteani, 1979). Tudi H2O se med progresivno metamorfozo
sprošča iz kamenin, v katerih najdemo kasneje mineralizirane razpoke. Domnevajo,
da ostanejo naštete pomembne plinske faze med progresivno metamorfozo v glavnem
intergranularno v kameninah. Kasneje se med retrogradno metamorfozo uravnava
mineralizacija s temi fluidi, ki so sprva v nadkritičnem stanju.
Ozko povezavo med kemizmom prikamenine in mineralno združbo v njenih
razpokah ugotavljajo raziskovalci vedno znova. Zato v kameninah določene sestave
lahko naj demo le določene mineralne združbe (Stalder et al.,1973; Niedermayr,
1980).
Iz dosedanjega izvajanja sledi, da je razpoka oziroma sistem razpok z obdajajo-
čimi kameninami obsežen zaprt sistem. Ker se med alpidsko metamorfozo razpoka in
prikamenina odzivata podobno tako glede na spremembo tlaka kot temperature,
lahko uporabimo za kamenine veljavne petrološke parametre, tudi za nanje vezano
mineralizacijo alpskih razpok (Niedermayr, 1980).
Problemi, ki jih skušamo rešiti ob razpravi o alpski mineralizaciji razpok, obse-
gajo:
1. mehaniko hribin in nastanek razpok v času in prostoru.
220	Gerhard Niedermayr, Ana Hinterlechner-Ravnik & Ernest Faninger
2.	izvor raztopin v razpokah in
3.	mineralizacijo razpok in zaporedje rasti mineralov v teh razpokah.
Med progresivnim metamorfnim oblikovanjem skladovnice kamenin je nastanek
razpok komajda mogoč. Tudi ohranitev morebitno prisotnih predmetamorfnih žilnih
mineralov ni možna, kar je vsekakor odvisno od stopnje metamorfoze. Razpoke
nastajajo in se mineralizirajo šele neposredno po temperaturnem maksimumu med
dogajanjem zadnje metamorfoze. Ker so velike tektonske enote v Vzhodnih Alpah
oblikovane izključno alpidsko (mlado- in/ali staroalpidsko), ne moremo v njih priča-
kovati predalpidsko nastalih žilnih mineralizacij.
Iz dosedanjih obsežnih podatkov je mineralizacija razpok v Penniniku in v vzhod-
noalpskih pokrovih primerljiva tako glede vsebnosti mineralov kakor tudi glede
zaporedja rasti mineralov. Po obstoječih radiometričnih podatkih je bila glavna
metamorfna stopnja vtisnjena v vzhodnoalpske pokrove po eni strani in v Penninik
po drugi strani ob različnem času. Zato so nastajale razpoke in v njih mineralizacija
v velikih tektonskih enotah in v različnem času. Ker pa so v obeh tektonskih enotah
mineralna zaporedja v razpokah primerljiva, nam to dokazuje podobne PT razmere
tako ob dviganju Penninika kakor tudi vzhodnoalpskih pokrovov (Niedermayr,
1990a).
Mineralizacija razpok v starih metamorfnih kameninah
Mineralizacija razpok v starih metamorfnih kameninah (= Altkristallin) je
v Vzhodnih Alpah, torej tudi na Svinški planini in na Golici, že dolgo znana. Vendar
je niso vzporejali s tipičnimi alpskimi strižnimi razpokami Penninika, temveč so
imeli te žilne pojave za posledico arteritske, deloma venitske variscične metamorfoze
(Meixner & Ciar, 1953). Izredna nahajališča do sto kg težkih kristalov kamene
strele, do 18 cm velikih kristalov titanita iz kamnoloma Schv^emmhoisl pri Deutsc-
hlandsbergu na Štajerskem in druga znamenita nahajališča kamene strele ter drugih
mineralov z raznih lokacij Golice in Svinške planine so za vedno seznanile zbiralce in
mineraloge z minerali alpskih razpok teh metamorfnih skladov (Niedermayr,
1990b).
Raziskava mineralnih paragenez je pokazala, da vpliva tudi v starih metamorfnih
kameninah na mineralne združbe predvsem prikamenina. Lep primer za to je Weine-
bene na Golici, kjer se pojavlja spodumen. Niedermayr in God (1992) sta doka-
zala, da se parageneze v razpokah tamkajšnjih spodumenovih pegmatitnih gnajsov
dobro razlikujejo od paragenez v prikamenini. Prikamenina so amfiboliti in blestniki
oziroma gnajsi, vendar je zaporedje izločanja mineralov v razpokah primerljivo kljub
temu, da ga najdemo v različnih vrstah omenjenih kamenin. Pojav si razlagamo tako,
da sicer različen kemizem kamenin močno vpliva na velike razlike v vrsti mineralov.
Vrstni red kristalizacije teh mineralov v razpoki pa zavisi od nadrejenega mehanizma
retrogradnega poteka starejše alpidske metamorfoze, ki je zadnja in dokončno
vplivala na te metamorfne kamenine.
Shematsko so mineralne združbe in zaporedje kristalizacije mineralov v razpokah
v amfibolitu, blestniku, gnajsu, spodumenovemu pegmatitnemu gnajsu in eklogitu
podane v nemškem besedilu.
Glede na mineralno sestavo in zaporedje kristalizacije ustreza mineralizacija
razpok v starih metamorfnih kameninah PT poteku v razmerah retrogradne meta-
morfoze pri srednjem tlaku (Miyashiro, 1978). Podobno velja za mladoalpidsko
Mineralizirane alpske razpoke na Pohorju	221
nastale mineralne parageneze razpok Penninika. To dokazuje, da sta razvoj in
razmere dviganja zgodnjealpidsko delno rekristaliziranih starih metamorfnih kame-
nin in onih, ki jim je bila vtisnjena samo mladoalpidska metamorfoza v Penniniku,
identična (Niedermayr, 1990a). Geološki sklepi teh zapažanj do sedaj še niso bili
dovolj vrednoteni.
Mineralizirane razpoke na Pohorju
V	nadaljevanju so opisane mineralizacije alpskih razpok na Pohorju, ki smo jih
našli v Mislinjskem jarku, v kamnolomu čizlakita nad Cezlakom in severovzhodno od
Šumnika ob gozdni cesti v Ruše (sl. 1).
V	amfibolitu Mislinjskega jarka je bil v tankih razpokah najden debelo žarkovit
aktinolit z malo klorita ob njem. Drugih mineralov nismo našli. Prvi je kristaliziral
aktinolit, za njim klorit. Ta mineralna združba ni značilna, dala pa naj bi pobudo za
natančnejšo raziskavo mineraliziranih razpok vsega območja.
Nad krajem Cezlak leži v nanovo širjenem kamnolomu v tonalitu večja leča
posebne kamenine, ki je v literaturi obeležena kot čizlakit. Grade jo minerali avgit,
amfibol in plagioklaz. V čizlakitu so razvite tipične alpske strižne razpoke. V njih
najdemo aktinolitno rogovačo, kremen in adular ter poleg teh še epidot, klorit, kalcit
in heulandit (sl. 2 in 3). Vrstni red kristalizacije mineralov je naslednji:
aktinolit, rogovača ^ epidot, kremen titanit, adular ^ klorit —» kalcit in
aktinolitna rogovača ^ epidot, titanit kremen adular klorit ^ heulandit
^ mineral redkih zemelj (?).
Najmlajši mineralni fazi te parageneze sta heulandit in neki do sedaj še nedolo-
čeni mineral redkih zemelj, ki je bogat s cerom (sl. 4).
Raziskana žilna mineralizacija s severnega Pohorja, ki jo je našla A. Hinterlech-
ner-Ravnik, izhaja iz amfibolita, nastalega z retrogradno metamorfozo debele skla-
dovnice eklogita. V ozkih režah amfibolita se je izkristaliziral gost igličast agregat
aktinolitne rogovače. Vanj so vraščeni drobni kristali albita, epidota in habazita
(sl.5).
Zaporedje rasti mineralov na dveh vzorcih je določeno kot:
aktinolitna rogovača ^ albit ^ epidot habazit.
Razprava
V	starih metamorfnih kameninah na Pohorju in v njegovem plutonu so do sedaj
najdene le redke mineralizirane razpoke. Navedeni primeri kažejo, da je vrstni red
rasti mineralov v razpokah podoben kot v starih metamorfnih kameninah Golice in
Svinške planine.
V	razpokah kamenin, katerih vsebnost kremenice je relativno nizka, so se izkri-
stalizirali najprej aktinolitna rogovača, albit in epidot. Sledili so kremen, titanit,
adular in klorit. Pozne faze so tudi tukaj zeoliti: habazit in heulandit.
Ti maloštevilni podatki ne dopuščajo dalekosežnih sklepov. Ko bo raziskanih več
primerov, bo možno tudi tukaj oceniti PT potek retrogradne metamorfoze, kot je to že
možno na podlagi mineralizacije razpok v Penniniku in starih metamorfnih kameni-
nah drugod v Vzhodnih Alpah (sl. 6).
222	Gerhard Niedermayr, Ana Hinterlechner-Ravnik & Ernest Faninger
Literatur
Apted, M. N. & Liou, J. G. 1983, Phase relations among greenschist, epidote-amphibo-
lite, and amphibolite in a basaltic system. Am. Jour, Sci. 283-A, 328-354, Nevir Haven, ZDA.
Cho, M., Maruyama, S & Liou, J. G. 1987, An experimental investigation of heu-
landite-laumontite equilibrium at 1000 to 2000 bar Рн,о- Contrib. Mineral. Petrol., 97, 43-50,
Heidelberg.
Blanckenburg, F. V., Villa, I. M., Bauer, H., Morteani, G. & Steiger, R. H. 1989,
Time calibration of a PT-path from the western Tauern Window, Eastern Alps. The problem of
closure temperatures. Contrib. Min. Petr. 101, 1-11, Heidelberg.
Faninger, E. 1970, Pohorski tonalit. Geologija, 13, 35-104, Ljubljana.
Faninger, E. 1973, Pohorske magmatske kamnine. Geologija, 16, 271-315. Ljubljana.
Franz, G. & Morteani, G. 1981, The system BeO-AlaOg-SiOa-HaO: hydrothermal inve-
stigation of the stability of beryl and euclase in the range from 1 to 6kb and 400 to 800 °C. N. Jb.
Miner., Abh. 140, 3, 273-299, Stuttgart.
Frasi, G. & Frank, W. 1966, Einführung in die Geologie und Pétrographie des Pennini-
kums im Tauernfenster, mit besonderer Berücksichtigung des Mittelabschnittes im Oberpinz-
gau, Land Salzburg. Der Aufschluß, Sh. 15, 30-57, Heidelberg.
Gottardi, G. & Galli, E. 1985, Natural zeolites. Berlin, Heidelberg, Springer, 409 p.
Haberlandt, A. & Schiener, A. 1951, Die Mineral-und Elementvergesellschaftung des
Zentralgneisgebietes von Badgastein (Hohe Tauern). Tschermaks Min. Petr. Mitt., 3. F., 2, 292-
354, Wien.
Hinterlechner-Ravnik, A. 1971, Pohorske metamorfne kamenine. Geologija, 14, 186-
226, Ljubljana.
Hinterlechner-Ravnik, A. 1973, Pohorske metamorfne kamenine II. Geologija, 16,
245-270, Ljubljana.
Hoefs, J. & Morteani, G. 1979, The carbon isotopie composition of fluid inclusions in
Alpine fissure quartzes from the western Tauern Window (Tyrol, Austria). N. Jb. Miner., Mh.,
1979, 123-134, Stuttgart.
Kandutsch, G. 1989, Die morphologische Einteilung alpiner Zerrkluftquarze und deren
Anwendung als Geothermometer im Tauernfenster. Salzburg: unveröffentliche Diss, naturwiss.
Fak. Univ. Salzburg, 138. p.
Kieslinger, A. 1935, Geologie und Petrographie des Bachern. Verh. Geol. B.-A. 101-110,
Wien.
Lausch, J., Möller, P. & Morteani, G. 1974, Die Verteilung der Seltenen Erden in den
Karbonaten und penninischen Gneisen der Zillertaler Alpen (Tirol, Österreich). N. Jb. Miner.,
Mh., 1974, 490-507, Stuttgart.
Leitmeier, H. 1942, Einige neuere Mineralvorkommen im Gebiete des Habachtales, ein
Beitrag zur Kenntnis der Entstehung der Zentralgranitgneise der Hohen Tauern. Tschermaks
Min. petr. Mitt., N. F. 53, 271-329, Wien.
Liou, J. G. 1971, Stilbite-laumontite equilibrium. Contrib. Mineral. Petrol., 31, 171-177,
Heidelberg.
Meixner, H. & Ciar, E. 1953, Klassische und neuere Mineralvorkommen im Eklogitbe-
reich der Saualpe. Carinthia II, 243./63., 132-139, Klagenfurt.
Miyashiro, A. 1978, Metamorphism and metamorphic belts. 3. Ed. London, Allen
& Unwin, 492, p.
Niedermayr, G. 1980, Ostalpine Kluftmineralisationen und ihre Beziehung zur alpidi-
schen Metamorphose. Ann. Naturhist. Mus. Wien 83, 399-416, Wien.
Niedermayr, G. 1990a, Mineralabfolgen in alpinen Klüften der Ostalpen und ihre
Bedeutung für den Bau der Alpen. Mitt. Österr. Min. Ges. 135, 59-60, Wien.
Niedermayr, G. 1990b, Die Mineralien der Kor- und Saualpe in Kärnten/Österreich.
Mineralien-Welt 1, 3, 58-67, Haltern, ZRN.
Niedermayr, G. 1991, Alpine Kluftmineralisationen im Nationalpark Hohe Tauern und
ihre Beziehung zur Entstehung der Alpen. Wissenschaftl. Jb. Nationalpark Hohe Tauern, in
Druck.
Niedermayr, G. & Göd, R. 1992, Das Spodumenvorkommen auf der Weinebene und
seine Mineralien. Carinthia II, 182./102, 21-35, Klagenfurt.
Stalder, H.A.,de Quervain, F., Niggli, E.& Graeser, S. 1973, Die Mineralfunde der
Schweiz. Wept & Co., 433 p., Basel.
Weinschenk, E. 1896, Die Minerallagerstätten des Großvenedigerstockes in den Hohen
Alpine Kluftmineralisationen im Pohor j e in Slowenien	223
Tauem. Ein Beitrag zur Kenntnis der alpinen Minerallagerstätten. Z. Krist. 26, 337-508,
Leipzig.
Weninger, H. 1974, Die alpinen Kluftmineralisationen der österreichischen Ostalpen. Der
Aufschluß, Sh. 25, 168 p., Heidelberg.
Weninger, H. 1976, Alpine Klüfte. Ihre Entstehung und Bedeutung für den Sammler.
Lapis 1, 1, 10-13, München.
Weninger, H. 1981, Mikrothermometrische Untersuchungen an ostalpinen Lagerstätten.
Tschermaks Min. Petr. Mitt. 29, 127-149, Wien.
GEOLOGIJA 35, 225-223 (1992), Ljubljana
UDK 549.6(497.12)=30
Über einen Neufund vom Aquamarin aus dem aufgelassenen
Steinbruch nördlich von Slovenska Bistrica im östlichen Pohorje,
Slowenien
Novo odkritje akvamarina v opuščenem kamnolomu severno od Slovenske
Bistrice na vzhodnem Pohorju, Slovenija
Albert Harrer
Töllergasse 42/2/13, A-1210 Wien
Österreich
Ana Hinterlechner-Ravnik
Poljanski nasip 30, 61000 Ljubljana, Slovenija
Gerhard Niedermayr
Mineralogisch-Petrographische Abteilung,
Naturhistorisches Museum, Burgring 7,
A-1014.Wien, Österreich
Auszug
Im Zuge einer Exkursion der Freunde des Naturhistorischen Museums in
Wien, in deren Rahmen u.a. auch Aufschlüsse im Ostabschnitt des Pohorje (Bacher
Gebirge) unter der Führung von Dr. Ana Hinterlechner-Ravnik und Dr. Ernest
Faninger besichtigt werden konnten, wurden im bereits stillgelegten Steinbruch
oberhalb des Wasserwerkes nördlich vom Ort Slovenska Bistrica Pegmatitproben
mit Aquamarin aufgesammelt. Da es sich dabei um einen interessanten Neufund
handelt, sei darüber kurz referiert.
Kratka vsebina
V opuščenem kamnolomu nad vodnim zajetjem ob potoku Bistrica nad Slo-
vensko Bistrico je bil v sekundarnih kosih pegmatitnega gnajsa na Pohorju prvič
najden akvamarin. Ta zanimiva najdba je na kratko opisana.
Geologie
Im dem direkt am Bistrica-Bach gelegenen und aufgelassenen Steinbruch sind
stark amphibolitisierte Eklogite aufgeschlossen, die bereichsweise von Quarz- und
von Quarz-Feldspatmobilisationen und Apliten durchsetzt werden. Diese Gesteine
sind Teile des in Pohorje sehr verbreiteten Eklogit-Niveaus, welche über metamor-
phe tiefere Teile überschoben sind.
226	Albert Harrer, Ana Hinterlechner-Ravnik & Gerhard Niedermayr
Der Neufund von Aquamarin
Im Schuttmaterial des Steinbruches, nicht jedoch im anstehenden Fels, fanden
sich mehrere Pegmatitschtücke mit hellgrünlichblauem Aquamarin. Das größte hier
gefundene Aquamarinfragment zeigt Abmessungen von 2,2 x 1,2 x 0,9 cm. Es ist blau-
grün gefärbt und zeigt nur das Prisma {1010}; Unter- und Oberseite des Kristalls sind
nur als Bruchflächen ausgebildet. Der Kristall ist partiell durchscheinend. Weitere
Aquamarine sind in einer quarzreichen Pegmatitpartie eingewachsen und mit schön
rotbraun gefärbtem Granat (Spessartin) vergesellschaftet.
Diskussion der Fundsituation
Das Auftreten von Beryll in der hochmetamorphen Serie des östlichen Pohorje
wäre im Vergleich zu den westlichen Kristallinkomplexen von Koralpe und Saualpe,
die einer ähnlichen geologischen Position zugerechnet werden können, nicht unbe-
dingt überraschend. So sind aus dem steirisch-kärntnerischen Altkristallin eine
Reihe von Beryllvorkommen bereits bekannt, die hier sowohl an Pegmatite als auch
an pegmatoidische Quarz-Feldspatmobilisationen gebunden sind (z.B. St. Leonhard/
Saualpe, Pack, Brandrücken/Koralpe). Aus diesem Grund kann Beryll im Kristallin
des Pohorje durchaus erwartet werden. Kritisch beurteilt werden, könnte allerdings
sein Auftreten im gegenständlichen Steinbruch, da die mineralisierten Proben einer-
seits nur aus dem Schuttmaterial stammen und andererseits im Anstehenden selbst
auch nach genauester Nachsuche durch einen von uns (A. Hinterlechner-Ravnik)
keine weiteren Stücke mit Aquamarin gefunden werden konnten.
Wie aus ähnlichen Paragenesen ja bekannt, tritt Beryll meist nesterartig - an
quarzreiche Partien von Pegmatiten bzw. pegmatitischen Mobilisaten gebunden
- auf, sodaß sein Vorkommen im gegenständlichen Steinbruch nicht unbedingt
gänzlich auszuschließen ist. Dies um so mehr, als die von uns gesammelten Pegmatit-
proben neben Aquamarin und Albit auch an Spessartinkomponente reichen Granat
zeigen. Ahnliche granatführende Aplite und quarzreiche Pegmatite sind im Stein-
bruch aber durchaus anzutreffen.
Nicht auszuschließen ist, daß die Aquamarin führenden Proben nicht aus dem
Steinbruch sondern aus dessen unmittelbarer Umgebung stammen und möglicher-
weise auch auf das Aushubmaterial, das beim Bau des nahegelegenen Wasserwerkes
gewonnen wurde, zu beziehen sind. In jedem Fall aber ist der Nachweis von Beryll
für das östliche Pohorje von großem Interesse und soll eine genaue Durchmusterung
des Gebietes um Bistrica hier angeregt werden.
Novo odkritje akvamarina v opuščenem kamnolomu severno od Slovenske
Bistrice na vzhodnem Pohorju, Slovenija
Med ekskurzijo Društva prijateljev Naravoslovnega muzeja na Dunaju pod vod-
stvom Ane Hinterlechner-Ravnik in Ernesta Faninger j a smo obiskali tudi vzhodno
Pohorje. Takrat je prvi od navedenih avtorjev našel v opuščenem kamnolomu nad
vodnim zajetjem severno od Slovenske Bistrice lep kristal akvamarina. Le-ta je rastel
v pegmatitnem gnajsu, ki na gosto prepreza retrogradni amfibolit; ta pa je nastal iz
Novo odkrit j e akvamarina v opuščenem kamnolomu severno od Slovenske Bistrice...	227
eklogita. Vzorec pegmatitnega gnajsa z akvamarinom je najden v grušču. Najlepši
izluščeni kristal akvamarina je modrozelenkast, deloma prosojen in meri
2,2 X 1,2 X 0,9 cm. Ob straneh ga omejujejo ploskve prizme, na obeh konceh pa je
odlomljen. Nekaj manjših kristalov akvamarina je zraslo v delu pegmatitnega gnajsa,
ki je bogat s kremenom in v združbi z rdečkastorjavim granatom spessartinom.
Vezan na pegmatitne gnajse in pegmatitne mobilizate, je bil beril najden na več
mestih tudi v visokometamorfnih serijah na Golici in na Svinški planini. Ker je bil pri
nas doslej najden v kamnolomu le na sekundarnem mestu, je možno, da ne izhaja od
tod, temveč iz okolice kamnoloma. Vsekakor pa je navzočnost berila na vzhodnem
Pohorju s tem dokazana.
GEOLOGIJA 35, 229-286 (1992), Ljubljana
UDK 553.44.43:551.735(497.12)=863
O geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno
od Litije
On geological structure and mineralization in Carboniferous rocks north of
Litija, Slovenia
Ivan Mlakar & Dragomir Skabeme
Geološki zavod Ljubljana, Dimičeva 14, 61000 Ljubljana
Matija Drovenik
Fakulteta za naravoslovje in tehnologijo Univerze v Ljubljani, Aškerčeva 12, 61000 Ljubljana
Kratka vsebina
V članku so podatki o razvoju karbonskih skladov na območju severno od
Litije, o strukturi ozemlja in polimetalnih rudiščih na tem prostoru. Posebna
pozornost je namenjena sestavi kremenovo-limonitnih kamenin z območja Gav-
gen hrib-Kržac južno od Vač in pogojem njihovega nastanka. Z določitvijo
relativnega zaporedja izločanja mineralov in njih deformacij smo dokazali obstoj
tektonsko-erozijske faze, ki ustreza asturski tektonski fazi. Z istočasnim nastaja-
njem tektonskih jarkov pa so povezani tudi rudonosni procesi.
Abstract
In the paper data on development of Carboniferous beds, the geological
structure and polymetallic deposits in the area north of Litija are presented.
Special attention is devoted to composition of quartz-limonitic rocks from Gavgen
hrib-Kržac south of Vače and to their genesis. Establisíiment of relative succes-
sion of crystallization of minerals and of their deformations permitted to prove the
existence of a tectonical-erosional phase which corresponds to the Asturian
orogeny. The mineralization processes are connected with development of tectonic
trenches at that time.
Uvod
V okviru raziskovalne naloge Metalogenetske študije za območje Slovenije, ki jo je
financirala Raziskovalna skupnost Slovenije, smo v letih 1986-1988 preučevali
ozemlje med Litijo in Vačami. Izdelali smo geološko karto v merilu 1:5.000 po metodi
evidentiranja in kartiranja vseh izdankov, zbrali podatke o razvoju paleozojskih
plasti, strukturi ozemlja in o rudiščih na tem prostoru ter našli zelo zanimive
kremenovo-limonitne kamenine, katerih nastanek je pomemben za interpretacijo
starosti rudonosnih procesov in paleotektonsko dogajanje na širšem območju. Tem
nenavadnim kameninam smo v razpravi namenili posebno pozornost.
230	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Prisotnost vseh karbonskih superpozicijskih enot na majhnem prostoru je v Po-
savskih gubah redkost. Zato nam to območje lahko obenem služi za osnovo pri
reševanju celotne karbonske problematike in je pomembna informacija za preučeva-
nje stratigrafske, litološke in strukturne kontrole Pb, Zn, Cu in Ba orudenja v tem
delu Slovenije.
Kratek pregled dosedanjih raziskav
Iz obdobja pred drugo svetovno vojno je pomembna zlasti razprava Tornquista
(1929), ki je preučeval zakonitosti hidrotermalnega orudenja. Namenjena je pred-
vsem Litiji, obravnava pa tudi nekatera druga žilna rudišča v Posavskih gubah.
Bercetova (1955) geološka karta iz leta 1954 zajema okrog 2,25 km^ ozemlja okolice
Ponovič; geološko je spremljal rudarska dela, medtem ko je Tovšakova preučevala
izpirke v potokih. Iz istega obdobja je še Žebretova razprava (1955). Leta 1956 sta
Grad in Nosan (Grad, 1957) pregledala 100km^ ozemlja v okolici Litije. Na karti
sta sicer izločila karbonske litološke člene, vendar nista pojasnila superpozicijo
skladov in zgradbo ozemlja. V končni fazi obratovanja rudišča Pono viče je Fabjančič
kartiral večino takrat dostopnih rudarskih del.
Nove geološke podatke s tega prostora smo dobili šele pri zbiranju informacij za
Osnovno geološko karto (karti Vače in Litija v merilu 1:25.000) ter seveda z objav-
ljeno karto merila 1:100.000 s tolmačem (Premru, 1983a, b). Opozorimo naj še na
podatke o rudnomikroskopskih, spektralnih in izotopskih raziskavah rude, ki so jih
opravili Grafenauer (1963), Grafenauer s sodelavci (1969) in Drovenik M.
s sodelavcema (1980) ter na nekaj novejših geoloških informacij (Mlakar, 1987).
Geološka zgradba ozemlja
Litostratigrafski podatki
Karbonske plasti. V Mlakarjevi razpravi iz leta 1987, namenjeni razlagi geolo-
ške zgradbe Posavskih gub in njihovega južnega obrobja, najdemo podatke o razvoju
karbonskih skladov na širšem prostoru. Veljavnost te razčlenitve, potrebne le manj-
ših dopolnitev, lahko najlepše ponazorimo prav z razmerami na geološki karti
ozemlja Vače-Hotič-Ponoviče-Litija, ki zajema 21km2 (sl. 1).
V predhodnih raziskavah (Mlakar, 1987) kamenin superpozicijske enote a, ki jo
grade temno sivi skrilavi glinovci s posameznimi polami meljevca, na obravnavanem
prostoru nismo zasledili. Pri sedanjih - natančnih raziskavah pa smo kamenine
superpozicijske enote a našli, in sicer južno ter celo severno od Save. Južno od Save
najdemo te kamenine na območju Presenčev mlin-Pogonik-Podšentjur, severno od
Save pa ob cesti Ljubljana-Litija ter v spodnjem in srednjem delu Loki potoka.
V grapi pod Rženom in Kovkarjem je več lepih izdankov glinovca, vendar vsi
pripadajo istemu nivoju vsaj 250 m debelih skladov (sl. 2 in 3).
Večji del ozemlja grade skladi superpozicijske enote b iz srednje- in debelozrnatih
klastičnih kamenin.
Plasti najstarejše superpozicijske podenote bi se javljajo kot ozek, večkrat preki-
njeni pas na območjih, kjer poznamo talninske skrilavce enote a; lepi izdanki so
redki. Značilnost teh do 50 m debelih skladov je hitro menjavanje glinovca, meljevca
in drobnozrnatega peščenjaka, pri čemer je debelina posameznih plasti od 0,1-0,5 m.
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	231
Ta podenota je razgaljena ob poti k cerkvi Sv. Jurija, še lepše pa v visoki ježi nad
mrtvim rokavom reke Save, in sicer v coni, dolgi okrog 100 m, ki se prične pod
gradom Pogonik in se vleče proti severovzhodu. Več izdankov teh kamenin je še pod
savsko teraso južno od Zgornjega Hotiča, zdaleč najlepši izdanek pa je v levem
pritoku Loki potoka - 600 m južno od Škalarjevega mlina.
Kamenine superpozicijske podenote b2 grade velik del pregledanega območja. Kot
drugod v Posavskih gubah, sestoji tudi tod podenota b2 pretežno iz peščenjaka.
Sestavljajo jo številne debele sekvence iz različno zrnatega bolj ali manj sljudnatega
kremenovega peščenjaka. Spodnji del sekvenc je iz masivnega debelejezrnatega
peščenjaka, včasih iz drobnozrnatega konglomerata, najvišji deli pa so pogosto iz
vzporedno laminiranega drobnozrnatega peščenjaka, kateremu ponekod sledi še
nekaj cm glinovca. Prisotno je torej bolj ali manj izrazito zmanjševanje zrnavosti
proti zgornjim delom sekvenc (fining upward sequence).
Kot kaže profil A-A' na sl. 2, se javlja prvi vložek glinovca v okrog 600 m debeli
skladovnici kamenin superpozicijske podenote b2 okrog 70 m nad plastmi z našo
oznako bi. Najbolj pogostni so vložki glinovca v intervalu med 300 in 450 metri. Na
območju Bitiče-Tolsti vrh najdemo štiri take vložke, debele od nekaj do 25 metrov, ki
se lateralno izklinjajo.
V doslej opisanem delu stratigrafskega stolpiča zelo poredko naletimo na tanke
plasti in leče konglomerata. Nasprotno pa so v zgornjih 200 metrih skladov z našo
oznako b2 (sl. 3) plasti in leče konglomerata z do 8 mm velikimi prodniki belega
kremena in lidita vse pogostnejše in debelejše, o čemer se lahko prepričamo zlasti na
območju severno od Tolstega vrha (sl. 1). Največ lepih izdankov peščenjaka je
v grapah hriba Kamniščica, v potokih SW od domačije Lošče in naselja Tolsti vrh.
K litološkim karakteristikam superpozicijske podenote bs, ki smo jih navedli pred
leti (Mlakar, 1987, 164), ne moremo dodati nič novega. Poleg drobnozrnatega,
dobro sortiranega konglomerata najdemo tudi kamenine z nekaj cm velikimi prod-
niki belega kremena, lidita in peščenjaka, ki se javljajo predvsem v spodnjem delu te
podenote. Ponekod se konglomerat menjava s peščenjakom (Strešni vrh, Kržac).
Konglomerati so lepo razgaljeni zlasti na jugozahodnem grebenu hriba Veliko Gra-
dišče. Skupna debelina skladov superpozicijske podenote ba znaša 280 metrov (sl. 2,
profil C-C).
Z izjemo zahodnega dela območja Skrivni potok leži na konglomeratu kremenov
peščenjak, ki ga obravnavamo kot superpozicijsko podenoto b4 (sl. 3). Ta doseže
debelino do 50 metrov, vendar ni nikjer lepo razgaljena. O njeni prisotnosti in legi
v prostoru se lahko prepričamo npr. na že omenjenem grebenu, in sicer tik pod vrhom
Velikega Gradišča.
Na temno sive krovninske skrilave glinovce oziroma superpozicijsko enoto c se-
verno od Save smo že opozorili (Mlakar, 1987). Kot kaže 1. slika, zavzemajo te
plasti med Ponovičami in Ržiščem površino 4,5 km^, kot erozijske krpe pa jih najdemo
še na severovzhodnem obrobju karte (Hruševje, Srednji vrh). Lepi izdanki skrilavega
glinovca so v grapi severno od naselja Konj, najlažje dostopni pa so ob novi gozdni
cesti, ki vodi po severnih pobočjih Velikega Gradišča iz Ponovič proti zahodu v Mrzlo
dolino.
Ob cesti sta lepo razgaljena tudi peščenjak in konglomerat, ki se javljata kot nekaj
metrov debel vložek med glinovci, in sicer 50 m nad stikom s superpozicijsko pode-
noto b4 (sl. 1, 2, profil C-C in sl. 3). Superpozicijska enota c je debela do 250 m,
celotna debelina karbonskih kamenin pa znaša na obravnavanem območju vsaj
1480 m (sl. 3).
Sl. 1. Geološka karta ozemlja severno od Litije
Fig. 1. Geological map of area north of Litija
234	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
V zvezi s starostno problematiko karbonskih skladov, ki smo jo nanizali pred leti
(Mlakar, 1987), nimamo novih podatkov.
Grödenske plasti. Na obravnavanem ozemlju najdemo te sklade le na nekaj
mestih. Največjo površino zavzema rdeči drobno- do srednjezrnati kremenov pešče-
njak južno od vasi Zahrib na vzhodnem obrobju naše karte. Kamenine se javljajo
vzdolž stika med karbonskimi skrilavimi glinovci in triasnim dolomitom. Menimo, da
1 kvartarne rečne in potočne usedline; 2 pobočni grušč; 3 pliokvartarne usedline; 4 svetlo sivi
apnenec (zg. in sr. trias); 5 sivi dolomit (zg. in sr. trias); 6 svetlo sivi dolomit (sr. trias); 7 sivi
ploščasti apnenec (sp. trias); 8 rdeči muljevec in meljevec, podrejeno sivo zeleni litični peščenjak
(sr. perm); 9 temno sivi muljevec (karbon); 10 sivi kremenovi peščenjak (karbon); 11 sivi
kremenovi konglomerat (karbon); 12 sivi kremenovi konglomerat s prodniki apnenca (samo
v stolpcu; karbon); 13 sivi kremenovi peščenjak (karbon); 14 peščenjak z vložkom temno sivega
muljevca (karbona); 15 hitro menjavanje drobnozrnatega in zelo drobnozrnatega peščenjaka,
meljevca in muljevca (karbon); 16 temno sivi muljevec (karbon); 17 ugotovljena in domnevna
geološka meja; 18 ugotovljena in domnevna erozijsko-diskordantna meja (na karti); 19 ugotov-
ljena in domnevna erozijsko diskordantna meja (v profilih in stolpcu); 20 smer in vpad plasti (0°,
0-30°, 30-60°, 60-90°, 90°); 21 močan mladoterciarni prelom; 22 relativno pogreznjeni blok; 23
narivna ploskev višjega reda; 24 narinjena ploskev nižjega reda (meja luske); 25 os sinklinale; 26
os antiklinale; 27 stara rudarska dela (Pb, Zn, Cu); 28 okremenela kamenina; 29 kremenovo-
limonitni peščenjak in breča; 30 veliki bloki (>0,25 m^) kremenice na sekundarnem mestu; 31
železniška proga; 32 planinska koča; 33 cerkev; 34 razvalina; 35 kota
1 Quaternary fluvial and stream sediments; 2 Slope scree; 3 Plioquaternary sediments; 4 White
grey limestone (Upper and Middle Triassic); 5 Grey dolomite (Upper and Middle Triassic);
6 White grey dolomite (Middle Triassic); 7 Grey platy limestone (Lower Triassic); 8 Red shale
and siltstone, subordinately greyish-green lithic sandstone (Middle Permian); 9 Dark grey shale
(Carboniferous); 10 Grey quartz sandstone (Carboniferous); 11 Grey quartz conglomerate
(Carboniferous); 12 Grey quartz conglomerate with pebbles of limestone (Carboniferous); 13
Grey quartz sandstone (Carboniferous); 14 Sandstone interbedded with dark grey shale (Carbo-
niferous); 15 Narrow alternation of fine-grained or very fine-grained sandstone, siltstone and
shale (Carboniferous); 16 Dark grey shale (Carboniferous); 17 Proved and supposed geologic
boundary; 18 Proved and supposed erosion-discordant boundary (on the map); 19 Proved and
supposed erosion-discordant boundary (on the sections and column); 20 Strike and dip of strata
(0°, 0-30°, 30-60°, 60-90°, 90°); 21 Main late Tertiary fault; 22 Downthrown block; 23 Thrust
plane of the order; 24 Thrust plane of the order (scale boundary); 25 Axis of syncline; 26
Axis of anticline; 27 Old mining workings (Pb, Zn, Cu); 28 Silicified rock; 29 Quartz-limonite
sandstone and breccia; 30 Large blocks (>0,25 m^) of silica on secondary place; 31 Railway; 32
Mountain Inn; 33 Church; 34 Ruin; 35 Elevation
Legenda k sl. 1, 2 in 3
Explanation of figs. 1, 2 and 3
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	235
je kontakt med karbonskimi in grödenskimi kameninami na območju Zahrib-Cir-
kuše narivnega značaja.
Neznaten, a za razlago geološke zgradbe zelo pomemben izdanek grödenskih
kamenin najdemo na grebenu 450 m severozahodno od domačije Krhličje, SE od
naselja Konj. Na kolovozu sta razgaljena prepereli sivo zeleni litični peščenjak in
rdeči meljevec. Menimo, da je stik s karbonskimi glinovci superpozicijske enote c tod
tektonsko-erozijskega značaja.
Skliske plasti. Tik ob cesti, ki vodi ob potoku Vidrnica v vas Cirkuše (380 m pred
odcepom k domačiji Božič), se v razkopu pokaže nepretrti stik med temno sivim
ploščastim apnencem ter sivim mikrosparitnim dolomitom z vpadom proti severo-
vzhodu. V rahlo dolomitiziranem biosparitnem apnencu je Šribarjeva našla fora-
miniferi Ammodiscus incertus (d'Orbigny) ter Meandrospira pusila (Ho), kar govori
za zgornjecampilsko starost kamenine. V primerjavi s podatki Osnovne geološke
karte - list Ljubljana (Premru, 1983a), kjer zgornjeskitskih skladov tod niso
poznali, predstavlja ta najdba za obravnavani prostor novost.
Anizične plasti. Sivi do svetlo sivi srednjezrnati, slabo plastnati do neplastnati
drobljivi dolomit, ki je v normalnem stiku s paleontološko dokazanim campilskim
apnencem, obravnavamo kot kamenino anizične starosti in nastopa kot dolomitni
blok v osrednjem delu potoka Vidrnica (sl. 1).
Srednje- in zgornjetriasne plasti. Karbonatne kamenine, ki na severu in severo-
vzhodu obdajajo paleozojske sklade, so raziskovalci v okviru Osnovne geološke karte
-list Ljubljana (Premru, 1983a) označili s simbolom T2+3. Oznako smo zadržali, saj
nimamo dokazov, da so vse te kamenine anizične starosti. Prevladuje debelosklado-
viti ali neplastnati sivi mikrosparitni dolomit; tu in tam opazimo stromatolitno
teksturo. Sivi mikritni do mikrosparitni apnenec najdemo kot čeri samo pri domačiji
Lošče in nad Golobom.
Pliokvartarne usedline. Po podatkih Osnovne geološke karte - list Ljubljana
(Premru, 1983a) so severno od Ponovič na karbonskih ali triasnih kameninah tu in
tam erozijski ostanki pliokvartarnih usedlin. Kot kaže 1. slika, je precej takih krp
tudi drugod in zavzemajo površino po več hektarjev. Gre skoraj izključno za lepo
zaobljene prodnike precej preperelega sivo rjavega karbonskega peščenjaka. Ti
dosežejo velikost do 15 cm, najpogosteje pa merijo okrog 5 cm in se javljajo med glino
in peščeno meljasto glino. Precej manj je prodnikov rdečega peščenjaka grödenske
starosti, medtem ko so karbonatni prodniki zelo redki.
Prod pliokvartarne starosti se je ohranil predvsem na grebenih, nekdanja erozij-
ska površina pa se najpogosteje javlja v višini med 290 in 310 rnetri, torej okrog 65 m
nad današnjim nivojem reke Save. Pliokvartarne usedline so debele več deset metrov.
Kvartar. Na pregledanem območju so kvartarne starosti rečne in potočne napla-
vine, pobočni grušč ter podori. Rečni prod najdemo vzdolž Save in je za razliko od
onega, ki smo mu pripisali pliokvartarno starost, zelo heterogen. Sestoji predvsem iz
oblic karbonatnih kamenin, manj pogostni so prodniki vulkanogenih in paleozojskih
klastičnih kamenin. Ti so različno veliki (od nekaj do preko deset centimetrov), lepo
zaobljeni in nesprijeti. Verjetno je debelina proda ponekod večja od deset metrov.
Potočne usedline, kot npr. prod, pesek in mulj, najdemo v manjši debelini ob Loki
potoku, Vidrnici, Konjskem potoku in ob drugih potokih.
Predvsem vzdolž stika karbonskih in triasnih karbonatnih kamenin so se nakopi-
čile velike količine pobočnega grušča, ki zavzemajo sklenjene površine več hektarjev.
Zaradi boljše preglednosti, smo ga na karti vrisali le tam, kjer zavzema velike
površine ali prekriva območja s pomembnimi geološkimi podatki.
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	237


SL 2. Geološki profili
Fig. 2. Geological sections
238	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Sl. 3. Stratigrafska in litološka kontrola orudenja
Fig. 3. Stratigraphical and lithological control of mineralisation
Ponekod imamo opraviti s podori, saj gre za bloke karbonatnih kamenin, velike
po več m^ (Jesenje, Cirkuše-Piškov mlin).
Zlasti območje iz karbonskih kamenin je na debelo prekrito s preperino. Izdanke
najdemo predvsem vzdolž potokov, ob poteh in včasih na grebenih.
Tektonska zgradba
Glede na podatke Osnovne geološke karte-list Ljubljana (Premru, 1983 a, b) je
obravnavano ozemlje izsek iz osrednjega in severnega dela litijske antiforme. Narivni
stik med paleozojskimi in triasnimi kameninami ter nekaj neotektonskih prelomov
naj bi bile edine tektonske deformacije na tem prostoru.
Novi podatki govore, da je tektonska zgradba ozemlja bolj zapletena, kot so
menili doslej. Kot kažeta geološka prereza A-A' in B-B' na 2. sliki, se pokažejo
najstarejše kamenine - torej glinovci karbonske superpozicijske enote a, v jedru
gube, ki smo jo poimenovali kot Hotiška antiklinala po naselju Hotič in jo obravna-
vamo kot antiformo drugega reda. Južno krilo gube vpada srednje strmo proti jugu,
severno pa zelo položno v nasprotno smer, saj najdemo talninske skrilavce še
v osrednjem delu Loki potoka.
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	239
S povezavo kamenin karbonske superpozicijske podenote bi, torej onih v krovnini
talninskega skrilavega glinovca (Podšentjur-Pogonik-Kurja vas), pod naplavinami
reke Save (sl. 1), lahko rekonstruiramo vzhodni rob Hotiške antiklinale. Z ozemlja
zahodno od tod nimamo novih podatkov; menimo, da antiklinalno jedro potone pod
mlajše sklade že pred Kresnicami.
Peščenjaki karbonske superpozicijske podenote b2 na območjih Podšentjur-Me-
sarjevec-Loki potok-Bitiče-Jesenje-Tolsti vrh-Lošče so del obsežne, delno erodi-
rane, okrog 600m debele in antiklinalno upognjene plošče, ki je rahlo deformirana le
z dinarsko usmerjenimi prelomi (sl. 2, profila A-A' in B-B'). Kamenine, ki grade
vzpetino s cerkvijo sv. Jurija nad Podšentjurjem, so tako iz najnižjega, one pri
Loščah, na severnem obrobju karte, pa iz najvišjega dela te plošče. Na hribu
Mesarjevec ter Strešnem vrhu so se kot erozijski ostanki ohranili konglomerati
spodnjega dela karbonske superpozicijske podenote bs (profil B-B' na 2. sliki).
Drugačno zgradbo najdemo na jugovzhodnem delu naše karte. Na kremenovem
peščenjaku karbonske superpozicijske podenote b2 z levega brega reke Save leže
konglomerati superpozicijske podenote bs, nato peščenjaki podenote b4 in končno
glinovci enote c, ki grade obsežno območje vse do naselij Konj, Ržišče, Cirkuše in
Zahrib. Skladi so rahlo nagubani z osmi gub približno v smeri E-W.
V osrednjem delu potoka Vidrnica, in sicer severno od Piškovega mlina, se izpod
krovninskih skrilavcev pokažejo debelozrnati klastiti karbonske superpozicijske
enote b (podenoti b4 in bs). Govorimo o Vidrniškem erozijskem oknu. Samo pešče-
njake podenote b4 pa najdemo v podobni legi ob Savi jugovzhodno od Kurje vasi.
Manjše krpe kremenovega peščenjaka pri Ržišču in Boltiji obravnavamo kot
erozijske ostanke vložka debelejezrnatih klastitov znotraj glinovca enote c. Pešče-
njaki se javljajo v jedrih sinklinal; v eni izmed njih so se ohranili grödenski klastiti
(sl. 2, profil C-C).
Na prisotnost močne narivne ploskve znotraj karbonskih kamenin smo opozorili
že pred nekaj leti. V okviru Lebeške luske so debelozrnati klastiti superpozicijske
enote b narinjeni na glinovce enote c (Mlakar, 1987, 168). Kot kaže sl. 1, lahko
narivno ploskev zanesljivo lociramo le do hriba Obloga; kje poteka zahodno od tod,
pa zaenkrat še ne vemo.
Luska sestoji pretežno iz grobih klastitov superpozicijske enote b, le na severnem
in vzhodnem obrobju so se ohranili glinovci enote c. Po naši interpretaciji je Lebeška
luska narinjena proti jugu za 1,5 km (sl. 2, profil C-C).
Menimo, da je luskasta zgradba prisotna tudi na ozemlju južneje od tod, in sicer
v coni Tičnik-Pivec-Kurja vas. Narivna ploskev nižjega reda poteka večji del znotraj
glinovca enote c, pri Ponovičah pa so deformacijski efekti jasno vidni; glinovci enote
C so narinjeni na debelozrnate klastite enote b.
Po podatkih Osnovne geološke karte-list Ljubljana (Premru, 1983 a, b) leže na
karbonskih plasteh mezozojske kamenine Dolskega nariva. Narivni stik je ponekod
preoblikovan z neotektonskimi prelomi, kar so potrdile tudi naše raziskave. V na-
sprotju z dosedanjo interpretacijo obravnavamo stik med paleozojskimi in mezozoj-
skimi skladi na vzhodnem obrobju karte kot narivno ploskev, saj je močno razgiban.
Tektonsko krpo iz karbonatnih kamenin, ki naj bi nastopala pri Jesenju, smo
ločili od dolomitnega masiva severno od tod samo s prelomom. Pač pa imamo opraviti
s pravo tektonsko krpo zahodno od vasi Zahrib; triasni dolomit leži na glinovcu
karbonske superpozicijske enote c. Govorimo o Janeževi tektonski krpi, poimenovani
po bližnji domačiji Janež (sl. 1).
240	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Na preiskanem ozemlju smo ugotovili neotektonske prelome štirih sistemov. Ob
severnem obrobju karte poteka dinarsko usmerjeni Globodolski prelom, poimenovan
po ledinskem območju Globodol in pogojuje v ravni črti potekajoči stik med pale-
ozojskimi in mezozojskimi skladi. Pri Loščah se na prelom prisloni narivna ploskev.
Prelom smo spet registrirali vzdolž zgornjega toka Vidrnice, nakar se umakne iz
doline in s severovzhoda odreže Vidrniško erozijsko okno ter se nadaljuje proti
Cirkušam.
Okrog tisoč metrov jugozahodneje poteka subparalelno s prejšnjim, Mamoljski
prelom, ki nosi oznako po naselju Mamolj na desnem bregu Save. V coni Sela-Škalar-
jev mlin prelom ostro odreže skladovnico peščenjakov z glinastimi vložki in nato še
talninske skrilave glinovce v Loki potoku. Severno od hriba Kamniščica vidimo na
geološki karti zmik narivne ploskve v podlagi Lebeške luske. Menimo, da poteka
prelom jugovzhodno od tod vzdolž spodnjega toka Vidrnice. Na problematiko identi-
fikacije tega preloma s Savskim prelomom smo že opozorili (Mlakar, 1987, 177).
Subparalelno potekajoči Zapodjanski prelom, ki smo ga poimenovali po vasi
Zapodje, že zunaj zahodnega obrobja naše karte, pogojuje izrazito sedlo nad vasjo
Jesenje. Jugovzhodno od tod poteka prelom znotraj peščenjaka superpozicijske
podenote b2, v dolini Save pa je prekrit z rečnimi naplavinami.
Po vasi Podšentjur smo poimenovali prelom na jugozahodnem obrobju naše karte.
Močni deformacij ski efekti se odražajo le na ozemljih zunaj preglednega območja.
Dinarsko usmerjeni prelomi so subvertikalni, saj potekajo premočrtno kljub
razgibani morfologiji terena, javljajo se v medsebojni razdalji okrog 1500 m, ob njih
pa so se grezala severovzhodna prelomna krila vsaj za nekaj deset metrov; horizon-
talne komponente premikov ne poznamo.
V coni Jesenje-Golob se na dolžini 2,5km v ravni črti stikajo paleozojske in
triasne kamenine. Omenjeni stik je prečnodinarsko usmerjeni Slivenški prelom, ki
smo ga poimenovali po zaselku Slivna že zunaj severnega roba naše karte. Deforma-
cija izstopa že na Osnovni geološki karti - list Ljubljana (Premru, 1983a).
Po naselju Ponoviče smo poimenovali enako usmerjeni prelom na jugovzhodnem
obrobju naše karte. Ob prelomu se stikajo različne karbonske kamenine, ki pripadajo
superpozicijskima enotama b ali c.
Ob obeh prečnodinarsko usmerjenih prelomih so se grezala severozahodna pre-
lomna krila za več deset metrov.
Vzdolž reke Save poteka po naši interpretaciji še domnevni Pugledski prelom, ki
prav tako pripada prečnodinarskemu prelomnemu sistemu.
Krajše prelome s smerjo E-W smo registrirali le na dveh mestih, in sicer pri Boltiji
ter na območju Globodola, čeprav bi po podatkih Osnovne geološke karte - list
Ljubljana (Premru, 1983a) lahko sklepali, da so pogostnejši.
Premru (1976, 1983b) je opozoril na meridionalni, potresno aktivni Litijski
prelom, ki naj bi potekal nekje med Zagorico in Sitarjevcem in segel še na drugo stran
reke Save. Prepričani smo, da je močan prelom s smerjo sever-jug v coni Mrzla
dolina-Globodol severno nadaljevanje Litijskega preloma, saj je to edina tako
usmerjena neotektonska deformacija na tem prostoru.
Na izrazitem sedlu med Strešnim vrhom in Velikim Gradiščem se stikata spodnji
in najvišji del konglomerata superpozicijske podenote h^. Tja do reke Save je nato
starostna razlika kamenin v obeh prelomnih krilih vse večja.
Za prisotnost neotektonskega preloma na območju Kurja vas-Škalarjev mlin
govori zelo stanjšana debelina peščenjaka podenote b2 na levem bregu Loki potoka.
V naslednjem odseku do Globodola mora potekati Litijski prelom vzdolž doline, saj
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	241
sicer glede na vpad plasti ni mogoče uskladiti geoloških razmer na obeh straneh
doline; konglomerat (bs) namreč seže skoraj do grape. Severno od Globodola loči
prelom triasne apnence od dolomita.
Ob Litijskem prelomu, ki odreže obenem tudi strukturo Lebeške luske, se je
vzhodno prelomno krilo brez dvoma pogreznilo vsaj za sto metrov.
Rudišča in rudni pojavi
Na območju, ki ga prikazuje sl. 1, je več rudnih pojavov in rudišč svinca, cinka in
bakra. Podatki o teh objektih so skopi, nepopolni in nezanesljivi pa še rastreseni po
poročilih in drugi dokumentaciji. V novejšem obdobju so bili objavljeni le podatki
laboratorijskih preiskav nekaj vzorcev rud z odvalov. Da se izognemo nesporazu-
mom, smo lokalitete rudišč in rudnih pojavov oštevilčili.
Ponoviče (1)
Voss (1895) je pisal o rudiščih pri Ponovičah, orudenje na ožji lokaciji Ponoviče
pa so našli dosti kasneje. Glede na informacije, ki sta jih zbrala Sedlar (1950) in
Žebre (1955), so 20-25cm debelo žilo sfalerita v grapi Sv. Antona odkrili leta 1928
pri polaganju grajskega vodovoda. Jamsko polje se je imenovalo Andrej, podelitvena
listina pa nosi datum 24. 11. 1930. Rudarska združba Litija je izdelala več deset
metrov rovov v dveh nivojih. Obrat so leta 1930 ustavili z utemeljitvijo, da cena rude
ne krije stroškov obratovanja. V naslednjih letih so rudnik še delno vzdrževali, tu in
tam raziskovali in opustili leta 1935.
Iz raznih zapisnikov zvemo, da so leta 1947 začeli s čiščenjem obeh rovov, vendar
so rudarska raziskovalna dela, ki jih je vodil Geološki zavod Ljubljana, zaživela šele
junija 1954. Konec leta 1956 so objekt prevzeli Posavski rudniki. Z deli so nadaljevali
junija 1960, z Novim letom (1961) pa je prešel obrat Litija v upravljanje Rudnikom
svinca in topilnici Mežica. V drugi polovici leta 1964 so rudo odkopali (24011 rude
s 6,33 % Zn) in aprila - leta 1965 dela dokončno ustavili.
Vsa rudarska dela v okviru rudišča Ponoviče v grapi severno od Malega Gradišča
so zarušena in tako nedostopna. Skupna dolžina rovov znaša okrog devetsto metrov
in se javljajo v vsaj šestih nivojih v višinskem intervalu od 275 do 348 m (sl.4).
Označili smo jih z zaporednimi številkami 1 do 6. Del rovov na 4. nivoju in vsa
rudarska dela na 3. nivoju so iz najstarejšega raziskovalnega obdobja.
Geološke razmere v rudišču smo rekonstruirali po podatkih jamskega geološkega
kartiranja, ki sta ga opravila Berce (1955) in Fabjančič okrog leta 1961, ter po
novih podatkih s površine.
Na podlagi razpoložljivih podatkov lahko geološko zgradbo rudišča Ponoviče, ki
smo jo ponazorili s profilom D-D' na sl. 2 in s sl. 4, opišemo takole. Rudarska dela
oziroma orudenje se javlja v zgornjem delu peščenjaka superpozicijske podenote b2,
in sicer okrog trideset m pod stikom s konglomeratom podenote bs. Plasti peščenjaka,
ponekod z vložki glinovca in na enem mestu konglomerata, so antiklinalno upognjene
in vise položno do srednje strmo proti severovzhodu. Območje seka sistem prečnodi-
narsko, dinarsko, alpsko in prečnoalpsko usmerjenih prelomov. Na severni krak
Ponoviškega preloma se naslanja narivna ploskev; karbonski glinovci enote c so
narinjeni na peščenjake podenote b2.
242	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
SL 4. Jamska karta in prerez rudišča Ponoviče - 1
Prirejeno po podatkih Berceta (1955) in Fabjančiča (1972)
Fig. 4. Mine map and section of the Ponoviče - 1 deposit
Modified after Berce (1955) and Fabjančič (1972)
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	243
1 skrilavi muljevec; 2 kremenovi peščenjak; 3 zdrobljeni kremenovi peščenjak; 4 kremenovi
konglomerat; 5 smer in vpad plasti; 6 neotektonski prelom; 7 narivna ploskev; 8 izdanek rude na
površju; 9 dokazano rudno telo; 10 domnevno rudno telo; 11 drobna žilica sfalerita; 12
kremenova žila
1 Shale; 2 Quartz sandstone; 3 Crushed quartz sandstone; 4 Quartz conglomerate; 5 Strike and
dip of strata; 6 Neotectonic fault; 7 Thrust plane; 8 Ore autcrope on surface; 9 Proved ore body;
10 Supposed ore body; 11 Tiny sphalerite veinlet; 12 Quartz vein
244	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Glede orudenja smo vezani izključno na literaturne podatke. Izmed starejših
informacij je važen Štrajherjev podatek iz leta 1929, da ima rudna žila elemente
30/65° in sestoji iz dveh rudnih pasov z jalovim presledkom. Natančnejše podatke je
zbral Berce (1955) in menil, da gre za dva sistema rudnih žil, dinarski in prečnodi-
narski. Prvo žilo (a na 4. sliki) sestavljajo tri vzporedne žile, od katerih meri
najdebelejša 20-70 cm, srednja 10-20 cm, najtanjša pa 2-5 cm. Običajno so žile
vzporedne, ponekod pa se tanjša žila izklini ali pripoji debelejši. Žila b predstavlja
splet žil, žilic in drobnih impregnacij ter se proti zahodu izklini. Ta žila se javlja
v preperelem in tektonsko močno pretrtem karbonskem peščenjaku. Po podatkih
Ber ceta (1955) gradi rudo sfalerit, ki je rjav ali rumen. Zelo redko najdemo drobna
piritna in galenitna zrna.
Več podatkov o mineralni sestavi pono viške rude so kasneje zbrali Grafenauer
(1963, 250) in Drovenik M. s sodelavcema (1980, 23). Med rudnimi minerali
omenjajo raziskovalci še halkopirit, galenit, pirit in tetraedrit, med nerudnimi pa
siderit, dolomit, kalcit, barit in kremen.
Literaturni podatki jasno kažejo, da vpada rudno telo proti severovzhodu, čeprav
se v nadrobnostih precej razlikujejo (ocene slemenitve od 30 do 47° in vpada od 36 do
80°), kar je razumljivo, saj rudno telo nekoliko povija. Pač pa iz razpoložljive
dokumentacije ni jasno razvidno, ali imamo opraviti s konkordantno ali diskor-
dantno lego glavnega rudnega telesa. Podatki s profila na sl. 4 nakazujejo možnost,
da gre za rudno telo s subkonkordantno lego. Temu v prid govori Štrajherjev
podatek iz leta 1929 o talninskem skrila vem glinovcu ter Bercetov podatek, da
ločijo žile jalovi vložki, ki jih sestavlja črni skrilavec ter močno porušeni peščenjak
(Berce, 1955). O glinovcu v krovnini rudnega telesa oziroma ekranski strukturi ne
poroča nihče. Tanjše žilice sfalerita na drugih mestih (nivoja 1 in 2) pa so brez dvoma
diskordantne; obe žilici imata danes dinarsko smer (200/39 in 15/53). Pri »prečnodi-
narsko usmerjeni rudni žili«, o kateri poroča Berce (1955) iz krivine na 4. nivoju, gre
verjetno za zmečkanino rude vzdolž prečnodinarsko usmerjenega preloma.
Že starejši raziskovalci so ugotovili, da ponoviške rudne žile prekinjajo prelomi.
Na sl. 4 se lahko prepričamo, da na severozahodu odreže rudno telo Pono viški prelom
(severni krak), na jugovzhodu pa se rudno telo konča ob južnem kraku tega preloma.
Z ekstrapolacijo znanih razmer po vertikali se rudno telo kmalu nad 4. nivojem
prisloni k dinarsko usmerjenemu prelomu z elementi 35/60 in izklini. Znano rudno
telo je torej del večjega z neotektonskimi prelomi razsekanega orudenega bloka.
Drovenik in sodelavca (1980, tabela 6) dajejo rezultate spektralnih analiz treh
vzorcev sfalerita (6, 7 in 8), od katerih je bil vzorec št. 6 že prej analiziran (Grafe-
nauer et. al., 1969, 272, tabela 2). V publikaciji iz leta 1980 najdemo tudi podatke
o izotopni sestavi žvepla iz Ponovič (Drovenik et. al., 1980, 24).
Cirkuse (2)
Že Valvasor (1689) opozarja na stare rudokope bakra pri Ponovičah, v začetku
19. stoletja pa so tod brez dvoma spet rudarili. Leta 1804 je namreč J. Pinhak dobil
ustrezno dovoljenje za stari kop pri vasi Cirkuše (Mohorič, 1978, 214). V starejših
dokumentih je Sedlar (1950, 46) našel podatek, da je tod leta 1838 rudaril Ruard,
Fabjančič (1972, 40) pa opozarja na sporočilo, da so pri predelavi cinkove svetlice
iz Cirkuš okrog leta 1843 dosegli 50-odstotni izkoristek.
O samih rudarskih delih v okviru rudišča Cirkuše imamo zelo malo podatkov. Ob
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	245
kolovozu na desnem bregu potoka Vidrnica najdemo v oddaljenosti 60 in 100 metrov
severno od Piškovega mlina dva zasuta rova (sl. 1, oznaka 2/1). Po pripovedovanju
rudarjev je prvi iz starejšega obdobja, drugi pa iz leta 1927 in je dolg le 5-6 metrov.
Pred vhodom v rov so izdelali 7 m globok jašek in v kremenu našli 3-4 cm debele žile
sfalerita. V globini 6 m so naleteli na star 40-50 m dolg potopljeni rov. Žile sfalerita,
debele 6-8 cm, se javljajo še 30 metrov nižje ob potoku, vendar je raziskave tudi na
tem mestu zavrla voda. Tanke žilice sfalerita so našli tudi drugod tam okoli.
Na desnem bregu potoka, ki priteče izpod naselja Zahrib, sta ustji dveh starih
rovov (2/2), o katerih pa ne vemo ničesar.
Okrog 310 metrov severno od Piškovega mlina je na levem bregu Vidrnice največji
odval. Nekaj metrov nad nivojem potoka zaslutimo ustje glavnega rova (2/3) in tudi
višje v pobočju so sledovi starih del (2/3, desna lokacija). Brez dvoma se je na tem
mestu odvijala glavna rudarska dejavnost; po ustnem izročilu naj bi tod raziskovali
še leta 1919. V bližini, in sicer v Zajški dolini (2/2), naj bi obstajali sledovi stare
topilnice (Sedlar, 1950, 46), a jih danes ni več videti.
Geološko zgradbo rudišča Cirkuše lahko opišemo takole. V osrednjem delu potoka
Vidrnica se med naseljema Ržišče na zahodu in Cirkuše na vzhodu izpod glinovcev
karbonske superpozicijske enote c pokažejo peščenjaki in pod njimi konglomerati
z vložki peščenjaka, ki pripadajo superpozicijskima podenotama b4 in bs (sl. 1 in 2,
profil D-D'). Gre za erozijsko okno, ki se je izoblikovalo vzdolž slemena antiforme
z osjo NW-SE in položnim vpadom osi proti jugovzhodu. Sleme gube je zaobljeno,
vpad kril pa je položen do srednje strm. Na severu se erozijsko okno konča ob južnem
robu Lebeške luske. Rudonosno strukturo preseka na severovzhodnem obrobju
dinarsko usmerjeni Globodolski prelom.
Podatki o orudenju na objektu Cirkuše so skromni. Voss (1895, 12, 16, 23) je
zapisal, da nastopa v Cirkušah pri Vačah halkopirit skupaj s sfaleritom in galenitom
v luknjičavem kremenu, ki se javlja kot plasti v karbonskih kameninah; sfalerit
nastopa v obliki gnezd, galenit pa kot leče. Zanimivo je, da Torn qui s t (1929)
Cirkuš med tekstom sploh ne omenja, čeprav je poznal druga bakrova rudišča južno
od Vač; verjetno je rudišče istovetil z lokalnostjo Ržišče. Berce (1963, 7) je Cirkuše
uvrstil med ona redka rudišča v Posavskih gubah, kjer bakrovi minerali niso le
mineraloška posebnost, Grafenauerjevi podatki o bakru v Posavskih gubah iz
leta 1966 se nanašajo na širši prostor, Drovenik M. in sodelavca (1980) pa Cirkuše
samo omenjajo.
Vsa rudarska dela na objektu Cirkuše so zarušena, zato smo lahko zbrali le
podatke o legi orudenja v prostoru ter mikroskopsko in spektralno preiskali rudo
z odvalov.
Sliki 1 in 2 (profil D-D') jasno kažeta, da je orudenje rudišča Cirkuše vezano na
bližino ekrana, ki sestoji iz glinovca superpozicijske enote c, orudeni pa so peščenjaki
karbonske superpozicijske podenote b4 ter peščenjaki in konglomerati podenote bs.
Rudnomikroskopsko preiskani vzorec z brežine tik nad rovom z našo oznako 2/3
(desna lokacija) predstavlja z bakrom orudeni karbonski konglomeratični peščenjak.
V obrusku te rude smo našli nepravilno, približno cm^ veliko halkopiritno polje,
katerega sečejo številne razpoke, in več manjših halkopiritnih polj s površinami od
1	do nekaj 10 mm^. Vsa ta polja obdaja rjavi limonit; sicer pa je peščenjak deloma
impregniran z malahitom, zato je ponekod razločno zeleno obarvan.
Halkopirit je kristaliziral v votlinicah, oziroma v porah peščenjaka, kar sklepamo
po tem, da v njegovih poljih ni starejših vključkov. Halkopiritna polja so torej v tem'
pogledu »čista«, brez korodiranih terigenih zrn ali drobcev peščenjaka. V večjem
246	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
polju imajo njegova zrna bolj ali manj izometrične preseke in so velika okrog štiristo
mikrometrov. Nekatera kažejo posamezne, lepo razvite dvojčične lamele. Kot mlajšo,
prav tako prvotno tvorbo, najdemo v halkopiritu euhedralna, deloma tudi subhe-
dralna piritna zrna, ki merijo zvečine okrog 70|xm. V halkopiritu so nastala pri
metasomatskih procesih, torej gre za piritne metakristale.
Pri tektonskih procesih je halkopirit razpokal. Kasneje so ga zajeli procesi
cementacije in oksidacije. Omeniti moramo zlasti digenit, ki nadomešča halkopirit ob
razpokah, ob stikih njegovih zrn in vzdolž meja njegovih zrn (tab. 1, sl. 1). Številni
manjši halkopiritni drobci so skoraj povsem nadomeščeni z digenitom. Slednjega
nadomešča mlajši covellin, ki ga najdemo v lističih dimenzije do 20 [xm. Tako so
nastale izredno lepe cementacijske strukture.	,
Pri dotoku raztopin, ki so vsebovale več kisika, so začeli bakrovi sulfidi razpadati,
pri tem pa sta nastala limonit in malahit. Limonit obdaja in prepreda halkopiritna
polja, ki kažejo zanj značilne kolomorfne strukture. Ponekod se mu pridružuje
malahit. Skupaj oblikujeta tudi tanke žilice in nepravilne pege, ki sečejo orudeni
prodnati peščenjak.
Z glavnega odvala (2/3) smo rudnomikroskopsko preiskali kos sivega karbon-
skega peščenjaka z okrog 2 cm debelo kremenovo-halkopiritno žilo. Halkopiritna
zrna so razmeroma majhna, saj ima največje površino komaj Зтт^. Razvrščena so
v dveh, med seboj vzporednih progah, ki sta vzporedni tudi z robovoma žile same.
Mikroskopska raziskava je pokazala, da sta od sulfidov poleg halkopirita prisotna
še sfalerit in pirit, čeprav le podrejeno. Mimo tega smo v kremenovi žili našli tudi
manjša polja karbonata, verjetno siderita.
Halkopiritna polja imajo nepravilne, pogosto amebaste preseke. Pri navzkrižnih
nikolih se prepričamo, da sestoje iz razmeroma večjih zrn, ki imajo bolj ali manj
izometrične preseke. Kot starejše vključke najdemo v njih korodirana zrnca sfalerita
in siderita. Kakor kaže, je v paragenezi najmlajši pirit. Ta sestavlja do 60 |xm velika,
bolj ali manj euhedralna zrna, ki so zrastla kot metakristali v halkopiritu.
Z glavnega odvala je tudi rudnomikroskopsko preiskani vzorec z mnogo sfalerita.
S prostim očesom smo ugotovili, da pripada rjavemu sfaleritu na površini obruska
okrog 40 %, halkopiritu pa komaj 1 %. Vse drugo je drobnozrnata jalovinska osnova
bele barve. V delu obruska je večje, ameboidno sfaleritno polje, sicer pa se ta mineral
intenzivno zrašča z jalovinsko osnovo, tako da so njegova zrna zvečine manjša od
mm. Pod mikroskopom smo v sledovih našli še pirit in galenit ter ugotovili, da gradi
jalovinsko osnovo predvsem dolomit, kateremu se v manjši meri pridružuje kremen.
V paragenezi je najstarejši karbonat, ki nastopa v subhedralnih in anhedralnih,
izjemoma tudi v euhedralnih zrnih. Ta so zvečine manjša od sto fxm. Kremen je
vsekakor mlajši. Sledil je stikom med dolomitnimi zrni, pri svoji rasti pa jih je tudi
nadomeščal, saj pogosto vsebuje korodirane karbonatne vključke.
Izmed sulfidov je prvi nastal pirit. Gre za majhna zrna v karbonatno-kremenovi
osnovi, najdemo pa ga tudi ob stiku osnove in sfaleritnih polj ter v sfaleritnih poljih
samih. Mlajši je halkopirit, ki mu pripadajo homogena polja z nepravilnimi preseki.
Temu sledi kot glavni rudni mineral sfalerit. Sodeč po vključkih, ki jih pogosto
vsebuje, sodimo, da je nadomeščal zlasti dolomit. Pojavlja se predvsem ob stikih med
dolomitnimi, pa tudi med dolomitnimi in kremenovimi zrni. Zanj so značilni rumen-
kasto rjavi notranji refleksi. Tu in tam se mu pridružujejo do 40 |xm velika galenitna
zrna, ki so v paragenezi najmlajša.
Spektralnokemična analiza obeh vzorcev bakrove rude iz Cirkuš (tabela 1) je
pokazala prisotnost kobalta in niklja, ki sta v halkopiritu navadno zastopana v koli-
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	247
Tabela 1. Spektrokemične analize rude (v м-g/g)
Table 1. Spectrochemical analyses of ore (in ng/g)
1	Najnižja določljiva vrednost (analitičarka V. Hudnikova, Kemijski inšti-
tut Boris Kidrič, Ljubljana)
The lower detection limit (analyst V. Hudnik, Chemical Institute Boris
Kidrič, Ljubljana)
2	Vzorec bakrove rude z lokacije Cirkuše (2/3 - desna lokacija)
Sample of copper ore from the locality Cirkuše (2/3 - right locality)
3	Vzorec bakrove rude z lokacije Cirkuše (2/3 — leva lokacija)
Sample of copper ore from the locality Cirkuše (2/3 - left locality)
4	Vzorec cinkove rude z lokacije Skrivni potok (3)
Sample of zinc ore from the locality Skrivni potok (3)
5	Drobnozrnata kremenovo-limonitna breča (7/10)
Fine-grained quartz-limonite breccia (7/10)
6	Kremenovo-limonitni peščenjak (7/11)
Quartz-limonite sandstone (7/11)
7	Goethit (7/11)
Goethite (7/11)
činah do velikosti nx 1о-з%, in cinka, ki je deloma morda vezan na strukturo
halkopirita, v glavnem pa dokazuje prisotnost sfalerita, ki smo ga našli tudi pod
rudnim mikroskopom. Majhne količine svinca dokazujejo, da vsebuje bakrova ruda
v sledovih tudi galenit. Dodati moramo še, da za sorazmerno visoki vrednosti kroma
ne najdemo verodostojne razlage.
248	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Tolsti vrh (3)
Tolsti vrh kot lokacijo Tornquist (1929, 6, 9) sicer omenja, vendar ne daje
podatkov o orudenju. Tudi na metalogenetski karti Slovenije (Drovenik et al.,
1980) je lokacija vrisana (Zn, Pb, Cu- 75), v besedilu pa le omenjena. Šele iz Osnovne
geološke karte - list Ljubljana (Premru, 1983a) in zlasti s karte merila 1:25.000
(Vače) razberemo, kje točno je ta lokacija. Rudišče je prostorsko označeno 75 do
100 m severovzhodno od vasi Tolsti vrh (3/1), vendar danes tam ni več ostankov starih
rovov in odvalov; območje je povsem kultivirano.
Pač pa smo našli sledove rudarske dejavnosti km SWS od omenjene vasi (3/2) in
na drugi strani Loki potoka (sl. 1 - 3/3). O orudenju na teh lokacijah ne vemo ničesar.
Skrivni potok (4)
Tornquist (1929, 10, 24) je večkrat omenil neko rudišče južno od Vač z oznako
Skrumpotok. Prepričani smo, da gre za Skrivni potok, ki priteče izpod vzpetin
Hruševje in Selišče (sl. 1). Opozoril je na stare rove in odvale ter menil, da so tod
kopali bakrovo rudo. Bogate najdbe bronastih predmetov v okviru stare kulture Vač
je Tornquist povezoval prav s tem rudiščem.
Po ugotovitvah Tornquista nastopa halkopirit tod v plasti peščenjaka pri-
bližno 20 m nad zgornjim skrilavim horizontom, ki je prepredena s tenkimi črnimi
lezikami skrilavca. Vzdolž lezik se javljajo kremenove leče z bogatim halkopiritnim
orudenjem; v žilnem kremenu so relikti peščenjaka.
Rudo je Tornquist (1929, 24) še podrobneje opisal. Med minerali našteva
sfalerit, galenit, halkopirit, siderit in kremen ter daje nekaj podatkov o njih medse-
bojnih odnosih.
Lokalnost Skrumpotok oziroma Skrivni potok omenja v pregledani literaturi le še
Grošelj (1954). Po obliki in velikosti nekega rudarskega dela je ta rudar sklepal, da
gre za wiirtenberški rov. Začetni del več kot 50 m dolgega rova je Grošelj obnovil, kar
pa ne velja za vpadnik, s katerim so stari rudarji sledili orudeni plasti peščenjaka;
plast je bila debela okrog meter in je ležala v skrilavcu.
V grapi Skrivni potok danes ni več sledov stare rudarske dejavnosti; pač pa jih
najdemo na grebenu 200 m zahodno-jugozahodno, od vzpetine Hruševje (4/1). V večji
ovalni depresiji so rudarili v treh nivojih, oddaljenih med seboj po 5 m.
Kot je razvidno s slik 1 in 2 (profil C-C), so rudarska dela potekala v debelozrna-
tih klastitih najvišjega dela karbonske superpozicijske enote b, v bližini ekrana iz
glinovca enote c oziroma nedaleč od narivnega stika karbonskih in triasnih kamenin.
Pod rudnim mikroskopom smo pregledali vzorec orudene kremenove leče. V kre-
menovi osnovi, ki ji pripadata okrog 2/3 opazovane površine obruska, so razvrščena
nepravilna polja temno rjavega sfalerita, ki dosežejo velikost cm^. V enem polju je
tanka halkopiritna žilica. Podrejeno sta prisotna še pirit in galenit.
Za sfalerit je značilno, da vsebuje izločnine halkopirita (tab. 1, sl. 2), ki sestavljajo
do nekaj 10 цт velika zrnca. Ta imajo eliptične, okrogle, paličaste pa tudi nepravilne
preseke, tako da se ponekod kaže emulzijska, drugod pa začetek lamelarne strukture.
Gre za razpad trdne raztopine ZnS-CuFeS2. Pojav teh dveh struktur dokazuje, da je
nastala ruda pri nekoliko višji temperaturi. To je prva najdba razpada trdne razto-
pine ZnS-CuFeS2 v zasavskih rudiščih in rudnih pojavih, ki leže v karbonskih
skladih.
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	249
Mlajša generacija halkopirita nastopa ob stikih med sfaleritnimi zrni in v razpo-
kah, ki jih sečejo. Pirita je bistveno manj kot halkopirita. Najdemo ga v subhedralnih
zrnih kremena in v korodiranih vključkih halkopirita, kar dokazuje, da je pirit
starejši. Poljem mlajšega halkopirita se pridružuje tu in tam galenit. Po strukturnem
razmerju sklepamo, da je galenit mlajši od halkopirita. Spektralno kemična analiza
vzorca cinkove rude s te lokacije potrjuje mikroskopske podatke in dokazuje, da so
bili sulfidi obogateni le s Co in Ni (tabela 1, vzorec 4).
Rudnik (5)
Anton Hauptmann je 10. marca 1740 poročal o raziskovanjih na bregovih Save in
o odkritju starih rovov v dolini Knapi za Ponovičami, Pinhak pa je leta 1807 dobil
ustrezno dovoljenje za delo na tej lokaciji, ki pa ni bilo uspešno (Mohorič, 1978,
214).
Tornquist (1929, 9) omenja stara rudarska dela oziroma neko rudišče z oznako
Rudnik, ki naj bi ležalo pod lokalnostjo Lascar. Menimo, da imamo opraviti z doma-
čijo Lošče na severnem obrobju naše karte. Po Tornquistu gre za rudišče, ki naj bi
obratovalo v 18. stoletju tako kot rudišče Mjelnik (Maljek). Na obeh lokacijah naj bi
pridobivali le galenit in halkopirit.
Domačini poznajo ozemlje pod kmetijama Lošče in Globodol pod oznako Rudnik,
na topografski karti merila 1:5000 (Litija 25) pa je širše območje označeno kot
Rodnik.
V	grapi pod omenjenima domačijama ni več sledov rudarske dejavnosti in tudi
kosov rude nismo našli, okrog 600m jugozahodno od Lošč pa je v peščenjaku na
levem bregu grape zasut rov s smerjo 270° (5/1). Območje Rudnik grade peščenjaki
karbonske superpozicijske podenote b2 s posameznimi lečami konglomerata.
Kamnica (6)
Stara rudarska dela v okviru rudišča Kamnica omenja Voss (1895, 12, 16, 23).
Halkopirit se skupaj s sfaleritom in galenitom javlja v luknjičavem kremenu, ki se
razteza v obliki plasti; sfalerit oblikuje gnezda, galenit pa leče.
Tornquist (1929) lokacije Kamnica ne omenja; verjetno jo je istovetil z lokacijo
Ržišče.
V	Kamnici pri Vačah so po podatkih Mohoriča (1978, 76, 168, 219) pridobivali
bakrov kršeč v peščenjaku, in sicer v kremenovih plasteh. Rudarska družba Škofje,
ustanovljena leta 1858 na Dunaju, je imela tod eno jamsko mero, vendar se je
ukvarjala le z raziskovalnimi deli.
Skoraj zagotovo gre za stara rudarska dela ob potoku Kamniščica, ki jih najdemo
v višini 330m (6/1) in 350m (6/2) na jugozahodnih pobočjih istoimenske vzpetine (sl.
1). Odval na spodnjem nivoju je obsežen, vsi rovi pa so zarušeni; rude nismo opazili.
Rudarska dela na tej lokalnosti so v zgornjem delu peščenjaka karbonske superpozi-
cijske podenote b2, in sicer znotraj Lebeške luske.
250	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Okremenele in orudene karbonske kamenine (7)
Prve podatke o okremenelih kameninah na širšem Htijskem prostoru daje Voss
(1895, 12). Raziskovalec poroča o luknjičavem kremenu, ki nastopa v obliki plasti
med karbonskimi skladi. Tornquist (1929, 9) govori o telesih, ki sestoje skoraj
izključno iz kremena, vezanih na ekrane iz skrilavih vložkov. Telesa pod četrtim
skrilavim vložkom naj bi bila rudonosna, ona pod tretjim pa jalova. Podatki so sicer
zanimivi, vendar jih prostorsko ne znamo določiti. Okremenela telesa smo na geolo-
ški karti in profilih (sl. 1. in 2) posebej izdvojili. Najdemo jih severno od vasi Ržišče
(Na koritih 7/1), na hribu Kržac (7/2) in na vmesnem prostoru v zgornjem delu potoka
Kamniščica (7/3). Telesa manjših dimenzij se javljajo na grebenih vzhodno od
Gobelarja (7/4) ter južno od Lošč (7/5), na telesa v okviru rudišča Cirkuše pa smo že
opozorili.
Kremen nastopa bodisi v vezivu klastitov, kot nepravilni spleti žil in žilic, ali pa je
prvotno kamenino tako prepojil, da so le redkokje še vidni njeni relikti. Omenjena
telesa so dolga do 500 m, debela od nekaj decimetrov do več metrov in se lateralno
izklinjajo. Kot kaže slika 3, gre za konkordantna telesa, ki se javljajo v zgornjih delih-
superpozicijskih podenot b2, ba in b4; od teh so le zadnja vezana na ekranske
strukture, in sicer iz glinovcev enote c.
Veliki bloki kremena (do Im^), ki jih najdemo na sekundarnih mestih v nekaterih
potokih, kažejo, da so okremenela telesa pogostnejša, vendar prekrita z debelo
preperino. Tako najdemo mnogo velikih kremenovih blokov, katerih izvora ne poz-
namo, na območju Gobelar-Lošče (7/6) ter Mesarjevec-Strešni vrh (sl. 1-7/7). Pri
manjših kremenovih blokih in kosih, ki jih najdemo povsod, pa gre običajno za žilni
kremen ali pa za kremen, ki izvira iz opikalnih delov antiklinal v skrilavih kameni-
nah (Kovkar-7/8, Konj-7/9).
Na območju rudišča Cirkuše je genetska povezava med orudenjem in okremene-
limi telesi razvidna že iz osnovne geološke dokumentacije (sl. 1 in 2). To zvezo so
potrdile tudi mikroskopske raziskave.
V vzorcu rude, ki smo ga vzeli v okremenelem in orudenem konglomeratu na desni
strani potoka Vidrnica, 120m severno od Piškovega mlina, je najpogostejši rudni
mineral vsekakor sfalerit. Zelo verjetno gre za dve njegovi generaciji: starejšo in
mlajšo. Starejša pogosto vsebuje izločnine halkopirita, ki imajo različne preseke.
Opazimo predvsem takšne, ki imajo bolj ali manj izometrične preseke in merijo od
nekaj do 50 цт in so razvrščeni tako, da se kaže emulzijska struktura. Prisotne pa so
tudi izločnine, ki so dolge do 350 |лт in široke 10 do 15 цт. Te so razvrščene tako, da
imajo sfaleritno-halkopiritna polja lamelarno strukturo. V obeh primerih gre za
razpad trdne raztopine ZnS-CuFeS2. Mlajši sfalerit, ki obrašča starejšega, ne vsebuje
halkopiritnih izločnin. Pri tem je značilno, da jalovinskih kremenovih vključkov
nismo našli niti v starejši niti v mlajši sfaleritni generaciji, kar pomeni, da je ta
mineral zrastel v porah spremenjenega konglomerata.
Poleg halkopirita, ki je nastal pri razpadu trdne raztopine ZnS-CuFeS2, je
prisotna tudi mlajša halkopiritna generacija, ki ustvarja manjša, samostojna polja.
V paragenezi je izmed prvotnih sulfidov zelo verjetno najmlajši galenit. Tudi ta dva
minerala sta zrastla v prej omenjenih porah.
Pri tektonskih premikih so j alo vinski in rudni minerali razpokah. Ob razpokah
ter ob mejah halkopiritnih in galenitnih polj, pa tudi ob razpokah, ki sečejo sfalerit,
smo našli majhne lističe covellina, v galenitu pa je prisoten še anglezit. Tanke
razpoke, ki prepredajo rudo, vsebujejo tu in tam tudi limonit.
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	251
Nadrobno smo pregledali tudi dva vzorca okremenelega in orudenega konglome-
ratičnega peščenjaka, oddaljena med seboj 110 m, in sicer iz zgornjega dela potoka
Kamniščica (višina 375 in 380 m - lokaliteta 7/3).
Prvi vzorec predstavlja svinčevo rudo. V njej so neenakomerno razvrščena gale-
nitna polja, ki imajo nepravilne oblike in jim pripada okrog 25 %; največje polje meri
okrog 0,5 cm^. Pod mikroskopom vidimo, da v tem vzorcu prevladuje kremen s števil-
nimi ostanki drobnozrnatega peščenjaka in zgnetenega skrilavega glinovca. V ostan-
kih peščenjaka smo našli pravzaprav le malo osnove, ker je le-ta v pretežni meri
nadomeščena, oziroma prepojena s kremenom. V njej smo našli posamezna zrnca
pirita, velika do 40 цт, ki imajo pravilne preseke ter se tu in tam zbirajo v kratke
nize. Zasledili smo tudi piritno polje s koncentrično zgradbo. V enem izmed drobcev
skrilavega glinovca pa smo našli zrnca markazita, ki tu in tam kažejo kolomorfno
strukturo. Oba sulfida sta nastala med diagenezo klastične usedline.
V	porah, ki so obraščene z bolj ali manj pravilno razvitimi kremenovimi zrni, je
ponekod najprej kristaliziral halkopirit in v njem nato majhni piritni metakristali.
Oboji sestavljajo korodirane vključke v mlajšem galenitu, ki je prav tako nastal
v porah, obraščenih s kremenovimi zrni. Pri procesih oksidacije so nastali limonit,
anglezit in covellin, vendar le v manjšem obsegu.
V	drugem vzorcu opazimo makroskopsko izmed rudnih mineralov samo halkopi-
rit, katerega polja dosežejo velikost 0,5 mm. V rudi je zastopan le z okrog 1 %. Bakrov
sulfid ni nastal pri nadomeščanju okremenelega konglomeratičnega peščenjaka,
temveč v njegovih porah. Ob robovih teh polj, ki sestoje iz zrnc, velikih nekaj 10 цт,
najdemo lepo razvite kremenove kristalčke, velike do 150 цт.
Pri sekundarnih procesih so ob robovih halkopiritnih polj in ob tankih razpokah,
ki jih sečejo, nastali najprej covellin, nato pa limonit in podrejeno malahit. Našli smo
nekaj halkopiritnih polj, ki so skoraj povsem nadomeščena s covellinom, in več
takšnih, v katerih že močno prevladuje limonit s kolomorfnimi strukturami. Železov
hidroksid najdemo tudi v porah in v tankih razpokah, ki sečejo bakrovo rudo.
Najzanimivejše geološke razmere pa smo našli okrog 500 m zahodneje od tod in
zaslužijo, da si jih ogledamo podrobneje.
Ozemlje Kamniščica-Gavgen hrib-Kržac, kjer najdemo nenavadne kremenovo-
limonitne kamenine ima preprosto geološko zgradbo. Območje lahko obravnavamo
kot izsek iz Lebeške luske s površino nekaj manj kot km^, ki ga s severa in zahoda
omejujeta neotektonska preloma, na jugovzhodu oziroma v podlagi pa narivna
ploskev (sl. 1 in 2, profil C-C).
Na peščenjaku karbonske superpozicijske podenote b2 leži na vzpetini Kržac
erozijski ostanek konglomerata (bs). V zgornjem delu podenote b2 so med peščenja-
kom posamezne leče in plasti konglomerata, na enem mestu pa debelejši vložek
glinovca. Izdanki kamenin so sila redki, saj je ozemlje prekrito z debelo preperino,
v osrednjem delu pa še s pobočnim gruščem. Plasti so povsod v normalni stratigrafski
legi in blago sinklinalno upognjene.
Na grebemi Gavgen hrib-Kržac sta dve vzpetini, severnejša s koto 470,0 m in
južnejša z najvišjo točko 470,2 m, vmes pa je rahlo izraženo sedlo (kota 465,2 m).
Celotno območje je na karti merila 1:5000 označeno kot Rastoke. Na prvi lokaciji, ki
smo jo na 1. sliki označili s simbolom 7/10, prevladujejo kremenove kamenine, na
drugi z oznako 7/11 pa rjavi peščenjak z limonitom in limonitne tvorbe. Rjavi
peščenjak najdemo v izdankih po pobočju in ga uvrščamo v podenoto b2, limonitne
tvorbe pa so razširjene v zgornjem delu pobočja in na vrhu vzpetine.
252	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Rjavi, limonitizirani, srednje- in drobnozrnati peščenjak sekajo številne klivažne
razpoke in nepravilne tanke limonitne in kremenove žilice. Mikroskopsko ima kame-
nina sorazmerno homogeno strukturo, ki jo sestavlja približno 80 % terigenih zrn in
20 % veziva. Terigena zrna so velika 0,06 do 2,5 mm, povprečno približno 0,4 mm in so
slabo sortirana. Med seboj se zrna dotikajo z ravnimi, konkavno-konveksnimi in
nazobčanimi kontakti. Preseki zrn so večinoma vmesnih oblik, medtem ko je večina
zrn pologlata do polzaobljena, med njimi pa najdemo tudi redkejša zaobljena zrna.
Terigena zrna peščenjaka sestavljajo kremen, litična zrna (drobci kamenin),
glinenci, lističi muskovita in težki minerali.
Kremenovim zrnom pripada približno 55 do 60 % kamenine. Med njimi prevladu-
jejo polikristalna zrna, medtem ko so monokristalna, ki imajo večinoma valovito
potemnitev, količinsko podrejena. Velikost kremenovih zrn se spreminja od 0,06 do
2,5 mm, povprečno pa znaša približno 0,4 mm. Sortiranost kremenovih zrn je slaba.
Njihovi preseki so večinoma vmesnih oblik, opazujemo pa tudi izometrične in
podolgovate preseke, ki so večinoma pologlati do polzaobljeni. Kremenova zrna
vsebujejo tekočinske, plinske in mineralne vključke. Med slednjimi prevladujejo
muskovit, neprozorni minerali in limonit, v manjši meri tudi cirkon, rutil in turmalin.
Terigena kremenova zrna so deloma obdana s sintaksialnim ali polikristalnim kre-
menovim cementom, na robovih pa se deloma zraščajo z illitno-sericitno epiosnovo
kontaktnega tipa. Zrna kremena pogosto sečejo limonitne žilice.
Litična zrna grade približno 23 % kamenine. Med njimi so najbolj zastopana zrna
s preraščanjem kremena in muskovita (drobci blestnikov ali kvarcitov), slede jim
drobci filitov, sericitnih skrilavcev in roženca, medtem ko so zrna granitoidnih
kamenin redka (tab. 1, sl. 4). Drobci kamenin so veliki od 0,1 do 1,5 mm, povprečno
približno 0,4 mm. Njihovi preseki so večinoma vmesnih oblik in običajno bolj zaob-
ljeni od kremenovih zrn, tako da jih uvrščamo med polzaobljena in zaobljena zrna.
Litična zrna pogosto vsebujejo limonitizirane ali limonitne vključke. Nekatera meh-
kejša zrna so deformirana in na robovih deloma nadomeščena z illitno-sericitno
epiosnovo.
Zrna glinencev nastopajo v sledovih in so večinoma nedvojčično zgrajena. Glinen-
čeva zrna vsebujejo vključke neprozornih mineralov, kremena in illita-sericita.
Nekatera samostojna glinenčeva zrna in zrna glinencev v granitoidnih kameninah so
deloma ali popolnoma nadomeščena z illitom-sericitom (tabi. 1, sl. 4).
Lističi muskovita so nepravilno razvrščeni v kamenini in so zastopani s približno
2%. Muskovitni lističi so veliki od 0,06 do 0,8 mm in imajo podolgovate in zelo
podolgovate preseke, ki so orientirani večidel vzporedno z razpokami in deloma
v ožjem pasu ob limonitnih in kremenovih žilicah, tudi vzporedno z njimi. Pogosto so
lističi muskovita poviti med tršimi zrni, deloma razpokani in na robovih razlistani.
Nekatere luske muskovita vsebujejo vključke neprozornih in limonitiziranih minera-
lov ali pa so dobesedno prepojene z limonitom (tabi. 2, sl. 1).
Med težkimi, akcesornimi minerali smo opazili zrna neprozornih mineralov,
rutila in cirkona.
Terigena zrna veže vezivo, ki sestavlja 20 % kamenine. Približno tri četrtine
veziva pripada osnovi (15 %), medtem ko je cementa četrtina (5 %).
Cement je pretežno kremenov, sintaksialnega obrobnega in polikristalnega por-
nega tipa (tab. 1, sl. 4). V sledovih smo kot cement zasledili tudi limonitizirane
neprozorne minerale, med katerimi je prvotno verjetno prevladoval pirit.
Osnova sestavlja približno 15 % kamenine, je kremenovo illitno-sericitne sestave
in predstavlja večinoma kontaktni tip veziva (tab. 1, sl. 3) ter je neenakomerno
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	253
razvrščena. Njena količina je v vzporedni smeri z razpokami bistveno večja kot
pravokotno nanje (tab. 1, sl. 3, 4, tab. 2, sl. 3). Posamezni lističi illita-sericita v osnovi
so večinoma orientirani vzporedno z razpokami (tab. 1, sl. 3, 4) ali pa z njo oklepajo
manjši kot (do 25°). Osnova je bolj ali manj intenzivno rjavkasto obarvana z limoni-
tom, pogosto pa v njej zasledimo tudi posamezna limonitna zrna.
Peščenjaku se tu in tam pridružuje limonitni muljevec. V osnovi, ki jo grade
submikroskopska zrnca limonita, leže predvsem illitno-sericitni lističi ter podrejeno
zrnca kremena. Kamenina ima psevdofluidalno teksturo (tab. 2, sl. 2).
Peščenjak in muljevec sečejo razpoke, limonitne in kremenove žilice, potekajoče
v različnih smereh. Razpoke in porušene dele ob razpokah zapolnjuje limonit, ki
sestavlja nepravilne limonitne žilice. V neporušenih delih kamenine se pojavlja
limonit le v sledovih (tab. 2, sl. 3). Poleg limonitnih nastopajo tudi kremenove žilice,
ki so glede na teksturne odnose relativno mlajše (tabi. 2, sl. 3).
Peščenjak kot prikamenino, limonitne in kremenove žilice sečejo mlajše razpoke
(tab. 3, sl. 1), ob katerih je prišlo do degradacijske rekristalizacije večjih kremenovih
zrn v žilicah (tab. 3, sl. 2), kataklastičnih deformacij in relativnih premikov, kreme-
novih in limonitnih žilic ter prikamenine (tab. 2, sl. 3; tab. 3, sl. 1, 2). V slednji so
podolgovata zrna orientirana vzporedno z razpokami, med zrni pa je illitno-sericitna
epiosnova (tab. 2, sl. 3).
Na severno ležeči vzpetini s koto 470,0 m, na geološki karti (sl. 1) obeleženi
s simbolom 7/10, je v litično kremenovem peščenjaku več metrov debela (točne
debeline zaradi pokritosti ne moremo podati), deloma brečasta kremenova žila. Na
vrhu vzpetine pa zasledimo podobno kot na južno ležeči vzpetini limonitne tvorbe, ki
nastopajo v manjšem obsegu kot južno od tod.
Litični kremenov peščenjak, v katerem se pojavlja kremenova žila, je po strukturi
in sestavi zelo podoben opisanemu peščenjaku z južno ležeče vzpetine. Kljub temu
opazimo razlike: vsebuje bistveno manj limonita, a je bolj spremenjen, illitiziran-
sericitiziran in okremenel. Zaradi tega bomo v nadaljevanju opisali in prikazali le
razlike med obema peščenjakoma.
V	peščenjaku ob kremenovi žili nismo našli glinencev, ker so le-ti skoraj popol-
noma nadomeščeni z illitom-sericitom; le ponekod zasledimo v njem delno nadomeš-
čene dele glinencev (tab. 2, sl. 4) in vključke kremena. Illit-sericit je tudi v vezivu, ki
ni nastal ves istočasno. Drobna, večinoma izometrična zrnca so starejša in naj bi
nastala sočasno z illitom-sericitom, ki nadomešča glinenčeva zrna. Nekoliko večja
zrnca, z zelo podolgovatimi preseki, ki se deloma preraščajo s kremenom, pa naj bi
bila mlajša in jih vzporejamo s kremenovo illitno-sericitno epiosnovo opisanega
litično kremenovega peščenjaka (tab. 3, sl. 3).
V	bližini kremenove žile je peščenjak intenzivno okremenel. V mlajšem kremeno-
vem cementu zasledimo pogostne drobne vključke illita-sericita prve generacije (II1,
tab. 3, sl. 4).
Kremenovo žilo smo raziskali ob kontaktu s prikamenino (peščenjakom) in
v njegovi neposredni bližini.
Kremenova žila ima druzimozaično strukturo (tab. 4, sl. 1, 2), za katero je značilno
naraščanje velikosti zrn od roba v notranjost. Kremenova zrna so velika od 0,06 do
5 mm in imajo podolgovate preseke. Le ob kontaktu s prikamenino opazimo sub- in
euhedralne obrise, ki jih nakazujejo svetlejši in temnejši pasovi (tab. 4, sl. 1).
Kremenova zrna so z dolgimi osmi orientirana pravokotno na žilo. V kremenovi žili
smo zasledili več generacij kremena, vezanih na različne faze deformacij.
254	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Glavnino (preko 95 %) žilnega kremena sestavlja nekoliko moten kremen s števil-
nimi tekočinskimi vključki. Glede na relativno starost uvrščamo glavnino kremena
v žili v drugo generacijo (Q2), ki naj bi povzročila tudi okremenitev peščenjaka in bi
bila mlajša od diagenetskega sintaksialnega obrobnega cementa (Ql). Obravnavana
kremenova zrna imajo valovito potemnitev, ponekod so vidne deformacijske lamele,
sečejo pa jih tudi tanke razpoke in žilice (tab. 4, sl. 1, 2). Ob stikih večjih zrn lahko
ponekod na njihovih robovih opazimo sledove degradacijske rekristalizacije, ki
običajno v notranjosti zrn postopno pojemajo (tab. 4, sl. 3). Na robovih nekaterih
drugih zrn je viden tanjši sintaksialni rob čistejšega, prozornejšega kremena tretje
generacije (Q3, tab. 4, sl. 4).
Kremenova zrna druge generacije s podolgovatimi preseki sečejo prečno tanke, do
0,1 mm debele kremenove žilice, s kremenom pete generacije (Q5, tab. 4, sl. 1, 2).
Vzporedno z njimi in deloma pod kotom 70° do 80° nanje pa potekajo razpoke, ob
katerih je prišlo do degradacijske rekristalizacije večjih zrn; ob nekaterih razpokah
zasledimo illit-sericit (II 3). Ta je deloma rasel tudi v posameznih porah, kjer se javlja
kot lepi radialni agregati (II 3, tab. 5, sl. 1).
Med starejšimi motnimi zrni zasledimo nepravilna polikristalna polja, ki jih
sestavlja najprozornejši kremen šeste generacije (Q6, tab. 4, sl. 1, 2; tab. 5, sl. 1). Ta je
deloma rastel sintaksialno na starejših zrnih (Q2) ali pa nastopa kot samostojna
anhedralna zrna. Na robovih nekaterih od omenjenih polj zasledimo že opisane
radialne agregate illita-sericita (II 3).
V smeri dolgih osi presekov kremenovih zrn potekajo tanke žilice, s kremenom
sedme generacije (Q7). Te lepo vidimo v starejših generacijah kremena in sekajo žilice
s kremenom pete generacije (Q5, tab. 4, sl. 1), medtem ko jih v kremenu šeste
generacije (Q6) lahko sledimo le ponekod po vključkih in strukturnih deformacijah.
Nekoliko više od opisanega kontakta kremenove žile z litično kremenovim pešče-
njakom je izdanek monomiktne kremenove breče, v kateri nastopajo izključno drobci
žilnega kremena.
Z mikroskopsko raziskavo smo ugotovili, da ima kamenina sorazmerno homo-
geno, zrnato, kataklastično, brečasto strukturo, ki jo sestavlja približno 70% zrn in
30 % osnove. Zrna lebde v osnovi ali se dotikajo s točkastimi in redkeje ravnimi
kontakti ter ne kažejo nobene poudarjene orientacije. Velikost zrn se spreminja od
0,06 do 12 mm (medtem ko smo v izdanku videli do 4 cm velika zrna) in so zelo slabo
sortirana. Zrn, večjih od 2 mm, je približno 20 %, medtem ko je zrn, velikih od 2 do
0.03 mm 50 %, osnova pa predstavlja preostalih 30 %. Oblike presekov so prevladu-
joče vmesnih in izometričnih oblik ter so večinoma oglate, redkeje pologlate in
zaobljene (tab. 5, sl. 2)
Zrna pripadajo izključno mono- in polikristalnemu žilnemu kremenu. Posamezna
zrna imajo valovito potemnitev, ponekod pa opazimo tudi deformacijske lamele in
manjše razpoke. Redka zrna potemnevajo skoraj enakomerno. Večina kremenovih
zrn vsebuje številne tekočinske vključke, medtem ko so mineralni vključki redki in
pripadajo illitu-sericitu in zelo redkim limonitiziranim mineralom. V nekaterih
večjih polikristalnih drobcih smo na kontaktih med zrni zasledili svetlejši sintaksi-
alni rob mlajšega kremena, drugod pa razpoke (tab. 5, sl. 2).
Vezivo, ki veže kremenova zrna, sestavlja drobnozrnat, večinoma rekristaliziran
kremen. V njem se pojavljajo tudi drobni lističi illita-sericita, ki je zastopan s pri-
bližno 1 %. Ponekod zasledimo v osnovi, v sledovih tudi drobna zrnca limonita.
Na višini sedla na koti približno 465 m je kremenova žila zelo porozna, s števil-
nimi, do 7 mm velikimi nepravilnimi votlinicami. Kremenova žila ima neenakomerno
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	255
zrnato porfirotopično strukturo, ki jo sestavljajo zelo neenakomerno razvrščena zrna
kremena, velika od 0,03 do 2 mm.
V	sorazmerno čisti, prozorni kremenovi masi so bolj ali manj nepravilna polja
motnega kremena s številnimi tekočihsko-plinskimi in podrejeno drobnimi mineral-
nimi vključki. Med slednjimi prevladujejo drobna, večinoma neprozorna zrnca,
velika približno 0.02 mm. Omenjeni motni kremen naj bi predstavljal najstarejšo
generacijo zapolnitve žile (Q2).
Ponekod v motnih kremenovih poljih opazimo svetlejše in prozornejše obrise eu-
in subhedralnih kremenovih zrn (Q4), ki imajo enako optično orientacijo kot motna
anhedralna zrna (tab. 5, sl. 3, 4). Ta zrna imajo izraženo močno valovito potemnitev.
Videti je, kot bi svetlejša eu- in subhedralna zrna zrasla v motnejših kot metakristali.
Poleg tega so ob motnih zrnih svetlejši, prozornejši sintaksialni kremenovi robovi.
Eu- do subhedralna zrna in sintaksialni kremen, v motnem kremenu in ob njem
združujemo v četrto generacijo (Q4).
Motna in prozorna kremenova zrna druge in četrte generacije sekajo številne
tanke žilice, debele do 0,4 mm, ki jih zapolnjuje mlajši, večinoma sintaksialno
z zrnom zrasel kremen. Vzporedno s temi žilicami smo zasledili debelejšo žilico,
zapolnjeno s ploščastimi zrni kremena (tab. 6, sl. 1, 2). Kremen omenjene žilice
označujemo s peto generacijo (Q5).
Ponekod so vidne tanke razpoke, ki sečejo vse starejše kremenove generacije. Ob
njih zasledimo do 0.03 mm velike luske illita-sericita. V bližini vidnih razpok in
drugod so večja starejša kremenova zrna degradacijsko rekristalizirana. Degradacij-
sko rekristaliziran kremen sestavlja drobna, sorazmerno enakomerno velika (od 0.05
do 0,1 mm) mozaična zrna (tab. 6, sl. 3, 4). Podobno kot ob razpokah smo tudi
v drobnozrnatem agregatu degradacijsko rekristaliziranih zrn opazili drobne lističe
illita-sericita. Ob nekaterih razpokah je prišlo tudi do manjših, 1,5 mm velikih
premikov.
Ob robovih nepravilnih por, velikih od 0,2 do 7 mm, in ob nekaterih žilicah so
polja najprozornejšega kremena. Anhedralna, pogosto podolgovata in ponekod po-
vita (tab. 6, sl. 3, 4) kremenova zrna, ki rahlo valovito potemnevajo, oblikujejo
ksenotopično strukturo. Kremen, ki gradi opisana polja, prištevamo v šesto genera-
cijo (Q6).
Pore, ki jih kremen šeste generacije ni popolnoma zapolnil, so bile verjetno
prvotno zapolnjene z neznanim mineralom. Sedaj je ob večjih in v manjših porah
limonit (tab 6, sl. 3, 4).
Vse opisane kremenove generacije sečejo redke tanke žilice s kremenom sedme
generacije (Q7), (tab. 6, sl. 3, 4). Te žilice so lepo vidne v kremenu druge in četrte
generacije, teže jih sledimo preko degradacijsko rekristaliziranih polj, medtem ko jih
v kremenu šeste generacije komaj zaznamo po vključkih in strukturnih deformacijah.
V	zgornjem delu obeh vzpetin in na njunem vrhu so raztreseni manjši izdanki in
veliki bloki limonitnih tvorb. Makroskopsko imajo brečasto strukturo, sestavljeno iz
svetlejših zrn kremena in peščenjaka, ki jih veže limonitno vezivo.
Mikroskopska raziskava je potrdila, da imajo limonitne tvorbe heterogeno breča-
sto strukturo, ki jo sestavljajo zelo oglata, oglata do polzaobljena zrna in drobci. Ti
predstavljajo 60 do 75 % kamenine, medtem ko je limonitnega veziva od 25 do 40 %.
Zrna večinoma lebde v limonitnem vezivu (tab. 7, sl. 1, 2, 3, 4), redkeje pa se dotikajo
s točkastimi in ravnimi kontakti. Velikost zrn je zelo spremenljiva od 0.06 do 25 mm,
kar kaže na njihovo zelo slabo sortiranje. Preseki zrn so zelo različnih oblik, saj
256	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
zasledimo tako podolgovata kot izometrična zrna, ki ne kažejo nobene poudarjene
orientacije.
Zrna in drobce sestavljajo litično kremenov peščenjak in žilni kremen. Količinsko
razmerje med njima se v različnih vzorcih zelo spreminja.
Drobci litično kremenovega peščenjaka so po strukturi in sestavi enaki opisa-
nemu litično kremenovemu peščenjaku in jih zato podrobneje ne bomo opisovali.
Poudariti moramo, da je bil peščenjak cementiran, v njem smo zasledili žilice in polja
limonita in kremenove žilice. Omenjene strukture sekajo mlajše nepravilne razpoke,
med zrni pa zasledimo kremenovo illitno-sericitno osnovo (tab. 7, sl. 1, 2) in zrna,
katera so v posameznih drobcih peščenjaka različno orientirana. To kaže, da je le-ta
nastala pred erozijo in limonitnim vezivom. V nekaterih drobcih peščenjaka smo
opazili tudi limonitizirani karbonatni cement, ki nadomešča terigena zrna in kreme-
novo illitno-sericitno osnovo v peščenjaku (tab. 8, sl. 1), kar kaže na to, da je mlajši od
nje.
Drobci in zrna žilnega kremena so večinoma polikristalna, medtem ko so mono-
kristalna zrna manjša in količinsko močno podrejena (tab. 7, sl. 3, 4). Kremenova
zrna so često razpokana, potemnevajo valovito, pogoste pa so tudi deformacijske
lamele (tab. 8, sl. 2). Nekatera zrna so deloma degradacijsko rekristalizirana (tab. 9,
sl. 1). V drobcih žilnega kremena smo ponekod opazili vključke limonitiziranega
karbonata, ki nadomešča kremen.
Zrna in drobce litično kremenovega peščenjaka in žilnega kremena veže rjav,
v presevni svetlobi skoraj neprozoren limonit, ki predstavlja vezivo osnovnega tipa in
mu pripada 25 do 40 % (tab. 7, sl. 1, 2, 3, 4). Glede na to, da nastopa starejši limonit
v žilicah in zrnih peščen j akovih drobcev (Ll), uvrščamo limonitno vezivo v mlajšo,
drugo generacijo (L2).
Eden izmed raziskanih limonitnih blokov je imel nekoliko pestrejšo sestavo zrn.
Poleg že omenjenih zrn peščenjaka in žilnega kremena smo zasledili tudi agregate
temno rjavega limonita (L2) s številnimi terigenimi zrni (zgoraj opisane limonitne
tvorbe) in agregate svetlejšega limonita z redkimi terigenimi zrni (L3). Ob nekaterih
zrnih smo zasledili neenakomerno debele koncentrične pizolitne ovoje (tab. 8, sl. 3, 4).
Limonitni in brezstrukturni koncentrični ovoji so amorfni (tab. 8, sl. 4). Limonitne
agregate štejemo kot alokemične komponente (intraklaste in pizolite), pri čemer so
temnejši agregati limonita (L2) s številnimi terigenimi zrni relativno starejši od
prozornejših limonitnih agregatov z redkimi terigenimi zrni in pizolitov (L3).
Vsa opisana zrna veže limonitno vezivo, ki je osnovnega in pornega tipa. Limonit
je masiven in je večinoma amorfen. V nekaterih delih limonitnega veziva je opazna
anizotropnost in psevdofluidalna tekstura (tab. 8, sl. 4). Nastalo je nekoliko kasneje
kot alokemične komponente, vendar ga bomo prav tako uvrstili v tretjo generacijo
(L3).
Pod vplivom kasnejših tektonskih dogajanj so opisane limonitne tvorbe, ki smo jih
našli na najvišjih delih vzpetin 3/10 in 3/11, razpokale. Razpoke so sekale tudi
nekatera terigena zrna, ob njih so se posamezni deli deloma premaknili (tab. 9, sl. 1).
Nekatere razpoke so zapolnjene z amorfnim limonitom, v drugih pa se je izločil
limonit (L4) s kolomorfnimi, natečnimi oblikami (tab. 9, sl. 2). V redkih razpokah
zasledimo poleg limonita tudi kremen in illit-sericit (II 3).
Kasneje je prišlo do nastanka novih, deloma odprtih razpok, ki jih je zapolnil
vlaknati limonit (L5), (tab. 9, sl. 3). V nekaterih nepopolno zapolnjenih razpokah smo
na vlaknatem limonitu (L5) zasledili temnejša polja in kopuče (tab. 9, sl. 3). V pre-
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	257
sevni svetlobi smo ugotovili, da gre za zelo drobnozrnat manganov oksid, ki ga
natančneje nismo mogli določiti (tab. 9, sl. 4).
Limonit sestoji predvsem iz dveh železovih hidroksidov, to je iz goethita in
lepidokrokita. Da bi določili podrobnejšo mineralno sestavo obravnavanih limonit-
nih tvorb, smo z rentgensko difrakcijsko metodo raziskali z limonitom najbogatejši
vzorec in ugotovili, da je prisoten le goethit. Glede na relativno nizke in široke odboje
sklepamo, da je goethit v omenjenem vzorcu sorazmerno slabo do srednje kristalizi-
ran.
Z območja Rastoke smo spektralno raziskali tri vzorce. Spektralne analize so
izdelali leta 1987 na Kemijskem inštitutu Borisa Kidriča v Ljubljani (tabela 1).
Litološka, stratigrafska in strukturna kontrola orudenja, ter dosedanji pogledi na
genezo in starost rudonosnih procesov
Številne dileme, ki se javljajo v zvezi z litološko, stratigrafsko in strukturno
kontrolo orudenja, bi lahko uspešno razrešili le z opazovanjem razmer vsaj v enem
izmed nekdanjih rudnikov, zlasti v Sitarjevcu, to je v Litiji. Ker pa so vsa stara dela
nedostopna, smo pri reševanju te problematike navezani na bolj ali manj natančne
oziroma zanesljive literaturne podatke, na laboratorijske raziskave vzorcev s starih
odvalov in na skope podatke z izdankov, zbrane z delom na s preperino debelo
prekritem terenu.
V	zvezi z litološko kontrolo orudenja bi na podlagi dostopnih podatkov lahko
sklenili le, da je večji del rude v kremenovem peščenjaku, precej manj v konglome-
ratu oziroma v prodnatem peščenjaku in le tu in tam v skrila vem meljastem glinovcu.
O stratigrafski kontroli orudenja smo zbrali največ novih dognanj. Podatki jasno
kažejo, da so rudišča in rudni pojavi na pregledanem območju v različnih delih
stratigrafske lestvice, kar smo ponazorili na sl. 3.
Najgloblje v profilu so rudarska dela na območju Loki potoka, in sicer na
lokacijah z našima oznakama 3/2 in 3/3. Ta obsegajo zgornji del glinovcev enote a,
podenoto bi ter najnižji del podenote b2, vendar ne vemo, ali so tod rudo sploh našli.
V	osrednjem delu superpozicijske podenote b2 na obravnavanem ozemlju ne
poznamo rudišč in rudnih pojavov, kar velja tudi za odsek s skrilavimi vložki, kjer bi
ti lahko predstavljali za orudenje ugodne ekranske strukture.
V	spodnjem delu zgornje tretjine kamenin superpozicijske podenote b2 najdemo
rudo na lokalnosti Tolsti vrh (3/1), zunaj naše karte pa rudišče Vernek. Še višje, že
v bližini debelejših konglomeratnih vložkov, so stara rudarska dela na lokacijah
Rudnik (5) in Kamnica (6) ter Dašnik zahodneje od tod.
Kot smo že poudarili, se javlja rudišče Ponoviče (1) le 30 m pod konglomerati
superpozicijske podenote bs; nekako v nivoju naših lokacij 1, 3, 5 in 6 pa je tudi
večina rudarskih del na območju Maljeka južno od Save.
Najvišje v stratigrafski lestvici, in sicer pod ekranom iz skrilavcev karbonske
superpozicijske enote c sta rudišči Cirkuše (2) in Skrivni potok (4).
Že na tem mestu naj opozorimo, da se v istih nivojih kot hidrotermalna rudišča
javljajo tudi okremenela telesa (sl. 3), kar kaže na neko medsebojno povezanost.
Če zanemarimo sledove rudarske dejavnosti na lokalnostih 3/2 in 3/3, se javlja
hidrotermalno orudenje na obravnavanem prostoru v višinskem intervalu okrog
500 m in je skoncentrirano v zgornjem delu skladov karbonske superpozicijske
podenote b2. Temu v prid govore tudi raziskave, ki jih je leta 1954 opravila Tovšakova
258	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
V širši okolici Ponovič, kjer se vsi pozitivni izpirki s sfaleritom javljajo prav v tem
nivoju.
Z večine lokacij ne poznamo mineralnih paragenez, z drugih pa so podatki
nepopolni, zato je sklep o tem, kako se parageneza spreminja v odvisnosti od lege
rudišča v stratigrafski lestvici, še preuranjen. Izstopa le dejstvo, da se najbogatejše
bakrovo orudenje javlja najvišje v stratigrafski lestvici, in sicer pod ekranom iz
glinovca enote c (Cirkuše in Skrivni potok).
Zanimive poglede o strukturni kontroli orudenja na območju severno od Save je
nanizal Tornquist (1929) in menil, da imamo v Posavskih gubah opraviti z dvema
rudnima pasovoma, severnim in južnim. Severni pas naj bi povezoval lokalnosti Sv.
Agata, Dašnik, Vernek, Tolsti vrh ter rudišča pod Vačami, kjer se pas zasuka iz
alpske v dinarsko smer. Prav na mestu upogiba pa se javljajo največje koncentracije
bakra. Kot je razvidno s sl. 1, o sukanju ne moremo govoriti, raziskovalec pa je med
seboj povezoval še rudišča iz različnih tektonskih enot in različnih nivojev stratigraf-
ske lestvice, zato taki razlagi ne moremo pritrditi.
Z ozemlja severno od Save poroča nadalje Tornquist o štirih vložkih skrilavca
med peščenjakom. Kot najvišjega je na območju južno od Vač obravnaval glinovce
naše superpozicijske enote c in jih proti zahodu povezoval z vložki iz osrednjega dela
stratigrafskega stolpiča (Dašnik). Zato velja tudi njegove sklepe o povezavi glinovcev
in orudenja jemati zelo previdno.
Tornquistove ideje je dopolnil Žebre (1955, 239) in menil, da najdemo na
produktivnem ozemlju Posavskih gub različne sisteme rudišč. Tako se javlja na levem
bregu Save pod Vačami proti Cirkušam krovni sistem bakrovega kršca. Sledi jim
paralelni pas cinkove svetlice, ki se razteza na levem bregu Save do Ponovič, kjer
prehaja na desni breg in se vleče do Polšnika. Talni sistem pa je sestavljen predvsem
iz svinčevega sijajnika z baritom in se vleče od Polšnika preko Litije do Podlipoglava
in dalje proti Škofljici.
Obravnavano ozemlje leži v okolici znanega in nekoč ekonomsko pomembnega
rudišča Litija oziroma Sitarjevec in je od njega oddaljeno nekaj km v zračni črti proti
severu in severovzhodu (sl. 1). Danes lahko zapišemo le, da pripada obravnavano
območje enemu izmed orudenih prostorov, razporejenih glede na rudišče Sitarjevec
po zakonih neke simetrije, ki je še ne poznamo.
Tudi z genezo in starostjo rudišč v Posavskih gubah so se ukvarjali številni
raziskovalci, zagovarjali konkordantno ali diskordantno lego rudnih teles v prostoru
ter navajali razloge za paleozojsko, triasno ali terciarno starost rudišč. Omenjeno
problematiko so nanizali in ovrednotili M. Drovenik in sodelavca (1980, 31, 32).
Kasneje je Premru (1983b, 50) ponudil novo razlago. Študija paleogeografskih
modelov naj bi pokazala, da so hidrotermalna rudišča Posavskih gub vezana na
bližino mezozojskega transformnega preloma, ki je vzporeden Podvolovlješkemu
transformu in nanj pravokotno potekajoče prelome ter na tektonsko aktivnost Idrij-
ske in Zagorske podcone v staroalpidski orogenezi.
Glede na najnovejše podatke z Rastoke, znova oživljeni teoriji o mezozojski
starosti rudišč v Posavskih gubah ne moremo pritrditi. Novi podatki govore, kot
bomo videli, za paleozojsko starost rudišč, ki so jo zagovarjali Berce (1963, 7) ter M.
Drovenik s sodelavcema (1980, 32).
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	259
Geološka dogajanja v karbonu in nastanek rud v Posavskih gubah
Na podlagi do sedaj zbranih podatkov bi lahko razvoj karbonskih klastičnih
kamenin, geološka dogajanja in z njimi povezan nastanek rud na obravnavanem
prostoru in skoraj zagotovo tudi drugod v Posavskih gubah razložili takole.
Klastične kamenine enote a in podenot bi ter b2 predstavljajo zaporedje z naraš-
čanjem zrnavosti (coaresing upv^ard sequence), ki ga je Mlakar (1987) označil
z »regresivnim nizom usedlin«. To nam kaže na postopno oplitjevanje in zasipanje
sedimentacijskega bazena.
Na osnovi dosedanjih podatkov ne moremo še nedvoumno razložiti okolja na-
stanka pretežno muljastih kamenin enote a in menjavanja peščenih in muljastih
kamenin podenote bi. Glede na ugotovljeno zaporedje, bi obravnavane sedimentne
kamenine uvrstili v deltno-rečni sedimentacijski model. V njem naj bi sedimentne
kamenine enote a (vsaj njen zgornji del) in podenote bi nastale na območju prodelte
in deltne fronte. Kamenine podenote b2, med katerimi prevladujejo peščenjaki in smo
jih do sedaj raziskali v profilih na območju Maljeka in Zavrstnika, interpretiramo kot
produkt rečnega sedimentacijskega okolja, v katerem lahko sledimo distalno-proksi-
malne spremembe. V spodnjem in srednjem delu naj bi prevladovali faciesi, nastali
pod vplivom meanderskega rečnega režima, v zgornjih delih pa faciesi, ki bi jih lahko
interpretirali kot produkte režima prepletajoče reke. Slednji se je verjetno nadaljeval
še v spodnji del podenote b3, kjer pa že zasledimo sedimentacijske vplive vršajev.
Redke polarne in pogostejše nepolarne sedimentne teksture kažejo na smer trans-
porta od zahoda proti vzhodu. Sestava terigenih komponent dopušča sklep, da so bile
na izvornem območju razgaljene predvsem metamorfne in sedimentne kamenine.
V	zgornjih, drobnozrnatih delih sekvenc podenote b2 sta na širšem območju Litije
zakonca Jurkovšek našla makrofloro, ki jo uvrščata v westfalij A (Ko lar-
Jurkovšek & Jurkovšek, 1985, 1986).
Velike debeline sedimentnih kamenin kažejo na relativno hitro pogrezanje sedi-
mentacijskega bazena ob njegovem sočasnem še hitrejšem zasipavanju, kar je pov-
zročilo nastanek regresijskega zaporedja sedimentnih kamenin. Tonjenje bazena in
velike debeline sedimentov so pospešile diagenetske spremembe sedimenta v trdno
kamenino in njene kasnejše epigenetske spremembe. Ugotovljeno zaporedje izločanja
mineralov v preiskanih kameninah v povezavi z drugimi dogodki smo prikazali na
5. sliki in ga bomo obrazložili v naslednjih odstavkih.
V	zgodnji diagenezi so zaradi obilice organskih-rastlinskih ostankov prevladovale
redukcijske razmere, pri katerih je ponekod nastal zgodnjediagenetski pirit. Ta je
v obravnavanih kameninah v celoti spremenjen v limonit.
Glavni cementacijski mineral v litično-kremenovem peščenjaku je kremen, ki
nastopa pretežno v obliki sintaksialnega obrobnega cementa (tab. 3, sl. 3). Ta cement
smo označili kot prvo-diagenetsko generacijo kremena (Ql).
V	obdobju, ko je bil peščenjak že trdno vezan, je prišlo do tektonskih premikov in
z njimi povezane hidrotermalne dejavnosti. Ta tektonska aktivnost sovpada z začet-
kom asturske tektonske faze (IT), v kateri so nastale razpoke, ki so jih zapolnili
železo vsebujoči in verjetno tudi drugi rudni minerali. Ti so popolnoma oksidirani in
spremenjeni v limonit (Ll, tab. 2, sl. 3; tab. 3, sl. 1), tako da prvotne parageneze ne
moremo ugotoviti. Morda je del rudnih mineralov v rudiščih Posavskih gub vezan na
omenjeno hidrotermalno fazo, ki je povzročila tudi obsežno illitizacijo-sericitizacijo
glinencev in nastanek illita-sericita (II 1, tab. 2, sl. 4; tab. 3, sl. 3, 4).
Kasneje so ob mlajših subvertikalnih razpokah in prelomih (2T), ob katerih so
260	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Sl. 5. Relativno zaporedje izločanja mineralov in geološka dogajanja
Fig. 5. Relative succession of formation of minerals and of geologic events
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	261
nastale zasnove grabenske strukture, hidrotermalne raztopine prinašale velike koli-
čine kremenice. Kremen (Q2) se je odlagal v žilah (tab. 2, sl. 3; tab. 4, sl. 1, 2), ponekod
pa tudi močno prepojil prikamenino-peščenjak (tab. 3, sl. 4). Hidrotermalne razto-
pine, ki so prinašale kremenico in bile bogate tudi z drugimi prvinami, so se odlagale
v različnih paragenezah na ugodnih mestih, predvsem znotraj več sto metrov debe-
lega kompleksa peščenjakov podenote b2. S tem naj bi bila končana glavna rudo-
nosna faza, v kateri naj bi nastala večina polimetalnih svinčevo-cinkovo-baritnih
rudišč Posavskih gub.
V mlajšem paleozoiku (290 do 250 milijonov let) je južno Evropo in severno Afriko
obvladoval režim deformacij, ki jih Arthaud in Matte (1977) razlagata s trans-
formno tektoniko. Ta je povzročila nastanek številnih zmičnih prelomov (strik-slip
faults).
S to postrudno tektoniko povezujemo močne intra- ter intergranularne deforma-
cije. Slednje se odražajo v nastanku valovite potemnitve (tab. 1, sl. 3) deformacij skih
lamel in degradacijske rekristalizacije (tab. 3, sl. 1; tab. 4, sl. 3, 4; tab. 6, sl. 2, 4; tab.
9, sl. 1). Intergranularne deformacije so spremenile strukturo peščenjaka in nastala je
usmerjena kremenovo illitno-sericitna epiosnova (112), (tab. 1, sl. 3, 4; tab. 2, sl. 3; tab.
7, sl. 1, 2; tab. 8, sl. 1). V kremenovih žilah je zaradi medzrnskih deformacij prišlo do
mobilizacije in sintaksialne rasti kremena na mejah med zrni (Q3 tab. 4, sl. 4),
ponekod pa do popolne porušitve in nastanka kataklastične kremenove breče (tab. 5,
sl. 2). Drugod so transformne deformacije povzročile številne razpoke (tab. 2, sl. 3;
tab. 3, sl. 1, 2) in ob njih ponekod tudi manjše premike. Opisanim deformacijam je
sledila mineralna, karbonatna faza. Karbonat, morda siderit, ki je bil kasneje
limonitiziran, je nadomeščal kremenovo illitno-sericitno epiosnovo in deloma teri-
gena zrna v peščenjaku (tab. 8, sl. 1) najdemo pa ga tudi v kremenovih žilah (tab. 3, sl.
1).
Omenjena postrudna transformna tektonika, ki je povzročila opisane deformacije,
je razkosala obravnavano območje in izoblikovala izrazito grabensko strukturo
z relativno močno dvignjenimi in pogreznjenimi bloki (sl. 5).
262	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Zaradi relativne spremembe erozijske baze je prišlo na dvignjenih blokih do hitre
in močne erozije, ki je ponekod verjetno segla do vrhnjih delov polimetalnih rudišč.
Oksidacija železo vsebujočih mineralov je dala limonit, ki se je deloma odlagal tudi
v manjših depresijah in predstavlja limonitne tvorbe nastopajoče v zgornjih delih
vzpetin z našo oznako 7/10 in 7/11 (sl. 1). Limonit (L2) nastopa kot vezivo peščenja-
kove in kremenove breče (tab. 4, sl. 1, 2, 3, 4, tab. 8, sl. 1). Drobci tega limonita so bili
ponekod deloma presedimentirani in so služili kot jedra nastajajočih pizolitov mlaj-
šega limonita (L3), ki nastopa tudi v obliki intraklastov ter veziva (tab. 8, sl. 3,4).
Visoke vsebnosti nekaterih prvin (Ba, Cu, Pb, Zn) v drobnozrnati kremenovo-
limonitni breči, kremenovo-limonitnem peščenjaku in goethitu (tabela 1) so preprič-
ljiv dokaz, da je polimetalno orudenje starejše od omenjenih kamenin. Upoštevajoč
paleontološke podatke, gre za karbonsko starost rudonosnih procesov.
Sledi sedimentacija kremenovega konglomerata podenote bs. Na Rastoki je ohra-
njen le njen najnižji del, medtem ko so mlajše kamenine erodirane.
Na Podlipoglavu in Maljeku se javljajo blokovni konglomerati s prodniki in bloki
kremena, lidita, apnencev, peščenjakov, konglomeratov in temno sivih meljastih
glinovcev. Pri Podlipoglavu leže ti blokovni konglomerati na peščenjakih podenote b2
- v bazi podenote ba (sl. 3). Bloke apnenca iz blokovnega konglomerata pri Podlipo-
glavu so opisovali Ramovš (1954, 1990) ter Ramovš in Jurkovšek (1976).
Ugotovili so, da nekateri med njimi izvirajo iz srednjekarbonske, devonske in silurij-
ske periode. Blokovne konglomerate same pa uvrščata raziskovalca v spodnji perm.
Ramovš (1986, 1990) obravnava bloke apnenca kot olistolite. Iz tega sledi, da ima
omenjene konglomerate za olistostrome (podvodne plazove). Preliminarne, še ne
končane raziskave nakazujejo subarealni (vršajni) nastanek obravnavanih konglo-
meratov.
Starost apnenčevih blokov v blokovnem konglomeratu kaže, da so bili ob trans-
formni tektoniki, ki jo vežemo za astursko tektonsko fazo, dvignjeni posamezni bloki
precej visoko, tako da je erozija segla do devonskih in silurijskih kamenin.
Nad konglomerati podenote ba slede peščenjaki podenote b4 in enota c (»krovnin-
ski skrilavec«). Enoto c sestavlja skrilavi meljasti glinovec, v katerem najdemo le tu
in tam leče peščenjaka in redkokdaj konglomerata. Podenoti ba in b4 ter enota c,
predstavljajo zaporedje s postopnim zmanjševanjem zrnavosti (fining upward sequ-
ence), ki gradi transgresivni niz sedimentnih kamenin. Okolja sedimentacije teh
kamenin na obravnavanem območju še nismo raziskali, pa tudi njihova starost še ni
dokazana. Dopuščamo možnost, da kot celota ali delno pripadajo spodnjemu permu
(Mlakar, 1987).
Sedimentacijo kamenin enote c je prekinila tektonska aktivnost, vezana na
saalsko tektonsko fazo, med katero so se verjetno reaktivirali stari prelomni sistemi
in oživili hidrotermalno dejavnost, ki je morda dala pretežno bakrovo orudenje tipa
Cirkuše-Skrivni potok z rudnimi telesi tik pod ekranom meljastega glinovca enote c.
Obravnavane, ponekod orudenele kamenine, so prekrile srednje- in zgornjeperm-
ske, mezozojske in terciarne plasti. Predterciarne deformacije, ki jih označujemo
s 4T, so povzročile v kremenovih tvorbah nastanek tankih kremenovih žilic, ki jih
ponekod zapolnjuje sintaksialni (tab. 4, sl. 1), drugod (tab. 6, sl. 1, 2) pa stebričast
kremen pete generacije (Q5).
Med alpidsko orogenezo je prišlo do desne rotacije Dinaridov z več fazami
gubanja in nari vanj a. Te deformacije so povzročile v kremenovih tvorbah močno
degradacijsko rekristalizacijo kremena (drQ, tab. 6, sl. 2, 4), nastanek razpok, illita (II
3, tab. 5, sl. 1) in šeste generacije kremena (Q6). Slednja generacija kremena je svetla.
On geological structure and mineralization in Carboniferous rocks...	263
prozorna in tvori nepravilna polja (tab. 4, sl. 1; tab. 5, sl. 1) ali ponekod obdaja na
robovih limonitizirane pore. Zrna šeste generacije kremena (Q6) so večinoma podol-
govata in ponekod deloma povita (tab. 6, sl. 1, 2, 3, 4).
V	limonitnih tvorbah je zaradi napetosti ponekod prišlo do porušitve limonitnega
veziva, ki je tu in tam anizotropno, v njem pa so opazne psevdofluidalne teksture
(tab. 8, sl. 3, 4). Številna terigena zrna žilnega kremena so razpokala, nekatera so se
delno zamaknila (tab. 9, sl. 1), odprte razpoke pa je zapolnil limonit s kolomorfnimi
natečnimi strukturami (tab. 9, sl. 2).
Izločanje mineralov, ki smo ga povezali z gubanjem in narivanjem, prizadene še
ena - verjetno neotektonska faza (6 T). V kremenovih tvorbah smo zasledili tanke
žilice s kremenom sedme generacije (Q7, tab. 6, sl. 3, 4). V limonitnih tvorbah pa so
razpoke, ki sekajo terigena zrna in limonit druge, tretje in četrte generacije (L2, L3 in
L4) in so zapolnjene z vlaknatim limonitom pete generacije (L5, tab. 9, sl. 1, 3, 4). Ta
je rasel pravokotno na stene žilic. V nepopolnoma zapolnjenih porah opazujemo
ponekod agregate manganovih oksidov (Mn, tab. 9, sl. 3, 4).
V	neotektonskem obdobju so sub vertikalni prelomi razsekali orudeno območje
v posamezne bloke in prekinili nekdanjo njihovo morebitno zvezo. V okviru vseh teh
postrudnih procesov so orudeni prelomi, razpoke in konkordantna telesa zavzeli
drugotno lego, erozija pa je razgalila različne nivoje orudenega območja.
Severno od Ponovič so se na primer ohranili glinovci enote c na večjih površinah,
pod njimi pa lahko pričakujemo nedotaknjena rudišča Pb, Zn in Cu tipa Cirkuše. Pri
ugodni legi ekranskih struktur glede na staroterciarno narivno ploskev lahko seže
tudi orudenje z lokacije Skrivni potok še daleč proti severu.
On geological structure and mineralization in Carboniferous rocks north of
Litija, Slovenia
Extended Summary
From 1986 to 1988 the geologic structure of the territory betv^een Vače and Litija
(fig. 1 and 2) was studied in detail. Most attention was accorded to Carboniferous
beds in which Pb, Zn, Cu and Ba ores occur.
The investigations permitted to supplement the basic scheme of development of
Carboniferous beds in the Sava folds (Mlakar, 1987), and to attempt the recon-
struction of the environment of their deposition on the basis of available data. The
detailed subdivision of Carboniferous beds in several superposition units and sub-
units is shown in fig. 3.
The superposition unit a consists of dark grey shale with individual sheets of
siltstone, and forms the core of the Hotič anticline (fig. 2, sections A, B). The
thickness of beds doubtlessly exceeds 250 metres.
The larger part of the territory consists of the superposition unit b which is
composed of grey middle to coarser grained clastic rocks. Characteristic for the 50m
thick beds of the subunit bi is interbedding of shale, siltstone and fine grained
sandstone, the thickness of individual beds varying from 0.1 to 0.5m.
The subunit b2 includes numerous thick sequences of more or less micaceous
lithic-quartz sandstone of varying grain size. The lower part of sequences consists of
massive coarse grained sandstone, locally of fine grained conglomerate, and the
264	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
upper parts are often of paralelly laminated fine grained sandstone which is in places
followed by a few centimeters of shale.
The first thicker intercalation of shale in the about 600m thick rock succession of
the subunit b2 occurs about 70m above the subunit bi. Most frequent are intercala-
tions of shale in the interval between 300 and 450m. Four such intercalations are
from several metres to 25m thick, and they pinch out laterally. In this part of the
stratigraphie column occur very infrequent thin layers and lenses of conglomerate,
while in the upper 200 m of the subunit b2 the beds and layers of conglomerate with
pebbles of quartz and lydite up to 8 mm in diameter are more frequent and thicker.
The beds of the subunit bs consist of conglomerate of pebbles of white quartz,
lydite and sandstone up to several cm in diameter, only in places occurs well sorted
conglomerate with some sandstone. The total thickness of the subunit ba amounts to
280m.
In the subunit b4 occurs only sandstone which is up to 50m thick.
The about 250m thick sequence of dark grey shale with an intercalation of
sandstone and conglomerate in the lower third is attributed to the superposition unit
c. These beds are overlain above an erosional unconformity by Val Gardena Forma-
tion.
The clastic rocks of the unit a, subunits bi and b2, represent a prograding
coarsening upward sequence which is an indication of gradual shallowing of the
depositional basin. The beds of the superposition unit a and subunit bi could
probably be attributed to the delta-fluvial depositional model with sedimentation in
the prodelta and delta front environments. The rocks of the subunit b2 can be
preliminarily interpreted as a product of the fluvial depositional environment in
which distal-proximal changes can be detected. In the lower and middle parts most
probably the facies formed by the meandering river prevailed, and in the upper part
the facies which could be interpreted as product of the braided river environment.
Rare polar and more frequent nonpolar sedimentary structures indicate the transport
direction from west to east. The composition of terrigenous components allows to
assume the existence of mainly metamorphic and sedimentary rocks exposed in the
source area.
After tectonic-erosional processes which are attributed to the Asturian tectonic
phase the deposition of coarse quartz conglomerate of the subunit bs started.
Preliminary investigations point to a alluvial fan and maybe partly fan delta forma-
tion of considered conglomerates which contain in the wider area of the Sava folds
also pebbles and blocks of limestone of Middle Carboniferous, Devonian and Silurian
age (Ramovš, 1954, 1990; Ramovš & Jurkovšek, 1976).
The depositional environment of beds belonging to subunit b4 and unit c is not
established yet. It can only be stated that with the subunit ba the deposition of
a fining upward sequence started. Deposition of this retrograditional succession of
sediments was interrupted by the Saalian orogenetic phase after which, the deposi-
tion of Val Gardena Formation followed.
In the upper fine grained parts of the sequences of the subunit b2 in the wider
surroundings of Litija the Jurkovšek consorts found macro flora which they attribute
to Westphalian A (Kolar-Jurkovšek & Jurkovšek, 1985, 1986). The age of
rocks of subunits ba and b4 and of unit c is not established yet. They could belong as
a whole, or in part, to the Lower Permian.
The gently folded Carboniferous beds are overthrusted by a thick sequence of
Mesozoic carbonate beds (fig. 1 and 2). Deformations of overthrusting character Vvere
On geological structure and mineralization in Carboniferous rocks...	265
established also within the Paleozoic beds (the Lebez nappe). The older Tertiary
overthrust structure is cut by several systems of neotectonical faults.
In the area shown in fig. 1 occurs a number of ore occurrences and abandoned
mines of lead, zinc and copper. The mineralization of galena, sphalerite, chalcopyrite
and barite found mostly in sandstone is of the vein type or associated with the shale
screening structures.
Deepest in the section occur the mine workings at localities 3/2 and 3/3, but the
majority of deposits, as Ponoviče (1), Tolsti vrh (3), Rudnik (5) and Kamnica (6) occur
in the upper part of the Carboniferous beds of the subunit b2. Only on the zinc deposit
Ponoviče exist a few more detailed geological data (fig. 4). Highest in the stratig-
raphie column, under the screen of shale of the superposition unit c, occur the copper
deposit Cirkuše (2) and the polymetallic deposit Skrivni potok (4).
Concerning the dating of the mineralization and reconstruction of geologic events
in Carboniferous are of interest the results of the study of quartz-limonitic rocks,
especially those from the Gavgen hrib-Kržac area in the central part of the territory
(fig. 1 and 2).
As host rock of quartz veins in this area appears a lithic-quartz sandstone of the
Carboniferous subunit b2. Its composition is shown in figures (PI. 1, fig. 3, 4; PI. 2, fig.
1,3).
In quartz veins several generations of quartz, limonite and illite-sericite were
established and connected to various phases of deformations, as illustrated in fig. 5.
During the early diagenesis of sandstones in the Carboniferous subunit b2 the
reducing environment existed owing to the abundance of organic - plant remains,
which lead locally to crystallization of the early diagenetic pyrite. This mineral was
in the considered rocks entirely altered to limonite.
The main cementation mineral in the lithic-quartz sandstone is quartz which
occurs mostly as syntaxial overgrowhts (PI. 3, fig. 3). This quartz cement is marked as
the first diagenetic quartz generation (Q 1).
At a time when sandstone was already firmly cemented, occured tectonic move-
ments and associated hydrothermal activity. This tectonic activity coincides with the
beginning of the Asturian tectonic phase (1 T). At that time fissures were opened and
filled with iron minerals and probably also with other minerals. Now they are
entirely oxydized and altered to limonite (Ll, PI. 2, fig. 3; PI. 3, fig. 1, 2), which
precludes the establishing of the primary paragenesis. Possibly a part of ore minerals
in the Sava folds deposits are connected to the mentioned hydrothermal phase which
resulted also in abundant illitization-sericitization of feldspars and forming of illite-
sericite (II 1, PI. 2, fig. 4; PL 3, fig. 3, 4).
Younger subvertical fissures and faults (2T), by which the first outline of the
trench structure was set, served as channels for hydrothermal solutions which
brought large amounts of silica. Quartz (Q 2) deposited in veins (PL 2, fig. 3; PL 3, fig.
1, 2; PL 4, fig. 1, 2), and in places it densely silicified the host rock - sandstone (PL 3,
fig. 4). Hydrothermal solutions which carried silica were enriched also in other
chemical elements which deposited in various parageneses at favourable localities,
especially within the several hundred meter thick sandstone complex of the subunit
b2. With this the principal ore bearing phase was accomplished, in which the majority
of polymetallic lead-zinc-barite deposits of the Sava folds were presumingly formed.
In the younger Paleozoic (from 290 to 250 million years ago) the region of southern
Europe and northern Africa was pervaded by a deformation regime which A r t h a u d
266	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
and Matte (1977) explained by transform tectonics. This resulted into numerous
strike-slip faults.
This post-ore tectonics is associated to intense intra- and intergranular deforma-
tions. The former are reflected in formation of wavy extinction (PI. 1, fig. 3),
deformation lamellas and degradational recrystallization (PI. 3, fig. 1; PI. 4, fig. 3, 4;
PI. 6, fig. 2, 4; PL 9, fig. 1). Owing to intergranular deformations the sandstone
texture was altered, and the directed quartz illite-sericite epimatrix (II 2) was formed
(PL 1, fig. 3, 4; PL 2, fig. 3; PL 7, fig. 1, 2; PL 8, fig. 1). In quartz veins owing to
intergranular deformations mobilization and syntaxial growth of quartz on bound-
aries between grains occurred (Q 3, PL 4, fig. 4), and in places collapse with forming
of cataclastic quartz breccia (PL 5, fig. 2). In other places transform deformations
resulted into numerous fissures (PL 2, fig. 3; PL 3, fig. 1, 2), and somewhere also into
limited displacements along them. The described deformations were followed by the
carbonate mineral phase. Carbonate, possibly siderite, which was later limonitized,
partly replaced the quartz illite-sericite epimatrix and terrigenous grains in
sandstone (PL 8, fig. 1); it can be found also in quartz veins (PL 3, fig. 1).
This post-ore transform tectonics which caused the described deformations dis-
sected the studied territory and formed the outspoken graben structure with rela-
tively intensely uplifted and subsided blocks (fig. 5).
Owing to the relative change of the erosional basis the uplifted blocks were
subjected to fast and strong erosion which in places probably reached the upper parts
of the polymetallic deposits. Oxydation of iron containing minerals resulted into
limonite which in part deposited also in smaller depressions, and represents the
limonitic formations occurring in upper parts of the heights marked 7/10 and 7/11
(Fig. 1 and 2). Limonite (L 2) appears as matrix in quartz and in sandstone breccia
(PL 7, fig. 1, 2, 3, 4; PL 8, fig. 1). Fragments of this limonite were in places partly
redeposited, and served as cores to the forming pisoliths of the younger limonite (L 3)
which occurs also in form of intraclasts and of matrix (PL 8, fig. 3,4).
The lithostratigraphic position and high contents of certain elements (Ba, Cu, Pb,
Zn) in fine grained quartz-limonitic breccia, quartz-limonitic sandstone and goethite
(PL 1) are convincing indications that the polymetallic ore is older than the men-
tioned rocks. Taking into consideration the paleontological data, the ore forming
processes are of the Carboniferous age.
Followed the deposition of quartz conglomerate of subunit bs and of sandstone of
the subunit b4. Considering the age of limestone blocks in the conglomerate in the
wider area, it appears that during the transform tectonics which is associated with
the Asturian orogeny individual blocks were uplifted to a sufficient elevation for
exposing to erosion Devonian and Silurian rocks.
The deposition of rocks of the unit c was interrupted by tectonic activity associ-
ated with the Saalian orogenic phase. During this activity most probably old fault
systems became reactivated and hydrothermal activity rejuvenated, which resulted
into the mostly copper deposit of the Cirkuše-Skrivni potok type with ore bodies
immediately below the screen of shale of the unit c.
The considered beds which are mineralized in places were covered by Middle and
Upper Permian beds, and by Mesozoic and Tertiary beds. Pre-Tertiary deformations,
marked 4T, caused in quartz formations thin quartz veinlets which are filled in
places by syntaxial (PL 4, fig. 1), and elsewhere (PL 6, fig. 1 and 2) by columnar quartz
of the fifth generation (Q5).
During the Alpine orogenesis the right rotation of Dinarides occurred. It included
On geological structure and mineralization in Carboniferous rocks...	267
several folding and overthrusting phases. These deformations caused in quartz
formations intense degradational recrystallization of quartz (drQ, PI. 6, fig. 2, 4), and
forming of fissures, of illite (113, Pl. 5, fig. 1) and of the sixth generation quartz (Q6).
The latter quartz generation is light, transparent and it forms irregular fields (PI. 4,
fig. 1; PI. 5, fig. 1), or encircles on rims the limonitized pores. Grains of sixth
generation quartz (Q6) are mostly elongated and in places partly bent (PI. 6, fig. 1, 2,
3, 4).
In some limonite formations ov^^ing to tensions the limonite matrix collapsed; it is
anisotropic with pseudofluidal textures in it (PI. 8, fig. 3, 4). Numerous terrigenous
grains of vein quartz are fissured, and some in part displaced (PI. 9, fig. 1). Open
cracks were filled by limonite with collomorphic texture (PI. 9, fig. 2).
Crystallization of minerals which we associated with folding and faulting was
affected by still another - probably neotectonic phase (6T). In quartz formations thin
veinlets with quartz of seventh generation (Q 7, PI. 6, fig. 3, 4) were detected. In
limonite formations the cracks which cut terrigenous grains and limonite of second,
third and fourth generations (L2, L3, L4) are filled with fibrous limonite of fifth
generation (L5, PI. 9, fig. 1, 3, 4). This mineral grew at right angle to veinlet walls. In
incompletely filled pores locally aggregates of manganese oxides can be observed
(Mn, PI. 9, fig. 3, 4).
268	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Tabla 1 - Plate 1
SL 1. Digenit (temno sivo) nadomešča zdrobljena zrna halkopirita (rudišče Cirkuše).
Odbita polarizirana svetloba, //N, merilo = 0.1 mm
Fig. 1. Digenite (dark grey) replacing crushed chalcopyrite grains (Cirkuše deposit).
Reflected polarized light, //N, scale = 0.1mm
SL 2. Izločnine halkopirita (belo) v sfaleritu (rudišče Skrivni potok).
Odbita polarizirana svetloba, //N, merilo = 0.05 mm
Fig. 2. Exsolutions of chalcopyrite (white) in sphalerite (Skrivni potok deposit).
Reflected polarized light, //N, scale = 0.05 mm
Sl. 3. Veliko monokristalno kremenovo zrno z valovito potemnitvij o in kataklastičnimi razpo-
kami, nastalimi zaradi pritiska. Zma veže illitno-sericitna epiosnova (112).
Presevna polarizima svetloba, +N, merilo = 0.3 mm
Fig. 3. A big monocrystalline quartz grain shows wavy extinction and cataclastic cracks owing
to pressure. Grains are bound by illite-sericite epimatrix (112).
Transmitted polarized light, +N, scale = 0,3 mm
Sl. 4. Terigena zrna mono- in polikristalnega kremena, drobce roženca z vključki neprozornih
mineralov, granitoidnih kamenin z illitiziranimi-sericitiziranimi zmi glinencev in lističe mu-
skovita vežeta sintaksialni obrobni in polikristalni porni kremenov cement ter kremenovo
illitna-sericitna epiosnova kontaktnega tipa.
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.3 mm
Fig. 4. Terrigenous grains of mono- and polycrystalline quartz, fragments of chert with
inclusions of opaque minerals, granitoid rocks fragment with illitized-sericitized feldspar
grains and scales of muscovite are cemented by quartz syntaxial overgrowths, polycrystalline
quartz pore cement and quartz illite-sericite epimatrix of the contact type.
Transmitted polarized light, +N, scale = 0,3 mm
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	269
270	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Tabla 2 - Plate 2
Sl. 1. Muskovitne luske so popolnoma prepojene z limonitom.
Odsevna polarizirana svetloba, //N, merilo = 0.1 mm
Fig. 1. Muscovite scales are completely impregnated by limonite.
Reflected polarized light, //N, scale = 0,1mm
Sl. 2. Limonitni muljevec s psevdofluidalno strukturo. V limonitni osnovi so illitno-sericitne
luske in zrnca kremena.
Odsevna polarizirana svetloba, //N, merilo = 0.1 mm
Fig. 2. Limonitic mudstone w^ith pseudofluidal texture. In limonitic matrix occur illite-sericite
scales and tiny quartz grains.
Transmitted polarized light, //N, scale = 0,1mm
Sl. 3. Sredi limonitne žilice (LI) je mlajša kremenova žilica (Q2). Prikamenino in žilice sečejo
razpoke, ob katerih je prišlo do njihovega delnega premika in razmikov zrn, med katerimi je
nastala illitno-sericitna epiosnova.
Presevna polarizirana svetloba, //N, merilo = 1 mm
Fig. 3. Within the limonite veinlet (Ll) occurs a younger quartz veinlet (Q2). The host rock and
veinlets are cut by cracks along which limited movement occurred; and grains were partly
displaced. Illite-sericite epimatrix formed between grains.
Transmitted polarized light, //N, scale = 1mm
Sl. 4. Med kremenovimi zrni, obdanimi s sintaksialnim obrobnim kremenovim cementom (Ql) in
drobcem sericitnega skrilavca, je z illitom-sericitom (111) nadomeščeno zrno glinenca z nenado-
meščenimi ostanki glinenca (F).
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.1 mm
Fig. 4. Between quartz grains cemented by quartz syntaxial overgrowths (Ql) and a fragment of
sericitic slate appears a grain of feldspar replaced by illite-sericite (111), with some remains of
unreplaced feldspar (F).
Transmitted polarized light, +N, scale = 0,1mm
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	271
272	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Tabla 3 - Plate 3
Sl. 1. Detajl kremenove žilice (Q2) s tab. 2, sl. 3, v kateri opazimo limonitizirane preseke mlajših
karbonatov (KI). Žilico sekajo razpoke, ob katerih je prišlo do kataklastičnih deformacij.
Presevna polarizirana svetloba, //N, merilo = 0.3 mm
Fig. 1. Detail of quartz veinlet (Q2) from Pl. 2, fig. 3, in which a limonitized sections of younger
carbonates (Kl) can be observed. The veinlet is cut by cracks along which cataclastic deformati-
ons occurred.
Transmitted polarized light, //N, scale = 0,3 mm
Sl. 2. Isto kot sl. 1. Kremenovo žilico sekajo razpoke, ob katerih so vidne kataklastične
deformacije in degradacijska rekristalizacija večjih kremenovih zrn (drQ).
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.3 mm
Fig. 2. Same as fig. 1. The quartz veinlet is cut by cracks along which cataclastic deformations
and degradational recrystallization of larger quartz grains (drQ) is visible.
Transmitted polarized light, +N, scale = 0,3 mm
Sl. 3. Sklop kremenovih in z illitom-sericitom popolnoma nadomeščenih glinenčevih zm (IIF).
Ob kremenovih zrnih je ponekod viden sintaksialni obrobni kremenov cement (Ql) in illitna-
sericitna osnova. V osnovi sta dve generaciji illita-sericita. Illit-sericit prve generacije (111) se
javlja kot drobna izometrična zma, illit-sericit druge generacije (112) pa nastopa v podolgovatih
presekih in se prerašča s kremenom tretje generacije (Q3).
Presevna polarizirana svetloba, + N, merilo = 0.05 mm.
Fig. 3. Aggregate of grains of quartz and of feldspar, the latter entirely replaced by illite-sericite
(IIF). Quartz grains with quartz syntaxial overgrowths (Ql) and illite-sericite matrix. In the
matrix occur two generations of illite-sericite. That of the first generation (111) occurs in tiny
isometric grains, and illite-sericite of the second generation (112) occurs in elongated sections
and is overgrown with third generation quartz (Q3).
Transmitted polarized light, + N, scale = 0,05 mm
Sl. 4. Močno okremenjeni del peščenjaka ob kremenovi žili. V mlajšem kremenovem cementu
druge generacije (Q2) so vidni vključki illita-sericita prve generacije (111).
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.1 mm
Fig. 4. Intensely silicified part of sandstone along a quartz vein. In the younger quartz cement of
the second generation (Q2) inclusions of illite-sericite of the first generation (111) are visible.
Transmitted polarized light, +N, scale = 0,1mm
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	273
274	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Tabla 4 - Plate 4
Sl. 1. Kontakt kremenove žile s peščenjakom. Večji del žile zapolnjuje nekoliko moten kremen
druge generacije (Q2), katerega sekajo mlajše kremenove žilice, zapolnjene s peto (Q5) in sedmo
(Q7) generacijo kremena ter razpoke (Rl) z illitom-sericitom tretje generacije (113). Ponekod se
pojavljajo nepravilna polja prozornega kremena šeste generacije (Q6). Ob stiku s peščenjakom
opazimo sub- in euhedralne obrise kremenovih zrn, ki jih nakazujejo svetlejši in temnejši
pasovi.
Presevna polarizirana svetloba, //N, merilo = 1 mm
Fig. 1. Contact of quartz vein with sandstone. The larger part of vein is filled by somewhat dim
second generation quartz (Q2) which is cut by younger quartz veinlets filled by quartz of fifth
(Q5) and seventh (Q7) generations, and by cracks (Rl) with third generation illite-sericite (113).
In places irregular fields of clear quartz of sixth generation (Q6). Along the contact with
sandstone appear sub- and euhedral contours of quartz grains marked by lighter and darker
bands.
Transmitted polarized light, //N, scale = 1 mm
Sl. 2. Isto kot na sl. 1. Druzimozaična struktura sklopa kremenovih zm druge generacije (Q2)
s številnimi deformacijskimi lamelami in degradacijsko rekristaliziranimi robovi in polji.
Presevna polarizirana svetloba, + N, merilo = 1 mm
Fig. 2. Same as fig. 1. Drusy-mosaic structure of aggregate of second generation quartz grains
(Q2) with numerous deformation lamellas and degradationally recrystallized rims and fields.
Transmitted polarized light, + N, scale = 1 mm
Sl. 3. Kremenova zrna druge generacije (Q2) so na robovih in deloma v nepravilnih poljih
degradacijsko rekristalizirana.
Presevna polarizirana svetloba, + N, merilo = 0.3 mm
Fig. 3. Quartz grains of second generation (Q2) degradationally recrystallized on rims and partly
in irregular fields.
Transmitted polarized light, + N, scale = 0,3 mm
Sl. 4. Ob deformiranem in razpokanem kremenovem zrnu druge generacije (Q2) je sintaksialno
zrasel kremen tretje generacije (Q3).
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.1 mm
Fig. 4. Along deformed and cracked quartz grain of the second generation (Q2) syntaxial growth
of third generation quartz (Q3).
Transmitted polarized light, +N, scale = 0,1 mm
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	275
276	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Tabla 5 - Plate 5
Sl. 1. Na zrnu druge generacije kremena (Q2) - motno temno zrno - je rastel radialni agregat
illita-sericita (113), ki ga obdaja čist (prozoren) kremen šeste generacije (Q6).
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.05 mm
Fig. 1. On a grain of second generation quartz (Q2) - dim dark grain - growth of radial aggregate
of illite-sericite (113), surrounded by clear sixth generation quartz (Q6).
Transmitted polarized light, + N, scale = 0,05 mm
Sl. 2. Kataklastična monomiktna kremenova breča. V drobnozrnati kremenovi osnovi lebde zelo
slabo sortirana, oglata do polzaobljena zrna. V večjem zrnu so vidne razpoke.
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.3 mm
Fig. 2. Cataclastic monomictic quartz breccia. In fine grained quartz matrix float very poorly
sorted, angular to subrounded grains. In larger grain cracks are visible.
Transmitted polarized light, + N, scale = 0,3 mm
Sl. 3. V motnih zrnih kremena druge generacije (Q2) so eu- in subhedralna, prozomejša zrna
(metakristali) mlajšega kremena četrte generacije (Q4). Poševno poteka mlajša razpoka, ki seka
zrna obeh generacij.
Presevna polarizirana svetloba, //N, merilo = 0.3 mm
Fig. 3. In dim grains of second generation quartz (Q2) appear eu- and subhedral grains
(metacrystals) of younger, clearer fourth generation quartz (Q4). Inclined younger fissure cuts
grains of both generations.
Transmitted polarized light, //N, scale = 0,3 mm
Sl. 4. Isto kot na sl. 3. Motna anhedralna in prozomejša eu- in subhedralna zma imajo enako
optično orientacijo. Kremenova zma oblikujejo neenakomerno zrnato porfiroblastično struk-
turo. Manjša relativno enakomemo velika zma predstavljajo degradacijsko rekristalizirani
kremen (drQ).
Presevna polarizirana svetloba, + N, merilo = 0.3 mm
Fig. 4. Same as in fig. 3. Dim anhedral and clear eu- and subhedral grains of the same optical
orientation. Quartz grains form unevenly grained porphyroblastic texture. Smaller grains of
relatively equal size represent the degradationally recrystallized quartz (drQ).
Transmitted polarized light, +N, scale = 0,3 mm
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	277
278	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Tabla 6 - Plate 6
Sl. 1. Kremenova žilica, zapolnjena s kremenom pete (Q5) generacije, seka kremenova zrna
motne, druge (Q2) in prozornejše, četrte (Q4) generacije, ki oblikuje deloma euhedralna zrna
(metakristale) v motnih zrnih druge generacije. Ob porah (P), ki jih ponekod obdaja limonit
(nepravilna temna zrna), je prozornejši kremen šeste (Q6) generacije.
Presevna polarizirana svetloba, //N, merilo = 0.3 mm
Fig. 1. Quartz veinlet filled by fifth generation quartz (Q5) cutting quartz grains of dim second
generation (Q2) and clear fourth generation (Q4) that forms partly euhedral grains (metacry-
stals) in dim grains of second generation quartz. Along pores (P), in places surrounded by
limonite (irregular dark grains) appears clear sixth generation quartz (Q6).
Transmitted polarized light, //N, scale = 0,3mm
Sl. 2. Isto kot na sl. 1. Pod navzkrižnimi nikoli so lepo vidna polja in pasovi drobnozrnatega
sorazmerno enakomemo velikega mozaičnega kremena (drQ), nastala z degradacijsko rekrista-
lizacijo in ob porah podolgovata nekoliko povita zrna kremena šeste (Q6) generacije.
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.3 mm
Fig. 2. Same as in fig. 1. Under crossed niçois well visible fields and belts of fine and relatively
evenly grained mosaic quartz (drQ), result of degradational recrystallization. Along pores
elongated, somewhat bent grains of sixth generation quartz (Q6).
Transmitted polarized light, +N, scale = 0,3 mm
Sl. 3. Poševno poteka kremenova žilica, zapolnjena s kremenom sedme (Q7) generacije, seka
starejša kremenova zrna druge (Q2) in četrte (Q4) generacije in poteka preko polj degradacijsko
rekristaliziranega kremena (drQ). Ob porah (P) je kremen šeste (Q6) generacije, ob katerem so
opazna neprozorna zrna limonita.
Presevna polarizirana svetloba, //N merilo = 0.3 mm
Fig. 3. Inclined quartz veinlets filled by seventh generation quartz (Q7) cuts older quartz grains
of second (Q2) and fourth generation (Q4), and passes across fields of degradationally recrystal-
lized quartz (drQ). Around pores (P) occurs sixth generation quartz (Q6) with opaque limonite
grains beside it.
Transmitted polarized light, //N, scale = 0.3 mm
Sl. 4. Isto kot na sl. 3. Neenakomerno zrnata porfiroblastična struktura. Med polji drobnozrna-
tega degradacijsko rekristaliziranega kremena (drQ) so večja zrna starejših generacij kremena.
Ob pori (P) je šesta generacija kremena (Q6). Vse skupaj seče žilica s kremenom sedme (Q7)
generacije.
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0,3 mm
Fig. 4. Same as in fig. 3. Unevenly grained porphyroblastic texture. Between fields of fine
grained degradationally recrystallized quartz (drQ) appear larger quartz grains of older genera-
tions. At the pore quartz of sixth generation (Q6) is deposited. The scene is cut by veinlet filled
with seventh generation quartz (Q7).
Transmitted polarized light, +N, scale = 0.3 mm
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	279
280	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Tabla 7 - Plate 7
Sl. 1. V limonitnem vezivu (L2) lebde večja in manjša zma litično kremenovega peščenjaka in
kremena. Večja zrna peščenjaka so razpokana, ponekod so v njih vidna zrna starejšega limonita
(LI) in kremenovo illitna-sericitna (112) epiosnova.
Presevna polarizirana svetloba, //N merilo = 0,3 mm
Fig. 1. In limonitic matrix (L2) float smaller and larger grains of lithic-quartz sandstone and
quartz. Larger sandstone fragments are cracked, and locally in them grains of older limonite
(Ll) and illite-sericite epimatrix (112) are visible.
Transmitted polarized light, //N, scale = 0.3 mm
Sl. 2. Isto kot na sl. 1. Lepo se vidi struktura litično kremenovega peščenjaka, z različno
orientacijo terigenih zm in zrn epiosnove v obeh drobcih.
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0,3 mm
Fig. 2. Same as in fig. 1. Well visible texture of lithic-quartz sandstone with variable orientation
of terrigenous grains and grains of epimatrix in both fragments.
Transmitted polarized light, +N, scale = 0.3 mm
Sl. 3. Večji razpokani drobci žilnega kremena lebde v limonitnem vezivu (L2).
Presevna polarizirana svetloba, //N merilo = Imm
Fig. 3. Larger cracked fragments of vein quartz floating in limonite matrix (L2).
Transmitted polarized light, //N, scale = 1mm
Sl. 4. Isto kot na sl. 3. Večji drobci so polikristalni, manjša zrna pa predstavljajo monokristalen
žilni kremen, ki lebdi v limonitnem vezivu (L2).
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = Imm
Fig. 4. Same as in fig. 3. Larger fragments are polycrystalline, while smaller grains represent
monocrystalline vein quartz that floats in limonitic matrix (L2).
Transmitted polarized light, +N, scale = 1mm
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	281
282	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Tabla 8 - Plate 8
Sl. 1. Drobec litično-kremenovega peščenjaka. Osnovo, cement in terigena zrna nadomešča
limonitizirani korozivni karbonantni cement (KI).
Presevna polarizirana svetloba, //N merilo = 0.3mm
Fig. 1. Fragment of lithic-quartz sandstone. Matrix, cement and terrigenous grains are replaced
by limonitized corrosive carbonate cement (Kl).
Transmitted polarized light, //N, scale = 0,3 mm
Sl. 2. Polikristalne drobce žilnega kremena sestavljajo anhedralna zrna kremena z valovito
potemnitvijo in deformacijskimi lamelami. Drobce in zrna sečejo razpoke in limonitne žilice.
Primerjaj deformacije na sliki z deformacijami kremena v žili, ob kontaktu z litično kremeno-
vim peščenjakom (tab. 4, sl. 2, 3, 4).
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.1 mm
Fig. 2. Polycrystalline fragments of vein quartz consist of anhedral grains of quartz with wavy
extinction and deformation lamellas. Fragments and grains are cut by cracks and limonite
veinlets. Compare deformations in this figure with deformations of quartz in vein, at contact
with lithic-quartz sandstone (PL 4, fig. 2, 3, 4).
Transmitted polarized light, +N, scale = 0,1mm
SL 3. Zrna kremena in agregati temnega limonita druge (L2) generacije s številnimi terigenimi
zrni obdaja mlajši, masivni ali koncentrično zgrajeni (pizolitni) amorfni limonit tretje (L3)
generacije.
Presevna polarizirana svetloba, //N merilo = 0.1 mm
Fig. 3. Quartz grains and dark limonite aggregates of second generation (L2) with numerous
terrigenous grains are surrounded by younger, massive or concentric (pisolithic) amorphous
limonite of third generation (L3).
Transmitted polarized light, //N, scale = 0,1 mm
SL 4. Isto kot na si. 3. Terigena zrna in limonitne alokemične komponente veže limonitno
vezivo (L3) osnovnega in pornega tipa, ki je deloma izotropno, deloma pa anizotropno z vidno
psevdofluidalno strukturo.
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.1 mm
Fig. 4. Same as in fig. 3. Terrigenous grains and limonite allochemical components are bound by
limonite matrix (L3) of the basal and pore type that is partly isotropic and partly anisotropic
with visible pseudofluidal texture.
Transmitted polarized light, +N, scale = 0,1mm
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	283
284	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Tabla 9 - Plate 9
Sl. 1. V limonitnem vezivu druge (L2) generacije je drobec polikristalnega, večinoma degrada-
cijsko rekristaliziranega žilnega kremena. Drobec sečejo limonitne žilice in razpoke. Ob eni
izmed razpok se je del drobca relativno premaknil. V poro se je izločal limonit četrte (L4)
generacije s kolomorfnimi strukturami. Mlajše limonitne žilice zapolnjuje vlaknati limonit pete
(L5) generacije.
Presevna polarizirana svetloba, +N, merilo = 0.3 mm
Fig. 1. In limonitic matrix of second generation (L2) appears a fragment of polycrystalline,
chiefly degradationally recrystallized vein quartz. Fragment is cut by limonite veinlets and
cracks. Along one of cracks a part of a fragment is relatively shifted. The pore was filled by
collomorphic fourth generation limonite (L4). Younger limonite veinlets are filled by fibrous
fifth generation limonite (L5).
Transmitted polarized light, +N, scale = 0,3 mm
Sl. 2. Žilico zapolnjuje limonit četrte (L4) generacije s kolomorfnimi strukturami.
Presevna polarizirana svetloba, // N, merilo = 0.3 mm
Fig. 2. Veinlet filled by fourth generation limonite {L4) with collomorphic texture.
Transmitted polarized light, // N, scale = 0,3 mm
Sl. 3. V limonitu tretje (L3) generacije, ki sestavlja vezivo, nastopajo terigena zrna žilnega
kremena in litično kremenovega peščenjaka ter limonitni intraklast, ki jih sestavlja temen,
neprozoren limonit druge (L2) generacije s številnimi terigenimi kremenovimi zrni. Ob steni
delno zapolnjene razpoke opazimo vlaknat limonit pete (L5) generacije, na njem pa kopučaste
agregate manganovega oksida (Mn).
Presevna polarizirana svetloba, // N, merilo = 0.1 mm
Fig. 3. In third generation limonite (L3) that constitutes the matrix occur terrigenous grains of
vein quartz, of lithic-quartz sandstone and a limonite intraclast consisting of dark opaque
second generation limonite (L2) with numerous terrigenous quartz grains. Along the wall of
partly filled crack appears fibrous fifth generation limonite (L5) with overgrowths of manga-
nese oxide aggregates (Mn).
Transmitted polarized light, // N, scale = 0,1 mm
Sl. 4. V limonitni žilici (L5) je manganov oksid (Mn).
Odsevna polarizirana svetloba, // N, merilo = 0.1 mm
Fig. 4. Manganese oxide (Mn) in limonite veinlet (L5).
Reflected polarized light, // N, scale = 0,1 mm
o geološki zgradbi in orudenju v karbonskih kameninah severno od Litije	285
P '
KI
286	Ivan Mlakar, Dragomir Skaberne & Matija Drovenik
Literatura
Arthaud, F. & Matte, P. 1977, Late Paleozoic strike - slip foulting in southern Europa
and north Africa. Result of a right - lateral schear zone between the Appalachians and the
Urals. Geol., Soc. America Bull., 88, 1305-1320, Boulder.
Berce, B. 1955, Poročilo o kartiranju ožje okolice sfaleritnega izdanka v Ponovičah in
jame. Rokopis. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana.
Berce, B. 1963, The Formation of the Ore-deposits in Slovenia. Rendiconti della Società
Mineralogica Italiana, XIX, Pavia.
Drovenik, M., Pleničar, M. & Drovenik, F., 1980, Nastanek rudišč v SR Sloveniji,
geologija 23/1, Ljubljana.
Fabjančič, M. 1972, Kronika litijskega rudnika. Rokopis. Arhiv Geološkega zavoda
Ljubljana, Ljubljana.
Grad, K. 1957, Geologija Litije in okolice. Rokopis. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana,
Ljubljana.
Grafenauer, S. 1963,0 mineralnih paragenezah Litije in drugih polimetalnih nahajališč
v Posavskih gubah. Rud.-metal. zb. 3, Ljubljana.
Grafenauer, S.1966, Metalogenija i mineraloške karakteristike bakrovih pojava u Slove-
niji. Referati VI savetovanja geologa SFR Jugoslavije, Ohrid.
Grafenauer, S., Gorenc, B., Marinkovič, V., Strmole, D. & Maksimovič, Z.
1969, Physical Properties and the Chemical Composition of Sphalerites from Jugoslavia.
Mineralium Deposita, Vol. 4,Vo 3, Berlin.
Grošelj, A. 1954, Razna nahajališča rudnin v okolici Litije. Rokopis. Arhiv Geološkega
zavoda Ljubljana, Ljubljana.
Kolar-Jurkovšek, T. & Jurkovšek, B. 1985, Nova nahajališča paleozojske flore
v Posavskih gubah med Ljubljano in Litijo. Razprave IV. razr. SAZU, Ljubljana.
Kolar-Jurkovšek, T.& Jurkovšek, B. 1986, Karbonska (westfalijska) makroflora iz
Zavrstnika. Rud.-metal. zb. 33/1-2, Ljubljana.
Mlakar, I. 1987, Prispevek k poznavanju geološke zgradbe Posavskih gub in njihovega
južnega obrobja. Geologija 28, 29, (1985/86), Ljubljana.
Mohorič, I. 1978, Problemi in dosežki rudarjenja na Slovenskem. 1. knjiga. Založba
Obzorja, Mariiaor.
Premru, U. 1976, Neotektonika vzhodne Slovenije. Geologija 19, Ljubljana.
Premru, U. 1983a, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000, list Ljubljana. Zvezni geološki
zavod, Beograd.
Premru, U. 1983b, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000. Tolmač za list Ljubljana.
Zvezni geološki zavod, Beograd.
Ramovš, A. 1954, Karbonski konglomerati na vzhodnem obrobju Ljubljanskega polja.
Geologija 2, Ljubljana.
Ramovš, A. 1986, Permian in Slovenia (NW Yugoslavia), v: Ital. IGCP 203 Group (ed.).:
Permian and Permian-Triassic boundary in the South-Alpine segment of the Western Thethys.
Field guide-book, SGI & IGCP proj. 203, 182 str., Pavia.
Ramovš, A. 1990, Spodnjedevonijski in spodnjekarbonski konodonti v prodnikih spodnje-
permijskega konglomerata pri Podlipoglavu, vzhodno od Ljubljane, Geologija 31, 32, (1988/89)
Ljubljana.
Ramovš, A. & Jurkovšek, B. 1976, Srednjekarbonski prodniki v trogkofelskem konglo-
meratu pri Podlipoglavu. Geologija 19, Ljubljana.
Sedlar, J. 1950, Možnost razvoja rudnikov v Posavskih gubah s posebnim ozirom na Litijo.
Diplomsko delo. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana.
Štrajher, M. 1929, Cinkovo in svinčevo nahajališče pri Ponovičah. Rokopis. Arhiv Geolo-
škega zavoda Ljubljana, Ljubljana.
Tornquist, A. 1929, Die Blei-Zinklagerstätte der Savefalten von Typus Litija. Berg und
Hüttenmännische Jb., Wien.
Valvazor, I. W. 1689, Die Ehre des Herzogthums Krain, Nürnberg.
Voss, W. 1895, Die Mineralien des Herzogthums Krain, Ljubljana.
Žebre, S. 1955, Rudarska dejavnost v območju Posavskih gub. Rud.-metal. zb. 4, Ljub-
ljana.
GEOLOGIJA 35, 287-318 (1992), Ljubljana
UDK 553.43:552.3(497.11)=863
Prispevek k poznavanju rudnih klastov iz rudnega telesa Novo
okno V bakrovem rudišču Bor
Contribution to the Knowledge of the Ore Clasts from the Novo okno
Orebody in the Bor Copper Deposit
Matija Drovenik
Fakulteta za naravoslovje in tehnologijo Univerze v Ljubljani, Aškerčeva 12, 61000 Ljubljana
Kratka vsebina
V bakrovem rudišču Bor, vzhodna Srbija, so v hidrotermalno spremenjeni
coni, ki leži v zgornjekrednih andezitih in andezitskih piroklastitih, metasomat-
ska in žiljno impregnacijska rudna telesa. Ob južnem delu te cone je v zgornje-
krednih andezitskih piroklastitih lečasto rudno telo Novo okno. Poleg različnih
andezitskih vsebuje tudi rudne klaste, ki jih je sočasno izvrgla vulkanska erupcija.
V njegovem srednjem delu grade klaste predvsem pirit, rombični halkozin in
covellin. Obdaja ga ruda, katere klasti so pogosto conarno zgrajeni in vsebujejo
poleg pirita zlasti bornit in halkopirit, toda v večjih razdaljah pa le halkopirit.
Raziskava je pokazala, da je nastala conama tekstura omenjenih klastov med
diagenezo ter da sta bornit in halkopirit diagenetska minerala.
Abstract
In the Bor copper deposit. Eastern Serbia, the metasomatic and stockwork
orebodies are situated in the hydrothermally altered Upper Cretaceous andesites
and their pyroclasts. Along the southem border of the altered zone occurs in the
fresh Upper Cretaceous andesitic pyroclasts the lenticular orebody Novo okno
which includes beside various andesitic clasts also ore clasts ejected by the
synchronous volcanic eruption. In the central part of the orebody the ore clasts
include predominantly pyrite, rhombic chalcocite and covellite. The central part is
surrounded by the ore in which the ore clasts show very often concentric internal
structure. They contain in addition to pyrite particularly bornite, as well as
chalcopyrite, and at greater distances only chalcopyrite. The author considers that
the concentric internal structure of the mentioned clasts originated during the
diagenesis, and that both bomite and chalcopyrite are of diagenetic origin.
Uvod
Bakrovo rudišče Bor je zaživelo leta 1903, ko je rudarski inženir Franjo Šistek
z raziskovalnim rovom našel prvo rudno telo. Po hribčku, pod katerim leži, so ga
imenovali rudno telo Čoka Dulkan. Od takrat do danes, torej celih 90 let, v Boru
nenehno kopljejo bakrovo rudo.
288_o 14	Matij a Drovenik
Do sedaj so našli v tem svetovno znanem rudišču okrog dvajset zelo velikih,
velikih pa tudi sorazmerno manjših rudnih teles. Intenzivnost raziskav ni bila
vseskozi enakomerna, temveč se je od časa do časa spreminjala. Bila so obdobja, ko so
jih omejevali zaradi splošnih neugodnih gospodarskopolitičnih razlogov, na primer
med 1. in med 2. svetovno vojno, pa tudi zato, kar se je strategija raziskav bakrovih
rudišč v vzhodni Srbiji spreminjala in so občasno posvečali večjo pozornost rudiščem
v širši okolici Bora kot v borskem rudišču samem. Toda kadar so rudne zaloge
nevarno »skopnele«, so v njem raziskave okrepili in tudi našli nova rudna telesa.
Sl. 1. Situacijska karta bakrovega rudišča Bor in njegove okolice
1 hidrotermalno spremenjena cona Bora z metasomatskimi in žiljno-impregnacij-
skimi rudnimi telesi; 2 rudno telo Novo okno; 3 hidrotermalno spremenjena cona
Velikega Krivelja s porfirskim bakrovim rudiščem. Nahajališča rudnih klastov
v okolici Bora; 4 severno pobočje Čoka Bare; 5 dolina Ujove reke; 6 severno
pobočje Kriveljskega kamna; 7 kanal NW od Brestovačke banje; 8 kamnolom SE
od Brestovca
Fig. 1. Location map of the Bor copper deposit and surroundings
1	hydrothermally altered zone of Bor with metasomatic and stockwork orebodies;
2	Novo okno orebody; 3 hydrothermally altered zone of Veliki Krivelj with the
porphyry copper ore deposit. Location of ore clasts in surroundings of Bor;
4 northern slope of Čoka Bare hill; 5 Ujova reka valley; 6 eastern slope of
Kriveljski kamen hill; 7 ditch NW from Brestovačka banja; 8 quarry SE of
Brestovac
Prispevek k poznavanju rudnih klastov iz rudnega telesa Novo okno...	289
Takšne razmere so bile tudi v začetku sedemdesetih let. Rudarsko topilniški bazen
Bor je v petdesetih in šestdesetih letih vlagal velika finančna sredstva v raziskave
drugih območij, zlasti v raziskave nanovo odkritega bakrovega rudišča Veliki Kri-
velj; manj sredstev pa je namenjal za raziskave v borskem rudišču. Zato so začele
rudne zaloge postopoma usihati.
Da bi razmere popravili, je bil junija 1973 v Boru večdnevni sestanek, na katerem
so poleg borskih geologov sodelovali tudi nekateri drugi poznavalci tega rudišča. Na
njem je bila poudarjena perspektivnost tistih območij borske hidrotermalno spreme-
njene cone, ki se širijo od znanih rudnih teles proti severozahodu in proti jugovzhodu.
V	osnovnih potezah je bila izdelana tudi strategija raziskav za naslednja leta.
V	obdobju od 1974-1983 so nato v omenjenih območjih resnično našli več novih
rudnih teles, tako na primer v severozahodnem območju rudno telo Borska reka,
v jugovzhodnem rudno telo H in rudno telo Borski potok v neposredni bližini novega
jaška pa še rudno telo Novo okno (okno, slov. jašek).
V	borskem rudišču so z izjemo rudnega telesa Novo okno metasomatska in žilno-
impregnacijska rudna telesa v obsežni, več kilometrov dolgi hidrotermalno spreme-
njeni coni (sl. 1). Rudonosne raztopine so ob Borskem prelomu spremenile in orude-
nele zgornjekredne andezite in njihove piroklastične kamnine. Osnovne spremembe
so piritizacija, okremenitev, kaolinizacija, alunitizacija, sericitizacija in kloritizacija.
Rudno telo Novo okno je ob južnem delu omenjene hidrotermalno spremenjene cone
(sl. 1). Leži v zgornj ekrednih andezitskih piroklastitih, ki praktično ne kažejo
omenjenih sprememb. Grade ga rudni klasti in klasti različnih andezitov. V tem
primeru gre brez dvoma za rudno telo, ki je povezano z zgornjekredno vulkansko
aktivnostjo - rudne in andezitske klaste je namreč izvrgla vulkanska erupcija.
Rudni klasti iz Novega okna se po mineralni sestavi v neki meri razlikujejo od
rudnih klastov, ki smo jih našli v andezitskih piroklastičnih kamninah širše okolice
rudnika Bor (Drovenik, 1961, 1966), imajo pa podobno mineralno sestavo kot
bakrova ruda v rudnih telesih borskega rudišča. Lociranost rudnega telesa Novo
okno v neposredni bližini drugih rudnih teles in podobnost v mineralni sestavi nudita
na prvi pogled razlago, da je nastalo rudno telo, ki leži v nespremenjenih andezitskih
piroklastitih, sočasno kot rudna telesa v hidrotermalno spremenjeni coni in da je
v neposredni genetski zvezi z njimi. Toda proti takšni razlagi govorijo številni drugi
podatki, ki jih bomo razložili ob drugi priliki.
V	okviru pričujočega prispevka nas zanimajo le nekatere značilnosti rudnih
klastov iz rudnega telesa Novo okno. Toda preden jih bomo razložili, poglejmo, kaj
vemo o tovrstnih rudnih klastih, ki smo jih našli v andezitskih vulkanskih brečah
širše okolice rudnika Bor. Pri popestritvi besedila sta mi pomagala Vlado Segalla
z barvnimi fotografijami, Ciril Gantar pa z rudnomikroskopskimi slikami. Obema se
za njuno pomoč iskreno zahvaljujem.
Značilnosti in izvor rudnih klastov v zgornjekrednih andezitskih piroklastitih širše
okolice rudnika Bor
V	vulkanskih brečah 1. in mlajše, 2. vulkanske faze (Drovenik, 1961, 1966,
1968), smo do 1966 leta našli približno 100 rudnih klastov z bakrovimi sulfidi.
Številne je vsaj deloma prekrivala skorja limonita in malahita. Bili so bolj ali manj
okrogli ali vsaj zaobljeni. Veliki so bili sicer od 1 cm do 30 cm, toda zvečine so merili
le od 2 do 6cm. Okrog 40 smo jih nadrobno raziskali (Drovenik, 1966).
290	o 14	Matij a Drovenik
V	vulkanskih brečah 1. vulkanske faze je njihovo najbolj zanimivo nahajališče na
severnem pobočju Čoka Bare, majhnega hribčka, ki leži 4,5 km severozahodno od
Bora (sl. 1). Del klastov smo našli »in situ« v vulkanski breči rogovačno-biotitnega
andezita - ležali so v pasu, ki je bil dolg okrog 400 m in širok približno 100 m. Toda
številni so se pri preperevanju izluščili iz vulkanske breče in so ležali v grapah, ki
sečejo severno pobočje Čoka Bare. Rudne klaste smo našli še v vulkanski breči
rogovačnega andezita v dolini Ujove reke (sl. 1) in v vulkanski breči rogovačno
biotitnega andezita z vzhodnega pobočja Kriveljskega kamna (sl. 1). Jugovzhodno
odtod je hidrotermalno spremenjena cona v prav tako zgornjekrednih piroklastitih,
v kateri je veliko bakrovo rudišče porfirskega tipa Veliki Krivelj (sl. 1).
V	brečah 2. vulkanske faze s klasti piroksenovo-rogovačnega, piroksenovega in
rogovačnega andezita smo naleteli na večji rudni klast pri kopanju kanala za dotok
vode iz akumulacijskega jezera severozahodno od Brestovačke banje v Bor (sl. 1),
nekaj tovrstnih klastov pa smo nabrali v majhnem kamnolomu, oddaljenem 1,5 km od
vasice Brestovac (sl. 1).
Pri nadrobni raziskavi sem ločil sulfidne klaste, v katerih ni bilo znakov metaso-
matskega nadomeščanja andezita z rudnimi minerali ter andezitske klaste s sulfid-
nimi impregnacijami. V sulfidnih klastih z območja Čoka Bare doseže vsebina bakra
48%. Prvotni rudni minerali so nastali v naslednjem zaporedju: pirit, hematit,
halkopirit, bornit + samorodno zlato, digenit in halkozin. V nekaterih klastih prevla-
dujeta bornit in halkozin, v drugih bornit in halkopirit. Samorodno zlato v zrnih
s premeri do 20 цт je v bornitskih, digenitskih in halkozinskih poljih. Sulfidni klast
z 42,61 % Cu je vseboval 105,6 g/t Au in 544,8 g/t Ag. V sulfidnem klastu s severnega
pobočja Kriveljskega kamna sem našel le halkozin, bornit in hematit. Podobno
sestavo je imel tudi klast iz kanala pri Brestovački banji. Za klaste iz majhnega
kamnoloma pri vasici Brestovac pa je značilno, da vsebujejo predvsem kolomorfni
pirit, medtem ko so bakrovi minerali zastopani s halkopiritom in bornitom. Slednji
vsebuje do 15 цт velika zrnca samorodnega zlata.
Andezitske klaste s sulfidnimi impregnacijami smo našli tako na območju Čoka
Bare kakor tudi v dolini Ujove reke. Klasti so v večji ali manjši meri albitizirani,
kaolinizirani in prenitizirani, vsebujejo pa tudi epidot. V spremenljivih količinah so
prisotni bornit, digenit in halkozin; le malo je pirita in hematita. Analiza štirih
vzorcev je pokazala, da vsebujejo povprečno 2,7 % Cu, 15 g/t Au in 0,5 g/t Ag.
Upoštevajoč geološko zgradbo krajev, kjer smo našli rudne klaste, njihovo oboga-
titev z bakrom kakor tudi ugotovljene hidrotermalne spremembe v orudenih andezit-
skih klastih, smo sklepali (Drovenik, 1966), da najverjetneje predstavljajo dele
bakrovih rudnih žil in njihove nekoliko spremenjene in slabo orudene prikamnine.
Rudne žile so nastale za časa zgornjekrednega vulkanizma. Bile so lokalne, bogate
tvorbe, verjetno neke vrste »bonance«, ki jih je uničila mlajša vulkanska aktivnost.
Skupaj z različnimi andezitskimi klasti so se pri tem znašli tudi rudni klasti
v piroklastičnih kamninah. Tako je bil podan dokaz, da se je začelo bakrovo orudenje
v timoškem eruptivnem območju že med zgornjekrednim magmatizmom. V tem
obdobju in na podoben način je nastalo v Boru rudno telo Novo okno, ki ga v svoji
disertaciji nadrobno popisuje Miškovič (1989).
Prispevek k poznavanju rudnih klastov iz rudnega telesa Novo okno...	291
Osnovni podatki o rudnem telesu Novo okno
Sistematične raziskave z globinskim vrtanjem s površja ter z jamskimi deli so
pokazale, da leži ob novem jašku, blizu borske hidrotermalno spremenjene cone,
z metasomatskimi in žiljno-impregnacijskimi rudnimi telesi nenavadno, toda eko-
nomsko pomembno rudno telo Novo okno, kakršno do tedaj ni bilo znano niti v Boru
niti drugje v timoškem eruptivnem območju (sl. 1).
Medtem ko kaže geološka karta tega dela borskega rudišča na površju pirokla-
stične kamnine rogovačno biotitnega andezita (Drovenik, 1968), so v globini po
podatkih M i š k o v i č a (1989) predvsem vulkanski aglomerati rogovačnega andezita.
V	njih leže štiri pelitske serije, ki jih je Miško vi č od spodaj navzgor označil
z rimskimi številkami od I. do IV. Rudno telo je vezano za spodnjo, I. pelitsko serijo
(sl. 2A). Nastalo naj bi v plitki depresiji na pobočju vulkana. Njeno dno je danes
okrog 320 m pod površjem, medtem ko se rudno telo razteza po višini od +35,3 m do
+ 110 m. Generalno leži v smeri vzhod-zahod in je dolgo okrog 470 m. Povprečno je
široko 100 do 120 m, le v zahodnem delu doseže njegova širina okrog 200 m.
Presek v smeri vzhod-zahod kaže, da ima rudno telo obliko sploščene leče (sl. 2A).
V	njegovi talnini so v zahodnem delu rudišča sivi in rdeči laporasti peliti (I. pelitska
serija), ki se raztezajo v smeri vzhod-zahod v dolžini okrog 300 m. Na njih leže
andezitski tufi s piritnimi zrni in najbolj zahodno drobnozrnate breče rogovačnega
andezita, ki vsebujejo fragmente in zrna pirita, podrejeno tudi halkopirita. Rudno
telo gradi najprej delno prekinjena plast breče rogovačnega andezita z rudnimi klasti
mineralne asociacije B, kot jih imenuje Miškovič (v nadaljevanju: rudni klasti B).
Sledi plast rudne breče (rogovačno) biotitnega andezita, podrejeno tudi rogovačnega
andezita z rudnimi klasti mineralne asociacije A (v nadaljevanju: rudni klasti A),
v manjši meri tudi z rudnimi klasti B. To prekriva plast breče rogovačnega andezita
z rudnimi klasti B. Lokalno leži na omenjeni plasti argilitizirani andezit, ki vsebuje
tudi drobnozrnate breče rogovačnega andezita ter fragmente pirita in halkopirita.
Večje površine pripadajo plasti drobnozrnate breče rogovačnega andezita s frag-
menti in zrni pirita ter podrejeno tudi halkopirita, na kateri je ponekod plast
andezitskih tuf o v s piritnimi zrni.
Tudi II. pelitska serija ima obliko nepravilne leče in je bolj ali manj vzporedna s I.
serijo, nad katero leži (sl. 2A). V njenem spodnjem delu so sivi in rdeči laporasti peliti.
Ti se navzgor menjavajo z andezitskimi tufi, ki vsebujejo zrnca pirita ter z drobnozr-
natimi brečami rogovačnega andezita s fragmenti in zrni pirita ter podrejeno prav
tako halkopirita.
Nad vzhodnim delom II. serije je po podatkih M i š k o v i č a III. pelitska serija. Ta
je zelo tanka in sestoji le iz sivih in rdečih laporastih pelitov. Najvišje leži slabo
ohranjena IV. serija, in sicer, skoraj neposredno pod sedanjim površjem. III. in IV.
serija na sl. 2A nista prikazani.
Osnovni podatki o rudnih klastih
Pravkar sem zapisal, da je ločil Miškovič (1989) rudne klaste A in rudne klaste
B. Rudni klasti A so v smeri daljše osi dolgi zvečine od 50 do 150 cm, toda v spodnjem
delu rudnega telesa so prisotni tudi rudni bloki s prostornino do 50тЗ! Klasti imajo
vretenaste, okrogle in sferoidne oblike. V njih naj bi bil najpogostejši mineral pirit, ki
nastopa v več generacijah. Miškovič ugotavlja, da se je izločilo največ tega sulfida
292	o 14	Matij a Drovenik
Prispevek k poznavanju rudnih klastov iz rudnega telesa Novo okno...	293
iz koloidnih raztopin. Spremljajo ga predvsem covellin, halkozin in digenit. V manj-
ših in v podrejenih količinah so prisotni še markazit, enargit, luzonit, tetraedrit,
tennantit, elektrum, galenit, sfalerit, bornit in halkopirit. Značilno je, da naj bi ti
klasti prav tako vsebovali samorodno zlato, in to v razmeroma velikih količinah.
Ruda tega dela rudnega telesa vsebuje 9 g/t Au in 5,6 g/t Ag (Miš kovic, 1989).
Jalovinski minerali so zastopani z baritom, s kalcitom in s sadro. Nekateri bloki in
klasti vsebujejo od 5 do 60 mm, izjemoma tudi več kot 15 cm velike geode s kristali
rudnih in jalovinskih mineralov.
Za rudne klaste B navaja Miško vič (1989), da imajo zvečine sferoidne ali slabo
izražene vretenaste oblike ter da so polzaobljeni in zaobljeni. Njihov premer se giblje
navadno od 5 do 20 cm. Praviloma vsebujejo več bornita in halkopirita kot halkozina
in pirita. Toda v posameznih klastih je lahko razmerje med navedenimi minerali
različno. V manjših količinah in v sledovih vsebujejo ti klasti po Miškoviču (1989)
še markazit, luzonit, enargit, tennantit, galenit in digenit. Tudi v njih je sorazmerno
precej zrnc samorodnega zlata. Jalovinski minerali so barit, kremen in kalcit.
V primeru s klasti A so klasti B pogosto conarno zgrajeni. Miš ko vič (1989) je
ugotovil, da je njihova conarnost različno izražena in praviloma odvisna od njihove
velikosti: večji so, bolj je conarnost izražena in pestrejša je njihova mineralna
sestava. V klastih s premeri nad 10 cm sta izmed bakrovih mineralov v njihovih jedrih
predvsem halkozin in bornit. Sledita lupina iz bornita in skorja iz halkopirita. Klasti,
ki merijo od lem do 10cm, imajo navadno jedro iz bornita in skorjo iz halkopirita.
Tiste s premeri pod 1 cm ter sulfidna zrnca gradi med bakrovimi minerali skorajda le
halkopirit.
Upoštevajoč razvrstitev glavnih bakrovih rudnih mineralov, lahko ugotovimo
tudi v rudnem telesu Novo okno določeno conarnost. V njegovem jedru sta najpogo-
Sl. 2A. Vzdolžni geološki presek rudnega telesa Novo okno. (Poenostavljeno po Miškoviču, 1989)
1	vulkanski aglomerati rogovačnega andezita; pod I pelitsko serijo prevladujejo njegovi izlivi;
2	I in II serija sivih in rdečih laporastih pelitov; 3 breče (rogovačno) biotitnega andezita, redko
tudi rogovačnega andezita z rudnimi klasti A in podrejeno tudi z rudnimi klasti B; 4 breča
rogovačnega andezita z rudnimi klasti B; 5 drobnozrnate breče rogovačnega andezita s frag-
menti in zrni pirita ter podrejeno tudi halkopirita; 6 argilitizirani andezit, ki vsebuje tu in tam
drobnozrnate breče rogovačnega andezita ter drobce pirita in halkopirita; 7 andezitski tufi
s piritnimi zrni
Fig. 2A. Longitudinal geologie cross-section of the Novo okno orebody. (Simplified after
Mišković, 1989)
1	volcanic agglomerates of hornblende andesite; below pelitic series I its flows predominate;
2	series I and II of grey and red marly pelites; 3 breccias of (hornblende) biotite andesite, rarely
also of hornblende andesite with ore clasts A, and subordinately with ore clasts B; 4 hornblende
andesite breccia with ore clasts B; 5 fine-grained hornblende andesite breccias with fragments
and grains of pyrite and subordinately chalcopyrite; 6 argillitized andesite containing here and
there fine-grained hornblende andesite breccias, as well as small fragments of pyrite and
chalcopyrite; 7 andesitic tuff with pyrite grains
Sl. 2B. Razvrstitev glavnih bakrovih rudnih mineralov v vzdolžnem preseku rudnega telesa
Novo okno
1 rombični halkozin, »lamelami halkozin«, digenit, covellin; 2 bornit in halkopirit; 3 halkopirit
Fig. 2B. Distribution of main copper minerals in the longitudinal cross-section of the Novo okno
orebody
1 rhombic chalcocite, "lamellar chalcocite", digenite and covellite; 2 bomite and chalcopyrite;
3 chalcopyrite
294	o 14	Matij a Drovenik
stejša halkozin in covellin (sl. 2B). V njegovi neposredni talnini in krovnini prevladu-
jeta bornit in halkopirit, v večjih razdaljah od jedra pa je najbolj pogosten, če ne že
kar edini bakrov mineral halkopirit.
Značilnosti mineralne sestave in nastanek conarne zgradbe v klastih B
Rudni klasti A so po svoji zgradbi in izgledu »normalni«, torej takšni, kot lahko
pričakujemo da nastanejo, če vulkanska erupcija dezintegrira in izvrže bloke, kose in
koščke piritno-bakrovega rudnega telesa, ki je nastalo v vulkanskem aparatu ali ob
njem.
Nenavadni pa sta conama zgradba in diferencirana razvrstitev glavnih bakrovih
mineralov v klastih B. Poznavalcu bakrovih rud se namreč neizbežno porodi vpraša-
nje, kdaj je conama zgradba nastala in kaj je ustvarilo ugodne možnosti za omenjeno
diferencirano razvrstitev glavnih bakrovih rudnih mineralov. O conami zgradbi dela
rudnih klastov iz rudnega telesa Novo okno so mi pripovedovali, ko sem bil leta 1984
na obisku v Boru, vendar sta bila njen nastanek in nenavadna razvstitev bakrovih
sulfidov za kolege, s katerimi sem govoril, uganka. Tudi zame so bili tovrstni klasti
nekaj novega, saj takšnih v zgornj ekrednih andezitskih piroklastičnih kamninah
širše okolice Bora nisem našel. Poleg drugih vzorcev iz tega rudnega telesa sem
nabral tudi nekaj klastov s conarno zgradbo oziroma nekaj njihovih kosov in jih že
pred leti pregledal pod rudnim mikroskopom. Rezultatov takratnih raziskav nisem
objavil, ker sem pričakoval, da bo njihove značilnosti in genezo razložil v svoji
disertaciji kolega Miškovič. Vendar tega ni storil.
Tudi v dosegljivi tuji literaturi nisem našel podatkov o tovrstnih klastih. Pravza-
prav v njej prav tako nisem zasledil opisa rudišča ali rudnega telesa, ki bi bilo nastalo
tako, da bi se bili v njem v ekonomskih količinah akumulirali rudni klasti, ki bi
prvotno predstavljali dele rudnega telesa, katero naj bi bilo v vulkanskem aparatu ali
ob njem, pa ga je mlajša erupcija dezintegrirala.
Sicer pa so najbolj znani primeri rudnih klastov v piroklastičnih kamninah vezani
na vulkanogena masivna sulfidna rudišča tipa »kuroko«. Največ jih je na Japonskem,
našli pa so jih tudi marsikje drugje po svetu. Nastanek tovrstnih klastov in njihovo
mineralno sestavo opisujejo predvsem številni japonski raziskovalci. Ti so enotni
v mnenju, da so nastali pri dezintegraciji rudnih plasti. Kakršno mineralno sestavo je
imela rudna plast, takšno imajo tudi rudni klasti v njeni bližini. Marsikje so se zbrali
v ekonomskih količinah. V primeru rudišča Furutobe piše Kur o da (1983) o »moved
ore deposits«. Tu sestoje rudni klasti iz tako imenovane »rumene rude« (»yellov ore«),
ki vsebuje predvsem halkopirit in pirit, ter iz »črne rude« (»black ore«), ki jo gradijo
zlasti sfalerit, galenit in halkopirit. Drugod, npr. v rudišču Ezuri (Yui & Ishitoya,
(1983), so klasti »rumene rude« v plasti »črne rude«. V obeh rudiščih raziskovalci ne
omenjajo niti conarne zgradbe klastov niti diferencirane razvrstitve rudnih minera-
lov v njih. S tem v zvezi je zanimiva ugotovitev Hashiguchija (1983), da vsebuje
prenesena ruda (»transported type ore«) v rudišču Kosaka poleg klastov »rumene
rude« tudi dve vrsti klastov »črne rude«. Prva obsega klaste, katerih oblika ni odvisna
od njihove notranje zgradbe. V drugi pa so zaobljeni in polzaobljeni klasti s conarno
zgradbo: zunanji del klastov je drobnozrnat in kompakten, jedro pa je debelozrnato
in porozno. Vendar mehanizma nastanka in njihove koncentrične zgradbe še niso
razložili. Prav tako v razpravi Hashiguchija ni podatkov o morebitni diferenci-
rani razvrstitvi rudnih mineralov.
Prispevek k poznavanju rudnih klastov iz rudnega telesa Novo okno...	295
Tudi v znanem polimetalnem vulkanogenem masivno sulfidnem rudišču Buchans,
Nova Fundlandija v Kanadi, je prišlo (Thurlov et al. 1975; Sav^^kins, 1984) do
dezintegracije rudnih plasti, tako da so nastale na drugotnih krajih rude z brečasto
teksturo (»transported breccia type ore«). Vendar ni podatkov o tem, da bi rudni
klasti kazali conarno zgradbo ali kakršnokoli diferencirano razvrstitev rudnih mine-
ralov.
Ker predstavljajo, po vsem sodeč, klasti B iz rudnega telesa Novo okno zelo
zanimiv in po svoje prav gotovo nenavaden naravni fenomen, sem potem, ko sem
Miškovičevo disertacijo prebral, nadaljeval z raziskavami. Med drugim sem
proučil tudi nekaj rudnih klastov B, katere je s seboj prinesla kolegica Heda Hočevar,
ki je bila kot študentka na praksi v Boru. Za to, da mi jih je prepustila v proučevanje,
se ji iskreno zahvaljujem.
Od večjih rudnih klastov B, to je takšnih z makroskopsko opazno halkozinsko-
bornitno-halkopiritno mineralno združbo, sem proučil le njihove posamezne dele,
vendar ti lepo kažejo halkozinsko jedro, bornitno lupino in halkopiritno skorjo (tabla
1, sl. 1 in 2). Nekoliko manjši bornitno-halkopiritni klasti vsebujejo v jedru bornit,
kateremu se postopoma v večji ali v manjši meri pridružuje halkopirit, medtem ko
vsebuje skorja izmed bakrovih sulfidov le halkopirit (tabla 1, sl. 3; tabla 2, sl. 1 in 2).
Klaste s premeri pod dvema centimetroma ter sulfidna zrna gradi od bakrovih
sulfidov praktično le halkopirit (tabla 2, sl. 3).
Mikroskopska raziskava rudnih klastov iz rudnega telesa Novo okno je pokazala,
da moramo iskati odgovore na vprašanja, ki nam jih zastavljajo rudni klasti B, tako
v prvotni mineralni sestavi rude kot tudi v njeni kasnejši preobrazbi. Če upoštevamo
vse vzorce, ki izvirajo iz rudnega telesa Novo okno, potem moramo zapisati, da je
v njih najstarejši sulfid covellin. Ta bakrov mineral je zvečine drobnozrnat, bolje
rečeno drobnolističast. Debelina njegovih lističev se namreč navadno giblje od 10 do
50 |лт, v dolžino pa merijo zvečine od 50 |xm do več milimetrov. Tu in tam vsebujejo
klasti tudi debelejše in daljše covellinske lističe, ki pa ne presežejo velikosti 1 cm.
V nekaterih kosih rude oziroma v njihovih delih gre za jedrnat, skoraj monomine-
ralni covellinski agregat. Pod mikroskopom ločimo posamezne preseke njegovih
lističev zaradi njihovega močnega odsevnega pleohroizma ter zaradi izrazitih efektov
anizotropnosti. V nekaterih primerih se covellinski lističi nepravilno preraščajo, pri
čemer tvorijo večji lističi ogrodje, v katerem so kristalizirali mlajši, ki so nekoliko
manjši. V drugih primerih leže covellinski lističi med seboj bolj ali manj vzporedno,
tako da se kaže struktura, ki je podobna traheidni v tangencialnem rezu iglavcev. Tu
in tam se kaže tudi pahljačasta struktura. V vseh teh primerih so pore med covellin-
skimi lističi zvečine zelo majhne in razmeroma tudi maloštevilne. Posamezne covel-
linske lističe omejujejo bolj ali manj lepo razvite, ravne_ploskve baznega pinakoida
(0001), toda zelo često manjkajo ploskve bipiramide (1011).
Pri kristalizaciji iz rudonosne raztopine je nastal ponekod nekoliko bolj porozen
covellinski agregat. Neenakomerno razvrščene, nepravilne pore, zajete med covellin-
skimi lističi, dosežejo velikosti od 1 do 2 mm. V tovrstni rudi pogosto opazimo lepo
razvite covellinske lističe, ki imajo razločno opazne tudi ploskve bipiramide. Lističi
so ravni, pa tudi upognjeni. V porah so pogosto kristalizirali mlajši minerali; med
jalovinskimi moramo omeniti zlasti kremen (tabla 3, sl. 1), med rudnimi pa predvsem
pirit (tabla 3, sl. 2).
Covellinska ruda vsebuje tu in tam med seboj vzporedne, do nekaj milimetrov
debele »lamine« drobnozrnatega pirita. Pri kristalizaciji covellina so bila namreč
obdobja z manj številnimi kristalizacijskimi centri, tako da je najprej nastala do
296	o 14	Matij a Drovenik
nekaj milimetrov debela, porozna covellinska »lamina«; v porah je nato kristaliziral
pirit, katerega je sedaj več kot covellina, tako da gre za piritno »lamino«. Zaradi
kasnejših pritiskov so covellinski lističi marsikje nekoliko nagubani, pa tudi zgne-
teni, tako da kažejo značilne deformacijske lamele. Pri tem so bile nagubane tudi
piritne »lamine«.
Bolj pogostna kot monomineralna covellinska je polimineralna ruda, ki vsebuje
poleg covellina predvsem pirit. V nekaterih primerih gre za covellinsko-piritno,
v drugih za piritno-covellinsko rudo. V obeh vrstah rude so v manjših količinah
oziroma v sledovih prisotni predvsem enargit, luzonit, sfalerit in tennantit; vsi razen
slednjega so starejši od pirita. Jalovinski minerali so zastopani zlasti s kremenom in
kalcitom. Za naše nadaljnje razglabljanje je najbolj zanimivo strukturno razmerje
med covellinom in piritom, ki je nastal pretežno iz ionskih raztopin. Pri tem je
covellin vselej starejši od pirita, ne glede na to, da gre ali za sorazmerno večje
covellinske lističe ali pa so ti zelo majhni. Tudi količina enega ali drugega na
starostno razmerje ne vpliva. Ponekod je pirita razmeroma malo in sestavlja le tanke
skorje ob starejših covellinskih lističih (tabla 3, sl. 3). Drugod pirit močno prevladuje,
tako da starejši covellinski lističi dobesedno »plavajo« v njem (tabla 4, sl. 1). Marsikje
pa se pirit in covellin približno v enakih količinah združujeta v zelo drobnozrnato
osnovo, v kateri merijo covellinski lističi v povprečju komaj 20-30 |xm, vendar so
številni razločno idiomorfni nasproti mlajšemu piritu (tabla 4, sl. 2). Manjši del pirita
je nastal iz koloidne raztopine. Ta je imela najprej kompleksno sestavo, saj so se iz nje
izkosmičila tako piritna kot covellinska zrnca, katerih premeri so manjši od 0,5 цт
(tabla 4, sl. 3), nato pa enostavno, tako da so nastale značilne kolomorfne piritne
strukture, med njimi koncentrična in skorjasta (tabla 4, sl. 3). Raztopine, iz katerih so
kristalizirali mlajši minerali, covellinskih lističev ponekod niso korodirale in so le-ti
lepo ohranjeni. Drugod je prišlo do intenzivnejšega nadomeščanja, tako da se piritna
zrna vraščajo v covellinske lističe ali pa so ti deloma oziroma povsem nadomeščeni
s tennantitom (tabla 5, sl. 1) ali s kremenom.
Nikakršnih dokazov ni, da bi nastajala covellinska, covellinsko-piritna ali pi-
ri tno-covellinska ruda pri metasomatskih procesih na račun andezita ali njegovih
piroklastičnih karnnin. Vsekakor pod mikroskopom ni opaziti reliktnih struktur
rogovače ali biotita, kakršne zaslèdimo v metasomatskih bakrovih rudah borskega
rudišča.
V nadaljnjem razvoju orudenja sta pri metasomatskih procesih na račun covellin-
ske, covellinsko-piritne in piritno-covellinske rude nastala halkozin in digenit. Jedra
ruda je v takšnem primeru zelo drobnozrnata in jekleno sive barve, včasih z rahlim
modrikastim odtenkom. Kolikšen del prvotne rude so ti procesi zajeli na osnovi
materiala, s katerim razpolagam, ni mogoče oceniti. Lahko pa zapišem, da je po
makroskopskem videzu covellin v njej skoraj povsem spremenjen v halkozin in
digenit. Ta dva minerala sta sicer prisotna v spremenljivih količinah, toda v treh
vzorcih jedre, drobnozrnate jekleno sive rude, ki jih je rentgensko analizirala kole-
gica Meta Bole, za kar se ji lepo zahvaljujem, je rombični halkozin precej pogostnejši
kot digenit.
Omenjene tri vzorce je preiskala z rentgenskim difraktometrom Phillips z žarki
Cu Ka (X = 0,15418nm), pri napetosti 40kV in pri toku 20mA ob uporabi Ni filtra,
grafitnega monokromatorja in proporcionalnega števca v kotnem območju 2 0 = 60°
- 20°. Hitrost goniometra je znašala 2°/min, hitrost papirja pa 20mm/min. Obseg
zapisa je bil 2 x 10^ udarcev na sekundo pri časovni konstanti 4. Preiskava je pokazala,
da ustrezajo d vrednosti rombičnega halkozina vrednostim, ki jih podajata za ta
Prispevek k poznavanju rudnih klastov iz rudnega telesa Novo okno...	297
mineral Berry & Thompson (1962) iz različnih nahajališč Mehike, Aljaske in
Montane. Za rombični halkozin so značilni zlasti odboji za d 1,87Â (10), 1,9бА (8),
2,39Â (7) in 1,69Â (4). Najmočnejši ugotovljeni odboj digenita za d 1,96Â (10)
sovpada s halkozinovim, tako da lahko sklepamo na njegovo prisotnost iz razmerja
halkozinovih odbojev za d 1,87Â in 1,96Â. Vsekakor potrjujejo prisotnost digenita
odboji za d 2,79Â (4), 3,21Â (4) in za d 1,68Â (3), ki ne sovpadajo z odboji rombičnega
halkozina ali drugih mineralov. Rentgenska analiza je namreč pokazala, da vsebujejo
omenjeni trije vzorci še pirit, covellin, enargit in halkopirit, vendar v manjših ali
podrejenih količinah. V sledovih je prisoten tudi sfalerit (stanin ?).
Na enem izmed kosov jedre halkozinske rude sem našel skorjo iz halkozinovih
kristalčkov. Gre za zraščence psevdoheksagonalnih trojčkov ali posameznih zrn, ki
dosežejo velikost največ 1,5 mm. Ta vzorec se rentgensko razlikuje od drugih po tem,
da se njegove d vrednosti ujemajo z vrednostmi ASTM kartice za stehiometrično čisti
rombični halkozin.
Pod mikroskopom ločimo v jedri, drobnozrnati jekleno sivi rudi rombični halko-
zin, »lamelami halkozin« in digenit. Po strukturnih odnosih sodim, da je pri metaso-
matskih procesih nastal najprej digenit, ki se je nato deloma zadržal v prvotnih zrnih,
deloma pa je razpadel v rombični halkozin, tako da se je izoblikoval »lamelami
halkozin«. Pri tem je pogosto nastala izredno lepa psevdooktaedrična lamelama
struktura: ploščice rombičnega halkozina, ki se kažejo pod mikroskopom kot svet-
lejše lamele, leže z (001)//(111) digenita. Dva značilna preseka »lamelarnega halko-
zina« kaže tabla 5, sl. 2. Prevladujejo nepravilna in izometrična zrna rombičnega
halkozina, ki imajo pri ksenonski luči in pri navzkrižnih nikolih razločne efekte
anizotropnosti in merijo zvečine nekaj 10 цт. Ta zrna predstavljajo osnovo, v kateri
so enako velika zrna digenita in navadno nekoliko večja polja »lamelarnega halko-
zina«.
Rombični halkozin, »lamelami halkozin« in digenit nadomeščajo starejše sulfide,
v veliki meri zlasti covellin, enargit, luzonit in tennantit ter v manjši pirit. V obruskih
opazimo vse stopnje nadomeščanja covellina. Začelo se je tako, da je rudonosna
raztopina sledila stikom med covellinskimi lističi in sta se rombični halkozin ter
digenit, ki je kasneje deloma prešel v »lamelami halkozin«, pojavila v obliki medzrn-
skih filmov (tabla 5, sl. 3). Pri nadaljnjih metasomatskih procesih so ostali v njih le še
korodirani ostanki covellina (tabla 6, sl. 1), končno pa so tudi ti povsem izginili. V teh
primerih gre za prave psevdomorfoze halkozina, »lamelarnega halkozina« in digenita
po covellinu. Vsekakor moram priznati, da v primeru monomineralne rude nekdanjo
prisotnost covellina skorajda ni mogoče dokazati, kajti oblike njegovih lističev so
dobesedno izginile. No, tu in tam jih nakazujejo drobne pore, ki so bile med
covellinskimi lističi (tabla 6, sl. 2). Če je bilo v rudi le malo pirita, ki se je nekoč
vraščal med covellinske lističe, kaže njegova razvrstitev njihove oblike (tabla 6, sl. 3).
Posebno lepo so ohranjene psevdomorfoze npr. »lamelarnega halkozina« po covellin-
skih lističih takrat, ko so le-ti rastli v porah in so jih pred nadomeščanjem obrastli
skorja pirita (tabla 7, sl. 1), kremen (tabla 7, sl. 2) ali drobnozrnati agregat kremena
in pirita (tabla 7, sl. 3).
Tako pridemo do rudnih klastov B, ki so conarno zgrajeni in imajo diferencirano
razvrstitev glavnih bakrovih rudnih mineralov. Rombični halkozin, »lamelami hal-
kozin« in digenit so poleg pirita prisotni le v jedru večjih klastov. V manjših,
spremenljivih količinah se jim pridružuje bornit. Značilno je, da nadomešča ome-
njene tri bakrove sulfide ob porah (tabla 8, sl. 1), ki so služile kot poti pronicanja
raztopin, ki so pogojile njegov nastanek. Nadrobna raziskava je pokazala, da prehaja
298	o 14	Matij a Drovenik
jedro klastov postopoma v bornitno lupino. To pomeni, da se proti robovom klastov
zlagoma povečuje količina bornita in v obratnem razmerju zmanjšuje količina rom-
bičnega halkozina, »lamelarnega halkozina« in digenita. Bornit z ene strani in ti trije
bakrovi sulfidi z druge torej niso kristalizirali iz trdne raztopine, temveč gre za
njihovo izrazito nadomeščanje z mlajšim bornitom. V srednjem delu bornitne lupine
je izmed bakrovih sulfidov prisoten edinole bornit, ki gradi okrog 40 цт velika, bolj
ali manj izometrična, včasih poligonalna zrna, ki so pri navzkrižnih nikolih, če
uporabljamo ksenonsko luč, opazno anizotropna. Pri tem je značilno, da je pirit
v bornitni lupini pogostno razvrščen tako, da lahko brez težave prepoznamo prvotne
preseke covellinskih lističev: pirit je namreč ob njih sestavljal tanke skorje (tab. 8, sl.
2). Posebno lepo opazimo prvotne preseke covellinskih lističev v primerih, ko je
bakrov sulfid zrastel v porah in ga je obrastel mlajši jalovinski mineral, npr. kremen
(tab. 8, sl. 3). Na povsem enak način se kaže bornit tudi v manjših klastih, kjer gradi
jedro, katerega obdaja halkopiritna skorja.
Prehod bornitne lupine oziroma bornitnega jedra v halkopiritno skorjo je prav
tako postopen. V smeri proti robovom klastov je bornita vse manj in halkopirita vse
več. Največ ga je seveda v sami skorji, kjer je zdaleč najbolj pogosten bakrov sulfid.
Nadomeščanje bornita s halkopiritom posebno lepo opazujemo v primerih, ko bornit
gradi prvotne covellinske lističe, ki so jih v porah obdali mlajši jalovinski minerali,
predvsem kremen. Halkopirit se pojavi v bornitu najprej ob robovih nekdanjih
covellinskih lističev (tabla 8, sl. 3), nato se v njih nepravilno vrašča (tabla 9, sl. 1), da
bi se končno nekdanji covellinski lističi povsem spremenili v halkopirit (tabla 9, sl. 2).
Seveda pa je tudi v halkopiritni skorji pirit pogosto razvrščen tako, da očrtuje
prvotne covellinske lističe (tabla 9, sl. 3). V slednjih dveh primerih dela halkopirit
popolno psevdomorfozo po bornitu. Kakršnega koli dokaza za razpad trdne razto-
pine bornit-halkopirit v vzorcih iz rudnega telesa Novo okno nismo našli!
Z uporabo ksenonske luči kaže halkopirit pri navzkrižnih nikolih razmeroma
jasne efekte anizotropnosti. V tej svetlobi tudi opazimo, da je nenavadno enakomerno
drobnozrnat. Njegova zrnca so namreč povprečno velika 10 цт in bolj ali manj
izometrična. Po velikosti zrn in po njihovih presekih se halkopirit v klastih B rudnega
telesa Novo okno bistveno razlikuje od halkopirita v metasomatskih in žilno impreg-
nacijskih rudnih telesih borskega rudišča. V teh rudnih telesih so halkopiritna zrna
bistveno večja, ksenomorfna in kažejo večkrat dvojčične lamele. Dodajmo še, da je
nastal halkopirit v rudnih klastih B tudi v tankih razpokah, ki sečejo bornitna jedra,
kar dokazujejo do 0,5 mm debele halkopiritne žilice.
Stalni spremljevalec omenjenih bakrovih sulfidov v rudnih klastih B je pirit.
V preiskanih vzorcih je nastal predvsem iz ionskih raztopin. Reliktne strukture
kažejo, da je bil vselej mlajši od covellina, katerega lističe je obraščal. Če primerjamo
piritne skorje v prvotni covellinsko piritni ali piritno covellinski rudi z njihovimi
ostanki v rudnih klastih B, potem lahko zapišemo, da so raztopine, iz katerih so
nastali rombični halkozin, digenit, bornit in halkopirit, pirit bolj ali manj intenzivno
nadomeščale.
Tu in tam zasledimo še piritna zrna in polja s kolomorfnimi strukturami, ki
dokazujejo, da je ta sulfid nastajal tudi iz koloidnih raztopin. Posebno značilna so
koncentrično zgrajena piritna zrna s številnimi tankimi skorjami. V marsikaterem
zrnu so nekatere lupine delno ali povsem nadomeščene z bakrovimi sulfidi, zlasti
z rombičnim halkozinom, bornitom in halkopiritom. Vselej gre resnično za nadomeš-
čanje. Nisem našel dokazov, da bi tudi omenjeni bakrovi minerali nastali iz koloidnih
raztopin.
Prispevek k poznavanju rudnih klastov iz rudnega telesa Novo okno...	299
Zanimivo je nadalje, da opazimo na poliranih površinah nekaterih rudnih klastov
B tudi do nekaj milimetrov debele, navadno nekoliko deformirane, pa tudi povite in
zgnetene piritne »lamine«. Te leže v klastu posamično ali pa jih je več in so med seboj
bolj ali manj vzporedne. Raztezajo se preko cele površine klastov do njihovih robov;
ti jih ostro sečejo. Vse kaže, da gre za povsem enake piritne »lamine«, kot smo jih
opazovali v covellinski rudi. Lahko zapišemo, da gre v rudnih klastih B za podedo-
vane piritne »lamine« (tabla 1, sl. 2).
Rudni klasti, manjši do 2 cm, in rudni fragmenti, ki leže po podatkih M i š k o v i č a
(1989) tako v breči rogovačnega andezita, ki vsebuje tudi klaste B, kot v drobnozrnati
breči rogovačnega andezita ter v argilitiziranem andezitu, ne kažejo conarne
zgradbe. Razlog je v tem, ker so bakrovi sulfidi v njih praktično zastopani le
s halkopiritom. Isto velja tudi za sulfidna zrnca, ki jih prav tako vsebujejo omenjene
kamnine. Mikroskopska raziskava je pokazala, da je tako v rudnih klastih kot tudi
v rudnih fragmentih in v sulfidnih zrnih pogosto lepo ohranjena prvotna covellinsko-
piritna struktura, le da sestoje nekdanji covellinski lističi iz zelo drobnozrnatega
halkopirita, kakršnega smo našli tudi v rudnih klastih B.
Ko sem tako podal značilnosti mineralne sestave rudnih klastov B, mi preostane
še naloga, da razložim, kdaj je nastala njihova conama zgradba, pa tudi, kaj je
pogojilo diferencirano razvrstitev bakrovih sulfidov v njih. Odgovor na to vprašanje
ni preprost. Po mojem mnenju zahteva celovito razlago nastanka prvotne bakrove
rude v vulkanskem aparatu in seveda tudi razlago nastanka rudnega telesa Novo
okno.
Poglejmo najprej, kaj je v zvezi z vsem tem zapisal Miško vič (1989). Svoja
razmišljanja je strnil v sicer zanimiv, vendar pa po moji oceni v malo verjeten model.
Če ga pravilno razumem, je v kraterju vulkana, ki se je dvigal iznad gladine morja,
najprej nastalo prvotno rudno telo. Imelo naj bi cevasto obliko in ležalo vertikalno
v »centralni razlomni strukturi«. Zgrajeno naj bi bilo iz zgornjega in iz spodnjega
dela; glede nastanka in po mineralni sestavi naj bi se ta dva dela bistveno razlikovala.
Zgornji del naj bi imel značilnosti »konkrecijske plasti«. Ta »plast« naj bi bil
pravzaprav argilitizirani tuf ski material z rudnimi konkrecijami, ki naj bi bile po
mineralni sestavi identične z rudnimi klasti A. Po Miškoviču naj bi namreč prišlo
v zgornjem delu prvotnega rudnega telesa do intenzivnega mešanja meteorske vode
s koloidnimi raztopinami, kar je pogojilo nastanek koloidne rude. Naglo sproščanje
volatilij in vodne pare iz raztopin ter krčenje zaradi zmanjševanja prostornin koloid-
nih delcev pri koagulaciji naj bi v rudi povzročilo nastanek številnih votlin različnih
dimenzij. Konkrecije naj bi gradil predvsem pirit, izmed drugih rudnih mineralov pa
naj bi bili najbolj pogostni covellin, halkozin in digenit.
V spodnjem delu prvotnega rudnega telesa naj bi pri višji temperaturi in iz
ionskih raztopin nastala ruda, katere mineralna sestava bi bila identična z mineralno
sestavo rudnih klastov B. To pa pomeni, da bi vsebovala izmed bakrovih sulfidov
zlasti bornit in halkopirit. Po Miškoviču (1989) naj bi bili torej glavni bakrovi
sulfidi diferencirano razvrščeni že v prvotnem rudnem telesu. K temu moram dodati,
da tolmači manjše dimenzije klastov B v primerjavi z dimenzijami klastov A z moč-
nejšimi pritiski, katerim je bil podvržen spodnji del prvotnega rudnega telesa, kar je
imelo za posledico intenzivnejše drobljenje. Sicer pa meni, da so se rudni klasti, klasti
andezitov in vulkanski pepel sedimentirali skoraj sočasno, in sicer v meteorski vodi,
s katero je bila zapolnjena večja kotanja na pobočju vulkana.
Z Miškovičem se moramo vsekakor strinjati, da izvirajo rudni klasti rudnega
telesa Novo okno iz prvotnega rudnega telesa, ki je bilo v vulkanskem aparatu ali ob
300	o 14	Matij a Drovenik
njem. V bistvu gre za enake procese, kakršne sem popisal že pred leti, ko sem
obravnaval klaste z bakrovimi sulfidi iz piroklastičnih kamnin širše okolice Bora
(Drovenik, 1966). Marsikaj drugega, kar je zapisal Miškovič, pa je dvomljivo in
pomanjkljivo. Poglejmo, kaj imam predvsem v mislih.
1.	Miškovič piše (1989), da so nastale v argilitiziranem tuf u na dnu vulkan-
skega kraterja rudne konkrecije s paragenezo, značilno za rudne klaste A. Toda za
prisotnost argilitiziranega tufa v zgornjem delu prvotnega rudnega telesa ni nobenih
dokazov. Nasploh si je težko zamisliti, da bi v tufu nastale rudne konkrecije prostor-
nine do 50 m^! Konkrecije nastajajo pri metasomatski rasti in imajo lupinasto,
konkrecijsko zgradbo; o njej pa ni podatka. Težko si je tudi zamisliti, da bi bile
konkrecije, takšne, kot naj bi bile nastale, tudi izvržene pri mlajši vulkanski erupciji
in odložene v kotanji na pobočju vulkana, ne da bi bile pri tem razbite. Ali so letele
kot topovske krogle? Sodim, da bi morale biti, če so res obstajale, pri erupciji razbite,
kajti pritiski v vulkanskem žrelu bi delovali tudi nanje, tako da bi se v omenjeni
kotanji zbrali le njihovi kosi. Ti bi seveda lahko bili zaradi abrazije pri trku z drugimi
rudnimi in andezitskimi kosi ter zaradi naknadnega kotaljenja po pobočju vulkana
zaobljeni, kar rudni klasti A res tudi so. Toda v njih bi morala biti vsaj deloma
ohranjena lupinasta, konkrecijska zgradba. Te pa rudni klasti A ne kažejo.
2.	V rovih, ki so sekali rudno telo Novo okno, sem videl, da so andezitski klasti
enako zaobljeni in prav tako okrogli kot rudni klasti. Kolikor je bil bok rova prekrit
s prahom in sem lahko opazoval le zaobljene oblike, nisem vedel, če gre za rudni ali
andezitski klast, tako so si bili med seboj na videz podobni. Ali so morda tudi
andezitski klasti sprva ustvarjali neke vrste konkrecije? Seveda ne. Zaobljeni in
okrogli so postali pri erupciji in na njihovi poti do kotanje, v kateri so se odložili
skupaj z rudnimi klasti. Menim torej, da so se oblikovali andezitski in rudni klasti pri
istih procesih in pri enakih pogojih.
3.	Ker so bili deli prvotnega rudnega telesa izvrženi bolj ali manj sočasno, bi
pričakovali, da bi bili rudni klasti A in rudni klasti B v rudnem telesu novo okno med
seboj pomešani. Toda presek tega rudnega telesa pove (sl. 2A), da so rudni klasti
B tako v talnini kot tudi v krovnini rudnih klastov A, izjemoma pa so prisotni tudi
med njimi. Odkod takšna razvrščenost rudnih klastov A in B?
4.	Zlasti pa pogrešam podatkov o tem, kdaj in kako je nastala conama zgradba
rudnih klastov B in so se diferencirano razvrstili bakrovi sulfidi v njih. Ali naj bi bili
tudi ti klasti prvotno neke vrste konkrecije v spodnjem delu rudnega telesa, ležečega
v vulkanskem aparatu ali ob njem? Ali sta njihova struktura in nenavadna razvrstitev
bakrovih sulfidov nastali kasneje, ko so bili že odloženi v rudnem telesu Novo okno?
Mislim, da je dala prav raziskava rudnih klastov B pomembne podatke o rudi
prvotnega rudnega telesa. Prav tako lahko z dobljenimi podatki razložimo procese, ki
so potekali v novo nastalem rudnem telesu Novo okno. Pojdimo po vrsti.
Mikroskopska raziskava zbranih vzorcev je pokazala, da je bil v prvotnem
rudnem telesu ali vsaj v tistem njegovem delu, iz katerega izvirajo naši klasti,
najstarejši rudni mineral covellin. Sledil mu je pirit, ki je pretežno kristaliziral iz
ionskih, deloma pa se je izločal tudi iz koloidnih raztopin. Tako je v prvi fazi
orudenja nastala covellinska, covelinsko-piritna in piritno-covellinska ruda. Ta je
v manjši meri vsebovala tudi druge rudne in nekatere jalovinske minerale. V drugi
fazi sta iz prihajajočih raztopin pri metasomatskih procesih, zlasti na račun covel-
lina, nastala rombični halkozin in digenit. Slednji je bil kasneje deloma spremenjen
v »lamelami halkozin«. Mlajša erupcija je dezintegrirala rudno telo in covellinski,
covellinsko-piritni in piritno-covellinski klasti ter klasti z večjo ali prevladujočo
Prispevek k poznavanju rudnih klastov iz rudnega telesa Novo okno...	301
količino rombičnega halkozina, »lamelarnega halkozina« in digenita (če navedem le
najpomembnejše rudne minerale), so se kot klasti A znašli skupaj z andezitskimi
klasti v kotanji, kjer je nastajalo rudno telo Novo okno.
Conama zgradba klastov B prav gotovo ni nastala v vulkanskem aparatu oziroma
ob njem. Isto velja tudi za bornit in halkopirit. Težko si je predstavljati, da bi prvotno
rudno telo vsebovalo nekakšno conarno zgrajeno rudo, razen če bi šlo za rudne
konkrecije. Toda tudi v tem primeru bi bile konkrecije z erupcijo bolj ali manj
prizadete, to je razbite in razkosane. V rudnem telesu Novo okno bi sicer našli njihove
zaobljene dele, vendar le-ti ne bi kazali conarnosti, ki bi bila skladna z obliko
klastov.
Rezultati mikroskopske raziskave, zlasti strukturno razmerje med rombičnim
halkozinom, »lamelarnim halkozinom« in digenitom z ene ter bornita z druge strani
kakor tudi razmerje med bornitom in halkopiritom kažejo, da so morali imeti rudni
klasti B prvotno enako mineralno sestavo kot klasti A. Conama zgradba, skladna
z obliko klastov, in diferencirana razvrstitev glavnih bakrovih sulfidov sta nastali po
mojem mnenju šele kasneje, in sicer potem, ko je rudno telo Novo okno zajela
diageneza. Pomembno vlogo pri tem je imela podtalnica, ki je topila sulfidni prah in
sulfidna zrnca, razpršena v piroklastičnih kamninah. Ker je pirit bolj topen kot
covellin ali halkozin, se je podtalnica obogatila predvsem z železom, v odvisnosti od
prisotnih anionov ter Eh in pH pa so nastajali ustrezni kompleksni železovi ioni.
Preden nadaljujem, naj spomnim na dejstvo, da pretrpe bakrova rudišča po
njihovem nastanku predvsem dve vrsti sprememb: oksidacijo in cementacijo. Med
oksidacijo razpadejo zaradi pronicajoče meteorske vode, ki je bogata s kisikom,
bakrovi sulfidi tudi v CUSO4. V odvisnosti od okolja nastanejo pri tem minerali, kot
so malahit, azurit, kuprit in hrizokola. Večkrat pa odnaša pronicajoča podtalnica
CUSO4 v globlje dele rudišča. Pod nivojem mirujoče podtalnice, v redukcijskem
okolju, reagira s piritom, halkopiritom in bornitom, tako da nastaneta značilna
cementacijska minerala - covellin in halkozin. Bistvo cementacije je v tem, da na
račun halkopirita in bornita, ki vsebujeta sorazmerno manj bakra, nastaneta covellin
in halkozin, ki ga vsebujeta več.
Manj znano je, da poteka v bakrovih rudiščih tudi proces obratne cementacije
(Ramdohr, 1975). V tem primeru se pronicajoča podtalnica zaradi prisotnosti
sorazmerno večje količine pirita obogati z železom. Pri reakciji takšne podtalnice
z bakrovimi sulfidi nastane na račun npr. bornita halkopirit. Dejansko pride pri tem
procesu do osiromašitve rude z bakrom in do obogatitve z železom. Menim, da je
nastala conama zgradba rudnih klastov B in nastopila delna ali popolna preobrazba
njihove prvotne mineralne sestave, ki se kaže v diferencirani razvrstitvi bornita in
halkopirita, prav zaradi obratne cementacije, ki je med diagenezo zajela rudno telo
Novo okno. Na klaste, ki so jih poleg pirita gradili predvsem rombični halkozin,
»lamelami halkozin« in digenit, je vplivala podtalnica, ki je vsebovala kompleksne
železove ione. Najprej je prišlo do nadomeščanja rombičnega halkozina, »lamelar-
nega halkozina« in digenita z bornitom (ta vsebuje po formuli Cu5FeS4 64,3 % Cu),
v nadaljevanju procesa pa do nadomeščanja bronita s halkopiritom (čisti CuFeSa
vsebuje 34,57 % Cu). To, da je nastala conama zgradba klastov in da je v njih
nastopila diferencirana razvrstitev bakrovih sulfidov šele potem, ko so bili vgrajeni
v rudno telo Novo okno, dokazuje tudi dejstvo, da so bornitne lupine in halkopiritne
skorje razvite povsem skladno z obliko posameznega klasta.
Upoštevajoč razvrstitev klastov A in klastov B v rudnem telesu Novo okno, lahko
zapišemo, da tvorijo klasti A in podrejeno tudi B jedro, katerega obdaja ruda, ki
302	o 14	Matij a Drovenik
vsebuje klaste B. Vzrok takšne razvrstitve klastov moramo iskati v manjši poroznosti
jedra rudnega telesa ali, kar se mi zdi bolj verjetno, v spremembi sestave podtalnice.
V njej se je zaradi metasomatskih procesov v klastih B zelo verjetno tako spremenilo
razmerje med železom in bakrom, da obratna cementacija v jedru rudnega telesa ni
bila več mogoča. Zato so rudni klasti A zadržali takšno mineralno sestavo, kakršna je
bila prvotno v rudnem telesu, ki je ležalo v vulkanskem aparatu ali ob njem. To pa
pomeni, da so izmed bakrovih sulfidov v njih najpogostejši rombični halkozin,
»lamelami halkozin«, digenit in covellin.
Stopnja preobrazbe mineralne sestave v klastih B je bila odvisna predvsem od
njihove velikosti. V večjih klastih diagenetski procesi niso uspeli povsem spremeniti
prvotne mineralne sestave, zato so se v njihovih jedrih zadržali rombični halkozin,
»lamelami halkozin« in digenit. Jedro posameznega klasta obdaja v takšnih primerih
lupina bornita in le-to skorja halkopirita. V manjših klastih je bornit povsem
nadomestil prej omenjene bakrove sulfide, tako da gradi jedro, katerega obrašča
halkopirit. V klastih s še manjšimi premeri ter v sulfidnih zrnih je izmed bakrovih
mineralov praktično prisoten le halkopirit, ki je pri metasomatskih procesih povsem
nadomestil bornit. Tako jedro z rombičnim halkozinom, »lamelarnim halkozinom« in
digenitom, bornitna lupina kakor tudi halkopiritna skorja pa pod mikroskopom
kažejo, da je bil prvotni, najstarejši bakrov sulfid povsod covellin.
Vsekakor je nadalje zanimivo, da vsebujejo po Miškoviču rudni drobci in rudna
zrna, ki so razpršena v drobnozrnatih brečah rogovačnega andezita, katere prekri-
vajo rudo s klasti B, ter v drobnozrnatih brečah rogovačnega andezita, ki so pridru-
žene II. pelitski seriji, izmed bakrovih sulfidov le halkopirit. Manjkajo sicer mikro-
skopski podatki, toda sodim, da je nastal tudi ta halkopirit med diagenetskimi
procesi.
Ob vsem tem moram ugotoviti, da kaže primerjava večjih klastov B in celotnega
rudišča nenavadno podobnost. Kot smo že nekajkrat zapisali, so v jedru teh klastov
izmed bakrovih sulfidov najpogostnejši rombični halkozin, »lamelami halkozin« in
digenit, sledita pa bornitna lupina in nato halkopiritna skorja. V jedru rudišča (slika
2B) so prav tako najpogostnejši bakrovi sulfidi z večjimi količinami bakra, obdaja ga
ruda z bornitom in halkopiritom, v večjih razdaljah pa je prisoten izmed bakrovih
rudnih mineralov praktično le halkopirit. Rudišče kaže nedvomno neko stopnjo
conarnosti, ki se manifestira v diferencirani razvrstitvi glavnih bakrovih sulfidov.
Menim, da ti dve dejstvi potrjujeta vpliv podtalnice oziroma diagenetskih procesov
pri končnem formiranju rudnega telesa Novo okno.
Contribution to the Knowledge of the Ore Clasts from the Novo okno...	303
Contribution to the Knowledge of the Ore Clasts from the Novo okno
Orebody in the Bor Copper deposit
Summary
In the Bor copper deposit, Eastern Serbia which was discovered in 1903, up to
date about twenty very large and large, as well as relatively smaller orebodies have
been found. Stockwork and metasomatic orebodies are situated in a several kilome-
ters long, NW-SE striking hydrothermally altered zone which lies in the hanging wall
of the so-called Bor fault. Hydrothermal solutions following this fault, have strongly
altered the Upper Cretaceous andesites and their pyroclastic equivalents. The main
alterations are silicification, kaolinization, pyritization, alunitization and chloritiza-
tion. About 4 km to the north of Bor in an other hydrothermally altered zone of the
same extension the large porphyry copper deposit Veliki Krivelj is situated. Upper
Cretaceous andesites and their pyroclasts were there mainly biotitized, kaolinized
and sericitized.
The Novo okno ("New Shaft") orebody which was discovered in 1978 (Miš-
ković, 1989) is situated in the southern part of Bor copper deposit. It occurs close to
the mentioned hydrothermally altered zone in the Upper Cretaceous andesitic pyroc-
lasts which show practically no hydrothermal alteration. The orebody consists of
various ore and andesitic clasts. There is no doubt that this orebody is associated
with the Upper Cretaceous volcanic activity; ore and andesitic clasts have been
ejected during synchronous volcanic eruptions.
The ore clasts from the Novo okno orebody differ somewhat in mineral composi-
tion from the ore clasts which have been found in the Upper Cretaceous andesitic
pyroclasts in the region of the Bor copper deposit (Drovenik, 1961,1966), but have
a similar mineral composition as the copper ore in different orebodies in the
hydrothermally altered zone of the Bor copper deposit. Location of the Novo okno
orebody in the immediate vicinity of these orebodies, and similarity of the mineral
composition allow the supposition that the mentioned orebodies originated at the
same time as the Novo okno orebody, consenquently during the Upper Cretaceous
igneous activity. This hypothesis, however, is contradicted by several facts, which
shall be discussed at an other occasion. In the frame of the present contribution only
the characteristics of ore clasts from the Novo okno orebody will be considered. But
before they shall be interpreted, let us resume what is known about similar ore clasts
which have been found during geological exploration in the region of the Bor copper
deposit.
In the fresh Upper Cretaceous andesitic volcanic breccias of the first and of the
second volcanic phases up to 1966 about 100 ore clasts with copper sulfides have been
identified (Drovenik, 1961, 1966, 1968). They are more or less spherical and from
1cm to 30 cm large. About 40 of them have been studied in detail. There exist no
published data that at a later period additional investigations of mentioned clasts
have been carried out.
The most interesting locality in the andesitic pyroclasts of the first volcanic phase
was on the northern slope of Čoka Bare, a little hill about 4.5 km W from Bor. Ore
clasts have been found also in the Ujova reka valley and on the eastern slope of
Krivelj ski kamen, a hill about 4.5 km NW from Bor. Andesitic breccias of the second
volcanic phase contain such clasts NW of Brestovacka banja and SE of Brestovac.
304	o 14	Matij a Drovenik
During detailed investigations the rich sulfide clasts v^ithout any indication of
metasomatic replacement of andesite by copper sulfides, as v^^ell as hydrothermally
altered andesite clasts impregnated by copper sulfides have been distinguished.
Sulfide clasts consist of pyrite, which originated from ionic and colloidal solutions,
as well as of hematite, chalcopyrite, bornite, digenite and chalcocite in various
proportions. It should be noted that rich sulfide clasts contain considerable quan-
tities of gold in native state and silver. A specimen with 42.61 % Cu contained 105.6 g/t
Au and 544.8g/t Ag. Andesitic clasts with sulfide impregnations were kaolinized,
albitized, sericitized, chloritized and prehnitized, and they contain irregular grains
of pyrite, hematite, bornite, digenite and chalcocite.
On the basis of the geologic structure of the localities of ore clasts, the mode of
copper mineralization, as well as hydrothermal alterations of andesitic clasts with
disseminated sulfide grains the conclusion was reached (Drovenik, 1966) that the
ore clasts represent most probably parts of copper ore veins and their somewhat
altered and mineralized wall rock. They originated as fracture filling during the
Upper Cretaceous andesitic volcanism, and were destroyed 'during a subsequent
volcanic eruption. Together with andesitic clasts also ore clasts were deposited in the
pyroclastic material. This interpretation led to the conclusion that the copper
mineralization in the Timok eruptive area of Eastern Serbia started already during
the Upper Cretaceous igneous activity (Drovenik, 1966). At the same time and by
similar processes originated also the Novo okno orebody, which was described by
Miškovič in his unpublished doctor thesis (1989).
The economically quite important and from the genetic point of view unusual
Novo okno orebody is situated in the sequence of Upper Cretaceous andesitic
pyroclasts which include sporadically also relatively thin beds of grey and red marly
pelites. In the course of systematic explorations with drilling from the surface and
with underground workings it was demonstrated that this orebody originated in
a shallow depression in the flanc of a volcano (Miškovič, 1989). Its bottom is today
about 320m below the surface. The orebody strikes generally E-W, is about 470 m
long and on a average 100m to 120m, exceptionaly 200m wide and it extends
vertically from +35.3m to +110m.
The andesitic pyroclastic rock in the immediate neighbourhood involve four series
of grey and red marly pelites, which have been by Miškovič (1989) denoted with
Roman numerals I, II, III and IV. The geologic cross section shows that the grey and
red marly pelites of the series I represent the basement of the orebody. They are
overlain by andesitic tuffs with pyrite grains, and in the most westerly part by fine-
grained hornblende andesite breccias, which include fragments and grains of pyrite,
subordinately also of chalcopyrite. The orebody itself is composed in the base of an
interrupted bed of hornblende andesite breccia with ore clasts of the mineral
assemblage B, as designated by Miškovič (in the further text ore clasts B). Follows
the biotite (hornblende) andesite breccia, here and there also hornblende andesite
breccia with ore clasts of mineral assemblage A (ore clasts A), to a minor degree also
with ore clasts B. This breccia is overlain with hornblende andesite breccia rich in ore
clasts B, and locally with argillitized andesite in which fine-grained hornblende
andesite breccias as well as fragments of pyrite and chalcopyrite are included.
A larger surface belong to the fine-grained hornblende andesite breccia with frag-
ments and grains of pyrite, subordinately also of chalcopyrite. The sequence ter-
minates with andesite tuffs including pyrite grains.
The pelite series II lies over the series I and is with it more or less concordant. The
Contribution to the Knowledge of the Ore Clasts from the Novo okno...	305
low^er part is composed of grey and red marly pelites which alternate upwards with
andesitic tuffs containing pyrite grains, and with fine-grained hornblende andesite
breccia which includes fragments and grains of pyrite and in minor degree also of
chalcopyrite.
The series III and IV of grey and red marly pelites are situated between the series
II and the present surface.
The Novo okno orebody comprises consequently besides various andesitic also the
ore clasts, as well as sulfide fragments and grains. Ore clasts are economically the
most important. They are represented, as just stated, by ore clasts A and by ore clasts
B which differ by their position in the orebody, their size, their structure and by the
share of the main copper minerals.
The round and spheroidal ore clasts A occur in the central part of the orebody.
Their size ranges mostly between 50 cm and 150 cm, while some blocks attain even
50 m^. They are of massive structure and fine-grained texture; their interior is
unrelated to their outer shape. The predominant ore mineral is pyrite which depo-
sited from ionic and from colloidal solutions. The most common copper sulfides are
covellite, chalcocite and digenite. In minor quantities and in traces are present
marcasite, enargite, luzonite, tetrahedrite, tennantite, electrum, native gold, galena,
sphalerite, bornite and chalcopyrite. Some clasts show cavities of size mainly 5 mm to
60 mm with crystals of ore and gangue minerals. The ore from the central part of the
orebody averages 9g/t Au and 5.4g/t Ag (Mišković 1989).
The ore clast B, which are also round and spheroidal, occur in the ore beds below
and above the central part of the orebody, and in minor quantity also in the central
part itself, mixed with the ore clasts A. Most of ore clasts B are 5 cm to 20 cm in
diameter (Mišković, 1989). They are of fine-grained texture and concentric inter-
nal structure.
The most common minerals are bornite, chalcopyrite and pyrite, and in lesser
amount chalcocite. Marcasite, luzonite, enargite, tennantite, galena, digenite and
native gold have been identified too. The presence and arrangement of bornite,
chalcopyrite and chalcocite in individual ore clasts is related to their size. The core of
clasts with diameter over 10 cm consists mainly of chalcocite and to a lesser degree of
bornite. The core is surrounded by the bornite shell which passes over into the
chalcopyrite crust. In smaller clasts the bornite core is rimmed by chalcopyrite crust.
The most common copper sulfide in clasts with a diameter below 2 cm, in fragments
as well as in grains is chalcopyrite.
According to their structure and distribution of ore minerals the ore clasts A are
"normal", i.e. such as could be expected if the volcanic eruption had disintegrated
and ejected blocks, clasts and fragments of an orebody which originated in a volcano.
Unusual are, however, the ore clasts B with their concentric internal structure and
with the differentiated arrangement of main copper minerals.
In the attainable literature I could not find any reference of a single orebody
where the explosively ejected ore clasts became concentrated in economic quantities.
I also could not get any information on pyroclastic rocks that contain ore clasts with
the characteristics of the ore clasts B. This is true also for those volcanogenic massive
sulfide deposits in which the ore beds were partly disintegrated and ore clasts
incorporated in the pyroclastic rocks, as for example the famous Japanese Kuroko
deposits.
Since Mišković in his dissertation (1989) did not explaine the mentioned
characteristics of ore clasts B, I have microscopically examined in detail the speci-
306	o 14	Matij a Drovenik
mens which I collected in the mine in 1984, and received from Miss Heda Kočevar,
who collected them in 1985, for what I am very grateful to her.
Of the larger clasts with the chalcocite-bornite-chalcopyrite association, which
show macroscopically, especially on the polished surface, the chalcocite core, bornite
shell and chalcopyrite crust, I closely examined only segments. Other somewhat
smaller clasts show bornite core with larger or smaller quantity of chalcopyrite and
chalcopyrite crust. A very conspicuous characteristics of all these samples is the
congruity of their concentric internal structure with their outer shape. The ore clasts
with diameters smaller than 2 cm contain of the copper minerals practically only
chalcopyrite.
Detailed microscopic investigations have demonstrated that in the primary ore-
body in the volcano, or at least in its part from which our ore clasts are derived,
covellite was the earliest ore mineral. From ionic and to a lesser extent also from
colloidal solutions afterwards pyrite was deposited. In this way during the first stage
of mineralization covellite, covellite-pyrite and pyrite-covellite ore originated, which
contained in minor quantity or in traces several other ore as well as gangue minerals.
By the intergrowth of covellite sheets with pyrite or gangue minerals, particularly
with quartz, originated textures which permit to recognize subsequent replacements
of covellite sheets by younger copper sulfides. Pyrite and quartz, which surrounded
covellite sheets, were namely during the metasomatic replacement more stable than
covellite, and have therefore preserved their shapes.
In the second phase of mineralization covellite was replaced by rhombic chalco-
cite and digenite. The latter was subsequently in part converted to "lamellar chalco-
cite". In this way often partial or total pseudomorphs of rhombic chalcocite, "lamel-
lar chalcocite" and digenite after covellite developed. Since in the investigated
polished sections no sign of any metasomatic replacement of andesite or andesitic
tuff by copper minerals or by pyrite was observed, I believe that the ore minerals
were deposited in one, or in several open spaces.
During subsequent volcanic activity the ore body disintegrated. Clasts with
covellite, covellite-pyrite and pyrite-covellite ore, as well as clasts which consisted
predominantly or entirely of rhombic chalcocite, "lamellar chalcocite" and digenite
(considering only the major copper minerals) have been deposited together with
different andesitic clasts in a shallow depression, where the Novo okno orebody
progressively originated. The prevailing amount of ore clasts in the central part of the
Novo okno orebody, consequently the ore clasts A, have in my opinion, the same
texture, structure and mineral composition as the primary orebody which originated
within the volcano. As it has been demonstrated, this is, however, not valid for the ore
clasts B which occur in the beds below and above the central part of the orebody and
subordinately also in the central part itself. The ore clasts B have the same fine-
grained texture as ore clasts A, but they are of concentric internal structure and they
contain as chief copper ore minerals bornite and chalcopyrite instead of rhombic
chalcocite, "lamellar chalcocite" and digenite.
I believe that the concentric internal structure, as well as bornite and chalcopyrite
did not originate in the primary orebody within the volcano. It is difficult to imagine
that this orebody contained also ore with concentric internal structure, except in the
case of innumerable ore concretions with such a structure. During the eruption,
however, such concretions should have been broken to pieces. In the Novo okno
orebody their rounded clasts should have been found, as have been found rounded
clasts od various andesites, but their concentric internal structure should not have
Contribution to the Knowledge of the Ore Clasts from the Novo okno...	307
been related with their outer shape. However, just the congruity of concentric
internal structure with their outer shape is the most conspicuous, and at the same
time also the most significant characteristic of the ore clasts B, which indicates that
the mentioned structure could not arise before the ore clasts have been ultimately
shaped and deposited at the place, where the Novo okno orebody formed.
Results of microscopic investigations, particularly the textural relationship bet-
ween rhombic chalcocite, "lamellar chalcocite" and digenite which occur in the core
on one side, and bornite that occurs in some samples in core and in others in the shell,
as well as chalcopyrite which is in the crust on the other side indicate that ore clasts
B should have been primarily of the same mineral composition as ore clasts A. In
examined clasts rhombic chalcocite, "lamellar chalcocite" and digenite exhibit
pseudomorphs after covellite. Bornite replaces all three mentioned copper sulfides;
in the case when the covellite sheets were surrounded by pyrite or gangue, their
original shape is still very well preserved. Chalcopyrite, which is in the paragenesis
the youngest ore mineral, replaced bornite. The former covellite sheets are therefore
in the crust of the clasts completely transformed in chalcopyrite.
When summarizing the collected data, the conclusion can be reached that the
concentric internal structure as well as the differentiated distribution of copper
sulfides in the ore clasts B did not originate until the Novo okno orebody was affected
by diagenesis. The dominant role during diagenetic processes was played, of course,
by the ground water which dissolved sulfide grains and dust dispersed in the
unconsolidated pyroclastic material. Owing to the fact that pyrite is more soluble
than chalcocite or covellite, the ground water became enriched in iron. Depending
upon anions present, as well as upon Eh and pH the corresponding complex iron ions
were formed.
In this connection I would like to point out that the copper ore deposits underwent
after their forming quite often two kinds of alteration - oxidation and cementation.
During the oxidation the percolating meteoric water caused in the oxidized zone the
decomposition of copper sulfides with generation of several chemical species, among
them also of CUSO4. In dependence of the environment secondary copper minerals, as
for instance malachite, azurite, cuprite and chrysocolla originated. If the descendent
water carrying CUSO4 reached deeper levels of the deposit in the cementation
(secondary sulfide) zone, owing to replacement of pyrite and of copper sulfides with
lesser amount of copper, chalcocite, and covellite which contain more copper crys-
tallized.
It is, however, not so well known that in some copper deposit also the processes of
reverse cementation may have taken place. In these cases, due to the predominant
pyrite in the ore, descending water could be enriched in iron. By the reaction of such
water with ore metasomatic processes could lead to impoverishment of copper, and
bornite, for example, could have been replaced by chalcopyrite. I believe that the
internal concentric structure of the ore clasts B and partial or even complete
transformation of primary copper sulfides to bornite as well as chalcopyrite origi-
nated just thanks to reverse cementation, which took place in the Novo okno orebody
during the diagenesis.
Ore clasts composed in addition to pyrite also of rhombic chalcocite, "lamellar
chalcocite" and digenite were affected by the ground water which carried complex
iron ions. First these three copper sulfides were partly (in larger clasts) or entirely (in
smaller clasts) replaced by bornite (Cu5FeS4 contains 63.3% Cu), and then bomite
was partly (in smaller clasts) or entirely (in ore fragments and sulfide grains)
308	o 14	Matij a Drovenik
replaced by chalcopyrite (СиГеЗг contains 34.57% Cu). In this v^ay the concentric
internal structure of the ore clasts B was formed.
It has been stated befor that the ore clasts A are situated in the central part of the
Novo okno orebody, and the ore clasts B mainly in the beds below and above it. Such
distribution of the two kinds of clasts could be explained by lower porosity in the
central part of the orebody, or by a change in chemical composition of the ground
water. Because of metasomatic reactions between ground water enriched with iron
ions and copper sulfides in the ore clasts B the relation among iron and copper ions
may have changed, and the reverse cementation in the central part of the orebody
was no more possible. Therefore the ore clasts A retained the mineral composition of
the primary orebody situated within the volcano.
And finally, I consider that significant similarity in the structure as well as in the
distribution of main copper ore minerals exists between the larger ore clasts B and
the Novo okno orebody on the whole. As explained before, larger ore clasts B defi-
nitely show well expressed zoning which is displayed by the concentric internal
structure: the core with rhombic chalcocite, "lamellar chalcocite" and digenite is
succeeded by the bornite shell, which is rimmed by chalcocite crust. The cross section
of the Novo okno orebody shows practically the same zonation. In its central part
rhombic chalcocite, "lamellar chalcocite", digenite as well as covellite are the major
copper ore minerals. Below and above the central part bornite and chalcopyrite are
predominating. At a greater distance, however, the chalcopyrite is the principal, if
not the unique ore mineral.
Since I explained that the zonation of the larger ore clasts B is a consequence of
the diagenetic processes, the conclusion can be reached that the similar zonation of
the entire Novo okno orebody originated by the action of the same processes.
Contribution to the Knowledge of the Ore Clasts from the Novo okno...	309
Literatura
Berry, L. G. & Thompson, R. M. 1962, X-Ray Powder Data for Ore Minerals. The
Peacock Atlas. The Geological Society of America, Memoir 85, New York.
Drovenik, M. 1961, Geološko-petrološka študija širše okolice rudnika Bor (vzhodna
Srbija). Doktorska disertacija, Ljubljana.
Drovenik, M. 1966, Mineralni sastav i geneza odlomaka sa bakarnim sulfidima iz
piroklastičnih stena šire okoline rudnika Bor. Rudarsko-metalurški zbornik, št. 4, Ljubljana.
Drovenik, М. 1968, Razvoj magmatskih in piroklastičnih kamenin v okolici bakrovega
rudišča Bor. Geologija 11, 5-127, Ljubljana.
Hashiguchi, Н. 1983, Penecontemporaneous Deformation of Kuroko Ore at Kosaka
Mine, Akita, Japan. In: Economic Geology Monograph 5, The Kuroko and Related Volcanogenic
Massive Sulfide Deposits, 167-183, New Haven.
Kuroda, H. 1983, Geologic Characterictics and Formation Environments of the Furutobe
and Matsuki Kuroko Deposits, Akita Prefecture, Northeast Japan. In: Economic Geology
Monograph 5, The Kuroko and Related Volcanogenic Massive Sulfide Deposits, 149-183, New
Haven.
Mišković, V. 1989, Geneza ležišta bakra »Novo okno« i metalogenetska korelacija sa
rudoklastima u borskom reonu - Istočna Srbija. Doktorska disertacija, Beograd.
R a m d 0 h r, P. 1975, Die Erzmineralien und ihre Verwachsungen. Akademie-Verlag, Berlin.
Sawkins, F. J. 1984, Metal Deposits in Relation to Plate Tectonics. Springer-Verlag,
Berlin, Heidelberg, New York, Tokyo.
Thurlow, J. G., Swanson, E.A. & Strong, D. F. 1975, Geology and Lithogeochemistry
of the Buchans Polimetallic Sulfide Deposits, Newfoundland. Economic Geology 70, 130-144,
Lancaster.
Yui, S. & Ishitoya, K. 1983, Some Textures of the Ores from the Ezuri Kuroko Deposits,
Akita Prefecture, Japan. In: Economic Geology Monograph 5, The Kuroko and Related Volcano-
genic Massive Sulfide Deposits, 224-230, New Haven.
310	o 14	Matij a Drovenik
Tabla 1 - Plate 1
Sl. 1. - Fig. 1
Del rudnega klasta B. V jedru so
rombični halkozin »lamelami
halkozin« in digenit. Spodaj in
levo sta bornitna lupina in hal-
kopiritna skorja. Vzorec je dolg
8,5cm
Segment of ore clast B. Core in-
cludes rhombic chalcocite,
"lamellar chalcocite" and dige-
nite. On the bottom and left are
bomite shell and chalcopyrite
crust. The specimen is 8,5 cm
long
Sl. 2 - Fig. 2
Del rudnega klasta B. Jedro iz
rombičnega halkozina, »lame-
larnega halkozina« in digenita
vsebuje nagubane piritne lami-
ne. Desno je najprej bornitna lu-
pina in nato halkopiritna skorja.
Vzorec je dolg 9 cm
Segment of ore clast B. Core of
rhombic chalcocite, "lamellar
chalcocite" and digenite in-
cludes folded pyrite laminas. On
the right is surrounded by bor-
nite shell and by chalcopyrite
crust. The specimen is 9 cm long
Sl. 3 - Fig. 3
Del rudnega klasta B. Bornitno
jedro vsebuje levo in desno več
zelo drobnozrnatega pirita, zato
je tam barva temnejša. Jedro ob-
daja halkopiritna skorja. Vzorec
je širok 8 cm
Segment of ore clast B. Bornite
core includes left and right very
fine-grained pyrite, therefore
the colour there is somewhat
darker. Note the chalcopyrite
crust. The specimen is 8 cm wide
Prispevek k poznavanju rudnih klastov iz rudnega telesa Novo okno...	311
Tabla 2 - Plate 2
Sl. 1 - Fig. 1
Polovica rudnega klasta B. Bor-
nitno jedro (spodaj sredina) pre-
haja postopoma v halkopiritno
skorjo. Levo je zelo drobnozrna-
ti pirit, zato je tam barva tem-
nejša. Vzorec je širok 7,5cm
Half of the ore clast B. Bornite
core passes progressively into
chalcopyrite crust. Very fine-
grained pyrite to the left induces
darker colour. The specimen is
7.5cm wide
Sl. 2 - Fig. 2
Andezitska vulkanska breča
vsebuje rudni klast B z bornit-
nim jedrom in halkopiritno
skorjo. V breči so še sulfidni
drobci. Vzorec je dolg 10 cm
Andesitic volcanic breccia with
ore clast B showing bornite core
and chalcopyrite crust. The
specimen is 10 cm long
Sl. 3 - Fig. 3
Andezitska vulkanska breča
z manjšim rudnim klastom B, ki
vsebuje izmed bakrovih minera-
lov le halkopirit. Prisotni so tudi
sulfidni drobci in zma. Vzorec je
dolg 11 cm
Andesitic volcanic breccia with
smaller ore clast B which con-
tains chalcopyrite as unique
copper mineral. Sulfide frag-
ments and grains are also pre-
sent. The specimen is 11cm long
312	o 14	Matij a Drovenik
Tabla 3 - Plate 3
Sl. 1 - Fig. 1
Zelo lepo razviti covellinski li-
stiči so obdani z mlajšim, kre-
menom. Odsevna polarizirana
svetloba
Very well developed covellite
sheets surrounded by younger
quartz. Reflected palarized light
Sl. 2 - Fig. 2
Covellinski lističi so obdani
z mlajšim piritom. Odsevna po-
larizirana svetloba
Covellite sheets surrounded by
younger pyrite. Reflected
polarized light
Sl. 3 - Fig. 3
Tanke piritne skorje ob covel-
linskih lističih. Odsevna polari-
zirana svetloba
Thin pyrite rims along covellite
sheets. Reflected polarized light
Prispevek k poznavanju rudnih klastov iz rudnega telesa Novo okno...	313
Tabla 4 - Plate 4
Sl. 1 - Fig. 1
Covellinski lističi »plavajo«
v piritu. Odsevna polarizirana
svetloba
Sheets of covellite "floating" in
pyrite. Reflected polarized light
Sl. 2 - Fig. 2
Drobnozrnata covellinsko-pirit-
na osnova. Odsevna polarizira-
na svetloba
Fine-grained covellite-pyrite
groundmass. Reflected polarized
light
Sl. 3 - Fig. 3
Zelo majhna covellinska in pi-
ritna zrna (C+P) ter skorjasti pi-
rit (P). Odsevna polarizirana
svetloba
Tiny covellite and pyrite grains
(C+P), as well as pyrite with col-
loform bands (P). Reflected
polarized light
314
o 14	Matij a Drovenik
Tabla 5 - Plate 5
Sl. 1 - Fig. 1
rennantit (T) nadomešča covel-
linske lističe. Belo je pirit in
temno sivo kremen. Odsevna po-
larizirana svetloba
Tennantite (T) replaces covellite
sheets. Note pyrite (white) and
quartz (dark grey). Reflected
polarized light
Sl. 2 - Fig. 2
Dva značilna preseka »lamelar-
nega halkozina«. Osnovo gradi
digenit, lamele pa rombični hal-
kozin. Ni jedkano! Odsevna po-
larizirana svetloba
Two characteristic sections of
"lamellar chalcocite". Ground-
mass belongs to digenite, and
lamellas to rhombic chalcocite.
Unetched! Reflected polarized
light
Sl. 3 - Fig. 3
Filmi rombičnega halkozina in
digenita med covellinskimi listi-
či. Odsevna polarizirana svet-
loba
Films of rhombic chalcocite and
digenite between covellite
sheets. Reflected polarized light
Prispevek k poznavanju rudnih klastov iz rudnega telesa Novo okno...	315
Tabla 6 - Plate 6
Sl. 1. - Fig. 1
Korodirani ostanki covellinskih
lističev (C) v osnovi iz rombične-
ga in »lamelarnega halkozina«
ter digenita. Odsevna polarizi-
rana svetloba
Corroded remnants of covellite
sheets (C) in the groundmass of
rhombic and "lamellar chalco-
cite", as well as of digenite. Re-
flected polarized light
Sl. 2 - Fig. 2
Popolna psevdomorfoza rom-
bičnega in »lamelarnega halko-
zina« ter digenita po covellin-
skih lističih. Nekdanje meje med
njimi označujejo zelo majhne
pore. Prisotna so posamezna pi-
ritna zma (belo). Odsevna pola-
rizirana svetloba
Complete pseudomorphs of
rhombic chalcocite, "lamellar
chalcocite" and digenite after
covellite sheets. Their former
boundaries indicated by tiny
pores. Note some pyrite grains
(white). Reflected polarized
light
Sl. 3 - Fig. 3
Razvrstitev piritnih zm kaže
oblike nekdanjih covellinskih li-
stičev, ki so bili povsem spreme-
njeni v rombični in »lamelami
halkozin« ter v digenit. Odsevna
polarizirana svetloba
Arrangement of pyrite grains
shows the shapes of former
covellite sheets which have been
completely replaced by rhombic
chalcocite, "lamellar chalco-
cite" and digenite. Reflected
polarized light
316	o 14	Matij a Drovenik
Tabla 7 - Plate 7
SL 1 - Fig. 1
Lepo razvit covellinski listič je
obrastla piritna skorja, nato pa
ga je nadomestil »lamelami hal-
kozin«. Ni jedkano! Odsevna
polarizirana svetloba.
Well developed covellite sheet
was overgrown with pyrite rim
and later replaced by "lamellar
chalcocite". Unetched! Re-
flected polarized light
SL 2 - Fig. 2
Lepo razvit covellinski listič je
najprej obdal kremen, nato pa
ga je nadomestil »lamelami hal-
kozin«. Ni jedkano! Odsevna
polarizirana svetloba
Well developed covellite sheet
was first surrounded by quartz
and then replaced with "lamel-
lar chalcocite". Unetched! Re-
flected polarized light
Sl. 3 - Fig. 3
Covellinski lističi so bili obdani
z drobnozrnatim agregatom
kremena in pirita ter nato nado-
meščeni z »lamelarnim halkozi-
nom«. Ni jedkano! Odsevna po-
larizirana svetloba
Covellite sheets surrounded
with fine-grained aggregate of
pyrite and quartz were later re-
placed by "lamellar chalcocite".
Unetched! Reflected polarized
light
Prispevek k poznavanju rudnih klastov iz rudnega telesa Novo okno...	317
Tabla 8 - Plate 8
Sl. 1 - Fig. 1
Bornit (B) nadomešča rombični
halkozin, »lamelami halkozin«
in digenit ob majhnih porah.
Odsevna polarizirana svetloba
Bornite (B) replaces rhombic
chalcocite, "lamellar chalco-
cite" and digenite along tiny
pores. Reflected polarized light
Sl. 2 - Fig. 2
Prvotni covellinski lističi,
obraščeni s piritom, so sedaj
bomit (B). Odsevna polarizirana
svetloba
Former covellite sheets rimmed
by pyrite are now bomite (B).
Reflected polarized light
Sl. 3 - Fig. 3
Prvotni covellinski lističi so se-
daj bomit (B). Tega ob robovih
nadomešča mlajši halkopirit
(belo). Odsevna polarizirana
svetloba
Former covellite sheet are now
bornite (B), which is replaced
along borders by younger chal-
copyrite (white). Reflected
polarized light
318	o 14	Matij a Drovenik
Tabla 9 - Plate 9
Sl. 1 - Fig. 1
Halkopirit (belo) se nepravilno
vrašča v bornit (B), ki gradi nek-
danje covellinske lističe. Odsev-
na polarizirana svetloba
Chalcopyrite (white) grows irre-
gularly into bornite (B), which
built up former covellite sheets.
Reflected polarized light
Sl. 2 - Fig. 2
Nekdanji covellinski lističi so
povsem spremenjeni v halkopi-
rit. Temno sivo je kremen. Od-
sevna polarizirana svetloba
Former covellite sheets are en-
tirely altered to chalcopyrite.
Dark grey is quartz. Reflected
polarized light
Sl. 3 - Fig. 3
Piritni robovi ob nekdanjih co-
vellinskih lističih, ki so sedaj
halkopirit. Temno sivo je kre-
men. Odsevna polarizirana svet-
loba
Pyrite rims along former
covellite sheets, which are now
chalcopyrite. Dark grey is
quartz. Reflected polarized light
GEOLOGIJA 35, 319-318 (1992), Ljubljana
UDK556.332.34:551.44(497.12)=863
Hidrogeološke raziskave zaledja izvira Šumetac ob Kolpi
Hydrogeological investigations of the resurgence Šumetac on the river Kolpa
and its tributary area
Dušan Novak & Janez Rogelj
Geološki zavod Ljubljana, Dimičeva 14, 61000 Ljubljana
Kratka vsebina
V okviru hidrogeoloških raziskav za nadomestitev zajetja pitne vode Dolski
potok z izvirom Šumetac smo opravili tudi barvanje ponikalnic v zaledju.
Obarvali smo dva potoka, ki ponikujeta na južnem obrobju Šibja, vzpetine
med Mozljem in Knežjo Lipo. Obarvana voda se je po enajstih oziroma treh dneh
znova pojavila v izviru Šumetac ob Kolpi.
Abstract
Within the frame of hydrogeological investigations for the substitution of
water supply plant Dolski potok dye tests have been made on two of the sinking
brooks.
The brooks sinking at the southern borderland of Šib je hill between Mozelj
and Knežja Lipa have been color traced. The dyed water reappeared in the
resurgence of Šumetac on the river Kolpa after eleven resp. three days.
Uvod
Zajetje pitne vode v Dolu ob Kolpi napaja vodovodni sistem Dol-Predgrad-Ra-
dence. Zajet je eden izmed stranskih pritokov Dolskega potoka. Vode ne primanjkuje,
pač pa se njena kakovost stalno poslabšuje. Raziskave v okviru zaščite tega vodnega
vira (Geološki zavod Ljubljana) in raziskave za oskrbo Bele krajine s pitno vodo
(Inštitut za raziskovanje Krasa) so okvirno omejile vodozbirno območje tega zajetja.
Ugotovljeno je bilo, da se celotna Poljanska dolina s Koprivnikom odceja v izvire
Dolskega potoka.
Izvir Šumetac* je eden izmed večjih izvirov, ki odmaka j o ozemlje južno od
Kočevja med Brodom na Kolpi in Poljansko dolino. Od Kostela navzdol se vrste na
levem bregu Kolpe: Kotnice pri Žagi, bruhalnik Kobilina jama pri Lobiču, Grgljev in
Žlebanski studenec pri Grglju, izvir Bilpa, pri Vrtu izviri Šajsbinkerl, Curpaherl,
* Ime Šimetac je zabeleženo še na topografski karti 1:25.000, ki jo je izdal VGI leta 1939.
V Krajevnem leksikonu Slovenije, II, 1971, je že uveljavljeno ime Šumetac.
320	Dušan Novak & Janez Rogelj
Sušac in Šumetac. Pri Lazah so Žnidarjev studenec, Mihelčičev studenec in Mrzli
izvir ter izvir pri Stoparjevem mlinu. Zadnji so izviri Dolskega potoka na Dolu.
Nekateri od teh presihajo ali pa so ob nizkih vodah neznatni. Med večje in stalne
štejemo le Kotnice, Bilpo, Šumetac in Dolski potok.
Glede na sedimente v izviru in izvirnih jamah sodimo, da se v Kotnico stekajo
vode z območja Kočevske Reke (Novak, 1969). Izvir Bilpa odvaja vode kočevske
Rinže. Barvanje leta 1956 ob nizki vodi (Novak, 1987) in ono iz leta 1988 ob srednji
vodi je dalo jasne podatke, da se v ta izvir odmaka le območje Rinže (H a b i č, 1988;
Habič et al., 1990). Barvanje vode v Koprivniku je pokazalo, da se voda pojavi
v Dolskem potoku (Habič, 1988). Voda s Koprivnika se je pojavila po 12 dneh, iz
Rinže pri Livoldu pa po 17 dneh.
Pri teh sledenjih je bil Šumetac neobarvan. Podatki so omogočili sklepanje, da
imajo izviri ob Kolpi vsak svoje ločeno zaledje in da se vode med seboj ne mešajo.
Podzemeljski tokovi so, kot kaže, razmeroma strnjeni.
V	okviru raziskav za izboljšanje preskrbe z vodo na tem območju smo kot
najugodnejši vodni vir izločili Šumetac.
Po dosedanjih redkih meritvah sodijo, da ima glede na nizek pretok, zgolj 40 l/s,
Šumetac zaledja okoli 13km2, in to v južnem pobočju Šib j a med Mozljem in Knežjo
Lipo (Habič, 1988).
Obširno območje Graščice in Kozjice odmakajo izviri pri Lazah, deloma izviri
Dolskega potoka, del vode pa se verjetno izteka tudi v razpršenih izvirih ob sami
Kolpi.
Geološka slika
Šibje je po podatkih Osnovne geološke karte, lista Delnice (Savič & Dozet,
1985), masiv, zgrajen iz paleozojskih in srednje ter zgornjetriadnih kamnin, ki so ob
prelomih pogledale izpod zgornj etriadnega dolomita in so nanj od severa narinjeni
kredni in jurski apnenec in dolomit.
Proti jugu, proti Kolpi, sledita v normalnem zaporedju triadni in jurski dolomit.
Ob in na njima leži kredni apnenec. Sem in tja so plasti posameznih kamnin ob
reverznih prelomih premaknjene in s prelomi v smeri sever-jug razsekane v bloke.
Suhe doline in podolja
V	zelo zakraselem reliefu zasledimo nekaj suhih podolij in bolj zakraselih obmo-
čij. Smer »predkraške« Rinže na zahodni strani domnevamo skozi Dolgo vas in mimo
Livolda do pod Mozlja, kjer so zadnji, le ob visoki vodi aktivni požiralniki. Podolje
poteka južno od Mozlja skozi Duboke jame mimo Ferderba do Ferdrenga, kjer se
razširi in zavije proti jugu.
Druga suha dolina je ob stari cesti od Rajndola proti Knežji Lipi. Nadaljuje se po
Spodnjeloški dolini v smeri proti jugu, od Vidma pa se tej dolini priključi nekdanji
»pritok«. Omeniti kaže še široko Poljansko dolino med Predgradom in Brezovico, kjer
se iztekata podolji od Nemške Loke in izpod Svetlega Potoka ob severnem in
severovzhodnem robu Šibja.
Zelo zakrasela cona poteka od Jam pri Rajndolu proti jugu proti Lapinjam in je
ločena od spodnjeloške doline s hrbtom preko kot 598-584-515 do vrha 562 pri Turnu.
Vsa ta podolja so tudi tektonsko pogojena. Bodisi kemična, bodisi mehanska erozija
Hidrogeološke raziskave zaledja izvira Šumetac ob Kolpi	32 5
je bila ob prelomnicah znatno močnejša kot v bolj oddaljeni in manj razpokani
okolici. Vsekakor je težko dokazovati, da so to doline nekdanjih predkraških vodnih
tokov. Tudi Habič (1988) meni, da »starejše fluvialne in mlajše kraške oblike niso
dovolj zanesljive za dokazovanje smeri podzemeljskega odtoka in ne omogočajo
podmen o resničnih podzemskih zvezah«. Glede na lokalne razmere pa se sklep, da so
to smeri podzemeljskega toka, ponuja kar sam. Te smeri so bolj razpokane in bolj
zakrasele ter s tem tudi bolj prepustne glede na sosednja, tektonsko manj prizadeta
območja.
Barvanje
V požiralnik v Jamah (Jazbina) smo jeseni 1990 vlili 5 kg raztopljenega uranina.
Barva se je v koncentraciji, vidni s prostim očesom, pojavila po enajstih dneh v izviru
Šumetac; vode so takrat upadale.
Pol leta kasneje smo z 10 kg rhodamina obarvali potok, ki je izginjal v požiralnik
na zahodnem robu Knežje Lipe. V rupe je ponikovalo okoli 2 l/s vode. Barva se je po
dobrih treh dneh v močni koncentraciji pojavila prav tako v Šumetcu.
Hidrogeološke razmere
Z južnega pobočja Šibja se med Mozljem, Rajndolom in Knežjo Lipo stekajo
površinske vode do litološke meje, kjer izgine v podzemlje domala vsak potok
posebej. Ob stiku spodnjetriadnega laporovca z zgornjetriadnim dolomitom so šte-
vilni manjši golti in požiralniki. Večji požiralnik je le v Peklu, kak kilometer severno
od ceste Rajndol-Knežja Lipa.
Prvi potok je Pohle, ki ponikuje ob cesti z Mozlja v Kočarje. Do požiralnikov
priteče le še ob deževju, sicer vodo izgublja že višje ob strugi.
Naslednji večji potok ponikuje le še ob višji vodi na severnem robu kamnoloma
pod Mozljem. Tudi ta ponikuje večinoma že nekaj sto metrov pred zadnjimi požiral-
niki.
322	Dušan Novak & Janez Rogelj
Sl. 1. Geološka karta območja Šumetca (Savič & Dozet, 1985)
Hidrogeološke raziskave zaledja izvira Šumetac ob Kolpi	32 5
Fig. 1. Geological map of Šumetac area (Savie & Dozet, 1985)
324	Dušan Novak & Janez Rogelj
Med Rajndolom in Knežjo Lipo je v območju Jam nekaj vrtač, kjer ponikujejo
vode, ki v krajših potokih pritekajo od severa. Enega od teh smo barvali novembra
1990.	Med barvanjem je bilo stanje vode nizko, saj je bil pretok vode v potoku le 1,5 l/s.
Ob njem je na litološkem stiku proti jugovzhodu globoka in večja dolina. Z več
strani vanjo pritekajo potoki, ki skupaj poniknejo pod visoko južno steno. Zaradi
odmaknjenosti imenujejo dolino Pekel. Požiralnik je večja jama, v kočevarski jamar-
ski dokumentaciji imenovana Höhleloch, Jama v Peklu.
Tudi vzhodneje, ob cesti proti Knežji Lipi, je vrsta potokov in požiralnikov, tja do
zadnjega, ki je na izviru zajet za oskrbo naselja s pitno vodo. Tega smo obarvali aprila
1991.
Sodimo, da je na južnem robu Šibja v začetku aprila 1991 ponikovalo okoli 15 l/s
vode.
Tudi s severnega pobočja Šibja tečejo potoki površinsko in ponikujejo pri Kočar-
jih in Kačjem Potoku, na litološkem stiku. Največjega so barvali in ugotovili, da
odteka proti Radeščici.
Hrbet Šibja, zgrajen iz paleozojskih kamnin, predstavlja del površinske razvod-
nice, kar je v tem območju že redkost. Smeri podzemeljskega odtekanja vod, ki se
stekajo s Šibja, govore v prid trditvi, da je blok paleozojskih kamnin vkleščen med
karbonatne mezozojske kamnine. Ob prelomu, ki v glavnem poteka v dinarski smeri,
so paleozojske kamnine v smeri proti jugozahodu spuščene. V območju Kočevske
Reke, v dolini Mokrega Potoka, te kamnine ponovno izdanjajo na površju.
Del podzemeljskega toka pod južnimi pobočji lahko sledimo v podzemeljski Jami
v Peklu (sl. 2.). Nepreverjene informacije opozarjajo, da bi v območje te jame lahko
pred desetletjem in več odlagali z antraksom okuženo mrhovino. Analize vode bodo
morale biti torej še natančnejše. Vhod vanjo se odpira pod deset metrov visoko skalo.
Med večjimi balvani je možno zlesti dvanajst metrov globoko do pravega vhoda. Proti
jugovzhodu se ob kratkem prečnem rovu vodoravni rov zoži. Proti jugu je rov še okoli
30 m dolg in dobro prehoden. Na polovici izvira izpod grušča manjša voda, ki
ponikuje kakih 30 m pred vhodom v jamo. Ta rov se konča ob prečnem rovu, po
katerem tudi teče potok. Proti toku potoka, ki priteka po rovu od zahoda, je okoli 280
m do končnega podora. Rov je visok 5-10 m in širok 5-7 m. Pogostni ob rovu so
Hidrogeološke raziskave zaledja izvira Šumetac ob Kolpi	32 5
Sl. 2. Tloris Jame v Peklu (po Novak, 1955)
Fig. 2. Ground-plane of the Cave in Pekel (after Novak, 1955)
326	Dušan Novak & Janez Rogelj
manjši podori in kolenasti ovinki. S tokom proti vzhodu postaja rov nižji. Po 50 m se
strop spusti do vode. Med našim obiskom je po rovu teklo okoli 10 l/s vode (Novak,
1955).
Relativno majhen strmec podzemeljskih rovov, ki potekajo v smeri proti jugu in
jugovzhodu, daje slutiti, da je to območje le plitvo zakraselo. Mogoče je tudi, da je
blizu pod vodnim tokom talna bañera paleozojskih ali drugih manj prepustnih
kamnin. Na to lahko sklepamo tudi iz majhne hitrosti podzemeljskega pretakanja iz
požiralnika Jazbina. Sodimo, da je podzemeljski tok najpočasnejši v odseku med
Rajndolom in Knežjo Lipo, kjer vodni tok v Jami v Peklu očitno zbira prenikajoče
vode ob prepustnem litološkem stiku.
Iz geološke situacije lahko tudi sklepamo, da se podzemeljske vode drže razpoka-
nih con vzdolž tektonskih linij - verjetno onih, ki potekajo proti jugu ali pa onih
vzdolž spodnjeloškega podolja.
Sinklinala jurskega dolomita v Graščici s podlago triadnega dolomita je možna
bariera, ki preprečuje podzemeljsko odtekanje voda proti Dolu, kljub temu, da so
mlajše kamnine v jedru sinklinale zakrasele (Novak, 1960).
Območje izvira Šumetac
Severna razvodnica, ki poteka po hrbtu Šibja, je površinska od kote 590 nad
Rajndolom do kote 580 nad ICnežjo Lipo. Na zahodni strani lahko po hidrogeoloških
možnostih pretakanja sodimo, da se podzemeljska Rinža pretaka skozi Šahen, kjer je
ob visoki vodi možno tudi prelivanje proti Radeščici. Visoka voda Rinže to ozemlje
napolni in se tu tudi zadržuje. Ob barvanju 1. 1956 je bila namreč obarvana tudi voda
bližnje Jame v Šahnu. Da pa se podzemeljska voda v Šahnu dvigne skoraj do površja,
smo ugotovili v Breznu Pri Treh križih (Novak, 1963). Visoka voda teče po dolomit-
nih plasteh mimo Dolge vasi in Livolda po površju do bližine Mozlja, kajti hitrejši
podzemeljski pretok skozi manj prepustni dolomit je otežkočen. Šele v apnencu
zatem podzemeljski tok usmerjajo razpokane in zakrasele cone ob prelomih proti
Bilpi. Severozahodno in zahodno razvodnico bi lahko potegnili po milonitiziranem
dolomitnem svetu proti Mariji Pomagaj ter po manj zakraselem delu na Volčjo
Steno-Lapinje in proti Vrtu ob Kolpi.
Vzhodna razvodnica poteka prav tako sprva preko dolomitnega sveta in vzdolž
spodnjeloškega preloma. Ob njem je dolomit pretrt in predstavlja bočno bariero za
podzemeljske vode. S tem dobimo velikost padavinskega zaledja okoli 16 km^.
Možnosti onesnaževanja kraške podzemeljske vode
V padavinskem zaledju izvira Šumetac sta naselji Rajndol z okoli 46 prebivalci in
Knežja Lipa s 6 družinami (30 ljudi). V obeh naseljih so živinorejske farme z okoli 280
glavami goveje živine ter 290 glavami manjše živine, svinj in drobnice. Na vmesnem
ozemlju, do Kolpe, so posamezne hiše, zaselki, razvito je gozdarstvo, vendar je
dandanes gozd že močno izčrpan. Analize kažejo za kraško vodo dokaj zadovoljivo
kakovost vode.
Hydrogeological investigations of the resurgence Šumetac on the river Kolpa...	327
Sklep
Dosedanje raziskave vodnega vira Šumetac so dale ugodne rezultate. Sanitarno-
kemične analize vode so pokazale, da je voda še primerna za preskrbo prebivalcev
s pitno vodo, s tem da se vodni vir zaščiti in onesnaževalci sanirajo. Pri tem je treba
upoštevati, da pripada zaledje kraškemu svetu in da je to edini vodni vir v dolini, ki je
relativno še primeren.
Dosedanje raziskave so potrdile domnevo, da se zaledje izvira med Mozljem in
Knežjo Lipo, vode s Kočevskega in s Koprivnika, ne odtekajo v Šumetac.
Ob Kolpi so med Kostelom in Dolom med večjimi na levem bregu, izviri Kotnice,
Bilpa, Šumetac in Dolski potok. Pri dosedanjih raziskavah je ostajal Šumetac
neobarvan in zanj še ni bilo določeno zaledje.
Vodo tega izvira bi morali zajeti z globoko vrtino. Na ta način bi se deloma
izognili vplivu pripovršinske zakraselosti in zmanjšala bi se kalnost ob visokih
vodah.
V okviru drugih raziskav za lokacijo deponije odpadkov smo pregledali Šibje. To
je vzpetina, ki je zgrajena iz paleozojskih in spodnj etriadnih skladov, pretežno
klastitov. Obrobje tega masiva je zgrajeno iz zakraselega triadnega in jurskega
dolomita ter jurskega in krednega apnenca.
Na južnih in severnih pobočjih tega območja je niz manjših in večjih potokov, ki
ponikujejo na stiku z zakraselimi kamninami. Dva od njih na južni strani smo
obarvali.
Po enajstih oziroma treh dneh se je obarvana voda pojavila v izviru Šumetac.
Sodimo, da se v ta izvir podzemeljsko odmaka skoraj vse južno pobočje Šibja,
najverjetneje vzdolž zakrasele cone, ki poteka od Jam proti Lapinju.
Hydrogeological investigations of the resurgence Šumetac on the river Kolpa
and its tributary area
Summary
On the left bank of the river Kolpa bet^^een Kostel and Dol occur several major
resurgences like Kotnica, Bilpa, Šumetac and the brook of Dol. The research per-
formed hitherto with the aim of water supply and landfill proved that Šumetac
remained uncolored and its tributary area undetermined yet.
Within the frame of other investigations Šibje has also been researched. This is
a hilly area composed of Paleozoic and Lower Triassic mostly clastic rocks. The
borderland of this massif consists of the karstified Triassic and Jurassic dolomite and
Jurassic and Cretaceous limestone.
On the southern and northern slopes of the area is a series of minor or major
brooks sinking at the contact with the karstified rocks. On two of them dye tests have
been made.
After 11 resp. 3 days the colored water appeared in the Šumetac resurgence. To
our opinion almost the entire southern slope of Šibje is being drained undeground,
most probably along the karstified zone extending from Jame toward Lapinje.
328	Dušan Novak & Janez Rogelj
Literatura
Habič, P. 1988, Sledenje voda v zaledju Dobličice. Arhiv IZRK ZRC SAZU, Postojna.
Habič, P., Kogovšek, J., Bricelj, M., & Zupan, M. 1990, Izviri Dobličice in njihovo
širše kraško zaledje. Acta carsologica, SAZU, 19, 5-100. Ljubljana.
Novak, D. 1955, Nekaj o jamah iz okolice Mozlja na Kočevskem. Speleolog, 3/3-4, 17-20,
Zagreb.
Novak, D. 1960, Veliki Zjod. Proteus, 23/2, 50-51, Ljubljana.
Novak, D. 1963, Brezni pri Treh križih. Naše jame, 4, 23-25, Ljubljana.
Novak, D. 1969, Izvir Kotnice in njegovo hidrografsko zaledje. Varstvo narave, 6, 25-36,
Ljubljana.
Novak, D. 1987, Podzemeljski vodni tokovi na Dolenjskem. Dolenjski kras 2, JK Vinko
Pederšič-Batreja, 23-27, Novo mesto.
Savie, D. & Dozet, S. 1985, Tolmač lista Delnice. Osnovna geološka karta 1:100 000,
Beograd.
GEOLOGIJA 35, 329-336 (1992), Ljubljana
UDK 556.332:551.44:502(497.12)=863
Avtocesta Razdrto-Divača-Sežana in njen vpliv na podzemeljske
vode na Krasu
The Highway Razdrto-Divača-Sežana and its Influence upon the
Groundwater on Kras (Karst)
Dušan Novak
Geološki zavod Ljubljana, Dimičeva 14, 61000 Ljubljana
Kratka vsebina
Bodoča avtocesta Razdrto-Divača-Sežana bo prečkala območje intenzivne
zakraselosti in ožje območje podzemeljskega toka Notranjske Reke.
Kraška podzemeljska voda se iz različnih smeri steka proti izvirom Timave pri
Nabrežini in proti črpališču Kraškega vodovoda pri Brestovici.
Vplivi z območja avtoceste lahko dosežejo izvire Timave v okoli enajstih dneh.
Zato je potrebno v projektu predvideti ustrezno zaščito, da ne bi prišlo do
onesnaženja kraške podzemeljske vode.
Abstract
The future highway Razdrto-Divača-Sežana will cross the area of intense
karstification and the narrow district of the underground course of the Notranjska
Reka.
The karstic groundwater flows from various directions towards the Timava
near Nabrežina and towards the pumping station of the Kras Water Supply
System at Brestovica.
The influences from the highway area can reach the Timava springs within 11
days. The adequate protection has to be forseen in order to prevent the pollution of
the karst underground waters.
Uvod
Načrtovana in deloma že pričeta avtocesta poteka po južnem obrobju Krasa.
Z Razdrtega poteka mimo Golega Vrha in po hrbtih nižjega hribovja v dolino med
Dolenjo vasjo in Senožečami, nadalje pod obstoječo cesto na Čebulovici pa do bližine
Divače. Nad Divačo zavije proti Žirju in Sežani, ki jo obide na severu in zahodu. Na
staro cesto se priključi pri Fernetičih.
Geološka sestava
Antiklinorij krednega apnenca in dolomita, iz katerih je zgrajen osrednji del
Krasa, obdaja na severu ob Vipavski dolini in na jugozahodu ob obali skladovnica
terciarnega f oraminifernega in lapornatega ter ploščastega apnenca in fliša ( B u s e r,
330	Dušan Novak
Devin
SL 1. Hidrogeološka karta Krasa
(po osnovni geološki karti 1:100000, list Postojna, 1967; list Gorica, 1968)
Avtocesta Razdrto-Divača-Sežana in njen vpliv na podzemeljske vode...	331
Fig. 1. Hydrogeological map of Kras
(after geological map 1:100 000, sheet Postojna, 1967; sheet Gorica, 1968)
332	Dušan Novak
1968; Pleničar, 1970). V osrednjem delu opazujemo na planoti pri Tomaju, Komnu,
Pliskovici, Dutovljah in drugod krpe krednega skrilavega in ploščastega apnenca
z roženci. Na jugu prehaja kredni apnenec v pokrov paleocenskega apnenca in
eocenskega fliša (slika 1).
Ves antiklinorij je razlomljen s prelomi; med pomembnejšimi je potrebno omeniti
prelom, ki poteka vzdolž suhega podolja od Divače proti Gorjanskemu in Opatjemu
selu ter raški prelom, ki poteka mimo Gabrč, pod Čebulovico in vzdolž zgornjega dela
Raše mimo Štanjela in Branika. Ob njem je nastala ostro vrezana dolina.
Hidrogeološke lastnosti kamnin
Kredni apnenec in dolomit ter paleocenski apnenci so v splošnem razpokani in
zakraseli. Predvsem v razpokanih conah ob prelomih seže zakraselost v večje globine.
Fliš v obrobju Krasa deluje kot bočna bariera razpoklinsko-kraškega apnenče-
vega vodonosnika. Pretrgan je le ponekod med Nabrežino in Štivanom. Tam se
pojavljajo brojnice in izvirni sistem Timave.
S fliša odteka voda pretežno površinsko. V odseku med Razdrtim in Senožečami
se vode s fliša stekajo proti Močilniku in v Vipavo ter v potoke, ki ponikujejo
v senožeškem območju. Visoke vode teh ponikalnic odtekajo po največkrat suhi
strugi proti dolini Raše. Tudi ob Raši nahajamo golte, ki požirajo in podzemeljsko
odvajajo njene nizke vode.
Paleocenske in najmlajše kredne apnenčeve plasti med Čebulovico in Divačo
površinsko hitreje preperevajo in je zato območje prekrito z debelejšo plastjo prepe-
rine. Ta cona usmerja plitvo podpovršinsko pretakanje vode v smeri vpadanja plasti.
Dolomit med Žirjem in Sežano predstavlja manj prepustno cono. Je manj zakra-
sel, vendar je razpokan. Tudi ta cona usmerja prenikanje vode v smeri vpadanja
plasti.
Kredni dolomit je v večji debelini relativni izolator, ki ločuje posamezne dele
sistema podzemeljskega odtekanja. Najmlajše kredne in paleocenske plasti so krovna
bariera, ki je razpokana in je za kraško podzemeljsko vodo le slaba površinska
zaščita.
Raziskave odtekanja podzemeljske vode
Ko so iskali vodne vire za oskrbo Trsta s pitno vodo, so raziskovali tudi podze-
meljske povezave (Š e r k o, 1946). Večkrat so označevali Notranjsko Reko pri požiral-
nikih v Škocjanskih jamah in uporabili različna sledila, kot so uranin, fuksin,
kvasovke, obročkane jegulje, litijeve, stroncijeve in cezijeve soli, kasneje tudi tritij.
Ugotovljene so bile povezave Reke z izviri med Trstom in Timavo. Ugotovili so tudi,
da so podzemeljski tokovi, ki so jih odkrili v Kačni jami (Kenda, 1984; Mihevc,
1984), le 3km od Škocjanskih jam, in v Labodnici pri Trebčah na italijanski strani,
tudi del podzemeljskega toka Notranjske Reke (Mosetti et al., 1963).
Te raziskave so domnevale dve smeri podzemeljskega pretakanja Notranjske
Reke: južno smer skozi Labodnico, južno od dolomitnega pasu med Divačo in Sežano
in zatem v bližini stika s flišem proti Timavi. Tu je bilo možno sklepati tudi na
dotekanje vode iz Matarskega podolja, kar pa novejša sledenja Matarskih ponikalnic
niso potrdila (Krivic et al., 1987, 1989). Severni del toka pa naj bi sledil staremu
Avtocesta Razdrto-Divača-Sežana in njen vpliv na podzemeljske vode...	333
podolju na severnem robu že omenjenega dolomitnega pasu. Tokova naj bi se združila
nekje pri Zgoniku.
V same izvire Timave in v nekatere izvire v okolici (izvire Lokavec, Moščenice,
Lisert, Močile) pa dotekajo tudi vode iz Vipavske doline, iz požiralnikov pri Vrtočah
in iz Soške ravnine skozi Doberdobski kras (B i d o v e C 1967; Cane i an, 1988). Skozi
Kras pa priteka proti Timavi tudi Sajevški potok z južnega obrobja Postojnske
kotline. Po 71 dneh se je ta voda pojavila v 40 km oddaljenih izvirih Timave. Tudi
potok, ki ponikuje ob cesti pod Senožečami, in ponikalnica pri Dolenji vasi se znova
pojavita v izvirih pri Nabrežini in v izvirih Timave (Habič, 1990). Povirje Timave
ima torej obsežno zaledje.
Vpliv avtoceste na podzemeljsko vodo
Zgrajena prometnica, cesta, onesnažuje podzemeljsko vodo z:
-	odtekaïijem onesnažene vode s cestišča in
-	nenadnimi izlivi iz prevoznih sredstev zaradi nesreč.
Vode, ki odtekajo s cestišča, odnašajo s seboj ostanke gume, izgorevanja goriv,
maziv, razsuti tovor, sol zaradi zimskega posipavanja, snovi, ki se odlagajo iz ozračja
in snovi, ki jih voda prinese iz bližnje okolice.
Zbirajo se različni ogljikovodiki, organske in neorganske ogljikove spojine, duši-
kove spojine, težke kovine (Pb, Cd, Cu, Sn, Hg, Fe, Ni). V novejšem času pri tem
sodelujejo še sredstva za zaščito, polikromatski ogljikovodiki kot rezultat nepopol-
nega izgorevanja, herbicidi za uničevanje plevela. Nekateri polutanti se zbirajo tudi
v rastlinah, ki absorbirajo del težkih kovin in s koreninskim sistemom deloma celo
zmanjšujejo pritisk polutantov na podzemeljsko vodo. Največja koncentracija je
v 10-2 O cm debelem humusnem sloju. Pravilno negovano rastlinstvo ob cestah je torej
kar pomembna zaščitna mera.
Vse to poslabšuje kakovost podzemeljskih vod, za pitno vodo pa so nekatere
komponente še posebno škodljive, npr. olja in težke kovine.
Nekontrolirani izliv tekočin ob nesrečah povzročajo težke posledice neglede na to,
ali so to naftni derivati ali druge^kemikalije (Košir, 1985).
Tovrstna onesnaženja so trajna oz. dolgotrajna in strupena. Odstranjevanje posle-
dic je v krasu nemogoče, ni časa za intervencijo, naravne možnosti preprečevanja
onesnaženja so majhne ali jih ni.
Na izvirih Timave in na Brojnicah pri Nabrežini so zajetja za oskrbo tržaškega
vodovoda s pitno vodo. Ta zajetja so oddaljena od trase avtoceste okoli 34km.
Kraški vodovod iz Sežane črpa kraško podzemeljsko vodo iz vrtin pri Klaričih in
Brestovici. Dane so tudi možnosti za razširitev črpališč še na nekaj bližnjih točk. Ta
črpališča so oddaljena od avtoceste okoli 30km (Krivic, 1980). Črpališča pri
Brestovici zajemajo vodo, ki se steka s Krasa od severa in severozahoda (Komen-
-Gorjansko), zahodno in vzhodno od dolomitne kupole pri Vojščici. Podobno lokalno
usmerja prenikanje vode tudi dolomit pri Brestovici. Ob prelomu Divača-Gorjansko
je prepustnejša cona, odkoder pa je le ponekod možno pretakanje podzemeljske vode
proti jugu.
Horizontalno pretakanje podzemeljske vode v Krasu je različno hitro, pač glede
na vodno stanje. Ob visoki vodi je hitrejše, ob nižji počasnejše. Timeus (Šerko,
1946) omenja pri raziskovanju Notranjske Reke hitrosti med 2,8 do 4,5cm/s, Mo-
334	Dušan Novak
setti s sodelavci (1963) pa med 1,4 do 2,4cm/s. Sajevški potok je tekel do izvirov
Timave s hitrostjo 0,6cm/s (Habič, 1990). Upoštevaje najpogostnejše hitrosti, lahko
sklepamo, da bi se onesnaženje pojavilo v izviru Timave že v dobrih enajstih dneh!
Hitro je tudi vertikalno prenikanje. Na Postojnskem krasu so s poskusi dokazali,
da bi se onesnaženje v vodnem rovu v globini 100 m pokazalo že v dveh urah. Vodni
tokovi na divaškem krasu so v globini okoli 200m (Kogovšek, 1984).
Glede na dostopne podatke lahko torej sklepamo, da območje avtoceste bolj ali
manj vpliva na podzemeljsko vodo Krasa nekako do Gorjanskega in na celotno ožje
območje podzemeljske Notranjske Reke.
Sklep
Območje Krasa je zaradi vdiranja škodljivih snovi v podzemlje stalno ogroženo,
po prometnicah se odvija nenehen promet. Le z varnostnimi ukrepi ob cestah lahko
onesnaženje v večji meri zmanjšamo.
Razpoklinsko-kraški sistem je zelo heterogen. Obstajajo celo bolj prepustne cone
z visokim skladiščenjem podzemeljske vode ali drugih tekočin. Spremembe so torej
tako v vertikalni kot v horizontalni smeri. Prepustne in zakrasele cone omogočajo
intenzivno infiltracijo, voda in tekočine slede najlažjim potem, slede prelomom in
razpokam. Investitorju smo zato tudi predlagali, naj ob morebitnem odkritju podze-
meljskih jam jamarjem omogoči, da le-te podrobno preiščejo. Pomembne so pred-
vsem jame, v katerih bi odkrili podzemne vodne tokove. Med Razdrtim in Senože-
čami, kjer poteka trasa po flišu, bo onesnaženje z avtoceste vplivalo najprej na
površinske in nato na podzemeljske vode. Do km 2,8 se vode stekajo v Vipavo, do km
6,0 pa proti ponikalnim potokom v Senožeškem podolju. Tja do Čebulovice so možna
onesnaženja dotokov v podzemeljsko Notranjsko Reko, dalje pa poteka trasa že kar
preko neposrednega območja same podzemeljske Reke.
Take razmere zahtevajo, da je potrebno vso vodo s cestišča in bližnje okolice, kjer
so možne nesreče, zbrati in odvesti na varno zunaj zaščitenega območja. Če to ni
možno, je potrebno vodo čimbolj prečistiti. To pomeni zanesljivo zbiranje in odvaja-
nje vode z velikih površin in bolj ali manj daleč.
Glede na mednarodne (Richtlinien, 1982) in domače izkušnje predlagamo
naslednje ukrepe:
izdelati je potrebno v celoti neprepustno kanalizacijo,
-	možne so rešitve z betonsko zaščitno ograjo, ki omogoča zaprto odvodnjavanje in
ne dovoljuje izlivanja zunaj cestišča. Preprečeno mora biti izlivanje zunaj zavaro-
vane cone. Posebna pozornost mora biti posvečena zaščiti pred nesrečami, tekočine
in vozila naj se zadržijo na površinah, kjer sta zagotovljeni kanalizacija in izolacija
(Margeta et al., 1985),
-	transport nevarnih snovi naj se odvija po uveljavljenih predpisih,
-	bencinske črpalke v teh območjih naj ne bi bile predvidene, počivališča in parkirni
prostori pa morajo biti opremljeni z ustrezno zaščito,
-	vzdrževanje objektov mora biti redno.
Seveda pa vse to velja tudi za vse druge prometnice na tem območju, kjer še ni
ustrezne zaščite, in za vse urbanizirane površine, kjer še ni zbiranja in čiščenja
komunalnih odplak. Tudi s teh površin se onesnažuje podzemeljska voda na Krasu.
The Highway Razdrto-Divača-Sežana and its Influence upon the Groundwater...	335
The Highway Razdrto-Divača-Sežana and its Influence upon the
Groundwater on Kras (Karst)
Summary
Karst is constantly threatened by the harmful substances coming from the traffic
surfaces into the underground. Only protective measures along the roads could
considerably reduce the pollution.
The fractured karstic system is very heterogeneous. More permeable zones w^ith
lower storage and less permeable zones with higher storage of groundwater and other
fluids are being discovered. The alterations thus appear in the vertical and horizontal
direction. An intense infiltration is enabled by the permeable and karstified zones;
water and other fluids are choosing the easiest ways, they are tracing the faults and
fractures.
Between Razdrto and Senožeče where the highway line is running on flysch, the
pollution from the highway will first affect the surface waters, and the groundwater
afterwards. Up to km 2.8 the waters are flowing into the Vipava and to km 6.0
towards the sinking brooks in the Senožeče Valley.
Down to Čebulovica the pollution of the inflows into the undergroundwater
course of the Notranjska Reka seems to be possible. Farther the highway line is
almost crossing the direct underground river area.
Such conditions require that all the water from the highway area and its nearby
surrounding where the accident may happen should be collected and lead away out of
the protective zone. Should this not be possible the water has to be thoroughly
purified i.e. a reliable accumulation and drainage of water from large road surfaces
must be provided.
Considering the international experiences and those acquired in our country the
following measures are proposed:
-	The construction of the entirely impermeable sewage system;
-	The solution, as for example the erection of the concrete protection enclosure
enabling the closed drainage and preventing from pouring of dangerous liquids off
the roadway, is also possible. One should also prevent the pouring off the protec-
tive zone. Special attention must be paid to the protection against the accidents,
i.e. fluids and vehicles must be kept at the places where the sewage system and
isolation are assured.
-	The transport of harmful substances must be performed in accordance with the
valid prescriptions.
-	In this zone the petrol pumping stations are not forseen, whereas the resting places
and parking lots must be furnished with the adequate protection.
-	Maintenance of structures must be performed regularly. It is obvious that all above
measures apply also for all other roads in this area.
Literatura
B i d o V e c, F. 1967, The Hydrosystem of Karstic Springs in the Timavo Basin. Hydrology of
fractured rocks. Vol 1, 263-274, AIHS, Louvain.
B u s e r, S. 1968, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000, list Gorica. Zvezni geološki zavod,
Beograd.
Cancian, G. 1988, Kraška hidrogeologija pri Doberdobu. JK Kraški krti, Doberdob.
336	Dušan Novak
Galli, G. & Raino, F. 1990, Da uno studio geochimico isotopico sulle sorgenti del Carso
Triestino. II Carso, 19, 21-26, Gorizia.
Gospodaric, R. 1983, Hydrogeological Features of Some Karst Parts of Slovenia. Hydro-
geology of Dinaric Karst, 185-197, Beograd.
Habič, P. 1990, Sledenje kraških voda v Sloveniji. Geogr. vestnik 61, 3-19, Ljubljana.
Kenda, I. 1984, Višinska izmera Kačne jame. 9. jug. speleol. kongres, 411-416, Zagreb.
Kogovšek, J. 1984, Vertikalno prenikanje vode v matičnem krasu v primerjavi s prenika-
njem v Planinski jami. 9. jug. speleol. kongres, 323-328, Zagreb.
Košir, M. 1985, Nevarne snovi vse bolj ogrožajo okolje in ljudi. Obramba in zaščita, 21,
26-30, Ljubljana.
Krivic, P. 1980, Poročilo o hidrogeoloških raziskavah z osnutkom odloka o varstvenih
pasovih vodnih virov pri Brestovici na Krasu. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana, Ljubljana.
Krivic, P., Bricelj, M., Trišič, N. & Zupan, M. 1987, Sledenje podzemnih vod
v zaledju Rižane (Slovenija, NW Jugoslavija). Acta carsologica, 16, 83-104.
Krivic, P., Bricelj, M. & Zupan, M. 1989, Podzemne vodne zveze na področju Čičarije
in osrednje Istre. Acta carsol. 18, Ljubljana.
Margeta, J., Doric, V. & Šestanovič, S. 1985, Izvedba odvodnje magistralne ceste
u vodozaštitnom području izvorišta u Kršu. Naše Gradjevinarstvo, 39, 2, 145-151, Zagreb.
Mihevc, A. 1984, Kačna jama. 9. jug. speleol. kongres, 417-422, Zagreb.
Mosetti, F., Ericsson, E., Bidovec, F., Hodošček, K. & Ostanek, L. 1963, Un
nuovo contributo alla conoscenza dell' idrologia sotterranea del Timavo. Tecnica Italiana, 28/4,
Milano.
Pleničar, M. 1970, Osnovna geološka karta 1:100000, Tolmač za list Postojna. Zvezni
geološki zavod, Beograd.
Richtlinien fur bautechnische Massnahmen an Strassen in Wassergewinnungsgebieten.
Forschungsgesellschaft für Strassen und Verkehrswesen, 1982.
Šerko, A. 1946, Barvanje ponikalnic v Sloveniji. Geografski vestnik, 28, Ljubljana.
NOVE KNJIGE - BOOK REVIEWS
Coward, M. P., Dietrich, D. & Park, R. G. (eds.): Alpine Tectonics. 1989,
VI+450 str., 25 X 18cm, vezano. Geological Society & Blackwell Scientific Publicati-
ons, Oxford, ISBN 0-632-02508-5, 65,00 funtov.
V knjigi je zbranih 23 razširjenih referatov, ki so bili predstavljeni na simpoziju
o tektoniki Alp leta 1987 v Londonu. V uvodnem prispevku avtorja Coward in
Dietrich nakažeta probleme in kontraverznosti v tektonskih in geodinamičnih
interpretacijah nastanka Alp. Drugi avtorji vsak iz svojega zornega kota odgovarjajo
na odprta vprašanja, ki sta jih predstavila uvodničarja. Za nas so seveda najzanimi-
vejši prispevki, ki se nanašajo na vlogo Periadriatskega lineamenta in nastanek
Južnih Alp.
Schmid s sodelavci (The role of the Periadriatic Line in the tectonic evolution of
the Alps) postavlja Periadriatski lineament v vlogo globokega kompleksnega preloma
z desnim horizontalnim ter reverznim zamikom. Desni horizontalni zamik ocenjuje
na okoli 300 km. Aktivnost Periadriatskega lineamenta kot desnega horizontalnega
preloma je vezana na dolgo obdobje od krede do oligocena. Ta zamik je bil vzrok za
kolizijo Jadranske in Evrazijske plošče v Zahodnih Alpah. V obdobju kolizije med
kontinentalnimi masami v tem delu Sredozemlja je ob lineamentu prišlo do iztiska-
nja in narivanja zgornje skorje Avstroalpidskega fragmenta, vsa druga avstroalpid-
ska litosfera pa se je podrinila, tako da danes sestavlja litosfersko korenino v astenos-
feri. Kot reverzen prelom z vpadom proti severu je bil Periadriatski šiv aktiven
predvsem v obdobju narivanja v Južnih Alpah, ki časovno ne sovpada z narivanjem
Avstroalpidov proti severu. Zato je gledanje na Periadriatski lineament kot na
klasično divergentno cono narivanja napačno. Proti vzhodu se lineament veže na
Zagrebški (Balatonski) transformni prelom. V razpravi argumentirano zavrača
Tollmanovo interpretacijo vloge Periadriatskega lineamenta, ki jo je v Sloveniji
nekoliko spremenjeno prevzel Premru.
D. Roeder (South-Alpine thrusting and trans-Alpine convergence) obravnava
nari vanj e na območju Južnih Alp v celotnem kontekstu konvergentnega stika Evra-
zijske in Jadranske plošče. H. P. Laubscher (The tectonics of the Southern Alps
and Austro-Alpine nappes: a comparsion) išče razlago za navidezno divergentno
narivanje ob Periadriatskem šivu. Podobno kot Schmid s sodelavci zavrača inter-
pretacijo Periadriatskega šiva kot klasične izvorne narivne cone (root zone). Po-
udarja izvor obeh geotektonskih enot na južnem obrobju Tetide, predvsem pa
narivanje Avstroalpidov proti severu in Južnih Alp proti jugu v različnih časovnih
obdobjih. Poudarja tudi veliko razliko v dolžini narivnih ploskev, ki so na območju
Avstroalpidov v povprečju desetkrat daljše kot na območju Južnih Alp. Celotna
translacija po narivnih ploskvah, ki izhajajo iz listričnih »detachment« (decollement)
prelomov, znaša v Avstroalpidih do več sto kilometrov, v Južnih Alpah in s tem tudi
v Sloveniji pa le nekaj deset kilometrov.
338	Nove knjige
St. Mueller (Deep-reaching geodynamic processes in the Alps) na podlagi
globoke refleksijske seizmike ugotavlja recentno podrivanje litosfere v Alpah. Narivi,
ki jih danes opazujemo v Alpah, sestavljajo le najvišji deli zemeljske skorje, vsa
preostala litosfera se že nekaj deset milijonov let »uničuje« ob subdukciji. Sklepa, da
je bilo ob procesu subdukcije v Alpah uničene poleg celotne oceanske tudi že okoli
250 kilometrov kontinentalne litosfere.
Eden izmed najboljših poznavalcev centralnega dela Sredozemlja, predvsem
problematike v zvezi z Jadransko ploščo, J. E. T. Channell piše v tem zborniku
o recentni subdukciji v Jonskem morju in problemu ekstenzije ter ekstremno stanj-
šane skorje v Tirenskem morju.
V tem kratkem pregledu velja omeniti vsaj še prispevek J. F. Deweya s sodelavci
(Kinematics of the Western Mediterranean). V njem se avtor ponovno loteva teme,
o kateri je pisal že pred dvema desetletjema. Njegov tekst je bil tedaj prelomen glede
na način reševanja problema tektonike Sredozemlja. V pričujočem prispevku se
loteva palinspastične rekonstrukcije zahodnega Sredozemlja do Panonskega bazena.
Knjigo končuje K. J. Hsu s prispevkom »Time and place in Alpine orogenesis: the
Fermor Lecture«. Tektoniko Alp postavlja v širši kontekst uniformatizma v geologiji.
Kritično ovrednoti nekatere pojme (»geosinklinala«, »orogenetska faza«) in išče zanje
ustrezne zamenjave in spremembe. Končuje z besedami: »Ne vidim nikakršnega
navzkrižja med geologijo Alp kot celote ali kateregakoli posameznega dela in teorijo
o tektoniki plošč. Paradoks je navidezen in izključno delo človeka, ki je obseden
s paradigmo globalnih sinhronih epizodnih orogenez, kakor so jih predstavili Elie de
Beaumont, Dana, Stille in Bücher«. Čas je, da tudi v Sloveniji poiskušamo razvoj
našega ozemlja predstaviti kot kontinuiran proces in ne kot epizodne dogodke. Ta
knjiga je v tem pomenu lahko dobro vodilo. Knjigo zato priporočam vsem, ki se na
kakršenkoli način srečujejo z regionalno geološko zgradbo Slovenije in jo povezujejo
s procesi konvergentnega stika med geotektonskimi (mikro)ploščami v Sredozemlju.
Tomaž Verbič
Cov^ard, M. P., Dewey, J. F. & Hancock P. L. (eds.): Continental Extensi-
onal Tectonics. 1987,XII+637str.,25 x 18 cm, vezano, Geological Society & Blackwell
Scientific Publications, Oxford, ISBN 0-632-01605-1, 69,00 funtov.
Knjiga je izbor devetintridesetih najodmevnejših referatov s simpozija na temo
kontinentalne ekstenzijske tektonike leta 1985 v Durhamu. Za naš alpidski, kompre-
sivno oblikovani prostor je knjiga kar nekoliko eksotična, saj se nanaša na regionalne
deformacije zemeljske skorje zaradi tenzijskih sil.
Od leta 1978, ko je izšlo temeljno delo na to temo izpod peresa D.McKenzieja,
do izida pričujoče knjige, je minilo manj kot desetletje. V tem obdobju je to področje
geologije doživelo težko zamišljeni razcvet. Predvsem gre ta razcvet pripisati zani-
manju naftne industrije, saj so v ekstenzijskih sedimentacijskih bazenih običajno
prisotne velike količine nafte in plina.
Prispevki, ki so pravzaprav razširjeni referati, so razdeljeni v pet poglavij. Prvo
(Fault Geometry and Associated Processes) je namenjeno teoretičnim izhodiščem
razvoja ekstenzijskih bazenov in geometriji normalnih prelomov, ob katerih ti bazeni
nastajajo. J. A. Jackson (Active normal faulting and crustal extension) na podlagi
seizmoloških podatkov ugotavlja geometrijske značilnosti raztezanja v litosferi. C. E.
Book reviews	339
Keen (Some important consequences of lithospheric extension) na kratko predstavi
pregled možnih posledic raztezanja od sedimentacijskega bazena z nezmanjšano
debelino skorje do nastanka oceanske skorje. Konča s sklepom, češ da opazovanja na
terenu kažejo na to, da so raziskovalci še daleč od razumevanja vseh procesov v zvezi
s kontinentalno ekstenzijo. Opozarja, da je raziskovanje sistema litosfera-astenosfera
šele na začetku in da odgovor za različne ekstenzijske modele leži prav v razumeva-
nju tega sistema. Tretji prispevek, ki ga velja omeniti iz uvodnega poglavja, po
tematiki nekoliko odstopa od drugih. M. R. Leeder inR. L. Gawthorpe (Sedi-
mentary models for extensionel tilt-block/half-graben basins) razlagata nekatere
najpogostnejše sedimentacijske modele, ki nastanejo ob ekstenziji - ob normalnih,
običajno listričnih prelomih.
Drugo poglavje se nanaša na ekstenzijo ozemlja Basin and Range v jugozahodnem
delu ZDA. To je danes zagotovo najbolje poznano območje kontinentalne ekstenzij-
ske tektonike. V tem poglavju je problematika obdelana iz različnih zornih kotov. Na
podlagi globokih seizmičnih refleksijskih profilov je problematiko predstavil R. W.
Allmendinger s sodelavci (Tectonic heredity and the layered lower crust in the
Basin and Range Province, western United States). V tem članku je detajlno interpre-
tiranih več kot 2000 km globokih seizmičnih profilov iz projekta Consortium for
Continental Reflection Profiling (COCORP). Na podlagi rezultatov interpretacije
avtorji zagovarjajo nastanek Basin and Range province ob normalnih listričnih
prelomih, ki so se razvili nad subhorizontalnimi razmejitvenimi (decoupling) hori-
zonti znotraj skorje, ti pa se združujejo v globlje horizonte na nivoju MOHO ali celo
pod njo. G. P. Eaton (Topography and origin of the southern Rocky Mountains and
Al varado Ridge) se ukvarja z relacijami topografija - gravimetri j a - MOHO - povr-
šinski toplotni pretok na območju južnega dela Skalnega gorovja. P. K. Eddington
s sodelavcema (Kinematics of Basin and Range intraplate extension) skuša na
podlagi seizmoloških podatkov kvantificirati premike ob normalnih prelomih na
Basin and Range območju.
Tretje poglavje (Extension in the NW European Continental Shelf) je namenjeno
ekstenziji v Severnem morju. M. J. Chedale s sodelavci (Extensional structures on
the western UK continental shelf: a review of evidence from deep seismic profiling)
interpretira geodinamični razvoj zahodnega dela Severnega morja na podlagi globo-
kih seizmičnih profilov iz projekta BIRPS (British Institutions Reflection Profiling
Syndicate). Tako kot Allmendinger je pozoren predvsem na subhorizontalne
razmejitvene cone, ki se nadaljujejo v zgornji skorji kot listrični prelomi. A. Beach
s sodelavcama (Extensional tectonics and crustal structure: deep seismic reflection
data from the northern North Sea Viking graben) na kratko na podlagi seizmičnih
profilov predstavi razvoj verjetno najbolj raziskanega ekstenzijskega bazena v Se-
vernem morju - Vikingškega jarka. F. Z e r v o s (A compilation and regional interpre-
tation of the northern North Sea gravity map) je na podlagi gravitacijskih anomalij
prišel do podobnih sklepov kot Beach s sodelavci na podlagi refleksijske seizmike.
Tenzijske sile v skorji in z njimi povezani normalni prelomi so rezultat anomalij
v zgornjem plašču in astenosferi.
Četrto poglavje (Extension in the Middle East) se nanaša predvsem na ekstenzijo
v Rdečem morju. V. Courtillot s sodelavcama (Kinematics of the Sinai triple
junction and a two-phase model of Arabia-Africa rifting) raziskuje evolucijo stičišča
treh geotektonskih plošč (Sinajske. Arabske in Afriške) od miocena naprej. V tem
prispevku avtorji potrjujejo predvidevanje A. M. Quennella, ki je že leta 1958
nastanek zaliva Elat in Mrtvega morja vezal na močan horizontalen prelom (Dead
340	Nove knjige
Sea Shear). Prav A. M. Quennellu, znanemu raziskovalcu tektonskih problemov
predvsem na Bližnjem vzhodu in v vzhodni Afriki, je tudi posvečen ta zbornik. Umrl
je namreč le nekaj dni pred simpozijem v Durhamu.
Zadnje poglavje (Extension in Thrust Belts) je namenjeno temi ekstenzije na
območjih kompresijsko nagubanih gorstev. Na to temo sta le dva prispevka, saj je do
spoznanja osnovnih načel inverzije kompresijske tektonike v ekstenzijsko prišlo šele
nedavno. Ekstenzija na konvergentnih stikih geotektonskih plošč je danes še slabo
poznana. V enem izmed dveh prispevkov L. H. Royden inB. C. Burchfiel (Thin-
skined N-S extension within the convergent Himalayan region: gravitational col-
lapse of a Miocene topographic front), ki sta znana kot velika poznavalca razvoja
Panonskega bazena, pišeta o ekstenziji zaradi gravitacije, ki je v pliocenu zajela
nekatere predele zgornje skorje v osrednji Himalaji. Avtorja na koncu prispevka
opozarjata, da bo v prihodnje potrebno več pozornosti nameniti normalnim prelo-
mom tudi v drugih konvergentnih gorskih verigah. Ta problematika pa se že kon-
kretno nanaša tudi na geološko zgradbo našega prostora, predvsem v neogenu.
Zbornik bo najbolj zanimal strokovnjake o geotektoniki, regionalni geologiji, še
posebno pa bo koristen za tiste, ki se ukvarjajo z različnimi raziskavami sedimenta-
cijskih bazenov.
Tomaž Ver bič
Margins: A Research Initiative for Interdisciplinary Studies of Processes Atten-
ding Lithospheric Extension and Convergence. (Proceedings of a Workshop sponso-
red by the National Rersearch Council, Beckman Center, Irvine, California, Novem-
ber 20-23, 1988). 1989, X + 285 str., 21 x 28cm, broširano. National Academy Press,
Washington, D. C., ISBN 0-309-04188-0, 37,80 USA.
Publikacija je nastala v času delavnice, ki so jo organizirali Continental Margins
Committee (CMC), Ocean Studies Board (OSB), Commission on Physical Sciences,
Matematics and Resources in National Research Council (NRC). Namen delavnice, ki
je imela vsebino koordinativnega sestanka, je bil določiti raziskovalne okvire in
formulirati najbolj pereče probleme o geologiji kontinentalnih robov, ki naj bi pri
reševanju imeli največjo težo in s tem tudi prednost pred drugimi. Delo delavnice je
potekalo v šestih skupinah, od tega so se tri ukvarjale s pasivnimi, tri pa z aktivnimi
kontinentalnimi robovi.
Vsebinsko je knjiga razdeljena na tri dele. Prvi del je uvoden, avtorji pa se v njem
ukvarjajo z organizacijo in sistematizacijo raziskav kontinentalnih robov. Konkretno
so v tem delu razdeljena in predstavljena področja, s katerimi so se ukvarjale
posamezne skupine delavnice. Tako so se skupine v sekciji, ki je obravnavala pasivne
robove, ukvarjale z mehaniko ekstenzije in z njo povezanim magmatizmom, sedimen-
tacijskimi modeli in diagenezo na pasivnih robovih. Skupine v sekciji za aktivne
kontinentalne robove so največ pozornosti namenile mehaniki in mehanizmu litos-
ferskih plošč, geološkemu razvoju aktivnega kontinentalnega roba in problemu
pretoka mase in energije ter kemičnim spremembam na aktivnih kontinentalnih
robovih. Cilj skupin je bil v teku delavnice določiti predvsem vsebino najpomembnej-
šega problema, okvir raziskav o tem problemu in najučinkovitejšo strategijo razi-
skav.
V drugem delu so zbrana poročila raziskovalnih skupin, ki so oblikovana v skladu
z vprašanji, postavljenimi v prvem delu. Prva skupina (Mechanics of rifting and
Book reviews	341
associated magmatism) se je ukvarjala predvsem s termalno in mehansko evolucijo
ekstenzijskih področij. Največ pozornosti so namenili nastanku normalnih listričnih
prelomov in s tem povezani stratifikaciji litosfere, mobilnosti in interakciji snovi in
energije znotraj sistema skorja-plašč, vertikalnemu transportu magme in medsebojni
povezanosti ekstenzije, izostazije, topografije, erozije in sedimentacije na pasivnih
kontinentalnih robovih. Predstavljene so bile nekatere raziskovalne metode in kon-
kretni novi projekti v okviru teh metod, ki naj bi v prihodnje dale največ uporabnih
podatkov. Med njimi je osrednje mesto zavzemala v današnjem trenutku najperspek-
tivnejša metoda, globoko seizmično refleksijsko profiliranje, ki pod različno patro-
nažo poteka na različnih kontinentalnih robovih.
Druga skupina (Rift and passive margin basins - the sedimentary record) se je
ukvarjala predvsem s sedimentacijskimi modeli na pasivnih kontinentalnih robovih.
Kot osnovni problem so formulirali razumevanje povezave med dejansko stratigra-
fijo, procesi, ki pogojujejo stratifikacijo in geološkimi razmerami, ki so spremljale
sedimentacijo. Med najperspektivnejšimi metodami so omenili seizmično stratigra-
fijo.
Tretja skupina v sekciji za pasivne kontinentalne robove (Divergent continental
margins - post-rifting internal processes) se je ukvarjala z razumevanjem pretoka
fluidov na pasivnih robovih in s tem povezano diagenezo sedimentov.
V	sekciji za problematiko aktivnih kontinentalnih robov se je prva skupina
(Dynamics of short-term deformation at active margins) ukvarjala predvsem s seiz-
mičnimi deformacijami na aktivnih robovih. S tem v zvezi je kot eden izmed
pionirskih tekstov s tega področja omenjen tekst McKenzija iz leta 1972, ki se
nanaša tudi na naš prostor. Druga skupina (Geologic evolution of active continental
margins) je poskušala čimbolj koncizno formulirati nastanek, premikanje in priraš-
čanje kontinentalne skorje. Zadnja skupina (Mass and chemical transfer) pa je največ
časa posvetila pretoku mase znotraj sistema litosfera-astenosfera, kot vprašanju,
v katerem leži odgovor oziroma velik del razumevanja življenja konvergentnih
kontinentalnih robov.
V	tretjem delu publikacije so predstavljeni pogledi posameznih udeležencev na
obravnavano problematiko. Če za tekste v drugem delu publikacije velja konsenz
vseh sodelujočih v posamezni skupini, pa je ta del izrazito individualen. Tu prihaja
do soočenja različnih načinov obravnavanja problemov in različnih metod pri reševa-
nju le-teh. Razumljivo je, da obstajajo med raziskovalci razlike v interpretaciji
nakazane problematike, posebno če gre za strokovnjake in strokovne ekipe, ki so na
svojem področju v samem svetovnem znanstvenem vrhu, in to sodelujoči na tej
delavnici nedvomno so. B. H. Hager (Driving forces: slab subduction and mantle
convection) raziskuje razmerje med geoidom kot geometrijskim telesom in konvek-
cijo v plašču. D. Kar ig (Initiation of Subduction) išče vzroke za različne modele
podrivanja. Zanimajo ga predvsem vzroki za različne vpade Benioffove cone. B.
Taylor (Intraoceanic convergent margins) se ukvarja z do sedaj vse preveč zapo-
stavljeno temo intraoceanskih konvergentnih robov. R. von Huene (Collision of
seamounts, ridges and continental fragments: their effects on convergent margins) se
ukvarja z razmišljanjem o vlogi oceanskih platojev pri konvergentnih stikih. Dva
izmed pionirjev sodobnega raziskovanja divergentnih robov litosferskih plošč, J. C.
Mutter inB. Wernicke, v tej publikaciji predstavljata pregled razvoja razumeva-
nja geoloških procesov na divergentnih robovih. Opozarjata, da bi bilo razumevanje
evolucije divergentnih robov brez podatkov iz globokega seizmičnega profiliranja na
bistveno nižjem nivoju. J. S. Wat kin s (Sequence stratigraphy: the record of tecto-
342	Nove knjige
nism and the global ocean environment) poudarja nujnost razumevanja globalnih
evstatičnih nihanj pri razlaganju sedimentacije na kontinentalnih robovih. Poudarja
nujnost stalnega dopolnjevanja danes že klasične evstatične krivulje, ki jo je leta
1987 predstavil Haq s sodelavci.
Čeprav se knjiga neposredno ne nanaša na naš prostor, se iz nje lahko naučimo
marsikaj uporabnega tudi mi pri svojem konkretnem delu. Predvsem lahko iz takih
publikacij dobimo osnovno predstavo o evoluciji in transformaciji našega prostora
- od divergentnega in pasivnega roba v mlajšem paleozoiku in mezozoiku do (neko-
liko distalnega dela) aktivnega kontinentalnega roba v terciarju. Knjiga je napisana
razumljivo in, kar je najvažnejše, problematika robov litosferskih plošč je obravna-
vana interdisciplinarno. Zato je publikacija zanimiva za učitelje nekaterih geoloških
predmetov, dobrodošlo berivo pa je za vsakogar, ki se bolj zanima za tekoče novosti
pri raziskavah recentnih litosferskih robov.
Tomaž Verbič
B. D. W. Yardley, W. S. MacKenzie &G. Guilford: Atlas metamorpher
Gesteine und ihrer Gefüge in Dünnschliffen, 1992, prevod v nemščino po prvi izdaji
angleškega izvirnika, 120 strani, 240 barvnih fotografij, trdo vezano, Ferdinand Enke
Verlag Stuttgart, ISBN 3-432-25011-8.
Raziskava kamenin na podlagi njihovih zbruskov s petrografskim mikroskopom
je osnovna raziskava za vse vrste kamenin. V seriji atlasov raznih vrst kamenin
s slikami njihovih zbruskov je ta knjiga namenjena spoznavanju metamorfnih kame-
nin in njihovih mineralov s petrografskim mikroskopom. Iz izbranih posnetkov
zbruskov lahko razberemo, kaj se je z najbolj značilnimi in razširjenimi kameninami
dogajalo med metamorfozo. Iz razmer, ki jo kažejo v različnih metamorfnih stopnjah
rekristalizirane kamenine, pa lahko sklepamo tudi na metamorfno zgodovino širšega
območja.
Različne stopnje metamorfoze se značilno odražajo s spremembo mineralne
združbe in strukture kamenine. Mineralne združbe kažejo fizikalno-kemične raz-
mere med rekristalizacijo. Pri tem sta s fizikalnimi razmerami mišljena predvsem
temperatura in tlak. V strukturah pa se odraža rekristalizacija in deformacija,
vezana na proces metamorfoze. S tega stališča obsega knjiga dva dela:
-	V prvem delu so v posameznih poglavjih prikazane značilne mineralne združbe
številnih kamenin glede na njihov različni izhodni kemizem in glede na različno
doseženo stopnjo metamorfoze.
-	V drugem, krajšem delu knjige so prikazane značilne strukture metamorfnih
kamenin, zlasti kinematika in razvoj metamorfnega dogodka. Metamorfne mineralne
reakcije sicer lahko potekajo statično, večinoma pa so vezane na deformacije. Razen
tega metamorfne mineralne reakcije ne potekajo samo med deformacijo, temveč
lahko tudi pred njo ali po njej. Potrebno je torej poznati časovno zaporedje rasti
kristalov in deformacije. Pojasnila k slikam prvega in drugega dela knjige se dopol-
njujejo, kar je v tekstu označeno z referenčnimi številkami.
Kratek, a izčrpen uvod in uvodna pojasnila k posameznim obravnavanim skupi-
nam kamenin (npr. k pelitom) in k posameznim slikam so podana opisno, torej
petrografsko. Vendar temelji atlas na teoretičnem učbeniku prvega citiranega avtorja
(Yardley: An introduction to metamorphic petrology, 1989, Longman). Po njem so
razčlenjene glavne vrste metamorfoz glede na geološko okolje nastajanja. Tudi
Book reviews	343
poimenovanje kamenin je povzeto po tem učbeniku. Le-to zavisi od narave izhodne
kamenine, od prisotnih značilnih metamorfnih mineralov in od strukture kamenine.
Posebna imena, ki so tudi opisna, so v metamorfni petrologiji redka, npr. zeleni
skrilavci, amfiboliti idr. Zato je poimenovanje metamorfnih kamenin glede na mag-
matske kamenine relativno preprosto, zelo zapletena pa je mineralogija kamenin.
Glede na stopnjo metamorfoze so kamenine razčlenjene po načelu Eskolovega meta-
morfnega faciesa, ki kaže na fizikalne razmere metamorfne rekristalizacije. Peliti, ki
so najbolj razširjeni sedimenti, dajejo z rastočo stopnjo metamorfoze zelo značilne
mineralne združbe in strukture (velikost zrn); v atlasu so združeni v facialne skupine
oz. serije.
Med opisanimi in prikazanimi strukturami naj omenim velikost zrn in njihovo
obliko (npr. porfiroblasti), foliacijo, drobne gube, razmerje med metamorfno kristali-
zacijo in deformacijo, plastično deformacijo in milonitizacijo, obe izraženi v različnih
kameninah, reakcijske robove, relikte, psevdomorfoze in polimorfne spremembe,
tako progresivne kot retrogradne.
Knjiga je namenjena študentom in učiteljem geologije-mineralogije, predvsem
onim, ki se bavijo s petrologijo metamorfnih kamenin. Knjiga ne more nadomestiti
praktičnega dela, vendar je izvrstna pomoč, ker omogoča primerjavo lastnega mate-
riala z onim, ki je prikazan v atlasu. Vsekakor je za mikroskopiranje kakor tudi za
razumevanje slik v atlasu potrebno znanje optičnega določanja kameninotvornih
mineralov.
Ana Hinterlechner-Ravnik
Hubert Miller: Abriß der Plattentektonik. 1992, 149 str., 97 slik med tekstom,
15,5 X 23 cm, broširano. Ferdinand Enke Verlag Stuttgart, ISBN 3-432-99731-0
Koncept premikajočih se togih litosferskih plošč (drift) z izrazito tektonsko
aktivnostjo na njihovih robovih je postal eden osnovnih parametrov našega planeta.
Isto temo podaja v izčrpni in pregledni obliki tudi ta knjiga. Preden bi preleteli njeno
vsebino, je treba omeniti nekaj pomembnih dosežkov in spoznanj, ki so dovedli do
nastanka teorije o tektoniki plošč, kakršno poznamo danes.
Da Zemljina površina ne more biti nespremenljiva, je spoznal že Bacon (1620), ko
je ugotavljal nenavadno podobnost atlantskih obal Afrike in zahodne Evrope z oba-
lami obeh Amerik. Vendar je prve utemeljene dokaze o stalnem preoblikovanju
Zemljine površine predložil znanstvenemu svetu šele Wegener (1924). Predvidel je
teorijo gibanja kontinentov, ki plavajo na sicer pasivnem, toda težkem oceanskem
materialu. V podporo svoji teoriji je Wegener navajal že omenjeno podobnost obal
kontinentov, ki obkrožajo Atlantski ocean, istočasni pojav sedimentov ledenih in
medledenih dob v permokarbonu na kontinentih južne poloble ter floristične in
favnistične podobnosti na raznih kontinentih med karbonom in juro. Za najboljši
dokaz svoje teorije pa je predvideval geodetske meritve položaja dveh kontinentov.
Te so uresničljive šele danes s pomočjo satelitske geodezije (SLR = Satellite Laser
Ranging) in interferometri]e z zelo dolgo bazo (VLBI = Very Long Baseline Interfero-
metry). Še za danes sporen mehanizem gibanja litosferskih plošč pa je Wegener
predvideval silo, ki potiska plavajoče Zemljine mase proti obema poloma (Polflucht-
kraft).
Wegenerjev sodobnik Barrell je vpeljal pojma litosfere in astenosfere. S tem je že
tudi nakazal bistveno razliko med Wegenerjevimi kontinentalnimi »splavi« in neod-
344	Nove knjige
visno od kontinentov in oceanov definiranimi trdimi litosferskimi ploščami. Večji del
elementov teorije tektonike plošč je v letih 1960-70 objavila vrsta znanstvenikov.
Omenjam le nekatere: Hess in Dietz (razpiranje oceanskega dna = sea-floor-spre-
ading), Vine in Matthews (hipoteza magnetnih anomalij na oceanih), McKenzie in
Parker (vpeljala sta pojem plošč). Le Pichón in Morgan (ugotovila sta te plošče) ter
Wilson (vrste robov litosferskih plošč).
Vsebina knjige je razdeljena na 11 poglavij. Najbolj izčrpno so obdelane litosfer-
ske plošče, strukture na njihovih robovih ter nanje vezan magmatizem. Krajša
poglavja so posvečena mikroploščam in nastanku magme skupaj s pojavi »hot spot«-
ov in »mantle plume«-ov. Zadnja dva sta bolj znak dinamičnih procesov v notranjosti
Zemlje kot pa tektonike plošč. Avtor razloži tudi povezavo procesov orogeneze in
geosinklinal s konceptom teorije tektonike plošč. Pregled končuje s pomenom tekto-
nike plošč pri nastajanju rudišč in rudnin ter s kinematiko plošč.
Dokaz relativnega gibanja kontinentov in njihovega gibanja nasproti vrtilni osi
Zemlje omogočajo paleomagnetne meritve. Te dopuščajo tudi določitve starosti
oceanskega dna. Paleomagnetna časovna skala je znana od kvartarja do srednje jure.
Časovno korelacijo so izvedli s paleontološko in izotopsko datacijo.
Začetke lomljenja litosfere predstavljajo razpoke, ki jih označujemo kot jarke ali
rifte. Vendar pa ni vedno nujno, da se bodo tam kasneje razvili oceani. Taki zakrneli
sistemi so npr. renski jarek ali naftonosne grabenske strukture v Severnem morju.
Malo dlje sta v svojem razvoju prišla rdečemorski in vzhodnoafriški sistem. Avtor
obdela posebnosti destruktivnih robov plošč, konča pa ta del s transformnimi
prelomi in trojnimi stiki plošč. Opisal je tudi vse velike in nekaj manjših litosferskih
plošč, pa tudi konfiguracije plošč v paleozoiku in konec predkambrija.
Kakor je razporeditev kontinentov in oceanov sprožila veliko zanimanje razisko-
valcev, tako je v nič manjši meri koncept gorotvornosti (orogeneza) poglobil razume-
vanje oblikovanja Zemljine površine. S stališča tektonike plošč so orogenski dogodki
posledica različnih vrst trkov (kolizije) dveh ali več litosferskih plošč. Visoka gorovja
med zahodnim Sredozemljem in vzhodno Azijo so posledica trka kontinent-ocean-
kontinent, ki je posebno kompliciran na območju Alp, torej tudi na našem ozemlju.
Avtor opozarja na pogosto zmotno mnenje, da so gorovja nastala z gubanjem.
Dejansko so se procesi gubanja, narivanja ali nastanek pokrovov dogajali še globoko
pod morsko gladino, torej mnogo prej, preden je orogensko območje postalo gorovje
zaradi izostatičnega dviganja ob istočasnem delovanju erozije. Izjema so Visoki Andi
in Himalaja, kjer velika odebelitev skorje in še vedno trajajoča subdukcija povzro-
čata hitro dviganje.
Robovi kontinentov so često zgrajeni iz večjih ali manjših delov, ki so strukturno,
paleomagnetsko, paleobiogeografsko in večkrat tudi paleoklimatsko razlikujejo od
preostalega kontinenta, od vseh strani pa so obdani s prelomi. Označujemo jih kot
terane (terranes), eksotična ali alohtona območja. Pacifične obale Severne Amerike
sestavlja preko 200 teranov, Aljaska je celo 95% zgrajena iz takih alohtonih kosov
ozemlja. Znani primeri alohtonih blokov so tudi Iran, Indija in Tibet.
Posebni primeri, kjer pride do dviganja magme iz Zemljine notranjosti, so znani
kot hot spot in mantle plume. V oceanih so klasični primeri za hot spot Hawaii, v naši
bližini tudi Kapverdski, Azorski in Kanarski otoki, na kontinentih pa sta taki
območji Hoggarja v Sahari in Yellowstone v severni Ameriki. Skupaj je znanih na
Zemlji okoli 40 takih struktur. Povezavo med tektoniko plošč in raznimi vrstami
geosinklinal podaja avtor v naslednjem poglavju, kjer omenja še obe vrsti sedimentov
končne faze orogeneze, fliš in molaso.
Book reviews	345
Avtor knjige je sam raziskovalec in se ne boji opozoriti bralca tudi na nekatere
probleme in šibke točke v teoriji tektonike plošč. To so hot spoti, mantle plumi,
eksotični terani in predvsem poreklo pogonskega mehanizma za gibanje litosferskih
plošč. Še danes je slišati odpor proti teoriji tektonike plošč, saj so nekdanje »glo-
balne« teorije pojasnile marsikatere probleme. Razna horizontalna gibanja (narivi,
krovna zgradba) se dajo s tektoniko plošč razložiti brez težav. Nekdanje teorije (npr.
kontrakcija, ekspanzija, oscilacije, undulacije) so te procese minimizirale ali so jih
preprosto štele za odvečne. Danes je uveljavljeno mnenje, da so pogonski mehanizem
gibanja plošč konvekcijske celice. Vprašanje je, kako globoko segajo te celice, kajti
obstajajo neke omejitve. Nerešena je tudi uganka o položaju oceanskega grebena
okoli Afrike ob istočasnem obstoju vzhodnoafriškega jarka. Še izrazitejša je ista
situacija na Antarktiki. Za take primere ponujajo rešitve zopet stare »doslužene«
teorije (ekspanzija, dvigajoče se strujanje magme pod kontinenti po Ampfererju
= Unterströmungstheorie). Treba je poudariti, da je stik litosfere z astenosfero zaradi
zmanjšanega trenja med njima nekoliko oslabljen. Zato so razpoke, cone jarkov in
subdukcijskih con na površini litosfere odvisne od trenjskega sklopa litosfera-
astenosfera.
Vsekakor je še vrsta nerešenih vprašanj in hipotez, toda doslej nobena druga
»globalna« teorija ni tako oplemenitila geoloških znanosti kot prav teorija tektonike
plošč. Kljub raznovrstnim temam tektonike plošč je avtor na malo straneh zbral zelo
veliko informacij in jih na razumljiv način tudi razložil. Vendar bi le omenil dvoje
spodrsljajev, ki sem jih opazil pri branju knjige.
Na 12. in 13. strani piše, da Zemljina magnetna os ne sovpada točno z njeno
vrtilno osjo, ampak leži njej paralelno v razdalji 15 stopinj od osi vrtenja. Splošno pa
je znano, da na Zemljini površini izmerjeno magnetno polje ustreza nekemu fiktiv-
nemu magnetnemu dipolu, ki je premaknjen za okoli 300 km od središča Zemlje,
nasproti vrtilni osi je nagnjen za približno 11,5° in prebode površino Zemlje v razdalji
povprečno 18 širinskih stopinj od geografskih polov.
Druga netočnost je uporaba pojma metamorfoze tonjenja (Versenkungsmeta-
morphose = burial metamorphism) na 37. strani, ki je dejansko metamorfoza šibko
metamorfnih bazenov. Avtor pa je ta pojem vezal z globoko pogreznjenimi conami
subdukcije, kjer coesit res lahko kristalizira.
Knjiga je zelo dober uvod v kinematiko litosferskih plošč in tektonskih procesov,
ki se dogajajo na njihovih stikih. Millerjevo delo je priporočljivo za strokovnjake,
študente vseh znanosti o Zemlji, pa tudi za laike, ki se zanimajo za geologijo.
Danilo Ravnik
John A. Catt: Angewandte Quartärgeologie. Izdaja v nemškem jeziku 1992
(prevod angleškega izvirnika iz 1988, prevajalec Jürgen Ehlers), 358 strani, 129 slik,
14 barvnih fotografij, 31 tabel, broširana, Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart, ISBN-
432-99791-4, 72 DEM.
Originalni naslov knjige: Quarternary Geology for Scientists and Engineers kaže,
da knjiga ni namenjena le znanstvenim raziskovalcem kvartarja, ampak tudi inženir-
skim geologom in hidrologom, ki pri svojem delu pogosto naletijo na kvartarne
sedimente in pojave, povezane s poledenitvami v preteklosti. Tem sta namenjeni
zadnji dve poglavji (šesto in sedmo), v katerih avtor obravnava metode in načine
346	Nove knjige
izdelave različnih kart kvartarja (litološke, geomorfološke, paleogeografske, paleo-
ekološke in razne namenske karte). Podrobno obravnava metode terenskih in labora-
torijskih raziskav, pri čemer posebno nadrobno našteva razne geofizikalne metode in
prikazuje način izdelave geomorfološke karte kvartarja z obširno legendo.
V	zadnjem poglavju obravnava gospodarski pomen raziskav kvartarnih sedimen-
tov in drugih pojavov, povezanih z nihanji klime v kvartarju. Omenja mineralne
surovine, prod, pesek in kovinske minerale v naplavinah. Poleg tega podaja splošen
pregled geotehničnih in hidrogeoloških lastnosti kvartarnih sedimentov ter njihovo
vlogo pri izvajanju različnih večjih gradbenih posegov.
Na koncu se dotakne še klimatskih sprememb v prihodnosti in njih vpliva na
svetovno gospodarstvo. Zaradi povečane vsebnosti CO2 v ozračju in s tem povezanega
učinka tople grede je do leta 2100 pričakovati zvišanje povprečne letne temperature
za okrog 4°C. Vsebnost CO2 v ozračju se je namreč od 260 ppm v začetku holocena
povečala na današnjih 340-350 ppm.
V	prvih petih poglavjih obravnava avtor klimatska nihanja v kvartarju, s tem
povezane procese, ki so se dogajali, in njihov vpliv na nastanek različnih sedimentov,
povezanih s poledenitvami in vmesnimi toplimi obdobji. Podrobno opisuje tudi
načela in metode stratigrafske razčlenitve kvartarja, posebej geokronološko metodo
(določanje absolutne starosti sedimentov).
Zanesljive dokaze za številna velika klimatska nihanja v kvartarju so našli
v novejšem času s podrobnimi analizami vsebnosti izotopa i®0 v lupinah foraminifer
iz izvlečenih jeder globokomorskega mulja v oceanih, nadalje s pelodnimi analizami
v debelih jezerskih sedimentih v Grčiji in s podrobnim razčlenjevanjem plasti fosilne
prsti v debelih publičnih sedimentih severne Azije. Na osnovi podatkov paleomag-
netnih raziskav postavlja avtor začetek pleistocena na 1,61 milijona let, pri čemer pa
poudarja, da so se ohladitve in prvi ledeniki pojavili že znatno prej.
Pri presoji vzrokov za poledenitev v pleistocenu se avtor nagiba k astronomski
teoriji, ki jo je prvi uporabil Milankovič. Pri tem poudarja, da ohladitve niso
povzročile samo spremembe v zemeljski orbiti, ampak tudi prehod osončja v predele
naše galaksije, ki so zapolnjeni z vesoljskim prahom. To se ponavlja vsakih 250
milijonov let (poledenitve v permokarbonu in prekambriju).
V	2. in 3. poglavju avtor obširno opisuje glacialne, fluvioglacialne in lakustrinske
sedimente ter pojave ledeniške, fluviatilne in kraške erozije. Poleg tega podrobno
prikazuje procese, ki so vplivali na preperevanje kamenin in na nastanek različnih
vrst prsti.
V	4. in 5. poglavju so prikazane metode za natančnejšo stratigrafsko razčlenitev
kvartarja. Avtor omenja geokronološko, litostratigrafsko, biostratigrafsko, pale-
omagnetno in morfostratigrafsko metodo. Posebno podrobno opisuje geokronološko
metodo, ki se naslanja na analize različnih izotopov (i^C, U izotopi. K/Ar), nadalje
termoluminiscenco, varve in paleomagnetizem.
Knjigi je dodan obširen seznam literature, ki bo uporaben za vse raziskovalce
kvartarja.
Ljubo Žlebnik